URBAN KUBOTA NO.26｜10

〈扉写真〉
硫酸還元菌の電子顕微鏡像●
小林邦彦〈表紙カラー写真〉
チトクロムｃ3の分子構造●
樋口芳樹・安岡則武
大阪大学蛋白質研究所附属結晶解析研究センター
チトクロムｃ3生物の体内では,何千何万ものたんぱく質がその生命を維持するために働いているが,チトクロムと呼ばれるたんぱく質は,細胞内の酸化還元反応にかかわるきわめて重要な酵素である.

《構造解析》
こうして得られた單結晶にⅩ線をあてると,その結晶性のためにⅩ線の方向が曲げられて,いわゆる回折現象がおこる.これを写真フイルムで記録すると,強弱のある数多くの斑点が写る.いろいろ

名古屋大学医学部解剖学第二講座
写真ａは,硫酸還元菌の国際的な標準として使われているDesulfovibrio vulgarisヒルデンボロー
株.日本では.宮崎県都城付近の水田から分離された硫酸還元菌（宮崎株）が師究者によりくわしく調べられてきた.宮崎Ｋ株(写真ｂ・ｉ)は典チトクロムは,<ヘム>という鉄を含む原子団をもつたんぱく質の仲間であるが，ヘムには，a,b,
c,d……など多くのタイプがあり,そのヘムのタイプに応じてチトクロムa,チトクロムb,チト
クロムc……とよばれる．チトクロムｃ3は，ｃのタイプのヘム(図１)を１分子中に４コもったたな方向からⅩ線をあてて何枚もの写真を撮り(回折データは写真によらず直接シンチレーションカ
ウンターで測定することもある),回折データを収集するが,たんぱく質のように大きな分子では,
何万.何十万もの回折データを集めなくてはならない．回折データは,電子計算機によって,フー型的なビブリオ型だが，宮崎Ｆ株，Ｙ株(写真ｃ〜ｈおよびｊ)はそれより細長く，まがりくねっていて，時にはらせん状となったり,枝わかれをするなど,硫酸還元菌としては珍らしい形をしている.どちらも長いべん毛をもっていて，泳ぎまわることができる.表紙写真のチトクロムｃ3は,んぱく質で,硫酸還元菌だけに見つかっているもので,人間を含めて酸素呼吸をする生物のほとん
どがもつチトクロムｃとは,その間与する生体反応系の違いから区別される．しかし,共に電子を運ぶという役割をもつことに変りはなく，硫酸還元菌においては,硫酸塩を硫化水素に還元するたリエ変換などの計算を経て,電子密度分布という形に表現される.この電子密度分布をもとに,手づくりで針金模型を作製する.本誌21pのカラー
写真は,こうして作製されたチトクロムｃ3の分子模型である.この模型では，針金の先端,あるいは曲がった所に原子の中心が存在すると考える.

宮崎Ｆ株から精製きれたものである.
注１：陰染色像＝細菌の培養液をコロジオン膜の上に一滴のせ,液を吸いとったあとにリンモリブ
デン酸などの重金属塩溶液を一滴のせ,また吸いとる.菌体やべん毛のまわりに重金属溶液が残っているので，電子顕微鏡（透過型）の写真では，めの中枢の酵素である．(本文20p〜22p参照)
チトクロムｃ3のＸ線結晶解析
たんぱく質のもつ固有の機能は.そのたんぱく質を構成する分子の立体構造と深く結びついているので,そのたんぱく質の働きを理解するためにほその立体構造を知ることが基礎となる.

さて,上述の模型から各原子の座標を読みとるが,その場合にも,原始的におもりをぶら下げて測定する方法や,模型の写真を異なる２方向から写しその２枚の２次元座標から３次元座標を再構成する方法などがある.そして最後は,この原子座標
を電子計算機に入力し,観測した回折データに最これが電子線を吸収して黒く写り,物のある場所
るが白くぬき出て見える.
注２：走査型電子顕微鏡像＝試料（細菌）の形がくずれないように化学処理したあと,水分を除いて，表面に金属の細かい粒子をふきつける．これに電子線をあて,反射してきた電子線をブラウン

分子の立体構造を知る方法としては, Ⅹ線解析法
をはじめ,光の吸収や核の磁場の相互作用を利用する方法などがあるが,なかでも單結晶のⅩ線解
析法からは,分子の構造の細部にわたり最も正確な情報が得られる.
《結晶化》もよく合うように精密化して解析は終了する.このような過程を経てはじめて,精密化されたたんぱく質の分子構造を知ることができる.チトクロ
ムｃ3の場合は,1.8Å分解能という高精度での精密化に成功した.実際の分子は,生物の体の中では溶けた溶液状態で存在しているが,たんぱく質の管にとらえたもの．緒菌の表面の粒子が立体的に見られるが，途中の操作でべん毛が切れたリ伸びたリしている.

たんぱく質は,分子量が１万以上と非常に大きい
ので,その單結晶をつくる場合には,金属や低分子量化合物の結晶化とは違った方法が必要になる.
たんぱく質の結晶化法としては,その性質に応じて多くの方法が案出されているが,チトクロムｃ3の結晶化ではエタノールを沈殿剤とした〈蒸気拡散法〉を用いた(図２).まず密閉した容器内にたんぱく質溶液と,その溶解度を下げる働きをもつ
エタノール(沈殿剤)とを別々の試験管に入れて共存させる.この状態で温度を10℃に保ち,１〜２
週間静置すると,容器内に蒸気平衡がおこり,気相をヘてエタノールが徐々にたんぱく質溶液中に溶けてゆき,その溶解度を下げて美しい單結晶を成長させる.本誌21pのカラー写真がそれである.
結晶中では,たんぱく質分子は,低分子量物質などの場合と同様に,ある一定の法則で規則正しく並んでいるが,分子自体が大きいので分子間のすき間には溶媒の水分子などがはいりこみ,うまく
形を整えている.一般にたんぱく質の結晶では,その体積の50〜70%を水などの溶媒が占めており,ように大きな分子は，溶液状態と結晶状態では,その立体構造に重要な遠いはないと考えられている.
チトクロムｃ3の分子構造
表紙の図は,構造解析を終了したチトクロムｃ3の分子構造を,大型電子計算機につないだカラーグ

ようかん羊羹のようにブヨブヨした状態になる.

図１ ヘムｃの化学講座

ラフィックス・ディスプレイという装置を用いて描いたものである.チトクロムｃ 3 は,分子量13995で,107コのアミノ酸残基と４コのヘムをもつが,この図では，アミノ酸の各原子を球で示し,分子の主鎖は白色，側鎖はその性質(酸性であるとか親水性であるとかの意)によって色分けしてある.チトクロムｃ3に特徴的な４コのヘムは赤色で示してある.
こうした構造解析によって,チトクロムｃ3の固体
膜の電導性や電気化学的反応における挙動などの解明が大きく進展しており,さらにはたんぱく質の進化についても重要な知見が得られている.なお,このチトクロムｃ3は,宮崎県の土壌中よりとられた硫酸還元菌(扉写真)から單離された菌のものである.

図２ 蒸気平衡法によるチトクロムｃ3 の結晶化

URBAN KUBOTA NO.26｜10

裏表紙カラー写真

表１−宮崎層群および第四紀層の腐食性調査<久保田鉄工パイプエンジニアリング部>

表２−多摩丘陵柿生層の腐食性調査<久保田鉄工パイプエンジニアリング部>

表３−能登の珪藻泥岩などの腐食性調査<久保田鉄工パイプエンジニアリング部>①宮崎層群高鍋部層を不整合におおう第四紀の段丘層，通山浜層．試料Ｎo.7〜Ｎo.10の採取地点．
②宮崎層群佐土原部層の露頭．試料Ｎo.1およびＮo.2の採取地．
③宮崎層群倉岡部層の風化した露頭．試料Ｎo.
3およびＮo.4の採取地．
④宮崎層群倉岡部層の新鮮な露頭．試料Ｎo.5
およびＮo.6の採取地．
⑤上総層群柿生層の露頭．試料Ｎo.11〜Ｎo.13の採取地．
⑥上総層群柿生層の新鮮な露頭．試料Ｎo.14〜
Ｎo.16の採取地．Ｎo.14およびＮo.15は，地下水により茶褐色に酸化した部分から採取．Ｎo.16
は青灰色の未風化部分から採取．

●測定方法《抽出水》 採取した土を110℃で15時間乾燥し，乾燥試料に対し重量で2.5倍の純水を加え24時間放置した後，その上澄液を試験水とした．
《比抵抗》 ANSI A21.5のsoil box法による《pＨ》 抽出水についてガラス電極法で測定《pＨ(Ｈ2Ｏ2)》 30％過酸化水素水中に試料を入れ，強制酸化させた後，pＨ万能試験紙で測定《Ｒedox電位》 採取した土に純水を加え泥状にしたものを試料として白金・飽和塩化銀複合電極で測定．測定値は標準水素電極電位に換算《水分》 JIS A1203 土の含水量試験方法による《硫化物》 ANSI A21.5 による．
《硫黄含有物》 JIS Z2616 金属材料の硫黄定量方法通則の導電率法による．
《 ＳＯ24- 》 JIS K0101 工業用水試験方法の重量法による．
《Ｃℓ -》 厚生省監修上水試験方法の硝酸銀法による．
《蒸留残留物》 厚生省監修上水試験方法による．

アーバンクボタ NO.23 OCTOBER

1984

株式会社クボタ●目次
特集＝海成粘土と硫化物

１海成粘土と硫化物をめぐって<座談会>①内湾成の地層−大阪層群を中心に②海成粘土の風化と粘土鉱物

市原実 ̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲ 2

市原優子 ̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲ 9③堆積物の微生物学的還元過程と硫化物の挙動④硫酸還元菌小山忠四郎 ̲̲̲̲̲̲̲ 12

石本真 ̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲ 20⑤地中の還元状態の物質と地下掘削工事

林久人 ̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲ 26

２丘陵の地層①相双丘陵と常磐丘陵 鈴木敬治 ̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲ 32②能登の丘陵と珪藻泥岩

絈野義夫 ̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲ 36③多摩丘陵−上総層群とその堆積環境−

菊地隆男 ̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲ 40④近畿の丘陵−大阪層群と古琵琶湖層群−市原実 ̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲ 44⑤宮崎の丘陵と平野−宮崎層群−

３埋設管の腐食と防食

首藤次男 ̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲ 48

片野幸雄・西崎耕造・岩松潤吉 ̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲ 52

発行所＝株式会社クボタ
大阪市浪速区敷津東一丁目2番47号
発行日＝1984年10月
第５刷＝2001年9月

編集製作＝(有)アーバンクボタ編集部
図版作成＝スタジオ・ツノ
印刷＝大日本印刷株式会社大阪工場

URBAN KUBOTA NO.23｜1

海成粘土と硫化物をめぐって①内湾成の地層−大阪層群を中心に−①内湾成の地層一大阪層群を中心に一

市原実＝大阪市立大学理学部教授②海成粘土の風化と粘土鉱物

ブロック状で，大きく割れます．そして淡水成
粘土には，硫黄や石膏はなく，しばしばきれい

千里丘陵の地質を調べるな藍色をした斑点状や塊状のビビアナイト―

編集

本日は，海成粘土と硫化物というテーマ

藍鉄鉱（燐酸第一鉄）が含まれています．粘土③堆積物の微生物学的還元過程と硫化物で，各先生方にお話しをお伺いいたしたいと思の色も，淡水成の粘土は明るい青緑〜緑灰色で小山忠四郎＝名古屋大学名誉教授

います．最初に，市原突先生からお願いいたしすが，海成粘土は暗い青色をしております．でます．

すから，少し慣れてきますと露頭を観察してそ市原優子＝大阪市立大学理学部助教授④硫酸還元菌石本

真＝北海道大学薬学部教授⑤地中の還元状物質と地下掘削工事
林

久人＝秋田大学鉱山学部教授

市原(実)私は， ｢内湾成の地層−大阪層群をの場で，それぞれの粘土を見分けることができ中心に−｣というテーマを与えられております

るようになりました．

が，本日の座談会のイントロダクションとして

また硫黄や石膏をふいている海成粘土層からは，お話しさせていただきます．いまから30数年前

現在の大阪湾の水深10〜20mほどのところに棲のことですが，当時の日本は燃料不足になやま

むチヨノハナガイ（ Raeta pulchella ）やシズ

されておりましたので，大阪の地下に天然ガス

クガイ（ Theora lubrica ） などの貝の化石ががあるかどうかを調べるために，地質調査をすでてくるので，この粘土層が内湾につもったもることになりました．そのときに私が担当したのであること，一方，淡水成粘土層からは，現のが千里丘陵東北部なんです．ここは，そのご在の琵琶湖に棲むイケチヨウガイ（ Hyriopsis

万博会場となり，現在は公園などいろいろな施

schlegeli）などの貝の化石がでてくるので，設ができておりますが，当時は，雑木林や竹やこの粘土層は潮につもったものであることもわ

ぶにおおわれ，谷ぞいには田畑が広がっていまかってきたわけです．

した．地質を調べるといっても，データが全くそうなりますと今度は，火山灰層とあわせてこありませんでしたから，ともかく丘陵ヘ入ってれらの粘土層も鍵層にすることができるので調いって，ところどころに露出している地層を調査もはかどり，さらには，植物化石も採集され，べ始めたわけです．

これらの地層の大体の様子がわかってきたのでそうしますと，同じような砂礫層や粘土層が何す.こうして千里丘陵を構成している砂礫や粘層も重なってでてくるのです．粘土層の厚さは，土の地層群は，一括して大阪層群と名づけられ，厚いものでせいぜい10ｍ，薄いものですと３ｍ

第三紀末の鮮新世から第四紀の更新世中期にかないし４ｍぐらいで，粘土層と粘土層の間には，けて堆積したもので，それは，大阪平野の地下

礫まじりの砂の層がある．これらの砂礫層や粘や周辺の丘陵地帯に広く厚く分布していること

土層を一つづつ識別し，調査地域全域にわたっがわかってきたのです(注１)．

て追跡しなければならないのですから，大変む

千里丘陵は，いまでも大阪層群の模式地の一つ

ずかしいのですが，そのうちに，いくつかの粘になっているのですが,そのご私は，千里丘陵の土層の中に火山灰の薄層が入っていることがわ

８層の海成粘土層を基準にして，大阪層群の海かりました．昔の大山系火山，あるいは昔の琉成粘土層に番号をつけました．一番下の海成粘球系の火山から飛んできた火山灰が，粘土層の土層が第1海粘土成層，これをＭa1層(Marine

中に薄層として挟まっていて，しかもこれらのClay No.1層 の 略 )と し ， 下 位 か ら 上 位 ヘ 順

火山灰層は，それぞれの特徴をもっている．そに ，Ｍ a1，Ｍ a2，Ｍ a3，… … Ｍ a8層 と い う

れで，こうした火山灰層を鍵層にして一つ一つように呼びました．山田火山灰層は，Ｍa2層中の粘土層を分けていったのですが，それと同時に，アズキ火山灰層は，Ｍa3層中に，八町池火に，粘土層にも性質のちがう２つの粘土のある

山灰層は，Ｍa5層中にありますから，これらのことがわかってきました．今でいえば，海成の火山灰層は，海成粘土層の番号をきめるのに非粘土と淡水成の粘土です．

常に役にたちます．

海成粘土と淡水成粘土

こういう研究をしておりましたから，海成粘土

海成の粘土は，表面に硫黄の黄色い粉をふいてと淡水成粘土とでは，どうして割れ方がちがう

いたり，透明のジプサム＝石膏(硫酸カルシウのだろうかなど，これら２つの粘土のちがいにム)の針状結晶を析出したりし，その割れ方は，興味をもちました．海成粘土の方は，硫黄がふ貝殻状で，細かく割れます．これと対照的に淡いていますし，ジプサム(石膏)もありますか

水成の粘土は，その露頭が壁状で，割れ方は，ら，おそらくこれは，海水に多量に含まれてい

URBAN KUBOTA NO.23｜2

注 1＝大阪層群については，本誌 No.11 号:市原実，
大阪層群と大阪平野. 26p〜31p も参照して下さい（編）る硫酸イオンと関係があるんだろうという見当化石が入っております．いずれも現生の貝殻はさらに播磨灘の南の出口には有名な鳴門ノ瀬戸

はつきます．この当時すでに，還元的な環境下半透明で，前が透けて見えるような薄い殻の小(鳴門海峡)があります．

にある内湾や潟の底泥中には，硫化鉄（FeS）やさな貝です．とくにシズクガイは，水滴をポロ海峡は潮流によって激しい侵食をうけて深くな

パイライト＝黄鉄鉱(FeS2)が含まれ，一方，同

ッと落としたような，非常にきれいな，涙粒のっていますが，海峡やその周辺のすり鉢状の深様に還元的な環境下にあっても湖沼の底泥には，ような薄い貝であります．京都大学の動物教室

いくぼみが，いわゆる≪かま≫ (海釜)です．

はべ

しばしば藍鉄鉱＝燐酸第一鉄〔 Fe 3 (PO 4 ) 2 〕 がにおられた宮地先生や波部 先生の研究によりま

紀淡海峡の由良ノ瀬戸には細長い海釜，友ヶ島

含まれていて，これらは，海成層と淡水成層をすと，これらの貝は，ただ内湾というだけでなの北側には小さな海釜が，明石海峡と鳴門海峡見分けるための有効な指標とされておりました．

く内湾奥部を特徴づける貝であるということがには最狭部の両側に海釜があります．海釜の底

経験的には，こういうことはすでにわかってい

わかっておりました．

の深度は，紀淡海峡の由良ノ瀬戸で196ｍ深，たのです．

それを大阪湾で実際に見てみようと思いまして，

友 ヶ 島 の 北 側 で 118ｍ 深 ， 明 石 海 峡 の 西 側 で露頭で海成粘土と淡水成粘土を区別する方法と神戸の海洋気象台にお願いして，｢春風丸｣とい148ｍ深，同海峡の東側で約80ｍ深です．鳴門

いうのも，歩いて調べているうちに自然に覚えう観測船―現在は｢春風丸Ⅲ｣になっている

海峡では，最狭部に露出している岩盤がリッジてしまうものです．たとえば明石海岸の屏風ヶはずですが，まだⅠ世の当時の｢ 春 風 丸 ｣ に乗をつくっているために，潮流がとくに激しくて，

浦粘土層という大阪層群下部の淡水成（湖成）

せてもらいました．大阪湾の定期観測が１ヶ月

南側の海釜の底の深度は153ｍですが，北側の粘土層は，切りたった崖になっていて，風化をに１回行われる．観測日に，朝早く神戸の突堤

それは217ｍと非常に深くなっています．

うけても殆んど崩れていない．一方，大阪層群

ヘ行きまして，春風丸に乗せてもらい大阪湾の国鉄が明石海峡架橋調査のために小型の潜水艇の海成粘土層はもちろん，明石海岸の屏風ヶ浦

泥を何回も採取しました．

を下ろしたとき，私，乗せてもらって，明石海

粘土層を不整合におおっている西八木層（中位

大阪湾は，図１･１のようなかっこうをしてお峡の100ｍ深ぐらいの海底を見物したことがあ段丘層）の海成粘土層も，風化をうけると崩れります．水深も図に示すとおりで，湾の奥部はります．暗やみの海底に，物すごく大きなカキやすいためにそんなに切りたった露頭はみられほとんど平らで傾斜が緩い．そして，中央部でガイ( Ostrea sp.)や巨大な礫が電光に照らしません．ですから，調査しているうちに，海成

20ｍ，30ｍと少しづつ深くなり，中央部より西出されて，あまり気持の良いところではありま

粘土と淡水成粘土の区別がつくようになるのででやや深くなり，その水深は40ｍ〜60ｍぐらいせんでした．大阪湾とその周辺の海底地形を大すが，では一体どういうわけでこうした違いがです．また湾の出口には，いわゆる瀬戸がありざっぱにいうと以上のようになります．

でてくるのか―となるとさっぱりわからんわ

まして，北は明石ノ瀬戸(明石海峡)，南は由良

さて，実際に湾内の堆積物をとってきて調べてけです．

ノ瀬戸（紀淡海峡＝友ヶ島水道）と加太ノ瀬戸，

みますと，チヨノハナガイとかシズクガイの生

そうこうしているうちに，小山先生と亡くなられた菅原先生とが，名古屋大学の理学部地球科
学教室の紀要に，1950年代の初めから半ばごろにかけて３つばかり論文を発表されました．これは大変すごい論文でして，還元状態の内湾･潟･湖沼の堆積物中の燐酸塩と硫化物の関係をはじめて明らかにした研究なんです．その論文を読みまして，これやと思ったわけです．そのときから，海成粘土と淡水成粘土の違いは，こういう見方で調べていかねはならないと思った
わけです．この点については，あとで小山先生のお話しや，さらに硫酸還元菌についての石本先生のお話しがありますから，私もこの機会にもう一度拝聴させていただこうと思っております(笑)．
内湾の泥と貝−大阪湾を中心に−こういった問題が頭にあったものですから，私は，それでは問題の海成粘土は，現在の海ではどんなところにつもっているだろうかと，現在の海底堆積物に興味をもちました．大阪層群の海成粘土層の中には，さきほどもふれましたよ
うに，チヨノハナガイやシズクガイという貝のURBAN KUBOTA NO.23｜3

注 2＝ 粒 径 2mm以 上 は 礫 ，2〜 1 / 16 mmは 砂 ， 1 / 16 〜 1 / 256
mmはシルト，1/256mm以下は粘土と大別される．

棲域は，内湾の奥の図のＢの部分で，そこは細子であることを示しています（注2）．

れているところは，同じような状況だと思いま

かい泥の堆積域です．海岸ぞいの図のＡの部分

これに対し，紀伊水道の堆積物は案外粗いんです．特に瀬戸内海には，こういうタイプの灘やでは、水深1 0 〜 5 ｍ の砂質泥域にヒメカノコア

す．私はもっと細かいと思っていたのですが，湾がつらなっているわけです．

( Veremolpa micra )， 水 深 ５ ｍ 以 浅 の

紀伊水道の大部分をしめる図のＨの部分の堆積大阪平野地下の海成粘土

砂質域にアサリ（ Tapes japonica ）やハマグ

物の粒度は，ちょうど図のＣ・Ｄの部分と同じ

海成粘土は，大阪の地盤沈下対策と関連して非サリリ（ Meretrix lusoria ）など潮干狩でおなじ程度です．粒径の中央値が1 / 1 6 〜 1 / 6 4 m m で常に問題になりました． 1962年（昭和37年）のみの貝がすんでいます．播磨灘でも，図のＢとすから，砂まじりのシルト（砂まじりの泥）と地下水規制にともなって，大阪ではボーリング

記した付近に細かい泥が分布していて，ここにいうことです．ここにすんでいる貝は，ヒメカが行われました．そのボーリング（ＯＤ-1）のはシズクガイやチヨノハナガイがすんでいます．

ノコアサリやハナムシロ（ Zeuxis caelatus ）データが図１・２です．これは西大阪の港区の図のＥで示したところには瀬があります．沖ノなどです．ヒメカノコアサリは，内湾奥の海岸

田中元町で行われたもので，大阪市が5,000万瀬・鹿ノ瀬・室津ノ瀬と呼ばれていますが，こ沿いにもすんでいます．紀伊水道の南部から水円の費用をかけて9 0 7 m までボーリングしたもういうところは，潮流によって海峡部で削られ

深2 0 0 m の大陸棚のはしにかけての図のⅠの部のです．その深さでもまだ基盤岩に達していなた岩屑が 篩 分 をうけながら運ばれ， 砂がおち分の堆積物は砂質で，ここには細かい泥はありいのですが，このデータが大阪の地盤対策の決つく場所です．だから，瀬よりも海峡部よりにません．

め手となりました．

砂礫が，瀬よりも海峡部から遠ざかると砂まじでは，外洋側ではどこに泥がでてくるかといい

図には，珪藻化石によって判定した各粘土層のりの泥が，みられるわけです．また潮の流れは，ますと，大陸斜面（図のＪ・Ｋ）なんです．私

海成・淡水成の区別と，それぞれの粘土に含ま図のように往復するので，湾の奥部はその影響が，水産講習所の蒼鷹丸が昭和のはじめに採っれている硫黄の含有量を示してあります．海成をほとんどうけません．

たこの付近のサンプルを分析した結果や，また粘土層には例外なしに硫黄が含まれ，一方，淡海峡付近の砂質･砂礫質の図のＥ･Ｆの部分は，最近の地質調査所の研究結果によっても，大阪

水成粘土からは，ごく微量含有の１例をのぞい

ふるいわけ

リグダミス（ Lygdami giardi ）という環形動湾奥部と同じ程度の泥がでてくるのは，水深800て硫黄は検出されません．この状況は，千里丘

物で特徴づけられますが，鹿ノ瀬のような浅い

ｍ 〜 l , 0 0 0 ｍ より深いところ(図のＫ)で，そ陵でも大阪平野の地下でも全く同じです．

砂地の瀬では，砂の中にイカナゴがいっぱいもこには， 中央粒径がl / 2 5 6 m m 内外からより細このボーリングでは，海成粘土層が全部で14層ぐりこんでおります．砂をドレッジしていたら，粒，つまり粘土質の泥がつもっています．

みつかりました．Ｍa１層の下位の海成粘土層，

魚と砂が一緒にとれるんです．そして砂質泥がそれから私は，浜名湖でも採泥を行ないました．

これをつもっている図のＣの付近には，べケリア(B-

浜名湖は，ちょうど手のひらを開いたようなか

Ｍa８層の上にＭa９層とＭa１０層，ここまで

Ｍa０層と名づけました．そ れ か ら ，echelia dubia )といいまして，ちょうどナメ

たちをしています．浜名湖へは京都大学におらは大阪層群です．そして段丘堆積層に相当する

クジウオとそっくりのかっこうをした小さなナ

れた波部先生と一緒に行き，ウナギの養殖試験のがＭ a 1 1 層とＭ a 1 2 層，さらに沖積層中の海マコがいます．泥がつもっている湾奥部，図の所から船を出してもらって採泥しました．浜名成粘土層がＭa13層ということになります．

Ｂには，シズクガイ，チヨノハナガイのほかに，湖の入口は砂地で水深は数m ． そして貝をはじ

それから，これは今年（1983年）になってわか

テレプサーブス（ Telepsavus costarum ）とめいろいろな生物がすんでいます．ところがこったことですが， Ｍaマイナス１層という海成

かんざん

いう海の泥の中にすんでいる多毛類の巣穴―の奥へ入り館山 寺の西方まできますと，水深は粘土層が，Ｍa０層の約1 0 ｍ 下位に見つかりま

ストローの曲がったようなキチン質のパイプで1 0 ｍ をちょっとこす程度ですが，物すごい泥でした．番号をつけ直すと混乱しますので，いたすが，これがたくさんでてきます．

す．しかもこの泥は真っ黒けで，泥というよりしかたなくまた，泥を 篩 にかけ水洗すると，貝やテレプサ

もほこりという感じです．パァーッと水中に小い名前をつけたわけですが，現実にものがある

ーブスの，パイプと共に，２〜３mm長の楕円形片になって散っていく真黒なものです．そして，んだから仕方がありません．私たちは，岸和田をした貝の糞（ペレット）がたくさん篩に残りそこには生物は何もすんでいません．もちろん，

市の津田川流域でＭa-１層を見つけましたが，ます．丘陵の大阪層群の海成粘土でも，このペ目にみえるような生物ということで，恐らくこＭa-１層はどこでも見つかる海成粘土層ではな

レットは白い斑点としてよくみかけます．このういうところでは硫酸還元菌が大活躍しているいのです．しかしいまでは，大阪盆地には海成

ように，現在の湾の状態を調べていきますと，のだろう（笑）とは思いますが，ともかくそう

粘土層が全部で15層あるということになりまし大阪層群でみられた海成粘土は，その典型的ないう状態です．この泥を研究室に持って帰ってた．そして大阪港の付近では，一番下位の海成場所としては湾奥部にたまったものだろうとい空気にさらしますと，だんだん色が青ずんで，粘土層，ここでは Ｍa０

うことが，推定できるわけです．

青暗色に変わってきます．

１・２にみられるように地下約550ｍ深にありま

ついでに，紀伊水道はどうかといいますと，こそれから東京湾でも採泥しました．ここでも，す．

こには大阪湾奥部のような細かい泥はないので

水深2 0 〜 3 0 ｍ から奥のところは，大阪湾と同じ

地盤沈下対策の一環としてす．湾奥部の泥は，粒度分析して粒径の中央値

ような青暗色の細かい泥がつもっていて，チヨ

図１・２からわかるように，大阪の地下では500を求めると，その値はl / 2 5 6 m m 内外です．こノハナガイやシズクガイがすんでいます．浜名〜 6 0 0 ｍ 深までの粘土層は，そのほとんどが海

れは，湾奥部の泥が粘土からシルトにわたる粒湖は別格としても，だいたい日本で内湾といわ成粘土層です．これらの海成粘土層と海成粘土

ふるい

Ｍa-１層（笑）という好ましくな層ですが，それは図URBAN KUBOTA NO.23｜4

図1･1−大阪湾周辺の海底地形

URBAN KUBOTA NO.23｜5

層の間には，一般に滞水層である砂礫層があっ

編集て，当時は，これらの砂礫層から地下水をくみや礫の層は，どういう環境でたまったものなの

気候変動の指標

あげていたのです．砂礫層から地下水をくみあでしょうか．

ついでに，大阪層群が堆積した時代以降の気候

げると，海成粘土層は圧密をうけ収縮します．

市原(実)この問題は大変に難しく，じつはいのことについてつけ加えさせていただきます．

つまり，海成粘土層に含まれている水が砂礫層ままで私は，海成粘土層あるいは海成粘土層と過去の気候変動を調べる方法として，太洋底かへしぼり出されてしまうのです．勿論，淡水成

それにひきつづく淡水成粘土層があって，これらピストン・コアで1 0 m とか2 0 m ぐらいのサン

粘土層も同様に圧密をうけるのですが，海成粘らの粘土層の上に砂や磯の層が重なるとだけいプルをとってきてその中から浮遊棲有孔虫を洗土層はその発達が著しいので，全体として地盤って，砂や磯の層の堆積環境についてはあまりい出して，その有孔虫のからを使ってＯ 18/Ｏ 16

沈下におよぼす影響が大きいわけです．

詳しく説明したことがありません．

の比を測定する方法があります．詳しいことはですから，大阪で地盤沈下対策がたてられたと

この砂礫層は，丘陵地では海成粘土層の上面を省略いたしますが，この比の値が大きければ，き，西大阪では6 0 0 ｍ ,東大阪では5 0 0 ｍよりも削りこんで堆積している場合が多いんです．た

当時の海水温は寒冷で，この値が小さければ暖浅いところの地下水をくむことまかりならぬと．

だ普通は，その削り込みはきわめて部分的で，かいということになるのです．最初にこの方法

具体的にはまかりならぬではないのですが，く多少でこぼこしているという感じでしか観察でを発想したのは，シカゴ大学にいた有名なユーむならば，西大阪では600ｍ，東大阪では500ｍ

きないのですが，まれに大きな崖で，こうしたリーですが，そのご，アメリカの他の大学や英よりも深いところからくみなさい，その場合の削り込みが谷のかたちをしていることがありま

国の大学など，最近は日本の大学でも研究が行

パイプの最大径は２インチでありますよと，地す．場合によると，粘土層が削られ粘土の大きわれています．

下水規制をしたわけです．まことに細いパイプ

な礫が砂礫層の中に入っていることもある．

図１・３はケンブリッジ大学のシャックルトン

です．これでは採算が合わないんですね．結局

また，こうした海成粘土の上面を削りこんでいほかの研究結果です．この図には，気候の温暖

くむなということなんです．このように，地下る砂礫層の中には，泥炭層が入っていることがな時期と寒い時期，いわゆる間氷期と氷期の何水を規制するための基準に，海成粘土層の地下あります．しかもその泥炭層の中には，寒冷気回もの繰り返しが，みごとなカーブで描かれてでの伏在深度が使われたわけです．大阪市大の候を示すミツガシワ（ Menyanthes trifalia-

います．一方，大阪層群・段丘堆積層・沖積層

地学教室は，そのためにサク泉業者から大変恨ta ） やチ ョ ウ セン マツ （ Pinus koraiensis ）は，第三紀末の鮮新世から第四紀にかけての地

まれました(笑)．しかし，結果的には，大阪のなどが入っている．泥炭というのは，もちろん層ですから，大阪の海成粘土層を，Ｏ 18/Ｏ 16法

地盤沈下はそれでピタリととまったわけです．

低湿地(沼地や河川の蛇行した跡にできる河跡によるカーブとくらべることができます．海が西大阪の港区田中元町の深層ボーリング(ＯＤ-湖など)に堆積するものです．

進入してきたというのは，海水面が高く暖かい

1)でも，実際どこまで掘ったら基盤岩に当たる

こうしてみますと，この砂礫層というのは，寒時期ですし，そのほか植物化石のデータなどものかわからなかったのですが，物理探査の結果

冷気候下の河成（一部は沼成）の堆積物と考え参考にしてこの大阪の海成粘土層を図１・３のから恐らく1,500ｍ深くらいで基盤岩にあたる

ざるを得ないわけです．ところがこの砂礫層か

シャックルトンほかのカーブに合せますと，完だろうと考えられております．それにしても，ら上方へ地層をたどりますと，堆積物の粒径は全とはいえませんが，大変よく合うのです．でまだ西大阪で基盤岩にまで達するボーリング調

だんだん細かくなり，やがて砂質シルト層やシすから大阪の海成粘土層は，過去の気候変動の査が行われていないのは大変残念なことです．

ルト層に移り変っていくのですが，その砂質シ指標であるばかりでなく，世界各地の第四紀層

大阪層群の年代と・陸の変遷

ルト層やシルト層の中に淡水貝の化石が入ってと日本の第四紀層の対比にも役立つわけです．

石本

いるのをみかけます．

内陸深くに侵入した海とその地層ですから，海成粘土層を削りこんでいる砂礫層

編集

火山灰層の年代決定もできているのですか．

丘陵地で，海成粘土層の上・下にある砂のです．

海成粘土層のうちで，分布の最も広域的は河成の堆積物で，その上の砂質シルト層やシなものについていうと，海はどのあたりまで入ＭalO

ルト層はおそらく湖沼成の堆積物，さらにそのり込んでいたんですか．

層間の和田火山灰層が約34万年前， Ｍa 3 層と上はまた海成の堆積物に変っていく．つまり一市原(実)Ｍa4層間の狭山火山灰層が約70万年前です．

つの堆積サイクルを示しているわけです．大阪で入りこんでいますが，なかでもＭa 1層のちょっと上のピンク火山灰層が約90

層群の，少くとも

Ｍa−1層をともなうサイクの海は広いんです．この海は，明石地域から大万年前， Ｍa０層中の下位イエロー火山灰層がルより上位の地層群は，こういうサイクルの繰

阪盆地・奈良盆地・京阪奈丘陵地域，さらには

約 105万 年 前 で す ． Ｏ Ｄ -1ボ ー リ ン グ で は ，り返しによって形成されているのです．

猪名川ぞいの多田周辺，六甲山の南側の山腹に

Ｍa０層より下位には顕著な火山灰層は見つか

中国の河北省には，哺乳動物化石の産出で有名まで広がっていました．また Ｍa５層時代の海っていないのですが，泉南丘陵では， Ｍa-１層

な泥河湾層という大阪層群に相当する地層があも広く，それは，大阪盆地・京都盆地に広がっの約1 0 m 下位の千石橋Ⅲ火山灰層(千里山Ⅱ火ります．中国の研究者は，この地層は，河湖成ていました．しかし， Ｍa１層時代の海は京都

山灰層に相当)が約125万年前，福田火山灰層層であるといっているのですが，大阪層群のす盆地には侵入せず，また Ｍa５層時代の海は奈が約160万年前，大阪層群の基底より約90m上位

べての淡水成の砂礫・シルト・粘土層に対して良盆地には侵入しなかったようです．

も，この河湖成層という表現がぴったりとくる

編集

市原(実)

できております．フィッション･ト

ラック法による年代値です． Ｍa9層と

は

ぶ たき

の土 生 滝 Ⅰ火山灰層が約270万年前です．

どの海成粘土層も内陸の相当深くまＭa１層時代

その場合，現在の内陸の奥深いところに，

URBAN KUBOTA NO.23｜6

水の動きの少ない，たとえていえばさきほどのお話しの浜名湖のような，より還元的な潟があったということになりませんか．
市原(実)図1･2−大阪市田中元町のボーリング柱状図(ＯＤ−1)と各層準の粘土に含まれている硫黄含有量

図 1･3− 西 部 赤 道 太 平 洋 深 海 底 コ ア Ｖ 28-239(3°15ʼN，159°11ʼE，水深3,940ｍ)から得られた第四紀全期間にわたるδ18０変化<シャックルトンほか,1976>

当然そういうことが考えられます．

ですから，かつて内陸の奥深くまで進入した海と，そこでの海成粘土層の堆積を考えないとい
けないのです．私，前に，ガス会社の人でした
か詳しいことは忘れましたが，鉄管の腐食は大阪よりも京都の方がひどい場所があるという話を聞いたことがあるのですが，それは昔の海のことを考えれば当り前のことなんです．恐らく
古大阪湾よりも古京都湾（潟）の方が，より還元的で，硫酸還元菌がすみやすいような条件にあったのだろうと思います．
琵琶湖ヘの海の侵入はなかった
編集

京都盆地へ入った海が，昔の琵琶湖−古琵琶湖にまで侵入したということはないんです
か．
市原(実)

その問題は，実は以前から私どもの研究課題の一つだったのです．というのは，琵琶湖は海に関連のある種を伴っているのです．
琵琶湖特産のセタシジミは汽水棲のヤマトシジ
ミ系統で，淡水棲のマシジミ系統ではないんです．大阪湾でもヤマトシジミがすんでいるのは半鹹半淡のところで，淀川の河口とか新大和川の河口なんですが，セタシジミは，このヤマト
シジミに形も味も似ていて海に起源をもっているわけです。そのほかにも，琵琶湖には海と関連のある生物がいるのです．
私たちは，琵琶湖周辺の地層を約20年前から調べているのですが，堅田丘陵で海成粘土層を見つけたと言って飛んで帰ってきた学生がいたんです．それは大変やと，数日後みんなで見にいったんです．そうしますと，本当に海成粘土とそっくりな粘土があるんです．これはえらいものが見つかったというので，どっさりサンプル
をとって帰ってきて，珪藻の化石を調べました．
珪藻はシリカでできておりますので，粘土が風化を受けてもわりによく残っている．それでチつらェックできるのですが，海成粘土の面つきをしていますから，海のタイプのものが出てくることを期待して検鏡したんです．
ところが，ステファノディスカス( Stephano-

discus)など淡水棲の珪藻の化石しか出てこな
いのです．ですから珪藻化石では淡水成の粘土
つらなんです．だのに，面 つきは海成です．それで，露頭の写真を見なおしたりいろいろしたんです

URBAN KUBOTA NO.23｜7

が，結局，結論はどういうことになったかとい

群最下部の時代）の古地理図，図１・4Ｂは，更岩の礫がたくさんでてくる．なかには人間の頭いますと，かつてそこに野つぼあり(笑) ．硫安

新世前期（大阪層群下部・上部の時代）の古地ぐらいの大きな礫もあります．五色ヶ浜では紅の余ったものなどがほうりこまれたにちがいな理図です．有明海から瀬戸内海をへて，播磨，

簾 石 片岩というきれいなピンク色の結晶片岩のい．その後宅地造成され，野つぼのまわりの淡大阪，京都，奈良，近江〜伊賀の各盆地を連ね，ほか，色とりどりの結晶片岩の礫がでてきます．

水成粘土層が，海成粘土層と同様の風化をうけ伊勢湾にいたる東西に細長くのびる地域は，瀬紅簾石片岩の磯は，大阪の泉南地域にもありまたのであろう．だから，よく露頭を見て判断せ

戸内沈降帯とよばれています．鮮新世後期には，す．また高松付近の三豊 層という大阪層群相当

んといかんということになった(笑)，後でもうこの地域に大阪層群最下部やその相当層が堆積層からも結晶片岩の礫がでます．

一度確かめに行って，大体野つぼの跡を確認ししました．しかし，大阪層群最下部の堆積域はこれらの事実は，中央構造線よりずっと南側にた次第ですが，いろいろ注意をする必要がある

湖や河であったわけですし，その相当層の堆積分水嶺があって，そこに源を発した当時の河川(笑)．ただそのときは，これはすぐ学会に発表

域も同様の環境にありました．ですから，図のが北流し，結晶片岩の岩盤を削って，現在の大せんといかんと，みな張り切っていたのが全部ように湖が延々とつながって大きく広がってい阪湾地域や播磨灘地域に，その礫を運んできたパアになってがっくりしたのを覚えております

たのではないのです．この図は，その点を描きと考えないと説明がつかんのです．つまり，こ(笑) ．

直す必要があり，ほんとうは改訂版をださないの時代は，大阪湾地域から紀伊水道を南流する

そういうこともありまして，琵琶湖は，クローといけないんです．

河川は考えられず，図１・４Aのように紀伊水道ズされた湖であった．海の侵入をうけていない

ただ，こうした東西に配列する湖をつなぐ水系

は閉ぢていたと考えられるのです．

というのがいまの結論です．恐らく昔は，宇治が，南の方でなく,西ヘ向かって有明海の方ヘ

では，これらの北流して大阪湾地域に流入したのあたりからかなり広い水路があって，この水流れていただろうという，この古地理図を描い

河川は，そこから東と西のどちらに向かったの路をとおして古琵琶湖は，古京都湾・古奈良湾，たときの基本の考え方はいまでも変っておりまか．この点になると若干の議論はありますが，さらには古大阪湾とつながっていたと判断されせん．というのは，そう考えないと説明できな

私は，西の有明海の方ヘ流れていたのだろうとます．また，この水路を通ってセタシジミのごい事情があるんです．ご存知のように，和歌山考えております．琵琶湖固有の淡水魚・貝類と先祖が琵琶湖に進入したのであろう，そういうの紀ノ川沿いから淡路島の南端をかすめ四国の大陸系の淡水魚・貝類との関連からそのようにぐあいに考えているわけです．

吉野川沿いには，中央構造線が東西に走ってい考えているのです．またマチカネワニの祖先も，

大阪層群堆積時の古地理

ますが，これに並行してその南側には，結晶片水系が西ヘ流れていたと考えなければ，移動し

編集

こう

れんせき

み とよ

当時の海は，紀伊水道から入ってくるの岩が帯状に分布しています．いわゆる三波川変てくることは不可能だと思うのです．

でしょうか，そこはまだ閉ぢていて，瀬戸内沈成帯です．ところが，この中央構造線の南側に

更新世に入ると，瀬戸内沈降帯に海が侵入して降帯から別府−熊本陥没地帯をヘて有明海へ続しかないはずの結晶片岩，その礫が中央構造線

きます．大阪層群のＭａ−１層をはじめとし，く，ものすごく細長い海は考えられないのですよりずっと北側の大阪層群の最下部にでてくる多くの海成層が堆積する時代です．この時期の

か．

のです．

海は，単純に有明海の方から入りこんできたとその問題は，ずい分と以前に考えた

大阪では泉南地域，淡路島では西岸の五色ヶ浜，

考えられないこともないのです．しかし，これことがあるんです．図１・4は，私が1966年に描それから北端の松帆岬です．松帆岬には灯台のらの海成粘土層に含まれる貝化石は，現在の大いたもので，図１・4Ａは，鮮新世後期(大阪層

そばに砂利取り場がありますが，そこに結晶片

阪湾の貝類の生態と殆んど同じものです．もし市原(実)図1･4Ａ−鮮新世後期の古地理図<市原，1966>

図1･4Ｂ−更新世前期の古地理図<市原，1966>

URBAN KUBOTA NO.23｜8

有明海を出口とするフィヨルドのような奥深い②海成粘土層の風化と粘土鉱物

海であれば，全体が大変な還元泥になってしま

トメーターにかけますと，粘土鉱物の構造によって回折線の現われる角度にそれぞれの特徴がって，いまの生物相とは異なったものになった

海成粘土層では粘土鉱物がコロイド化している

でます．それを読んで判定いたします．調べまであろう．それに，流入河川の水量を考えても，市原(優)した結果は，図２・１に示してあります．

こうした海を考えるのはちょっとむづかしいよ

室に席をおくことになりました頃，大阪市大を

この図の中で，一番下のものは，千里山火山灰

うに思うのです．

中心にしまして，大阪層群の地質調査が非常に層直上にある淡水成粘土の回折線です．この粘それで，図１・４Bのように，このときにはじめ活発におこなわれておりました．私自身は，そ土は大阪層群の典型的淡水成粘土です．その上て紀伊水道や豊後水道から海が侵入してきたにの調査には加わっていなかったのですが，まわのものは，Ｍａ３層直上の淡水成粘土，つまり違いない，と考えているのです．これは，西日りで活発に話し合っているものですから，自然水域が海水から淡水にかわったところに沈積し本の大地形−紀伊水道・土佐湾・豊後水道や，にいろいろのことを耳にいたしました．その中た粘土の回折線です．さらにその上の２つは，

潮ノ岬（紀伊半島）・室戸岬（四国東部）・足摺

で私がとくに興味を感じましたのは，大阪層群

Ｍａ4層とＭａ5層の海成粘土のものです．これ岬（四国西部）などがほぼ等間隔で東西に並んには海につもった海成粘土層と，湖につもったら４つの大阪層群の粘土は，どれも地表に露出でいるという西日本の大構造地形からみても十淡水成粘土層があって，地質調査をしていると，している崖からとったものですから，地表での分考えられることです．紀伊水道は大きな沈降

肉眼でも両者を見分けることができるというこ

風化作用をうけて多少とも酸化された状態にあ帯ですから，鮮新世末に河川の争奪がおこり，とでした．

ります．最上部の２つは，大阪湾底泥の回折線

紀伊水道にあった分水嶺をこえて，北流していここでもう一度，露頭で観察できる両粘土の特と大阪沖積層の粘土の回折線です．沖積層粘土た河川が南流するようになり，そういう時期を徴をまとめてみますと，表２・1のようになりま

はボーリングのコアからとった粘土で，大阪駅へて，紀伊水道から大阪湾地域へ海が侵入してす．私は，このようにはっきりとした違いがあ付近の地下15m位のところにある梅田粘土層のくるようになった．こうして大阪層群のＭａ−1

るのなら，それらの粘土に含まれている粘土鉱

ものです．ですから，この最上部の２つは地表層にはじまる何層もの海成層が堆積することに物にも何らかの違いが見つけられるのではないでの風化を経験しておりません．

なった．私は，そういう具合に考えているわけ

かと考え，しらべてみる気になったのです．

同定できました粘土鉱物は，その鉱物に特徴的です．

30年ほど前，私が大阪市大の地学教

粘土鉱物というのは，粘土や泥に含まれているなピークの上に記号で示してあります．Ｍはモ

ワニは，いつ頃からいるんですか．

微細な鉱物で，粒径２ミクロン以下の部分の主

ンモリロナイト，Ｈはハロイサイト，Ｉはイラ

市原（実） 大阪では，ワニ化石はＭａ1層から要な鉱物です．結晶構造にもとずいていくつか

イトです．そのごの調査で，一部の試料には緑見つかっています．この時期以前に，すでにイの種類に分類されますが，いずれも粒径が小さ泥石のあることがわかりましたが，本日の話にンドネシアとかボルネオにいる系統のワニが大いので表面積が大きく，化学的に不安定です．

は，それは大きな意味をもたないので，３つの阪まできていて，そこに棲みついていたわけで大部分の粘土鉱物は，板状で層構造をなしてお粘土鉱物を中心に話をすすめます．(緑泥石の14

す．おそらく，西へ流れた水系が黄河と揚子江

り，そのうちのある種のものは層間に陽イオン

オングストロームと7オングストロームの回折をあわせた水系と合流して，さらに南流していやそのイオンと水和した水が入っております．

線は，それぞれモンモリロナイト，ハロイサイ

たのでしょう．ですから，そのご大阪に海が侵

そして，その層間陽イオンは，溶液中のイオン

トの回折線と重なるので，当時は気がつかなか入したときには，中国の華北平原にも同じようと置換反応をおこなうことができるのです．同ったのです)．これらの粘土鉱物は，いずれも堆に海が入っています．天津や上海のボーリング

じ粘土鉱物でも層間イオンの種類が変ると，そ積岩にごく普通にみられるものばかりです．

の調査・研究をみますと，大阪層群と同じなのれだけで物性が大きく変ることがわかっており

まず，図の下に示しました２つの淡水成粘土のですね．海成粘土層が何層もあって，その間にます．例えば，層間にナトリウムが入ったモン

回折線をみますと，３つのピーク，反射面の間

砂利層が入っている．ただ中国では，まだ大阪

モリロナイトは粘性が非常に高いのですが，カ隔が14オングストローム・10オングストローム層群ほどたくさんの海成粘土層を見つけていな

ルシウムやマグネシウムが入った時にはそれ程いのです．ですから，これから東アジアの大阪ではなく，カリウムが入ると粘性は大へん低く層群相当層の化石をはじめ，いろいろの調査・なります．陽イオンを置換する能力は，粘土鉱研究がすすんでくれば，この時代の古地理図も，物の種類によって異っておりまして，バーミキ

よりはっきりしたかたちで広域にわたって描け

ュライトとモンモリロナイトは，とくに高い置るようになると思います．

換容量をもつ鉱物です．

編集

表 2･1− 露 頭 で 観 察 さ れ る 海 成 粘 土 と 淡 水 成
粘土の特徴

それで私は，粘土鉱物のちがい，あるいは層間
イオンのちがいが，淡水成粘土と海成粘土の割れ方のちがいを引きおこしているのではないかと考えてみたわけです．粘土鉱物の種類を同定する方法にはいろいろありますが，一般的な方法としては，粉末にした粘土をⅩ線ディフラク

URBAN KUBOTA NO.23｜9

・７オングストロームに相当するピークですが，ころが表に見られますように，燐はどちらの粘表に出ていなかった沖積層粘土や大阪湾底泥の３つともはっきりと現われております．ところ

土にもほぼ同じ程度含まれていることがわかり

ｐＨは，8.1あるいは8.0で，これは海水のｐＨがその上の大阪層群の２つの海成粘土のところました．ビビアナイトが淡水成粘土にだけしかに近い値です．酸性を示す海成粘土を試験管にを見ますと，10および７オングストロームのピみられないのは，海底では還元的な状態でも燐

とり，水と塩酸２〜３滴を加えてよく振ってかークはあるのですが，14オングストロームを示酸第一鉄が存在しえないからです．この点はのら，液を濾過し塩化バリウム溶液を加えますと，すピークがはっきりしないのです．全くみられ

ちほど，小山先生からくわしいお話しがあると白色の硫酸バリウムがたくさん沈澱します．でないというのではないのですが，つぶれていて，思いますので割愛いたします．ただ，燐は燐酸すからこの酸性は，硫酸による酸性であることあるような，ないような形になっております．

第一鉄として含まれていなくとも，他の状態，がわかります．

これはモンモリロナイトの結晶度がひどく落ち

例えば有機態燐として存在しておれば分析にか

硫酸による粘土鉱物の破壊ている，つまりコロイド化していることを示し

かってまいります．ですから海成粘土の燐は，こうして，露頭で採取した海成粘土には硫酸がております．

ビビアナイト以外のいろいろの形，とくに有機できているということがわかったのですが，硫それで，この理由を考えるためにおこなった実燐として存在しているのだと思います．

酸は常温で不揮発性の強酸ですから，一度生成

験の結果が図2・1の最上部の２つなんです．こ次に硫黄ですが，海成粘土には硫黄の粉がふきしますと，鉱物―とくに微細な粘土鉱物に働

れらは，大阪湾の底泥と大阪沖積層の粘土につ出していたり石膏(ＣaＳＯ4・2Ｈ 2Ｏ)が析出してき，そこから塩基を溶脱いたします．その結果，

いてのⅩ線回折図です．これらの粘土を供給しおりますので，硫黄含有量を調べて淡水成粘土

モンモリロナイトが破壊されていると考えられた後背地は，大阪層群のつもった時代も現在も，とくらべてみました．硫黄も燐と同じようにいるのです．風化をうけた海成粘土にハロイサイ

そう大きく変っていないので，異った粘土鉱物

ろいろの化合物をつくりますので，地層中にはトやイライトが残っておりますのは，モンモリが運ばれてくる，或は異った粘土鉱物組合せが種々な硫黄化合物があります．しかし，それらロナイトにくらべて酸に強い鉱物だからです．

できるということは考えられません．ですから，を分離して定量することは不可能なので，憐とそれでも，実験室で稀硫酸を作用させますと，もし，海底に沈積した，あるいは海水に接して同じく総硫黄量としてあらわしてあります．

ハロイサイトのピークもくずれてまいりますのいたことが，モンモリロナイトの非晶質化をま

表２・２をみていただきますとわかりますようで，ハロイサイトの非晶質化も天然でいくらかねいたのであるならば，これら２つの現世の海に，大阪層群の淡水成粘土のうち，明石の屏風は進んでいるのかもしれません．

成粘土でも，モンモリロナイトは壊れているはヶ浦粘土層の粘土と千里丘陵の千里山火山灰層

実験で稀硫酸処理をしました結果は，図2・2にずです．ところが，図にみられますように，現直上の粘土からは，硫黄は全く検出されません．

示してあります．これは淡水成粘土に稀硫酸（水世の海成粘土には，鋭いモンモリロナイトのピ

Ｍａ3層直上の淡水成粘土からは検出されまし５容に対して濃硫酸１容を加えたもの）を加えークがみとめられました．ということは，そこたが，その量は0.09％でごく僅かです．一方，て粘土鉱物の破壊のようすを調べたものです．

には結晶度の高いモンモリロナイトがあるとい大阪層群の海成粘土の方には0.38％から1.72％

図にみるように，14および７オングストローム

うことです．それで，モンモリロナイトは，海の硫黄が含まれています．また，沖積世（現世）のピークはなくなっておりますが，イライトの水と接していることでコロイド化したのではなの海成粘土である梅田粘土層の粘土にも，大阪

10オングストロームのピークが影響をうけずにく，海成粘土が長い年月をヘて隆起し，地表で湾の底泥にも0.3％程度の硫黄が含まれている

残っているのがおわかりいただけると思います．

の風化をうけるようになって，結晶度が落ちてことがわかります．そのご，大阪市田中元町のイライトはこのように酸に強いので，風化が進

コロイド化したらしいということがわかったの

深層ボーリングであがってまいりました粘土にみましても最後まで残っていると思います．さです．

ついても調べたのですが，それはさきほどの図

きに粘土鉱物について説明した際，大阪層群の粘土の硫化物含有量とｐＨのちがい

1・2でみられたように，海成の粘土からは例外

粘土には緑泥石も入っていると申しましたが，−海成粘土は風化して硫酸を生成する−なく硫黄が検出されております．その含有量は

この鉱物は大変酸に弱いので，モンモリロナイ

では，なぜ地表で採取した海成粘土にだけ，モ

平均１％位です．淡水成粘土からは検出されな

トと同様の運命をたどっているはずです．緑泥

ンモリロナイトの非晶質化がみられるのだろう

いか，もし検出されてもごく僅かです．

石の量はモンモリロナイトにくらべて少ないのか．これについては，表2・2に示した実験結果

以上に述べましたことから，海成粘土の風化にで，モンモリロナイトの破壊だけを強調しましが答をあたえてくれます．この表は，大阪層群ともなう，≪硫黄化合物の酸化≫→≪硫酸のたが，緑泥石も，そこにあれば，当然硫酸によの海成粘土と淡水成粘土，大阪沖積層の粘土，

生成≫→≪粘土鉱物の破壊≫という，一連のり簡単に破壊されます．

大阪湾底泥の，それぞれに含まれている憐・硫関係を推定していただけると思うのですが，pH次に，海成粘土の風化に起因する硫酸が，鉱物

黄の含有量とｐＨの値をしらべた結果です．燐

を調べますとこの関係は一層はっきりしてまい

粒子から塩基を溶脱しているようすを，珪酸塩の含有量をしらべましたのは，淡水成粘土の特ります．ｐＨと申しましても，粘土を水に懸濁分析の分析表の上でみてみます．表２・３は，徴となっておりますビビアナイト（藍鉄鉱）は，させたときの懸濁液のｐＨですが，それを調べ

海成粘土と淡水成粘土の化学組成をしらべた結燐酸第一鉄〔 Fe 3 （ PO 4 ）2・8H 2 O）〕 の結晶なの

ますと，淡水成粘土では6.5〜7.2で中性ですが，果を表にしたものです．この表のカルシウムとで，海成粘土と淡水成粘土とでは憐の含有量に大阪層群の海成粘土では 2.4〜4.3という強い

マグネシウムのところをみますと，海成粘土の違いがあるかもしれないと考えたからです．と酸性です．しかし同じ海成粘土であっても，地カルシウム・マグネシウム量は，淡水成粘土にURBAN KUBOTA NO.23｜10

くらべてかなり少いことがわかります．モンモ
リロナイトという鉱物は，カルシウムやマグネ

図 2･1− 大 阪 層 群 ・ 大 阪 沖 積 層 ・ 大 阪
湾底泥の粘土のＸ線回析図

表2･2−大阪層群・大喝沖積層・大阪湾底泥に含まれでいる燐・硫黄の含有量（％）ならびにｐＨ値

シウムを含む含水アルミノ珪酸塩ですから，海成粘土でそれらが少ないということは，モンモ
リロナイトが硫酸で破壊されカルシウム・マグ
ネシウムが溶脱されたからです．一般に粘土というのは，粘土鉱物だけでつくられているのではなく，粒度分析をしますと，４ミクロン以下の粒子は50％位なのですが，その中でも粒度の細かいモンモリロナイトが，まず硫酸のアタッ
クをうけるのでしょう．モンモリロナイトが破壊され，そこから溶けだしたカルシウムは硫酸カルシウム(石膏)となって風化面に沈澱し，露頭で観察される海成粘土の特徴となります．
表2･3−大阪層群粘土の化学組成表

カルシウム以外の硫酸塩は，水に溶け易いので雨に洗われ地層には残りません．ただし，硫酸に溶解した鉄は，硫酸の濃度が低くなってｐＨが中性に近くなると水酸化鉄を形成して沈澱します．よく，粘土のわれ目などに褐色の沈澱となって残っているのがそれで，そのため表2・3の鉄含有量は，試料の採取場所によってさまざ
まな値を示し，海成粘土と淡水成粘土との間に一定の関係を見いだせないのです．
硫酸の生成によって粘土鉱物がこわされれば，コロイド状珪酸や水酸化アルミニウムができ，その粘土の力学的性質は当然かわってまいります．海成粘土が，風化面で貝殻状に割れるのは，粘土鉱物のコロイド化と密接に関係しているものと思います．
粘土層中の硫黄化合物
編集

同じ海成粘土でも，露頭のものと，地下深くにあって風化をうけていないものとでは，
表2･4−硫黄の酸化状態と，酸化数に対応する主要な硫黄化合物

大分違うわけですね．
市原（優） そのとおりなのです．ボーリングから上がってきたばかりのフレッシュな粘土は，化石にたよらずに，海成粘土か淡水成粘土かそ

図2･2−淡水成粘土と硫酸処理した同
粘土のＸ線回折図の場では識別できません．ところがしばらく研究室に放置しておきますと，海成粘土の方は，石膏の針状結晶がでてきますからすぐわかるのです．硫化鉄という形で入っていたものが酸化して硫酸ができ，その硫酸が鉱物のカルシウムと反応して硫酸カルシウム（石膏）になっているのだと思います．
編集

粘土層中の硫黄化合物は，その酸化の状態に応じてどんな物質になっているんですか．
市原（優） 硫黄は，−２から＋６までの酸化数をもっておりますので，酸化の状態に応じてい

URBAN KUBOTA NO.23｜11ろいろのイオンあるいは化合物をつくります．

（FeSO 4 ）に，さらに酸化が進めば硫酸第二鉄③堆積物の微生物学的還元過程と硫化物の挙動

表２・4は，その主要なものをまとめてみたもの〔Fe2(SO4)3〕に酸化されます．そして生じた硫です．この表からわかりますように，還元が最酸イオンはモンモリロナイトから溶出したカル

はじめにも進んだ状態での硫黄は，硫化水素や硫化鉄のシウムと結合して石膏(Ca SO4 ・2H20)となり露小山

ような硫化物をつくります．逆に最も酸化の進

頭に析出いたします．一方，鉄は最終的には水

す．ちょっと説明を加えますと，地球上におけんだ状態では，硫酸や硫酸カルシウムのような

酸化第二鉄〔 Fe(OH) 3 〕 となって海成粘土の表る物質循環というのは，主として生物の旺盛な硫酸塩をつくります．粘土が沈積するような内面を褐色にいたします．風化面では単体の硫黄

活力と水を媒介にして行なわれているわけです

湾の奥の方は，有機物の供給量も多く，酸素は粉もよくみられますが，これは硫黄もまた水にが，私の立場は，これら物質の変化・分布およ

その分解に使われてしまって底泥は非常に還元溶けにくいからです．そのほか， FeS2 であらび移動の機構などを，化学的手法で解明しようの状態にあります．ですから，そこでは海水中わされるパイライト（黄鉄鉱）もよくみられまとするものなんです．

の硫酸イオンは硫黄イオンにまで還元されておすが，これも酸に溶けにくい鉱物だからです．

本日は，座談会のテーマにあわせて，これまでり，いろいろの硫化物ができてよいのですが，堆積した時には非晶質であった硫化鉄（ F e S ）のお話しにありました内湾や湖沼の底につもっアルカリやアルカリ土金属の硫化物は水に溶けから，単体硫黄やパイライトができるメカニズ

た堆積物にあらわれる物質の変化を，主として易く，実際には不溶性の硫化鉄（ F e S ） だけが

ムは複雑で，化学的酸化だけでなく微生物学的硫化物を中心にお話ししてみたいと思います．

堆積物中に蓄積することになります．湖底でも，な酸化も考えられています．また，硫黄から硫ただ最初におことわりしておきますが，常温下もしその湖の水に硫酸イオンがされば同じこと酸が生成する反応や硫酸第一鉄が硫酸第二鉄にでおこるこうした物質の変遷というのは，多種がおこってよいのですが，湖水の硫酸イオン濃なる反応にも，鉄バクテリアや硫黄バクテリア

多様のぼう大な微生物群が，その生を営む結果

度はふつう海水の数10分の1ですので硫化鉄のが関与するといわれています．

としてあらわれてくるものです．生物は，それ沈澱はみられません．この点は，のちほど小山

ついでに，海成粘土中のパイライトについて，が生きている限り，必ず外から各種の物質を自先生からお話しがあることと思います．

以前，私がしらべたことを簡単にお話しいたし分の体の中にとり入れ，それを他のかたちに変

海底につもった泥の層が，そのご長い年月をへます．硫化鉄は，還元的な環境の海底でコロイ

えて必ず外へ放出します．ですから彼等が生きて隆起し，地表に露出して充分に酸素の供給をド状ＦeＳ・nＨ2ＳあるいはＦeＳ・nＨ2Ｏとしてている限り，その環境との間に必ず物質の出入うけるようになりますと，硫化鉄は硫酸第一鉄

沈澱するといわれているのですが，大阪層群のりが生じ，その環境に必ず物質上の変化があら

図2･3−大阪湾底泥・大阪層群の海底粘土を弗酸処理した残査と鉱石パイライトのＸ線回折図

海成粘土にはパイライト（ＦeＳ2）の結晶が観察われます．私どもは，そうした環境における物

されます．

質の変化やそれらが変化する条件を，化学的手

図２・３がそれで，図の一番下にありますのは，法を用いて正しく知ることによって，自然の仕純粋な鉱石パイライトの結晶を粉末にしてⅩ線

組みにせまろうとするわけです．ですから，た装置にかけました時の回折線で，特徴的な５つとえば硫酸が微生物学的な作用によって硫化物のピークがでております．図の中段のものは，に変るという場合に，その働きをする硫酸還元

大阪層群海成粘土を弗酸で処理した残査のⅩ線菌そのものについては，次の石本先生にお話し回折図です．パイライトの量が少ないのでそのしていただくことになります．

ままⅩ線装置にかけたのでは同定が困難です．

微生物学的還元過程とはそれで弗酸で珪酸塩を除き硫化物を濃縮して装それでまず，硫酸が硫酸還元バクテリアによっ

置にかけます．そうしますと露頭での観察からて硫化物を生成するような環境―そういう還予期しましたように，鉱石パイライトとほとん

元的な環境が出現するまでに，どういうことがど同じところにピークがでてまいりました．上

行なわれているのか，その辺から話を始めます．

段は，大阪湾の底泥のものですが，これにはパ

どなたでもご存知のように，水の中には酸素がイライトのピークは全くみられませんでした．

溶けていますから，堆積物は最初はみな酸化的

これだけの資料からでは，今の大阪湾でのパイな環境にあります．ところが堆積物に含まれてライトの生成については論じられませんが，ごいる有機物を微生物がどんどん分解します．そ

参考のためにあげておきます．

して微生物が有機物を分解するときには酸素を

私は，生物地球化学を専門としておりま

使いますから，次第次第に酸素が減退していき，
ある段階に達して硫酸が硫化物に還元されるような環境ができ上る．
この酸化的環境から還元的環境にいたる過程を
微生物学的還元過程とよぶとすれば，この過程でどういうことが行なわれているのか．これをURBAN KUBOTA NO.23｜12

注１＝化学記号の右肩の ⅡⅢ Ⅳ は不溶性をあらす． 2+，
2などのイオン型は水溶性をあらわす．

一つのテーマにして，自然の仕組みを見ていき

魚は水の中に溶けている遊離の酸素を使って生酸化還元電位できめられることになります．そたいと思います．

きているわけです．この実験の場合でも，湛水してこの段階の酸化還元電位では，まだ２価の脱窒素現象からマンガンの還元過程までした壜の泥の中には，最初は酸素が溶けていた鉄（Ｆｅ2+）が溶けだしてこない．

さて，こういった微生物学的還元過程を知るた

はずです．しかし，遊離の酸素というのは生物

要するに，この第一の実験で大事なことは，まめに，ある実験をしました．まず，図３・1からが一番使いやすいものだから，好気性のバクテ

ず,遊離の酸素がすぐになくなってしまう．次に，説明します．これは，堆積物の一つである水田

リアなどによってこの酸素はすぐ使われてしま

硝酸とか亜硝酸の酸素がすっと消える．それがの土壌（泥）を使った実験です．水田土壌を乾い，泥の中になくなってしまう．しかも外からなくなって，二酸化マンガンの酸素を奪う．し燥し，そこに上から水（蒸留水）を入れて湛水

は酸素は供給されない．さあ，どういう酸素をかし，Ｍｎ2+がどんどん増加している間はＦｅ2+

します．この場合には，物質はすべて酸化的な使うか．そうなると，これは化合状態の酸素をが出てこないということです．この第１の実験状態になっております．ちょうどこれは，稲を使わざるを得ない．

に使われた土壌は，有機物の少ない，微生物学

植える場合に，最初田んぼを乾かして，耕して，ところが泥の中には，酸素をもった化合物，酸

的にわりあいに活性度の低い土壌であります．

そして水をほりますが，そのときの状態と同じ化物は無数にある.そのうちで最も酸素の使い

酸化還元電位の急低下と２価鉄（Ｆe2+）の溶出ことになります．こうしておいて，酸化的な環やすい酸化物は何かというと，これがいま言っ次にどういう土壌を使うかというと，それより境の物質が微生物学的にどのように変化していた亜硝酸とか硝酸なんです．それでこの酸素がももう少し有機物が多い，微生物学的に活性度くかをみる．ですから図にありますように，あ使われる．しかし，亜硝酸・硝酸は量が少ないの高い土壌を使う．それが第２の実験で，そのらかじめこの墳にはサイフォンが入れてあり，からすっとなくなってしまう．そうすると今度結果が図3・2です．

このサイフォンでもって，時間ごとに泥の中のは二酸化マンガン（ＭｎＯ2）の酸素がねらわれこの図で Ｅｈと記してあるのは酸化還元電位

水（間隙水）を取り出していく．そして水の中る．これはまた，特殊のバクテリアでしょう．

で，酸化的な環境から還元的な環境にどういうに溶けだしてくるいろいろな成分とその時間的

これが二酸化マンガンの酸素１個をとってしま

ふうに移行しているかという一つの目安になる

変化を調べるわけです．温度は，常に25℃に保う．すなわち単位です．図にみるように，このってあります．

ＭｎＯ2→ＭｎＯ

からグーッと下がってくる．それに対して，こそうしますと，まず亜硝酸イオン(ＮＯ 2-)と硝このＭｎＯ（一酸化マンガン）は，酸素１原子の土壌では，硝酸イオンとか亜硝酸イオンとか酸イオン(ＮＯ 3-)がすぐに溶けだしてきて，４と結びついた２価のマンガン．こうなると水には出ておりません．図にみるように，最初から日間で完全に消えてしまいます．すなわち溶けだしてくるのです．

Ｍｎ 2+ がグーンと増加する．５日日ぐらいまで

2+

Ｅｈが最初

2HNO3＋10HA→N2＋6H2O＋10A

ところで， Ｍｎ がどんどんと増加している間は急激に増加し，そのあとはダラダラダラッと2HNO2＋6HA→N2＋4H2O＋6A

は，まだ ＭｎＯ に還元されないで残っているなる．ということは，５日日ぐらいになります（ＨＡは水素供与体）

不溶性の４価のマンガン（ＭｎＯ2）があり，そと，この土壌の中にあったほとんど全部の４価

これがいわゆる脱窒素現象であります．硝酸類

れから生ずる微量の Ｍｎ 4+ が泥の中にあるはのマンガンが２価のマンガンに還元し切ってし

4+

と Ｍｎ

2+

は窒素ガス（Ｎ2）に変わり，泥（土壌）の中かずであります．つまり， Ｍｎ

ら消えうせてしまう．これを行なっているのは，存する期間である．そうしますと，この期間の，が共

ＭｎⅣＯ2→ＭｎⅡＯ→Ｍｎ2+

ある種のバクテリアでありましょう．

酸化的環境から還元的環境ヘ移行しているその最初，二酸化マンガンとして，この泥の中にあ

硝酸イオンと亜硝酸イオンがすっと消えた次の度合いは，Ｍｎ4+とＭｎ2+との比で形成されるった４価のマンガンが，全部２価のマンガンにまったということになります．すなわち段階に何が出てくるかというと，２価のマンガ
ン（Ｍｎ 2+ ）が溶け出してまいります．この実
験では最終的には36〜37日間ぐらい保温したの

図3･1−湛水した水田土壌（安城市）を25℃で37日間保温したときの間隙水中に溶存する各種成分の時間的変化ですが，それまでの間,２価のマンガン（Ｍｎ2+）は増加する一方です．
では２価のマンガン（Ｍｎ2+） が，なぜとけ出してくるのか．土壌のなかには，量はそうたくさんはありませんけれども，４価のマンガン(Ｍｎ Ⅳ )(注1)があります.普通これは真っ黒な二酸化マンガン（ＭｎO2），つまりマンガン１原子に酸素が２原子くっついた化合物としてある
わけで，これは水に溶けません.
ところが，微生物が酸素を使う.酸素の使い方というのはいろいろあるわけで，われわれ人間
は，空気中の遊離の酸素を呼吸して生きられる．

URBAN KUBOTA NO.23｜13

還元されて水に溶けだしてしまった．それに対では酸化還元電位がぐっと下がってしまう．そる．これは脱窒素作用です・

応して，酸化還元電位がグーンと下がってきた．

のときどうなるかというと， Ｓ （硫化物イオ③４価のマンガン（Ｍｎ Ⅳ ）が２価のマンガン

そうすると，この段階において始めて２価の鉄ン）がつくられる．土壌の中には硫酸イオン（Ｍｎ2+）に還元されて，これが溶け出す．

2+2-（Fe ）が溶けだしてきます．土壌の中には，（SO4 ）というのがある．

④３価の鉄（FeⅢ）が２価の鉄 （Fe2+）に還元

その主成分として酸化第二鉄（ F e 2 0 3 ） がいっ

これは水に溶ける．ところがこの酸化物を使う

されて，これが溶出する．

ぱいある．これは３価の鉄．そして水に溶けまものが出てくる．それが硫酸還元バクテリアで，⑤硫酸イオン（SO42- ）が S2- （硫化物イオン）

せん．ところがこの段階になると，Fe203 の酸

この硫酸イオンを使って硫化物をつくる．しかに還元され，硫化物を形成する．

2-2+

素が１つ奪われてFe202（ 2FeO＝ 酸 化 第 一 鉄 ）し，そこにはすでに Feがつくられているの⑥そのころになって始めてメタン醸酵が行われになる．こうなると２価の鉄（Fe2+ ）が溶けだで，それは直ちに Fe2+ と結合して不溶性の硫る．このときに，場合によっては多少の水素をしてくる．すなわち化鉄 （FeS）をつくってしまう．だから，３価発生する場合もあります．

Fe2Ⅲ03→Fe2Ⅱ02→2FeⅡO→Fe2+の鉄 （Fe3+）が全部還元した段階―酸化還元

そして，これら各段階の酸化還元反応は，それ図にみるように， ５日目ぐらいから２価の鉄電位がさらに下がった段階において，硫酸還元

ぞれの標準酸化還元電位―純粋な物質につい（Fe2+ ）がグーンと溶けだしてくる．そして，がぐ んと 活 発 にな る ．図 の S 2- と いう の は酸ていえば，Ｍｎ 4+/Ｍｎ 2+が＋1.6ボルト，Fe3+/

酸化第二鉄は泥の中にいっぱいあるから Fe2+

可溶性硫化物を示し，その大部分は FeS の状

Fe 2+ が＋0.76ボルト， S/S 2- が −0.55ボルト

はどんどんとけだしてきて一方的に増加する．

態にありますが，図にみるように，これが直線で規定される．つまり，酸化還元電位の高い方

このようにして，微生物はこの化合状態の酸素

的にどんどん増加していきます．

から低い方ヘ向かって段階的に反応が進んでいを使って有機物をどんどん燃やしていくわけで

じつは，この同じ泥でメタン（CH4） が出てくく．このステップは実に重要なことなんです．

す．以上が第２の実験でわかったことです．

る様子も調べております．そうしますと，二酸

全世界において，現在はもちろん地質時代にお硫酸還元のはじまり化炭素（CO 2 ）が５日目ぐらいまでどんどんでいても，絶えずこの段階に従って還元過程が進第３の実験は，これはまた有機物のいっぱいあてきますが，それ以後は減っていく．それに対行しているのです．

る別の泥で，微生物学的にさらに活性度の高い応してメタンが出てくるのですが，この時期は，

日本の農業と微生物学的還元過程

2-

土壌での実験です．その結果が図3・3です．こいまの Sが増加してくる時期とも対応して話が横道にそれますが，この法則を知らずに適の場合には最初からキーンと２価の鉄（Ｆe2+）いるのです．メタンの話は，大変重要なんです

用することによって過去に日本の農家では，稲が出てくる．これは還元度のすごい高い土壌にが，本日は触れません．

の秋落ちを防いでいた．昔は窒素肥料として硫なる．有機物がいっぱいありますから，それを微生物学的還元過程は段階的に進行する安をまいた．硫安をまくということは，硫酸も微生物がどんどん使ってぐんと還元的な状態に以上の結果を通して，微生物学的還元過程は，同時にまくということで，これは困るんですね．

してしまう．

次のような各段階にまとめることができます．

そうすると硫酸還元が始まり，硫酸還元で硫化

ここでは，２日か３日目ぐらいまでで２価の鉄①保温初期においてまず溶存酸素が消費され，物ができる．これが毒物です．稲の根を腐らせ（Ｆe ）が溶けだしてしまう．そうすると，土

酸化還元電位が急激に低下する．この酸素は，ちゃう．それで秋になって，さあ，これから刈壌というのは不均質で，酸化第二鉄の分布も一先ほど言ったように遊離の酸素で，これが一番り取るという何日か前になると，稲の穂がパラ様ではないから，局部的には完全に３価の鉄使いやすい．その酸素がなくなって，

ッと落ちてしまう．

（ＦeⅢ ）がない場所も出てくる．そういう場所②亜硝酸，硝酸が窒素ガスに還元されて消失す

これを防ぐために，昔の農家の人たちは生活の2+

図3･2−湛水した水田土壌（小牧ヶ原）を20℃で30日間保温したときの土壌中の各種成分の時間的変化

図3･3−愛知県西端水田土壌を湛水して35℃で保温した場合における土壌中の各種成分濃度と保温日数との関係

URBAN KUBOTA NO.23｜14

知恵として，もうそろそろ危ないなという時期

鉄（Ｆe2+）が溶けていて，硫化物が少しある．

まず最初に，採集した底泥の間隙水の化学成分にかかると，見るからに鉄分の多い土を田んぼ

硫化物というのは，硫化鉄として黒く沈澱してをはかる．実験Ⅰの対照試料では，塩素（Ｃｌ）に混ぜた．これがすばらしいんです．つまり硫います．

は 8,010mg/ℓ あります．普通，海水をこのく酸還元は，④のステップから⑤のステップにいこの深層水を保温します．そうすると10日日にらいまで薄めると，大体硫酸（ＳＯ42-）が1,000

くから生じるのであって，④のステップのままなると，硫化物態硫黄（硫化鉄）がぐっと増え

ｍｇ/ℓ ぐらいあるのです（付表参照）．しかし，に止めておけばおこらない．昔の農家の人たちてきます．最初は0.33mg/ℓ ぐらいのものが，現実には97.5ｍｇ/ℓ しかない．だから，これはは，３価の鉄をまくことによって人為的にこの0.59mg/ℓ ぐらいに増える．さらに，125日も置

すでに硫酸還元が相当進んで，海から供給されステップの進行をおくらせ，稲の秋落ちを防い

くとその10倍近く，３mg/ℓ

ぐらいに増えてした大部分の硫酸が硫化物に変えられていることでいたわけです．

まいます．つまり，水中においても，その水ががわかります．鉄（Fe2+ ）はゼロ，しかし硫酸水中での硫酸還元

非常に嫌気的な状態に置かれると，硫酸還元がは，まだ少し残っている．そういう水です．

では，次に，今度は硫酸還元が起こり得る非常

進行し，硫化鉄ができて沈降していくことがわ

さて，その次が大事なんです．これを21日間保に還元的な水域を対象にして，硫化物の動きをかります．

温します．そうするとどうなるか．その表にみ調べてみます．愛知県の知多湾に注ぐ矢作川の硫酸還元には鉄が大きな役割を演じている

るように，水の中に溶けている硫酸は全然変化

河口に油ヶ淵という小さな汽水湖があります．

−海底泥における硫化鉄生成の機構−

していない．つまり，硫酸還元の進行はその状

ここは，満潮期には海水が入ってきますし，までは，湖底につもった泥の中ではどうなるか，

態でパタッととまってしまっている．

たふだんは矢作川の水が入ってくる．ですから，

同じ油ヶ淵の湖底から，深さ０−20cm， 20−

ところが，この表の次の欄を見てください．こ

この湖水は，底の方が海水で，表層が真水とい40cm，40−60cm の柱状の堆積物（泥）をとり，れに鉄粉を加えたんです．そうすると同じ21日

う，非常に小型ではありますが，典型的な汽水

その泥の中の間隙水をしぼる．これは遠心分離間放置したのに，硫酸が見事にゼロになってい湖です．だいたい汽水湖というのは，比重の重器にかけてギューッとしぼり出します．そしてる．鉄もゼロです．表３・３の実験Ⅱも油ヶ淵

い海水が底にあるから，風が吹いてもなかなかその間隙水の状態を見てみます．まず，表3・2の別の試料だけれども同じことです．最初は，水が混じりません．それで底の方の水は， 表は，鉄とマンガンについて調べたものです．そ246mg/ℓ の硫酸を含んでいる．

2+

それに鉄粉を３・10（17p）に示すように酸素が全く溶けてお

うしますと，２価の鉄（Ｆe ）は全く溶けだし加えます．そうすると21日間でスーッと硫酸がりません．しかも海水には硫酸がいっぱい含まていない．そして２価のマンガン（Ｍｎ 2+ ）が消えてしまう．鉄は全然出てこない．これはな

2+につれていますから，硫酸還元菌が存分に活動する

ちょっと顔を出しています．このＭｎ

世界が，水中や底泥において展開されることにいては，すべての場合がこうであるとは言えな鉄粉を入れると，鉄粉からＦe2 +が溶け出してなります．

いのです．ただこのマンガンの挙動が，これかくる，顔を出すわけです．ところがそこで硫酸

そこでまず油ヶ淵の深層水を調べてみます．表ら述べる硫酸還元に非常におもしろい情報を提還元が行なわれるものだから，Ｓ 2- がとびだし

３・1は，湖底面から上方へ１cm，６cm，１１cm

供してくれるのです．この問題は，あとで述べてくる．そうすると，Ｆe2+ と Ｓ 2-がすぐに反などの位置にある深層水を壜にとって，それをます．

応して ＦeＳ（硫化鉄）をつくってしまう．こ放置したときの，特に硫化物の変遷を測定した

さて問題は，次の表3・3に示された実験，≪油のＦeＳ（硫化鉄）は水に溶けない．そのため結果です．この５種類の深層水は，みないずれヶ淵の底泥内の硫酸還元に対する鉄粉添加によＦe2+ がまた溶けだしてきて，これがまたＦeＳ

も酸素が溶けていない還元層のもので，２価のる影響≫です．これはどういうのかというと，になる．という具合で，この過程が一方的に進ぜか．

表3･1−油ヶ淵の深層水中での硫化鉄の生成

表3･1−油ヶ淵の底泥内の硫酸遺元に対する鉄粉添加による影響

表3･2−油ヶ淵の柱状堆積物の間隙水に溶存するＦｅ2+およびＭｎ2+

付表−海水の主成分（塩素料19.00%の海水について）

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行する．だから遠心分離器でいくら水をしぼり非常にいい条件であって，このときの硫酸還元

す．以上のことからわかるように，硫酸還元と出しても，硫酸も鉄も全然顔を出さない．それ作用に対する抑制度はゼロであるというふうにいうのは，鉄があっても，マンガンがあること

らはみな， FeS （硫化鉄）になってしまってい考えます．これが基準になります．

によって非常に強い抑制度を示す．この点は，
2+るわけです．

No.２は，硫酸を0.80Ｍ/20，ところが鉄（Fe ）まだ余り知られていないようなので，あるいは

これでわかるように，硫酸還元にとっては，鉄を加えない．そうすると，硫酸還元はちょっと実用的に応用する道があるかと思い，お話ししの存在がきわめて重要な役割を果しているので弱い．硫化物は６２mg/ℓ 対 ４１mg/ℓ だから，た次第です．

す．この機構によって，還元的な海域につもっ34％程度抑制されているということがわかるわ

底泥の硫化物にはパイライトが含まれるた底泥は，みな硫化鉄で特徴づけられることにけです．つまり，鉄がないと硫酸還元しにくい．

以上のようなわけで，底泥では硫酸がどんどんなるわけです．

これは，さきにみたと同じことです．

還元されて硫化物になってまいります．では，硫酸還元におけるマンガンの抑制作用

No.３は，0.40Ｍ/20の硫酸を加える．鉄は加この硫化物の実際の姿はどのようになっている

ここで，さきほどちょっと触れましたマンガン

えない．そして今度は硫酸マンガンを加えます．

のか．表３・５は，こうした堆積物の中でできの問題について考えてみます．表3・4は，愛知

そうすると硫化物は６２mg/ℓ 対１２mg/ℓ ．抑制た硫黄化合物の状態を調べたものです．試料は教育大学の村上教授と一緒に，以前実験したも度は80％．つまり，マンガンは非常に抑制力を油ヶ淵の測点Ⅲと測点Ⅰの底泥です．この表にのです．泥から硫酸還元菌を取り出して，そし示して，硫酸還元を阻害していることがわかる．

みるように，まず最初に全硫黄（Total-S）のて別に懸濁液を用意しておく．その溶液に，硫No.４と No.５，も同じように鉄がない．しかパーセンテージを調べる．

酸ナトリウム，硫酸第一鉄，硫酸マンガンの３

し，マンガンの濃度をだんだん薄めてまいりま

次に，こうした底泥には，まだ還元され切れな種の溶液をさまざまに成分を変えて添加し，そす．そうすると，抑制度が76でちょっと低くないで残っている硫酸がしみ込んでいますから，

れによって硫酸還元に与える影響を調べたわける．そこでおもしろいのは，No.６〜No.９の場

これを調べる．それが硫酸態Ｓです．もちろんです．その試料は表にみるように No.１〜No.

合です．これにはいずれも硫酸と鉄を加えてあ

これは非常に量が少なく，ゼロのときもたくさ

９まであります．

る．No.６はマンガンを加えない． そうするとんあります．

No.１は， 硫酸を加えるために硫酸ナトリウム

反応がぐっと進んで64mg/ℓ ，抑制度はゼロで次に，できた硫化物―これは大部分が硫化鉄の溶液と，鉄を加えるために硫酸第一鉄の溶液

す．No.７はマンガンを加え， その濃度を高く（F e S ）ですが，そのパーセンテージを調べた．

とを添加し,これをインキュベートします．そうする．そうすると抑制度は46．次のNo.８，ここれは，同じ油ヶ淵でも測定点によって違い，すると初期の硫酸の濃度は384mg/ℓ ，鉄が112

れは同じマンガンを加えるんだけれども，マン

測定Ⅰの方が相当多い．

mg/ℓ ，マンガンがゼロです．そして，２週間ぐガンの濃度を低くしてある．そうすると，抑制

その外に，遊離硫黄（Free S）もできておりま

らい置きます．そうすると，そこで6 2 m g / ℓ と度は７．一番下のNo．９は，さらにマンガンのす．これは単体硫黄です．われわれが温泉場にいう硫化物がダッと出る．これが硫酸還元には濃度を低めている．そうすると抑制度はゼロでいくと，黄色い細かい粉末をたくさんみかけま

表3･4−硫酸還元菌による硫酸還元作用にあたえる鉄およびマンガンの影響

表3･6−化学分析によるパイライトの同定

表3･7−Ｘ-線分析による
パイライトの同定

表3･5−油ヶ淵底泥中に存在する各態硫黄化合物

表3･8−塩酸と弗化水素処理によって得られた残留Ｓの分析
結果と塩酸処理のみによって得られた残留Ｓのそれとの比較

URBAN KUBOTA NO.23｜16すが，これと全く同じものです．

トが，どこか外から砕屑物中の鉱物として運ば

燐の溶出は淡水湖で少なく汽水湖で著しいそして一番最後に，残留硫黄と記しているもの

れてきて，そこにつもったのかもわからぬとい

最後に，淡水湖の還元的環境について触れてみがかなりある．じつはこれが，さきほど市原優

う心配があるわけです．そうした場合には，必ます．淡水湖では，燐（Ｐ）の挙動が中心にな子先生からお話しのでたパイライト（FeS2）なず珪酸塩と非常に密接な関連を持って流れてき

りますが，判りやすくするために，汽水湖の場

んです．この残留硫黄の実態を明らかにしたのている．それで，もし珪酸塩と関係があれば，合と比べながらお話しします．

が，次の表３・６と表３・７です．

これは酸などで簡単に溶けるものではなく，珪

長野県の大町の少し北方の山の中に，木崎湖とまず表３・６では残留硫黄の量を測定しました．

酸分を分解する弗化水素処理をして始めて溶けいう小さな湖があります．ここは，３月下旬かそうしますと硫黄と鉄の比率（S/Fe）はこの測てくる．

ら11月頃までは水の動きのない停滞期，12月か

定結果では１.3とか1.4ぐらいです．その隣の欄ですから，表3・8では同じ試料について，２つら３月上旬までは循環期で，表層の水温が下がに記してあるのは，黄鉄鉱の鉱床から採取したの異なる方法によって残留硫黄を分析し，そのるので，表層の水と深層の水がよく混じり合い

新潟県の赤谷産のパイライトで，そのＳ/Ｆｅの結果を比較したわけです．一つは，塩酸と弗化ます．ですからこうした湖では，停滞期に，湖比率が1.0です．理想的な，ミイライトはFeS2

水素処理をして得られた残留硫黄−珪酸塩をの深い場所で酸素の乏しい還元的な水域がつくですから，そのＳ/Ｆｅの重量比は1.15です．だ

含んでいる安定な鉱物由来の場合には，こういられます．

からこの組成から見ても，油ヶ淵でとられた残う処理をしないとパイライトが出てきません．

表3・9は，この時期の湖水の化学成分を深さ別

留硫黄は，パイライトに非常に近い組成をもっもう一つは，酸処理だけをして得られた残留硫に調べたもので，表にみるように， 23.5m以深ているということがわかります．

黄．

が還元層です．これを，さきほどの油ヶ淵につこれだけのデータでは瞬味なので，その構造をその結果が表3・8に書いてありますが，括弧しいても同様に調べて比較してみます．表3・10

みるためにⅩ線分析をしました．その結果が表たのは塩酸処理だけ，括弧していないのが弗化が油ヶ淵です．そうしますと，同じ無酸素層の3・7です．ｄ（Å）はⅩ線回折の波長,Ⅰは各波

水素処理も含めて得られた数値です．そうして水でも，燐酸態リン（ＰＯ4-3-Ｐ）の濃度がまる長に対する強度です．油ヶ淵の残留硫黄と新潟

みると，両方ともほとんど結果ほ変わらない．

で違っていることがすぐにわかります．汽水湖

県赤谷産りパイライトとは，多少の違いはあるということは堆積物の中にある残留硫黄，いわにはたくさん溶けているが，淡水湖には殆どとにしても，Ⅹ線分析の結果ではかなりいい対応

ゆるパイライトは，陸地から運ばれてきた鉱物

けていない．

性がある．それで，これはもう間違いがないと由来のものではなくて，その堆積物の中で生成

ついで，底の泥についても，同様に調べて，比いう結論を得ました．

されたと考えざるを得ないのです．

較してみます．それが表3・11で，油ヶ淵の方は，

パイライトは堆積物中で生成する

だいたい以上が，汽水湖や内湾の底泥に含まれさきほどから述べているように硫酸還元が進ん

もう一つ大事なことは，このように泥の中にパている硫化物の形態について，いまのところわ

でいて，硫化物が多く，間隙水をみても鉄は溶

イライトが実際にあるけれども，このパイライ

かっている姿であります．

けだしていません．しかし，木崎湖の方は全く

表3･9−木崎湖(淡水湖)における各種化学成分の鉛直分布(1963年9月7日〜8日)

表3･10−油ヶ淵(汽水湖)における各種化学成分の鉛直変化(1950年9月8日）〈TANAKA，1953〉

表 3･11−木崎湖と油ヶ淵の湿泥とその間隙水の化学的性質

URBAN KUBOTA NO.23｜17

くることが明らかになりました．

Ｆe(ＯＨ)3→Ｆe(ＯＨ)2→Ｆe2+＋2ＯＨ-（Fe ）の濃度は 80mg/ℓ と非常に高い．そし酸化還元過程での鉄・燐酸の溶出→←沈澱の機構2+
3ＦeＰＯ4→Ｆe3(ＰＯ4)2→←3Ｆe ＋2ＰＯ4て問題の燐酸態リン（ＰＯ43--Ｐ）は，木崎湖は−淡水湖と汽水湖のちがい−2+
3Ｆe3(ＰＯ4)2→←3Ｆe ＋2ＰＯ4

逆で，硫化物は非常に少量で，間隙水中の鉄
2+

→ＦeＳ

0.3mg/ℓ と微量なのに，油ヶ淵では13.5mg/ℓ

そこで今度は，燐酸がどういう酸化還元的環境という高濃度を示します．

で，溶出から沈澱へ，あるいは逆に沈澱から溶

硫酸還元にともなって燐酸が溶出する

出ヘ変るのかを調べてみました．それが表３・上の２つの反応は，硫酸イオン （ＳＯ42-）がな

では何故，燐酸イオンが汽水湖の還元的な水域

13で，この実験では，最初に還元的環境にしてい場合も同じです．ここで問題なのは，何回もや泥の中に溶けだし，淡水湖の方では同じ還元

保温し，７日目に空気を通して酸化的環境に変くり返すようですが，ＳＯ 42- →Ｓ 2- なんです．

層であっても溶けだしてこないのか．この機構えたわけです．そうすると，木崎湖，油ヶ淵のところが，そこには， Fe2+が大量に溶け出してを調べるために，木崎湖と油ヶ淵の泥を風乾し

いずれも酸化されて Ｆｅ 2+ とＰＯ 43- は共に，いる．それで Ｓ2- は Fe2+ とすぐに反応して，て，それを試料として実験してみます．

きれいになくなってしまいます．そして，これ安定した硫化鉄（FeS）をどんどんつくってい

まず，それぞれの乾燥した泥の化学組成を表３を密栓して再び還元的環境にもどすと，日数とく．その結果ＰＯ43-がフリーになってしまい，2+

3-

ＳＯ42-→Ｓ2-

・12にあげておきます．ごらんのように，両方共にＦｅ，ＰＯ 4 のいずれも増大します．さ泥から燐酸が溶けだしてくる．これは，さきのの泥の主成分は互いに似ておりますが，ただ全てここで，いままでの結果をすべてまとめて水実験でもくわしくみたとおりですが，じつは，硫黄（全-Ｓ）だけは，当然のことながら油ヶ淵

中および堆積物内での酸化還元過程にともなう，

大変に現実的な問題なんです．

の方が高い．

鉄，燐酸および硫酸イオンの挙動をまとめてみ現代の硫酸還元＜燐酸の大童溶出と海湾汚染＞

さて，この試料を水とまぜて保温しておくとど

ますと，以下のように書き表わせます．

現在，日本の沿岸部には有機物がいっぱい，ヘ

うなるか．図３・４の実線で示したのが木崎湖（1）酸化過程

ドロがいっぱいたまった内海・内湾・港湾があの泥の結果です．この図からよくおわかりのよ

2Ｆe(ＯＨ)2＋Ｈ2Ｏ＋1/2Ｏ2→2Ｆe(ＯＨ)3↓
3--

るでしょう．そこは海だから硫酸がいっぱいあうに，15日頃までは緩急の違いはあるにせよす

Ｆe(ＯＨ)3＋ＰＯ4 →ＦeＰＯ4↓＋3ＯＨ

べての成分が増加していますが，それ以後にな

酸化的環境では， Fe2+ は溶存酸素により酸化みこんでいるわけです．

ると一定になるか，減っていくかです．

され，水酸化第一鉄〔 F e ( O H ) 2 〕は，水酸化第だからそこはもう，硫酸還元の進行がとまらな

ところが油ヶ淵の方は，図３・５にみるように，

二鉄 〔Fe(ＯＨ)3〕となって沈澱する．このといような世界になってしまっている．そして硫3-る．それが有機物をこってり含んでいる泥にし変化の憤向が木崎湖と似ているのは固相の酸可き，そこに溶存する燐酸イオン（ＰＯ4 ）は，

化物をどんどん，どんどんつくる．そうすると，

溶性Fe2+ だけです．硫化物は最初から多いんでその大部分が水酸化第二鉄〔Fe(ＯＨ)3〕と反応

いまお話しした機構によって，底の泥から燐酸すが，それは日と共にぐんぐん増えていく．

して燐酸第二鉄（FeＰＯ4）となり沈澱する．こがジャンジャカ出てくるんです．燐酸が大量に溶存性 Fe2+ は15日ぐらいまでは急激に増えまの場合，量的には，圧倒的にFe（ＯＨ）3の方がでてくれば，当然プランクトンが大繁殖するですが，それ以降は，硫化物の増加とともに減少多いので，湖底には，Fe(ＯＨ)3 とFeＰＯ4 がしょうし，赤潮なども発生するでしょう．です

します．このように，硫酸還元は15日以降もぐ共沈する．

から，この問題は，港湾の汚染対策や海洋汚染

んぐん進行しているわけです．問題は，燐酸イ（2）還元過程（SO42- の存在しない場合）

オンの15日以降の変化で，溶存性 Fe

2+

が減少

2+

Ｆe(ＯＨ)3→Ｆe(ＯＨ)2→Ｆe ＋2ＯＨの問題と絡んでくるので，非常に重要なんです．
-

それで一番最後に，そういった絵をかいてあり

2+
3ＦeＰＯ4→Ｆe3(ＰＯ4)2→←3Ｆe ＋2ＰＯ4

ます．図３・６は淡水湖のケース，図３・７は汽逆に増えていくのです．この結果から，油ヶ淵

水酸化第二鉄〔Fe(ＯＨ)3〕は， 水酸化第一鉄

水湖のケースです．両図とも，いままでお話しの還元的な水域や泥のなかに燐酸イオンが溶け〔Fe(ＯＨ)2〕に還元される．これが水に溶解ししたことをまとめたようなもので，これ以上説するのと歩調をあわせるようにして，これは，

2+

だすのは，硫酸還元と密接な関連のあることがて，鉄イオン（Fe ）を溶出する．

推察できます．

燐酸第二鉄（FeＰＯ4）は還元されて，燐酸第一

明することはないと思います．いまの汚染の問
2+

題は，もちろん図３・７の方で，硫酸還元の進行

それで，このことを立証するために，今度は，鉄〔Fe(ＰＯ 4 ) 2 〕になり，鉄イオン（Fe ）とによって燐酸が自由に動くというその機構が，木崎湖の風乾した泥に，水と一緒に硫酸ナトリ

燐酸イオン（ＰＯ43-）を溶出する．

事態の核心としてあるのです．

ウムを添加して，その変化を調べたわけです．

ただし，燐酸第一鉄〔Fe3(ＰＯ 4)2〕はなかなか

こういうわけでから，硫化物の挙動というのは，

この結果は，さきの図３・４のなかに点線で示

水に溶けないんです．とくに ｐＨ が中性付近

現在の汚染の問題という側面からも捉えなけれしてあります．そうしますと，この図でわかるの場合には，その溶解度が低い．それで淡水湖ばならないのです．

ように，保温15日以降になると，硫酸添加の影の場合に，これが堆積物中に長時間おかれてビ

響がはっきりとあらわれてきます．硫化物が増ビアナイト〔Fe3(ＰＯ4)2・8Ｈ2Ｏ〕,すなわち藍鉄

え始めるのに伴って，燐酸イオンがぐんぐん溶鉱をつくることがしばしば生じるのです．このけだしてきて， 58日目には，硫酸添加前のもの

点は一番最初に，市原実先生のお話しにあったに比べて約４倍にもなっています．こうして，とおりです．

硫酸還元の進行と共に燐酸イオンが溶けだして（3）還元過程（ＳＯ42-の存在する場合）

URBAN KUBOTA NO.23｜18図3･4−木崎湖の風乾堆積物を水と混合して保温した場合の化学組成

図 3･5−油ヶ淵の風乾堆慣物を水と混合して保温した場合の化学組成のの時間的変化と硫酸塩添加による影響（点線は硫酸塩添加の場合を示す）

時間的変化

表 3･12−木崎湖と油ヶ淵の乾燥堆積物に対する化学組成の比較

表 3･13−湖底堆積物中のリン酸の溶出と沈澱の可逆性

図 3･6−淡水湖におけるリン酸の循環

図 3･7−汽水湖におけるリン酸の循環

URBAN KUBOTA NO.23｜19

④硫酸還元菌

発酵

産物を脱水素することにより高エネルギーのリ

微生物のなかには，酸素の全くないところで，ン酸エステルをつくり，これからＡＴＰを生成

はじめに有機物の分解だけでエネルギーをとって生きてします．ですからＡＴＰの生成には，有機反応

石本

硫酸還元菌というのはバクテリア（細菌）いるものがいます．こうした微生物の生活過程

物（基質）だけでよく，酸素も光も必要としまの一種で，名前の硫酸というのは，もちろん硫を，われわれは発酵といっております．ただし，せん．そして反応のすべてが酵素の働きで行な酸塩のことです．ですから正確には，硫酸塩還酸素がないからといって，酸化還元反応が関与われるので，基質準位のリン酸化とよばれます．

元細菌というべきでしょう．硫酸塩を硫化水素しないわけではありません．

その代り，栄養物質の分解度は低く，エネルギまで還元するという特別の働きをもったバクテ

発酵生物が栄養源とするものは，グルコース

ー生成の効率もよいとはいえません．グルコー

リアです．写真（本誌１pに収載）で見られるよ（ブドウ糖）などの炭水化物（注1）で，その一ス１分子から２分子のＡＴＰしかつくれません．

うに，形はちょっとひねた棒状で，こういうバ部を酸化し他を還元することによって，エネル

生命発生の原始時代，地球大気にまだ分子状酸

クテリアをビブリオといっております．大きさ

ギーを得ています．発酵生物は，体内（細胞）素がなかった時代には，おそらく原始生物は，は，バクテリアとしては普通の大きさで，長さに含まれている多くの酵素（タンパク質）の触

この方法によってエネルギーを得ていたのだろは２ミクロンぐらい，幅が0.7〜0.8ミクロンと媒作用によって次々に化学反応をすすめ，そのうと思われます．現在，微生物のなかには，酸いうきわめて小さなものです．鞭毛をもってい過程でエネルギーを得るわけで，その化学変化

素があれば呼吸に使い，酸素がなければ発酵にて非常に活発に動きます．

の道筋を措いたのが図４・１です

切りかえるというきわめて要領のよい嫌気性生硫酸還元菌は，酸素のあるところでは絶対に生図中のＡＴＰというのは，高い化学エネルギー

物がおります．大腸菌，酵母など，また動物のきてゆけません．こういう生物を偏性嫌気性生をもつリン酸化合物（注2）で，どんな生物でも筋肉細胞もこの２道をかけています．われわれ

物といいます．われわれ人間を含め多くの好気

必ず一度は，エネルギーをこの形に変えて，保が激しい運動などをして酸素の補給が追いつか性生物は，酸素を呼吸に使って有機物を酸化し存します．そして細胞の成長・運動・物質吸収なくなると，筋肉細胞はＡＴＰを得るためにグて生きていますが，硫酸還元菌は，酸素の代りなどエネルギーの必要な反応を行なうときは，

リコゲンを無酸素的に乳酸に分解するのです．

に硫酸を呼吸に使って有機物を酸化して生きてＡＴＰを分解し，そのエネルギーを使って行な

この場合は，発酵とはいわずに解糖といっておおります．そのさいに硫酸を還元して硫化水素

うのです．ですからＡＴＰは，生物のエネルギ

りますが，仕組みは殆んど同じで，このとき体にして捨てています．これは，硫酸還元菌の生ーの領域では，人間の貨幣社会の通貨にあたる

内には乳酸がたまります．このように発酵は，物としての一番大きな特徴なので，この点をはようなもので，発酵・呼吸・光合成など，生物

高等動物にとっても決して無縁ではありません．

っきりさせるために，最初に呼吸の機構についがエネルギーを得る場合には，必ずＡＴＰとしおそらく地球初期の原始生物は，その後の地球てお話しいたします．

て蓄えます．

大気の組成の変化につれて，発酵の機構を基礎

発酵過程では，図に説明してあるように中間生にして細胞の呼吸器官を進化発達させ，現在の

図 4･1−発酵の化学変化の道筋

URBAN KUBOTA NO.23｜20

注 １ :炭 水 化 物 ＝ ブ ド ー 糖 (グ ル コ ー ス )，澱 粉 ，グリコゲンなど,糖頬の総称．水素原子と酸素原子の比が 2 : 1 で水と同じ比率なのでこの名がついた．相互に結合した炭素原子にＨとＯとが平等に結合しているのが特徴である．

注２:ＡＴＰ＝アデノシン三リン酸．核酸ＲＮＡ の成分の一つであるアデニン−リボース結合物(アデノシン)にリン酸が 3 分子適って結合した物質．高エネル
ギーリン酸化合物の代表で， 1 箇のリン酸が外れてア
デノシンニリン酸になるとき，多量のエネルギーを放出するので，種々の化合物のリン酸化や合成反応に用いられる．発酵過程の基質準位リン酸化，呼吸過程の酸化的リン酸化，光合成の中間反応で合成される呼吸の機構をつくってきたものと思われます．

生は，有椀物の脱水素で生じたカルボン酸から

このチトクロム系は，フラビン色素やキノンな呼吸の機構

カルボキシル基（-ＣＯＯＨ）の離れる脱炭酸反

ども含み，呼吸鎖とも呼ばれます．このように動物が肺から酸素を吸収するのは外呼吸とよば応でおこります．

呼吸鎖は，末端の電子受容体として酸素（Ｏ2）

れますが，この酸素は，結局，血液中の赤血球

Ｒ・ＣＯＯＨ→Ｒ・Ｈ＋ＣＯ2（Rは種々の原子団）を必要とします．

内のヘモグロビンと結合して体内の各組織の細ＣＯ2の発生は,Ｏ 2の酸素原子が炭素原子と結合

呼吸鎖では，何段階にもわたるｅ - の移動と結胞まで運ばれ，そこでエネルギーをつくるためして起こるのではないのです．

びついて多くのＡＴＰが生成されます．ＮＡＤＨ2に使われます．そこで行われる細胞呼吸は，単≪呼吸鎖−チトクロムの電子（ｅ-）運搬≫

１分子が酸素により酸化されると，３ 分 子 の細胞の微生物でも，高等動物でも基本的に変りクエン酸回路で脱水素された水素原子は，補酵ＡＴＰが生成することがわかっています．いま，ません．

素のＮＡＤなどと結合してＮＡＤＨ2などの形にグルコース１分子のＯ 2 による酸化から得られ生物が体外から摂取する高分子の有機物（脂肪，なります．このＮＡＤＨ2は，呼吸過程においてるＡＴＰを集計してみますと，じつに38分子に糖，アミノ酸）は，各種の加水分解酵素で分解

酸素分子との反応で水が生じて，もとのＮＡＤもなります．これは発酵にくらべると約20倍とされ，細胞内ではさらに簡単な化合物に変化しに再生され，繰り返し補酵素として使用されまいう桁違いのエネルギーです．しかも，これはます．たとえば，デンプンはグルコースに分解

す．ＮＡＤＨ2は直接酸素分子と反応するわけで一時にではなく，何段階にもわたって小刻みに+され，それが解糖経路をへてピルビン酸に変えはなく，その水素原子は，水素イオン（Ｈ ）と生成されます．このため細胞は，これだけ大量られます．アミノ酸も同様にしてピルビン酸に電子(ｅ -)に分離し，ｅ - はチトクロム系に渡さのエネルギーを生成しても何ら熱的変性をうけ変えられます．

れます．チトクロムというのは，赤色をしたヘ

ることなく，エネルギーを利用可能な形で保存

呼吸における本質的な反応がここから始まりまム鉄を含むタンパク質で，少なくとも４種類あできるのです．

-す．第１の反応過程は，ピルビン酸を手がかり

ります．ｅ を受けとると，チトクロムのヘム鉄にしての脱水素，第2の反応過程は，その水素を

の

Fe3+

は

Fe2+に還元されますが，これは次-3+≪細胞の呼吸器官≫
ピルビン酸以後の呼吸過程は，ミトコンドリア

利用したＡＴＰの生成です．

のチトクロムに ｅ を渡してFe に戻ります．

という細胞内の小器官内ですべて行なわれます．

≪クエン酸回路一脱水素と脱炭酸≫

こうしてチトクロムの Fe は，次々に酸化還元

動植物，かび，酵母などの真核細胞は，すべて-ピルビン酸は，クエン酸回路という循環経路にを繰り返し，次々に電子（ｅ ）をリレーしていミトコンドリアをもっていますが，バクテリア入ります．ここでは図４・２のように，初期段

きます．最後のチトクロムは酸化酵素といわれ，にはありません．バクテリアでは，細胞自体の-階でクエン酸がつくられ，それから脱水素反応

ｅ を分子状の酸素(Ｏ 2)に渡し，その酸素は水

大きさがミトコンドリアと同じくらいで，細胞と脱炭酸とが繰り返し促進されます．

の中にあるＨ + と結合して(1/2 Ｏ 2 ＋２ｅ -+２Ｈ +膜にチトクロムが含まれ，電子伝達にたづさわ

この回路でピルビン酸１分子は，３分子のＣＯ2→Ｈ2Ｏ)水をつくります．すなわちっています．

に分解され，放出されます．このときＣＯ2の発

ＮＡＤＨ2 ＋ 1/2Ｏ2→ＮＡＤ＋Ｈ2Ｏ

図4･2−クエン酸回路

URBAN KUBOTA NO.23｜21

硫酸呼吸

アでも，チトクロムが硝酸塩還元過程に含まれ，ネルギー源として使うことができます(図４・３

呼吸の機構では，電子を運搬するチトクロムと電子の受け渡しに関与しＡＴＰをつくっているＢ）．そのためには，褐色のタンパク質であるいう酵素が非常に特徴的ですが，この仕組みをことが明らかにされました．

ヒドロゲナーゼという酵素が必要ですが，硫酸発見したのはイギリスの生化学者ケーリンで，このようにこれらの嫌気性生物では，発酵生物

還元菌のヒドロゲナーゼは非常に強い作用をも

1925年のことです．彼は，酸素の有無によっての仕組みとは本質的に異なって，呼吸と類似のっており，各種の生物のなかでも一番強力のよ

可逆的に色の変る色素タンパク質のあることを仕組みが用いられてエネルギーをつくっている

うに見受けられます．エネルギーをとるだけな

知り，動物の筋肉から植物の根，腸内寄生虫，のです．もちろん，これらの嫌気性生物の場合

ら，乳酸など他の養分がなくとも水素ガスだけ

酵母，各種のバクテリアなどたくさんの生物のには，末端の電子受容体となる物質や最終産物で十分なようです．

組織を観察してその物質を見出し，チトクロム

が，酸素を使う呼吸とは大きく異なります．硫

硫酸還元菌が，硫酸を還元する過程は複雑です

2-を電子受容体とすと命名したのです．ただ，酸素のあるところで酸還元菌の場合には， SO4は生活できない偏性嫌気性バクテリアには見つるので，それが還元されて Ｈ2Ｓ がでてきまというのは，濃硫酸なら別ですが，硫酸イオン

かりませんでした．そのためチトクロムは，酸す．すなわち（ＳＯ24 ）になると非常に安定で，化学的にこれ

24

-

+

が，ここではごく簡単に触れておきます．硫酸素を使って呼吸する生物だけがもつものと考えＳＯ ＋8ｅ ＋ 10Ｈ →Ｈ2Ｓ＋4Ｈ2Ｏを還元することは容易なことではありません．

られていました．

これを硫酸呼吸といいます．硝酸還元を用いた

硫酸還元菌の細胞抽出液に水素ガス中で亜硫酸

ところが硫酸還元菌には，このチトクロムがた

呼吸は硝酸呼吸と呼び，硫酸呼吸とあわせて嫌を加えると，還元が起り水素の吸収がみられま

くさん含まれています．これはチトクロム ｃ 3

気性呼吸といわれています．

すが，硫酸塩のときは，水素の吸収酸化は全くとよばれています． 30年程前に，私がこれを見では硫酸還元菌は，硫酸を還元するのに何を還進みませんでした．しかし，一緒にＡＴＰを加つけたのですが，ちょうど同じ年にイギリスで元剤として使っているかといいますと，主に乳えると還元が始まり，硫化水素が生成しました．

も，ポストゲートという人がこれを見つけ，日酸塩です（図４・３Ａ）．そのほか2〜3の有機酸

さらに詳しく研究して，その結果わかったので

本とイギリスでそれぞれ独立に発見されるといも使いますが，酸化できる有機物は限られていすが,硫酸還元菌は，酵素によって最初にＡＴＰ

うことになりました．そして硫酸還元菌が，チて，グルコースなどの炭水化物は余り使えないとＳＯ24 を反応させ，いったん，硫酸とリン

トクロムを介して分子状水素と硫酸塩との間にのです．ですから発酵生物の最終生産物，つま酸とがＯを共有して結合した非常にエネルギー

電子伝達を行ない，硫酸塩を還元してエネルギ

り，その廃物を食物にして生活する．その代りの高い化合物に変えます．そしてこの化合物を，ーをとっていることがわかったのです．ただそ

チトクロムをもっていて硫酸を呼吸に使って乳また別の酵素を使ってリン酸化合物をきり離すの機構はきわめて複雑で不明な点も多く，まだ酸を酸化してエネルギーをとっている．そういとともに，硫酸を亜硫酸に還元しています．で簡明な形でお話しできる段階にはありません．

う仕組みになっています．

すから，２つの酵素が働いて２段階で硫酸を還またその少し前に，硝酸塩を還元するバクテリ

硫酸還元菌は，また水素ガスをよく利用し，エ元しているのです．

図 4･3Ａ−乳酸による硫酸環元

図 4･4−先カンブリア時代における化学進化およぴ生物進化<中村・石田による>

図４・３Ｂ−水素による硫酸還元

URBAN KUBOTA NO.23｜22

さ ら に ，亜 硫 酸 か ら 硫 化 水 素 ヘ の 還 元 過 程
23（発酵，呼吸，光合成，タンパク質合成）のす形ででてきます．硫酸還元菌は，さきほど述べ(ＳＯ →Ｈ2Ｓ)は，緑色をした亜硫酸還元酵素

べてが備っていることを指摘しています．ただましたように，水素を使う強力な酵素をもってが働いていますが，他の酵素も必要で，いくつし細胞構造の分化はこの時代には殆んど見られいますから，すぐに活動を始めて硫化水素をつかの中間段階をへて硫化水素になるという複雑ず， ②の真核生物（細菌以外の生物，動植物，

くります．生じた鉄イオンは硫化水素と結合しな反応です．

藻類，菌類を含む）の時代に入って，核，ミトて硫化鉄をつくり，真っ黒になります．鉄粉が生物進化と硫酸還元菌

コンドリア，葉緑体，ゴルジ体などの小器官が全部硫化鉄に変ってしまうと，今度は硫化水素

ここで，生物の進化における硫酸還元菌の位置

にわかに分化したこと，③さらにそれに続いてがでてきます．

を考えてみたいと思います．生命の起源以前の多細胞化が起り，その後に動植物が爆発的に発バクテリアを単離するときは，普通，栄養分を地球の初期においては，地球大気には分子状の生しているといっております．図４・４は，先含んだ寒天の平板の上に菌を塗りつけ，一匹の酸素はまだ存在せず，大気は還元的で，有機物

カンブリア時代の微化石などの資料をもとに中バクテリアが分裂増殖して生じたコロニー（集はわりあいに安定に保たれ，地球表層に有機物

村さんなどが描かれた生物進化の図です．約30落）を分離しますが，硫酸還元菌は酸素が嫌いがたくさんたまっていたと思われます．われわ

数億年前に記されている嫌気性従属栄養生物のですから，第一鉄塩と栄養物を入れた寒天を用れは，それを原始スープと呼んでおります．そなかの一つは，硫酸還元菌の原形が想定されて

い，熱して溶けているうちに硫酸還元菌を植えの状態から高分子を含めて，現在の生物の成分

います．

込みます．冷して固まった後， 37℃においておのような複雑な物質がだんだんできてきて，そ

硫酸還元菌と硫化鉄

くと，硫酸還元菌のコロニーは，硫化水素を生れを基礎として生物が出現したと考えられてい硫酸還元菌を実際に培養するときには，普通のじ，黒い硫化鉄の斑点が寒天ゲルの内部にポツます．その初めて生まれた生物が生きてゆくに大腸菌などを飼うように栄養スープ（培地）をポツとできます．

は，自分の周りにある有機物を使って，恐らくつくり，その中に菌を植え込みます．そして酸

こうして，一度，硫化鉄なり硫化水素ができま

発酵のような仕組みで有機物を分解するだけで素を除くのですが，さらに，より還元的にしてすと，これらの硫化物は非常によく酸素と反応

エネルギーをとっていたと思うのです．

酸 化 還 元 電 位 を 下 げ ， − 100ｍ Ｖ 以 下 に し ま

して周りにある酸素を全部還元して，硫酸還元

その次の段階は，エネルギー水準の低い有機物

す．ｐＨの範囲は，6.6〜８ぐらいまでの中性が菌にとって最大の敵である酸素の害を除いてくや二酸化炭素を使い，無機物質や光を利用してよく，酸性にすると生えません．このためには，れます．酸素がちょっと入ってきても硫化鉄がエネルギーをつくる必要にせまられたのでしょ

鉄粉あるいは硫酸第一鉄を加えるのです．さき周りにあれば，硫酸還元菌は十分保護されて幾う．硫酸を呼吸に使ってエネルギーをとる硫酸

ほど，小山先生が鉄粉をほうり込む話をされまらでも生えます．このように，自分自身で環境還元菌や，光のエネルギーを使って炭酸同化をしたが，私たちも，培養に同じ方法を使っておを開拓して生きてゆくことができるのです．

行なう原始的な光合成生物が出現します．

ります．

では実際に，自然の泥の中では硫酸還元菌はど

その後，光合成生物の発展により酸素ガスの発

鉄粉を水の中に入れますと，水素がいろいろな

うやって生きているのか．東北大学の古坂澄石

生が始まり，地球大気の組成が変化し酸素ガスの濃度が増してきます．現在，好気性生物のほとんどは，酸素の毒性を除く酵素をもっております．ですから，おそらく酸素毒性に対する耐性を獲得した生物のなかのものが，すでに出来上がっていた嫌気的呼吸の機構を，酸素分子を利用するかたちのものに切りかえ，それを少しづつ発達させてきたもののように思われます．
硫酸還元菌は，この酸素の毒を防ぐ機構を必ずしももっていない点でも注目されます．この生物は，原始地球の還元大気時代の生物の名残りをもっているかも知れないからです．
原始単細胞時代からの細胞進化を研究している
中村運さんは，細胞の進化という面で，生物進化を3段階に大別し， ①代謝進化の時代
胞内構造進化の時代②細③多細胞の形態進化の時代，としています．
①の時代は，始原細胞から始まる約20億年間の原核生物（バクテリア）の時代で，この時代にすでに，現存生物のもっている基本的な代謝

URBAN KUBOTA NO.23｜23

先生が，水田の泥の中での硫酸還元菌の生き方

海の水があるにもかかわらず，そこに含まれて酸還元菌によって硫化水素に変ります．また硫を調べておられます．土の中の一つの粒子のよいた硫酸イオンは全部還元されてしまって硫化化水素は，自然界では火山活動に由来するもの

うなかたちで，硫酸還元菌が何匹か一緒になり，物になってしまっていたわけです．

も多く存在します．

周りに硫化鉄の保護の城壁を築いて一つの小さこのように硫酸還元菌は，硫酸塩があって酸素≪硫黄バクテリア≫な都市をつくって生活しています．つまりミクのない場所では，有機物があれば幾らでもはえ

この硫化水素を酸化する生物は，大別して２つロポリスです．

てくるのです．泥の性質がどうというよりも，に分かれます．１つは硫黄バクテリアです．こ

写真は，古坂先生からお借りしたミクロポリス

有機物の量によって硫酸還元菌ははえ方が違っの生物は，硫化水素，単体硫黄，亜硫酸などをの写真です．こういう状態で，硫酸還元菌は長てしまいます．

分子状酸素で酸化することによりエネルギーをい間耐えるらしいのです．ですから，泥を乾燥

この点では，この生物は大変に恐ろしいもので，とり，最終的に硫酸をつくります．いろいろのしても結構死に絶えないで， 1年間ぐらいは平これをどうやって除くかというのは，なかなかタイプがおりますが，代表的なものはチオバチ

気で生きています．

むづかしい問題だと思います．下水とかどぶ川

ルスというもので，これは泥や水の中に広く生

こうした生き方ができますから，硫酸還元菌はなどの限られた場所であれば，酸素を十分に与育しています．硫化水素や硫化物を酸素で酸化

自然の普通の泥であれば，たいていのところにえれば硫酸還元菌は生活できなくなりますから，して硫酸にし，その反応で得られるエネルギー

おります．しかも，いまお話ししたように鉄をそうした方法によって実際に問題を解決していを使って，二酸化炭素を同化して生活します．

使います．そのために，これが鉄の腐食というる例もあります．

泥や水の中は酸素の拡散はわずかで，すぐ下に厄介な問題をおこすのです．有機物の乏しい還硫黄と生物還元層が続いており，ここに生息している硫酸

元的な泥の中で鉄が腐食して真っ黒になってい≪同化的硫酸還元と含硫有機物の分解≫還元菌は，硫黄バクテリアのつくった硫酸を還る場合には，そこに硫酸還元菌が介在している

最後に，生物界において硫黄という元素がどう元して硫化水素を出します．それをまた硫黄バと考えてまず間違いありません．そして一度こ変化し，どのように働いているのか，その辺のクテリアが表層で酸化するという関係で，両者れがはえてしまうと，鉄はさびてさびて困ると問題に少し触れてみます．

が酸化層と還元層にすみ分かれて，硫黄の循環いうことになります．ですから硫酸還元菌は，

だいたい硫黄は，生物に欠かせない元素の一つをやっております．

鉄を扱っている方たちの最高の敵だろうと思い

で，生物の細胞には乾量にして通常１〜２％のただこの生物は，何しろ硫酸をつくり酸性にします（笑）．

硫黄分が含まれています．つまり生物は，有機ますから，いろいろと問題を起します．たとえ海底での大量発生の硫黄化合物を体の中でつくるか，あるいは他ば，硫酸の生成で土壌が酸性化すれば，植物や硫酸還元菌は水の中にもおります．湖や河川はの生物がつくった硫黄化合物を使わなければ生他の生物に大きな影響が生じます．

もちろん，水圧の強いところで生活するタイプ

きていけない仕組みになっています．

しかもこの仲間には，ｐＨが２というひどい強もいるようですから，酸素のないところならた

硫酸還元菌は，硫酸を還元して硫化水素にして酸性で生きているものもいますから，これは相いていのところにいます．しかし，この生物が捨ててしまいますが，植物，酵母，かび，バク

当の濃度の硫酸をつくるのでしょう．その意味

大量に発生する場所というのは，何といってもテリアなど多くの生物は，硫酸を原料として体では大変に恐しい生物です．昔から硫黄鉱山や沿岸海域，河口，潟などでしょう．こうした場の中で有機硫黄化合物を合成しています．この火山に近い湖など，硫黄の供給量が多いところ

所では，そこに有機物がたまってくれば，硫酸

場合，生物は硫酸をとりこんで，直接に含硫有ではよく問題を起しています．

イオンは海水にたくさん含まれていますから，機物に変えているように見えますが，じつはこ≪光合成硫黄バクテリア≫

この生物が常に大量発生することになります．

の過程も，硫酸を亜硫酸に還元し，さらに硫化硫化水素を酸化するもう一つの生物は，硫化水

以前，田子の浦港で硫化水素が発生するという水素をへて有機の硫黄化合物（含硫アミノ酸な素を光合成に使って炭酸同化を行ない，硫黄あ問題がおきたことがあります．この場合には，

ど）につくり変えているのです．これは，同化

るいは硫酸を放出するバクテリアで，光合成硫廃物として流されてきたパルプかすが港の中に作用による硫酸還元なので，同化的硫酸還元と黄バクテリアといっております．光合成色素のたまってしまったのです．そこでパルプかすをよばれます（これに対して硫酸還元菌の場合は，違いにより，緑色のものと紅色のものと２種類分解する細菌が生えて，発酵を起す．そしてこ

異化作用ですから異化的硫酸還元といいます）．

がいますが，いずれも嫌気性菌です．そしてじの発酵によってできた大量の乳酸を利用して硫こうして生物の体の中でできた有機硫黄化合物

つは，この生物の行なっているのが，原始的な酸還元菌が大量発生したのです．

は，やがて分解されます．この分解の経路には光合成なのです．比較すると，当時，私たちは田子の浦まで資料を取りに行き，

２つあり，好気的に分解される場合には，亜硫水やヘドロを分析しました．硫酸還元菌は海水

酸をヘて硫酸にもどります．もう一つは，微生

光ＣＯ2＋2Ｈ2Ｓ→ (ＣＨ2Ｏ)＋2Ｓ＋Ｈ2Ｏ(光合成硫黄細菌)
光ＣＯ2＋2Ｈ2Ｏ→ (ＣＨ2Ｏ)＋Ｏ2＋Ｈ2Ｏ(緑色植物)

中にはいませんでしたが，ヘドロの中には１グ

物によって嫌気的に分解される場合で，そのさラムあたり１万匹程度検出されました．ヘドロ

いは含硫有機物のほとんどが硫化水素の形で放この式でお判りのように，光合成硫黄バクテリの中は塩素イオンは濃いのですが，硫酸イオン

出されます．

アが緑色植物と違うのは，水の代りに硫化水素はゼロです．そして海水濃度から考えて，そのこのように硫酸は， 1つは大部分の生物によるを使い，酸素を放出する代りに硫黄を放出して分だけの硫化物が存在していました．つまり，同化的硫酸還元の経路を通じて，もう1つは硫いることです．ＣＯ2を還元して炭水化物を合成

URBAN KUBOTA NO.23｜24

するのは，どちらも同じです．

のでしょう．硫酸から硫化水素，硫化水素からいます．

もちろん光合成の反応過程は，緑色植物の方が硫酸という食物連鎖の形で，硫酸還元菌と光合≪大気中の硫黄化合物≫

はるかに複雑で発達しています．しかし光合成

成硫黄バクテリアは容易に共存したでしようし，

編集

硫黄バクテリアにおいても，光合成色素を中心

あるいはこの系に発酔生物が加わって，光合成因として大きな問題になっていますが，大気中にチトクロムの電子運搬によるＡＴＰ生成（光硫黄バクテリアの合成した炭水化物が発酵生物の硫黄酸化物の発生源や量などは，地球化学的リン酸化）の機構を原始的な姿でそなえているに，発酵生物の排出する乳酸が硫酸還元菌に利にはどのように測定されているのですか．

のです．線色植物のそれと本質的に異なる点と用されるケースも想像できます．

小山

現在，大気中の硫黄酸化物は酸性雨の原

大気中の塩分量とその変化は，降水中のいえば，電子供与体となる物質がＨ 2 ＳかＨ 2 Ｏ

また他方では，さきほどのお話しにありました

成分を分析してそれを推定できます．例えばわかという違いです．光合成硫黄バクテリアの場

ように硫酸還元菌は，しばしばその活動の結果

が国の1946年の雨水の成分では，Ｃｌ-とＳＯ42-

合は，光のエネルギーを吸収して励起した光合を硫化鉄として地層中に堆積します．このようの平 均値 が そ れぞ れ0.80mg/ℓ と 1.34mg/ℓ ，成色素のエネルギーが，Ｈ2Ｓを分解してＳを放な硫化物はもちろん，堆積性の硫黄鉱床といわそれ が1959年 にな ると ，そ れ ぞれ 1.1mg/ℓ と出し，水素イオン(Ｈ )と電子（ｅ ）を手に入れるものは，その形成時期がどんなに古いもの

４.５mg/ℓ になっています．このようにすでにれます．緑色植物の場合には，光のエネルギーにせよ，おそらくこの生物が介在した結果でし1959年にはＳＯ42-が3倍以上に増えています．

を吸収して励起したクロロフィルのエネルギー

よう．そうした物質が長い地質時代をへて地表

だいたい大気中の硫黄化合物の源としては，海が Ｈ 2 Ｏ を分解してＯ 2 を放出し，水素イオンにあらわれれば，再び硫黄バクテリアなどによ

塩，燃料，火山ガス，その他と４つに分けられ(Ｈ )と電子（ｅ ）を手に入れます．

って利用されます．

ますが，これらはいろいろな人によってその量

光合成硫黄バクテリアは，酸素のあるところで現在，ある湖沼などでは，これら３つの生物群が推定されています． 図４・６は，1959年の日

+

+

-

-

は生きてゆけない生物です．おそらくＨ 2Ｓ をによる硫黄サイクルの存在が明らかにされてい本と同年代の世界の各種硫黄化合物の推定値で電子供与体とする光合成機構は，無酸素大気のます．こうした場所では，水深の浅い上部の酸

す．このうち，＜その他＞と記されているもの

環境下で生まれたものでしょう．さきの図4・4化層に好気的な硫黄バクテリア，還元層でありの正体を知るために，硫黄同位体の存在比を調には，嫌気性従属栄養生物の直上に嫌気的光合ながら光の届く水深部には光合成硫黄バクテリ

べてみました．そうしますと，硫酸還元菌によ成生物と記されていますが，これは光合成硫黄

ア，その下位の還元層に硫酸還元菌，これらのり海底や海水で生成するＨ 2 Ｓの硫黄同位体のバクテリアの原形です．このように，生物がそ

３群がそれぞれ水深別に垂直的にすみ分かれ，

存在比と，わが国の＜その他＞の硫黄同位体のの最も基本的なものとする代謝の機構―呼吸同一の硫黄を酸化・還元することにより共生し存在比とが非常に近い値を示すのです．つまり，や光合成の機構をつくりあげてゆく時代には，ていることが知られています．

＜その他＞の供給源としては，河口や沿岸海域

硫黄という物質が特異な役割を演じていること

こうした局地的なサイクルでは，硫黄は殆んどの硫黄還元が大きな比重を占めているらしいのに気がつきます．

外部にでることがなく一つの生態系を支えます

です．この意味では，大気中の硫黄化合物の増≪さまざまな硫黄の循環≫が，多くの場所では，これら生物たちがその環量には，燃料はもちろん，この硫酸還元の問題

おそらく，生物界における硫黄の物質循環は，境条件に応じてつくる局部的な連鎖は外部に開も見逃すことはできません．

還元大気下のはるか昔からすでに発生していた

放され，地表における硫黄の循環を特徴づけて

図4･5−生物による硫黄の循環

図4･6−日本および世界の大気を通して行なわれる硫黄循環

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⑤地中の還元状態の物質と地下掘削工事

ンク，暗きょ，トンネル，基礎坑など，換気のールド工法が採用されて以来，多くの工事にこ悪い場所で，酸素を吸収する物質または酸素濃の圧気工法が用いられてきました

酸素欠乏の発生機構

度をうすめる物質（例えば，メタン，窒素や炭

先程申しましたように，東京砂棟層は構造物の−地下水位の低下・圧気工法−

酸ガスなどによる置換）が存在すれば，必ずお支持層ですから，ビルを建てるにしても，高速林

昭和30年代の後半のことですが，東京を始こります．マンホールの中に顔を入れたり，道路を作るにしても，この砂礫層まで掘らなけ

め大都市の地下建設現場では，酸素欠乏による「たて坑」の中をのぞいたりして，酸素欠乏空ればなりません．東京砂礫層の上位には沖積の事故が発生しました．そのとき私は，これらの気を１回呼吸しただけで，意識を失ない握力が粘土質の不透水層があり，本来ならば東京砂礫事故の状態や発生のメカニズムを地球科学的な低下し，たて坑やタンクの中に転落し窒息死す

層は地下水が豊富にある滞水層なのですが，当面から検討する仕事をしておりました．それでる例が多くみられます．現在では，酸素欠乏防時は，多量に地下水を吸み上げていたので，地

本日は，いままでのお話に関連のありそうな若止規則で，空気中の酸素の濃度が18％未満であ

下水の水位や水圧が著しく低下しておりました．

干の問題をお話ししてみたいと思います．

る状態を酸素欠乏と定義しています．

酸素欠乏事故は，この東京砂礫層でおこったの

酸素欠乏事故は，建設業，化学工業，食料品製

地下建設工事現場での酸素欠乏事故は，昭和29です．図 5・ 2 と5・ 3 は東京砂礫層と東京の酸造業，清掃業など多くの業種でおこっています

年頃から発生し始め，昭和35〜36年に非常に多素欠乏事故発生現場の分布との関係を示したもが，最近ではその発生も少なく，特に建設現場

くなり，昭和39年には建設工事現場だけではなのです．

での酸素欠乏事故は少なくなりました（図５・く，ビルの地下室で一般の人々に被害がでるよ

まず，初期の頃に東京の都心部でおきた事故の

１参照）．そのため，一般の関心も薄れてきておうになりました．この場合は，既設のビルの地

例をお話しします．高速道路の橋脚の基礎工事

ります．しかし，この事故は大変危険なもので下室にある揚水井戸から，酸素濃度５〜10％位

では，潜函工法で，地表または川底から沖積層

す．いうまでもなく人間は，酸素がなければ生の酸欠空気が吹き出して事故がおこったわけでを掘り下げていきます．沖積層は，粘土質で不きてはいかれません．空気中には約21％の酸素す．しかし，何といっても酸欠事故が多くおこ透水層ですから間隙水があり，潜函の加圧されがありますが，酸素濃度が低くなると，私たちったのは地下建設工事の現場です．東京の大きた空気は逃げ場はありません．しかし潜函の刃は呼吸を早くしたり深くしたりして，酸素の摂なビルや高速道路の橋脚の支持層は，東京砂礫

口が沖積の粘土層を貫通して東京砂礫層に達す

取量を多くしようとします．ただこのような調層と呼ばれる洪積層の礫層です．東京の山の手

ると，図５・４に示すように，地下水のなくな

節機能にも限度があり，その限度を超えると体台地では，この砂磯層は関東ローム層のすぐ下った砂礫層中に，潜函工法で加圧されていた空内の酸素が不足して細胞内での代謝が円滑に行に分布していますが，都心部では沖積層の下位気が漏れてしまうのです．それで，潜函内の理

われなくなり，最後には死んでしまいます．特にあり，地表から10〜 20ｍ の深さのところにあ論気圧がたもてなくなる．高速道路の橋脚の工に脳細胞は多量の酸素を必要としますから，３ります．

事ですから， 50m間隔位で何本もの潜函がたつ

分以上呼吸が止まっただけで脳細胞が破壊され，

だいたい土木工事というのは土と水との闘いなわけです．そうしますと，そのなかには掘削中再生しません．ですから，酸素欠乏事故にあい，のです．地盤を深く掘ろうとすれば，地下水がの潜函もあれば，砂礫層まで掘り終えて，送気生命はとりとめたものの後遺症が残り，植物人

湧出して掘るのを邪魔しますから，掘削深度にを止めている潜函もある．酸素欠乏空気が噴出間となってしまった例さえあります．

相当する高気圧をかけてその湧出を防ぎ，地下して事故をおこしたのは，このような減圧した

ここで確認する意味で，空気の組成を表５・１

水の動きを封じながら掘削横桟を使って掘削しり，圧力をかけていない潜函なのです．

に，酸素濃度低下の人体への影響を表５・２にていく．これがいわゆる圧気工法ですが，東京

それで，これを実験的に確かめてみようという示しておきます．酸素欠乏事故は，地下室，タ

では，昭和32年に永田町付近の地下鉄工事にシ

わけで，約70mはなれた位置に潜函工法とウエ

図5･1−年別酸素欠乏症発生状況

表5･1−空気の組成

表5･2−酸素濃度低下の人体への影響（Henderson & Haggardの分類）<労働衛生のしおり（昭和58年度）より>

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ル工法とで同時に掘り，両者の基礎を砂礫層に

図5･2−酸素欠乏事故発生場所の分布達しさせておきました．そうしますと，次の３つのことがわかりました．
①潜函基礎の間に圧力の差があるとき，潜函基
礎内に圧入した空気は，砂礫層を通って低圧側の潜函基礎内に噴出し，低圧側潜函基礎内では酸素欠乏を起こしやすい．
②長期間にわたり継続して送気し，２つの潜函の間の砂礫層が完全に酸化されると，低圧側潜函基礎内に噴出してくる空気の酸素濃度は低下
しない．しかし送気をやめ，しばらくしてから送気を再開すると，酸素欠乏空気が噴出する．
③砂礫層に到達した潜函基礎に継続して加圧した状態から，送気をやめると，ある時間たつと潜函基礎内が酸素欠乏になる．
こうした実験をふまえて事故の事例を調べてみますと，地下建設現場での酸素欠乏事故発生のメカニズムは，図５・５に示すような４つの型があることがわかりました．第１番目は，砂礫層からの湧水がないので，加圧をやめると潜函内の圧力がさがり，砂礫層中に圧入された空気が潜函内に逆流してくるケース．
２番目は，いまお話ししました砂礫層を通って
低圧例の潜函に酸素欠乏空気が噴出する．砂礫層の中を通り抜け，貫流するケースです．
３番目は，例えばシールド工法で地下鉄工事を

図5･3−東京下町の酸素欠乏事故発生現場と地質との関係行なった場所を，電話工事などでもう１度掘る
時に，酸素欠乏空気が噴出するケースです．これは地下鉄工事の時に砂礫層中に圧入された空気が，そのまま地層の中に埋没されている．そこは滞水層ではなくて滞気層になっていて空気がたまっている．そこを電話工事でもう１度掘るから酸素欠乏の空気がでてくるわけです．
図5･4−酸素欠乏垂気の砂礫層での貫流

図5･5−基礎坑内酸素欠乏の発生のしくみ<労働省安全衛生部編酸素欠乏症防止規則の解説（昭和46年）より>

URBAN KUBOTA NO.23｜27

最後は，高気圧の時に砂礫層の中に入った空気

1 5 6 ℓ ，吸込量の最大値は１分間に7 5 ℓ です．

褐色の皮膜に覆われていますが，地下水を多くが，低気圧の時に酸素欠乏空気となって出てく

そして，噴き出しと吸込みのパターンは，大気含む東京砂礫層の色は，掘削直後では青緑色をるという現象です．このケースを次に少しくわ

圧の変動のパターンと同じなんです．つまり，しています．これが空気に触れると礫の表面にしくお話しします．

高気圧がくると空気が地層の中に入っていく．

褐色の水酸化第二鉄〔Fe(ＯＨ)3〕の皮膜が付着

砂礫層の呼吸現象

低気圧がくると地層から酸素欠乏空気が噴き出してきます．この砂礫のトータルFe2 Ｏ 3 （酸化−低気圧と共に噴出する酸欠空気−

してくるのです．測定のときに流量計と一緒に第二鉄）は９.14％，塩酸で溶ける鉄分は４.68％

酸素欠乏事故がおこった既設のビルの地下室に酸素メーターをつけておいて酸素濃度を測ったでした．砂礫中の鉄分全体の約半分が塩酸に容

現場検証に行ったさい，酸素濃度を測定してもわけですが，そうしますと，当然のことですが，易にとける鉄なのです．この可溶性鉄分の大部21％あるので，何故事故がおこったのか，よく地表から地層の中に吸込まれていく空気の酸素分は，砂礫の表面につ い て い る 水酸化第二鉄

わからないことがしばしばありました．ただ以濃度は21％です．ところが低気圧になると地中〔Fe(ＯＨ)3〕なのです．

前，硫黄鉱山が盛んに採掘されていた頃に，低から空気が噴き出してくるわけですが，その酸東京砂礫層の中に含まれている地下水の化学分

気圧が通過すると，岩石の割れ目に入っていた

素濃度は低気圧の日が続いている限りはどんど

析もやりました．地下水中に溶けている２価の空気が酸素欠乏空気となって湧出して，事故をん下がっていく．図にみるように７.５％まで下鉄（Fe2+ ）の量は，山の手台地でも下町でも，おこした事例があったのです．それで東京の地がりました．ところがそれが，高気圧に変わる

東京砂礫層のものは，その上位や下位の地層の下でも，このようなことがおこるのではないかと，一転して酸素濃度21％の空気が地下に吸いものに比べて桁違いに多いのです．昔，井戸をと考え，低気圧と酸欠空気との関係を調べてみ込まれていくのです．そこで私たちは，この現使っていたとき，井戸の蛇口に木綿の袋をつけたのです．東京砂礫層は，本来は滞水層ですか

象を砂礫層の呼吸作用と名付けました．ビルのていましたが，しばらく使っていると，その袋ら，以前からビル用水のため井戸が掘られスト揚水用井戸が残っているのは地下室ですから，に黄褐色の水垢がついてきます．これは水に溶

レーナーが沢山あります．これを縦の穴とすれ

雨の降り続いたときには地下のトイレには行かけていたＦe2+ が白い水酸化第一鉄〔Ｆe(ＯＨ)2〕

ば，地下鉄，電話，下水道などの圧気工法が各ない方が安全です．（笑）

となり，それが空気に触れて黄褐色の水酸化第所で行われていますから，横の穴もいたるとこ

酸素欠乏空気の原因

二鉄〔Ｆe (ＯＨ)3〕になって，袋に水垢として付ろに走っている．いうならば東京砂礫層は，縦−還元状態にある砂礫層とその酸化−着したわけです．

横十文字に穴があいていることになります．

以上述べてきたように，東京の都心部での酸素

この変化は，空気が充分にある地表でおこるの

しかも，地下水の多量の揚水のために，広域に欠乏事故は，東京砂礫層が関係しています．でで，酸素が消費されても酸素欠乏にはなりませ

わたって地下水位が低下しているので，砂礫層

は，砂礫層に入った空気が，どうして酸素欠乏ん．しかし還元状態にある地層中に，圧気工法の含水率は大へん小さくなっている．そうした空気に変身して出てくるのか．これを知るため

で人工的に空気を圧入したり，高気圧のときにところへ，圧気工法により大量の空気を送り込には，地下に広がる地層の堆積環境，地層中の地中に吸い込まれていく場合には，空気の量はむわけですから，東京砂礫層は，滞水層から滞鉄鉱物，地下水の性質などを総合的に調べる必

地表と違って全く補充のきかないごく限られた気層にかわってしまっています．しかも，縦横

要があります．

量でしかありません．それで，還元性の地層に十文字に穴があいている．ですから，こちらか

東京砂礫層の上位にある沖積層からは，さきほ

入った空気中の酸素が消費されるというか，食ら押せば，あちらから酸素欠乏空気が噴出するどから話額になっているビビアナイト，藍鉄鉱

われてしまうのです．こうして，還元性の地層という具合で，大気圧との関係を調べるために〔Ｆe2+3(ＰＯ4)2・8Ｈ2Ｏ〕が,埋没した葦の髄の中

で地下水のなくなったところでは，酸欠空気がは，圧気工事の影響のない日を選ばないと本当からしばしばでてきます．この鉱物は，元来無充満することになります．

のところがわかりません．

色なのですが，空気に触れるとＦe2+ の一部がですから東京砂礫層の場合には，酸素をくうの3+

そこで東京の虎の門実業会館の地下室にある深酸化してＦeとなり青〜青緑色に変色しま

は地層中に含まれるＦe 2+ が主役なんです．も井戸をお借りして，年末から年始にかけて測定

す．地中に無色透明な状態で藍鉄鉱が存在する

ちろん沖積層や洪積層中には，間隙水以外にもしたのです．図５・６がその結果で，これは昭ということは，鉄がＦe2+の状態であることを有機物や土壌コロイドや不安定な塩類があり，

和46年12月28日から47年1月10日までの測定結意味します．また，採集直後の沖積層のボーリ

酸素と結合しやすいものもありますから，この果です．当時，虎の門附近では，東京駅の地下

ング・コアの酸化還元電位(Ｅｈ)を測定すると，ような物質もー役かっていることは間違いあり

駅から品川へ向って地表から30mの深さのとこ−100〜−200ｍＶを示し還元性です．地下鉄工ませんが，しかし主役はＦe 2+

ろを横須賀線の工事が行われていました．それ

事現場で掘削中の洪積層の青色シルトのＥｈもと思います．

で，この影響をできるだけ少なくしようと考え−100ｍＶ，五反田附近の高速道路の橋脚基礎工

東京砂礫層の砂礫をふるいでふるって，大きなて正月休みを選んだわけです．

事現場で測定した東京砂礫層のＥｈは，じつに岩石の礫を除いて，粒度が20〜80メッシュの間

そうしますと，約２週間の間に低気圧が２回通−350ｍＶでした．このように地下の地層は，の鉱物を顕微鏡で見ましたが，石英，長石，角過し，それに伴って酸素欠乏空気が２回噴出し沖積層，洪積層ともに還元状態にあることがわ

閃石とそれらの風化物が多く，鉄鉱物としてはました．高気圧のときには砂礫層の中に空気がかりました．

磁鉄鉱(Fe3Ｏ 5)と菱鉄鉱（FeＣＯ3）が見られま

吸い込まれます．噴出量の最大値は１分間に地下水がなくなった東京砂礫層の砂礫の表面は，したが，黄鉄鉱（FeＳ2）や磁硫鉄鉱（Fe1-xＳ）と考えてよいかURBAN KUBOTA NO.23｜28

のような鉄の硫化物はありませんでした．

図5･6−地下酸欠空気の噴出と井戸の呼吸作用一東京虎の門の例

このように，東京での酸素欠乏事故の遠因には，
広範囲にわたる地下水位の低下があります．そして，地下滞水層が地下滞気層に変わってしまったところで，酸素欠乏をひきおこす主役となる物質は，還元状態にある地層中の間隙水に含まれている２価の鉄イオン（Fe2+ ）ということになります．
海成粘土層と圧気工法−高熱化現象と硫酸の湧出−では，地下の地層に硫化鉄がある場合には，地下工事にともなってどのような現象がおこるか．
じつは，その典型的なケースが，昭和42年から43年にかけて大阪でおこっているのです．
東京の酸素欠乏事故の発生地点は，地下水の低下地域が西の方に広がるにつれて，新宿や池袋でおこるようになりましたが，そのような時に東京で全く経験しなかった事件が，大阪の地下
鉄堺筋線のシールド工事でありました．それは，掘削の切羽の発熱，地下工事を行なっている場

図5･7−大阪日本橋地区シールド工事<大阪市交通局>

所の上の歩道に30℃位の蒸気が噴出し，シールド内部の圧気用パイプが地下水により腐食してしまうという事件です．その時の地下水のｐＨ
は，２.４という強酸性です．
その地下鉄工事の場所は図５・７に示すとおり
で，ここは昔の松阪屋があったところです．日
本橋３丁目から恵美須町に向って工事が進められていました．ここは上町台地のすぐ近くで，上町，天満から千里丘陵に向って南北性の隆起軸があるので，基底面が盛り上がっています．
そのため断面図にあるように大阪層群上部の地層が地表下５ｍ位の浅い所に顔を出しています．
そこに砂層に挟まれて海成粘土層があります．
こうした海成粘土層のところ―つまり，さきほどの市原先生のお話にありましたようにパイライト（黄鉄鉱）のような硫化物をたくさん含

図5･8−シールド工事における噴気の温度変化

表5･3−大阪市日本橋シールド地点分析表

んだ粘土層の真ん中を，シールド工法で大量の空気を送り込んで掘り進んだ．ですから，これは東京の都心の場合と大分様子が違います．昭和42年の11月初の気温が20℃位のときに，図のＥ地点では80℃以上，Ｊの地点でも80℃近くまで温度が上がり，蒸気が噴き出してきて大変な騒ぎになりました．そのときのシールド工法の送気の圧力は０.４kg/cm2と記録されています．
各地点の温度の変化は図５・８のとおりです．
その年は年内いっぱい工事が続けられ，正月休
みをはさんで翌昭和43年の１月５日から工事がURBAN KUBOTA NO.23｜29

再開されました．そうしますと，今度は，内部れ，発熱現象をともないながら硫酸ができ，圧は，酸素欠乏空気の発生というおまけつきでしのシールドの圧気用パイプが地下水によって腐

気用パイプを腐食させたのです．

た．それは，昭和51年のことで，私はすでに秋食され，そこから漏気しているのが発見されま発熱現象と酸素欠乏空気の同時発生

田に移っていたのですが，東京の建設業の人かした．そのときの地下水のｐＨをはかると2.4

さて，その後東京の地下建設工事現場での酸素ら，酸素欠乏の心配がある上に発熱現象があるの強酸性を示し，硫酸イオン（SO42-）は25,900

欠乏事故は，都心部からどんどん西の方に移動という電話が入ったのです．場所は東京の西郊

ppmという驚くべき値を示しました．

してきました．中央線の中野駅近くのビルの建の府中で，東京競馬場の近くです．図５・９が，同じ年の１月末には，この日本橋シールド（日設のときには建設業者の人は，東京砂礫層は危

そのときの工事の断面図で，この図は土木の人

本橋−恵美須町）から北へ約２km離れた船場シ険な地層であることをすでに承知していました．

が描いたものです．図の右上方に立川ローム層ールド（堺筋本町−長堀橋間）で，送気圧0.4kg

そこで，深礎坑を東京砂礫層にうつときは，酸と立川礫層があり，一段下がった段丘の上に青/cm で掘削したときに，砂利層が47℃になり，素濃度を測定するなど十分注意して工事をした

柳ローム層と青柳礫層があります．そして，こその附近の地下水のｐＨは3.5，硫酸イオンがので事故はおこりませんでした．しかし，地下

れらの礫層の下位に上総層群が分布しています．

5,600ppmもありました．

２階の集水槽で事故がおきました．このときのこの上総層群というのは，大阪層群と地質時代

さきほどのお話しでは，大阪層群の海成粘土に

悪役は，東京砂礫層の上位にある武蔵野礫層とを同じくする関東の地層で，東京でも多摩丘陵含まれている黄鉄鉱が地表面で風化されると硫呼ばれる段丘砂礫層なのです．このように，酸の近くになれば，地表近くに分布しています．

酸を生じ，それが，岩石のなかのカルシウムと素をくうのは東京砂礫層だけではないのです．

この図では，ボーリングで採取した土の色が示結合して石膏ができます．これは自然現象で，還元状態にある地層では，条件さえ整えば，酸してあり，土が青い色をしているところは青色

長い年月の間のおだやかな酸化により硫酸が形素欠乏事故は何処でも発生するわけです．ただの斜線，土が茶っぽい色をしているところは黄成されるわけです．ところが，いま私がお話し

東京では，大阪のような発熱現象は，その頃ま色の斜線で示してあります．大ざっぱにいえば，ました日本橋シールドでの発熱現象と強酸性のでは全くありませんでした．

青色は還元帯，茶色が酸化帯に区別できます．

地下水の形成は，大阪層群の海成粘土に含まれところがその後大分たってから，圧気工法に伴工事は中央高速道路の方から甲州街道の方に向ている黄鉄鉱が，圧気工法により人工的に大量う発熱現象，強酸性の地下水の生成を東京で経かって進められました．図の下には，何番日のの空気が送り込まれた結果，急激に酸化させら験することになったのです．しかもこの場合にリング数に当るかという数字と，掘削した距離2

図 5･9−府中市寿町シールド工事断面

表 5･4−シールド工事中の酸素濃度と温度

図 5･10−湧出地下水のｐＨと温度の変化

表 5･5−掘削中の湧出地下水の性質

URBAN KUBOTA NO.23｜30

が示されています．

減少しています．最近では，むしろ清掃業など

ほどいろんなことがあります．庭に木を植えて９月中旬に送気圧 1 . 2 0 k g / c m で仮掘進を始の有機物の腐敗による硫化水素の発生による事も芝を植えても，枯れてしまいますしね．

め， 10月末に縦坑内の送気を止めたところ，酸故が多くなってきました．この酸素欠乏症と硫編集

素濃度が下がり15％になりました．そして11月

化水素中毒の防止のために，昭和57年春に労働があり，人が住んでいたこともあるでしょう．

下旬に送気圧1.20kg/cm 2 で本掘進を始めたの

安全衛生法施行令と酸素欠乏症防止規則の一部

市原(実)ですが，今度は坑内の温度が高くなった.それが改正されて，新しく硫化水素の問題が規則にてからもう何百年いや何万年もたっていますか

で換気を行なった後に温度を測定しましたが，入ることになりました．

ら，一般に，表層では土壌化作用がすすみ，海

外気温13.2℃で，切羽では32.0℃もありました．

丘陵地の造成と硫酸塩

成粘土も完全に風化しきっています．だから表

しかもセグメントの間からは，酸素欠乏空気

編集

地下の工事がいまのお話しのようであれ層の土壌はおとなしいいい土壌になっているわ（10％）が漏れてくるという状態です（表５・ば，丘陵地の造成―たとえば千里丘陵の場合

けです．それを掘っくり返したり，削りとった

４）．

などで問題が生じたことはなかったんですか．

りして，還元状態にあるところを出すから，い図５・10は，工事期間中のシールド内の温度と，市原(実)ろんな問題がいっペんに出てくるんです．

地下水のｐＨを測定したものです．３月から４

き，切りとり斜面は最初60度とか70度の傾斜で編集月にかけて，227〜440のリング付近で一番温度

造成されました．そうしましたら数ヶ月のうち

どではないにしても，いっぺんに人工的に風化が高く，最高温度で35℃でした．５月以後は徐に，それらの多くが崩壊してしまいました．そさせるわけだからやはり強烈なんですね．これ々に下がっていきました．地下水の方は余り変れでもう一度，斜面を緩やかな傾斜にしてつくは，さきほどのお話しで，地下の海成粘土をボ化はしていません．酸性のところは最後まで酸り直しておりました．さきにいいましたように，ーリング・コアで揚げたときは何もなくて，少性のままでした．

海成の粘土は粉々に崩れるので，その崩壊堆積

したつと硫酸カルシウムがでてくるというのと上総層群の鉱物をⅩ線回折装置で調べると，粘斜面は45度ぐらいの傾斜で安定するんです．自

同じ理屈ですね．

土鉱物の他に，長石，石英，角閃石と黄鉄鉱が然の露頭でも，海成粘土の崖はだいたい45度で市原(優)ありました．セグメントの間から漏れている地

すが，淡水成粘土の崖は，垂直に切りたってい

硫黄をたくさん含んでいます．ただその硫黄が硫酸塩でないというだけです．造成すれば，そ2

千里丘陵では，万博会場をつくると造成しない前は，こうしたところでも緑
それは，現在の丘陵地は，形成され造成というのは，シールドの圧気工法ほそのとおりです．地下の海成粘土は下水の中の沈澱物は，石英と赤鉄鉱（Fe2Ｏ3）で

ます．

した．

編集

私がその現場に行きました頃は，強酸性になっのは，大分問題がありそうですね

編集た地下水のために，セグメントを止めておくボ

市原(実)の辺で終りたいと思います．本日は，長時間にルトが１週間で腐食してしまうし，送気してい題がいっぱいあります．造成業者が，丘陵地帯

る間はよいのですが，送気を止めると酸素欠乏の海成粘土層のところに切りとり斜面をつくる

空気（10〜15％）が逆流してくるというひどい

ときに，土地をできるだけ広く利用できるよう有様なんです．それで，どうしようかと相談をに，垂直に近い崖をつくるわけですね．そして，受けたのですが，施工前の段階ならば考え方もそこに家を建てる．そうすると，建ててから後いろいろとありますが，この段階では，どうしろの崖が崩れて家がつぶれる．そういう例を，ようもないのです．そこで，周りに井戸がある

私は地質調査中によくみました．

かどうか調べて下さい．酸素欠乏空気は井戸をほかにもいろんなことがあります．造成による抜け道としてシュウッと出てくるから，その附

海成粘土の風化のために，硫酸をいっぱい含ん

近だけ注意して，掘進の方は送気を続けていくだ水が流れこんで，稲が全部枯れてしまったとより仕方がないといって，結局は掘ってしまいか，あるいは養魚場の魚が全部死んでしまった

ました．そのときの全硫化物や硫酸イオンの量という例もあります．

などは，表５・５の通りです．ここでも，発熱造成業者が礫まじりの砂地だと思って造成を引現象に硫酸酸性の地下水が伴っています．このき受けて，いざ仕事にかかってみたら粘土ばか

硫酸酸性の地下水は，上総層群の続成作用で形り，それも海成粘土ばかりだった．そうすると，成されたに間違いありません．

ブルドーザーなどの機械の消耗がすごくはげし

東京はその後，地下水の規制をやりまして，今い．ショベルの刃先はさびつくし，タイヤなど

では東京砂礫層に地下水がもどってきましたのも普通の半分ももたない．それで造成業者が，で，最近の５年間では地下建設工事による酸素「大損しました．こういうところの工事を引き欠乏事故はなくなりました．また第一次産業か受けるときは，普通よりも余っぽどようけいもら第三次産業まで広範囲にわたって発生する酸

らわなかったら合わへん」と言って，私にこぼ素欠乏事故も，さきの図５・１で示したようにすんです（笑）．数えあげたらもう限りがない

そうすると，海成粘土の宅地造成という海成粘土の宅地造成というのは，問れがみな硫酸塩になります．
時間が大分すぎてしまいましたので，こわたり大変に有りがとうございました．

URBAN KUBOTA NO.23｜31

丘陵の地層−１

相双丘陵と常磐丘陵
鈴木敬治＝福島大学教育学部教授①丘陵の地形・地質の概要

ノ岳などの断層で境されて，階段的にくさび状

福島県の太平洋沿岸域には，阿武隈山地の東縁に阿武隈山地域へくいこんだ形をとって分布すのカキガイ（Ostrea）の貝殻化石を含むとのこに南北に細長くのびる２つの丘陵が発達している特徴を示している．

とである．さらに，深度約−300ｍ までが亜炭

る．一つは，北部の相馬〜双菓地区に６〜10km

これら２つの丘陵は，時代と環境を異にするさを挟有する砂岩・泥岩の互層からなり，この下の暗で南北に細長くつらなる丘陵で，これは相まざまな地層で構成されているが，そのうち泥位には先第三紀の花崗閃緑岩を主とする花崗岩

双丘陵とよばれる．この丘陵は，高度1 5 0 ｍ 以質岩系の地層には，露頭面で黄色の粉をまぶし類が続いていることが知られている．深度−240

下の緩斜丘陵で，東流する諸河川が開析して形たような状態を呈するものや，さらには内側のｍまでが竜の口層，以下−300ｍまでが久保間成した数段の段丘や河谷底平野が発達している．

部分にも黄色い縞模様をもつものが多く，従来層であると考えられる．

おもに鮮新世の地層（久保間層と竜の口 ）層かから硫黄化合物との関連が推測されていた．今相馬市付近の阿武隈山地の東縁部には，初野層ら構成される丘陵域の西側には，直線状の急斜回，久保田鉄工パイプエンジニアリング部の協のような中新世の海成層の分布があるのに，松面を境にして，高度数百ｍの阿武隈山地が分布力を得て，これらの地層中に含まれる硫黄化合

川浦付近では欠除しているらしい．中新世の間している．急斜面のところには双葉断層（岩沼物の調査を行なった．以下，２つの丘陵のうち，は堆積地域ではなく，鮮新世になってはじめて〜久の浜構造線）が発達し，この断層の西側のとくに泥質岩を中心に，その堆積環境や硫黄化堆積地域となり，陸水成層→かん水成層→海成

阿武隈山地には古生層・変成岩類・花こう岩頼合物との関連について述べる．

層の順序で地層の構成が進行したことを示してなどの古い時代の岩層がおもに分布している．

②相双丘陵と竜の口層いる．富岡町付近のボーリング資料の解析結果

南部のいわき市地区に発達する常磐丘陵は，古相双丘陵を構成する地層のうち，泥質岩の優勢（江口元起・鈴木舜一両氏， 1960）とあわせて

くは常磐炭田として知られたところで，相双丘な竜の口層は，仙台市付近から福島県双葉郡富考察すると，少なくとも中新世後期の間は陸地

陵域にくらべて幅も15〜20ｋｍと広く，かなり

岡町北方まで，100ｋｍ以上にわたる太平洋沿岸の浸食地域で鮮新世になって堆積地域となった

内陸域へ拡がっている． 高度200ｍ以下の丘陵地域に分布している．この地層は，富岡町付近

範囲はかなり広かったらしい．

とこれを開析して発達する段丘と谷底平野とかで，多賀層群上部の富岡層に連続していると推竜の口層と富岡層の分布からみると，これら両測されている．福島県内における竜の口層（一層が堆積していた海域は仙台市付近から相馬・

たつ

くち

しらみず

らなっている．丘陵はおもに古第三紀層（白水ゆ なが やしら ど

泥岩と砂岩の互層からなり，下部に高かん水性層群）と新第三紀層（湯長 谷 ・白 土 ・高久・多部富岡層も含む）の分布の概要を図１に示すが，双葉の地域（一部はいわき市北部まで）にかけ

賀の各層群）とから構成されているが，北の地

本地層は太平洋の浅海底下にも分布している．

て連続していたと考えられる．下部をのぞく竜域では白亜紀層（双葉層群）も分布している．

相馬市や原町市付近の竜の口層は，表１のようの口層の堆積時には，阿武隈山地域を後背地と丘陵域の西方には，古生層・変成岩類・花こうな層位を占めている．竜の口層の下位に整合にし，その東側の太平洋沿岸丘陵地域を堆積地域

岩類などのより古い時代の岩層からなる700ｍ

重なる久保間層（注1）は，含亜炭層でしばしばとする海域が広く拡がっていたであろう．この前後の高度の阿武隈山地が分布している．丘陵

珪砂も挟有する陸水成層であるが，竜の口層は

海域は，具体的な資料に乏しいけれども，太平

域と阿武隈山地域との境界には，相双地域にお海生の生物の化石を含む海成層で，海進時にお洋の浅海底域にもおよんでいたであろう．

けるような南北方向の明瞭な直線状の断層はほける堆積層である．

竜の口層は，下部に砂岩が優勢となるところが

とんどみられない．しかし，第三紀層からなる

三本杉巳代治氏（1975）による松川浦のボーリあるほか，中部や上部にも砂岩がよく発達する丘陵域は，阿武隈山地域を構成する古い時代のングコアの解析によると， 深度約−170ｍ まで

ところがある（図１）．このほか，凝灰質シル岩層と北西〜南東の方向に発達するニッ箭・湯は凝灰質シルト岩，以下深度約−240ｍまではト岩を主とするところでも，同時浸食によって

表１−相双丘陵地域の層序

表２−常磐丘陵地域の層序<おもに須貝ほか（1957）による>

URBAN KUBOTA NO.23｜32図１−相双・丘陵における竜のロ層の分布

図２−常磐丘陵における多賀層群と亀の尾層の分布<須貝ほか（1957）原図に一部加筆〉

URBAN KUBOTA NO.23｜33

もたらされた泥質岩の礫を含む凝灰質砂岩の薄はいわき市付近に分布する第三系のなかで，も安定した外洋性の浅海底の環境を示すと考えら層がしばしば挟有される傾向がある．また，シっとも上位を占めて発達している．多賀層群のれている．

ルト岩中にも，浮石や天然木炭片などが含まれ多くは鮮新世のものと考えられていたが，最近≪南部地区の多賀層群≫るところが多く，活発な火山活動の影響をうけの浮遊性有孔虫や珪藻などの微化石の研究結果

南部の地区では，磯原以北の多賀層群は無層理ながら，泥質岩ほかの地層が積成したと考えら

では，大半が中新世中〜後期のものであると考のシルト岩からなり，含有される底棲の有孔虫

れる．

えられている．

化石群集はいずれも外洋性の浅海底における環

下部や中部の砂岩の優勢な地層には，しばしば北部の地区に分布する多賀層群のうち，四倉付

境を示しているという．しかし，磯原以南のも化石床型の貝化石群集が含まれている．浪江町

近に分布するものは四倉層とよばれ，久の浜以のは沿岸性の浅海底の環境（三角州的環境）を

西部で竜の口型動物群の産出があるが，これに北に分布するものは下位より広野層，富岡層に示していると考えられている（須貝貫二氏ほか，はいくらか暖流系の要素が混在する特徴はみら区分されている．四倉層と富岡層は前節で述べ1957）．

れるものの，顕著な内湾性（かん水性）のもの

た竜の口層に対比され，層相も竜の口層のシル多賀層群については，層位と層相の解析の上ではみいだされていない．シルト岩の部分からは，

ト岩質の部分と砂岩質の部分とに，それぞれ類

なお多くの問題が残されているが，大局的には鯨の骨格や脊椎骨などの化石がしばしば発見さ似している．一方，いわき市泉以南に分布する全体として沿岸域から外洋域にかけての浅海底れている．しかし，高かん水域の存在を指示す

多賀層群のなかで，泉〜植田付近に分布するもにおける泥帯の堆積物を主としていると考えら

る O s t r e a などの化石は竜の口層の下部にみいのは照島層と称され，中新世後期から鮮新世初れる．おそらく，竜の口層の場合と類似の条件

だされているのみである．

期の堆積層と考えられている．また，多賀付近

で堆積が行われ，泥帯の堆積物は還元状態で有竜の口層は沿岸域における堆積物で，中・上部における多賀層群は下位より下手綱層・小浜層

機物畳も多かったのではなかろうか．今回の調のシルト岩の優勢な地層はいくらか深いしずかに区分され，中新世中〜後期の地層と考えられ

査・分析は，いわき市泉南方の照島層の一地点

な海底の泥質帯の堆積物と考えられる．しかし，ている．以上のように，北部の地区の多賀層群（試料No.９，10）のみであるが，泥岩・砂岩と

しばしば波浪や海流の影響をうけて，粗粒の砂の上部（富岡層と四倉層）は竜の口層の延長にもにｐＨは３〜４と低く，硫化物が検出され硫や火山噴出物などが挿入的に堆積したような条あたり，鮮新世のものと考えられるが，北部の黄も多い．露頭における性状からは同様の結果

件のところであったと推測される．当時，いく地区の広野層や南部の多賀層群のほとんどは，を予測させるところが多く，今後の検討がのぞ

らか湾入的地形が存在したとしても，どちらか

より古い中新世中〜後期のものと考えられていまれる．

というと外洋性の沿岸域に泥質帯が優勢で砂質る．また，多賀層群はそれぞれの分布域の東側④常磐丘陵と亀の尾層

帯をともなう堆積盆が出現していた．そして，の太平洋の浅海底にも分布するが，海岸ちかく

この層は，北は福島県双葉郡大熊町から南は茨泥質帯のところでは比較的しずかな環境が優占の海底で向斜構造を形成していると考えられて

城県北茨城市付近まで分布している（図２）．

し，細粒の砕屑物が浮石や火山灰とともにかないる．

いわき市平から泉付近までの地域でもっとも厚り急速に堆積し，各種の生物の遺骸も多量に埋≪北部地区の多賀層群≫

層で，広域にわたり分布している．この地区は，墳されていたであろう．このような泥質帯の堆北部の地区では，凝灰質シルト岩を主とし，あニッ箭 ・湯の岳の両断層にはさまれた地域で，積物は還元状態にあったろうと推測される．表

いだに砂岩の薄層や泥岩・砂岩の互層を挟有す

亀の尾層は約100ｍの厚さを有している． この３に示すように，このような堆積物から，露頭る．とくに，砂岩の優勢な地層は富岡層と広野地域の北方，南方および西方では薄層となってでｐＨが低く硫化物が検出され，硫黄が多量に層の下部に多い．今回，調査・分析を行った富いる．中新世前期の湯長 谷 層群中の一累層で，含まれる暗色のシルト岩（試料No.１,２,４）が岡層の試料（No.７,８）は，このような部分で，下位の水野谷層から漸移し，上位の平層によっ生じたものと考えられる．しかし，時々は波浪

表３に示したように，ｐＨは６〜７で硫化物もて整合におおわれている（表２）．

や海流の影響をうけて，前述したような環境が検出されていない．

頁（泥）岩からなり，砂岩や凝灰岩の薄層をは中断された．このような時に堆積した淡色の砂

広野付近の富岡層下部には化石床型の貝化石群

さみ，層理は明瞭である．新鮮な露頭では暗灰岩（試料No.３,６）やシルト岩（試料No.５）に集が含まれている．このところの砂岩層や砂礫色〜帯紫灰色頁岩で，ある程度時間が経過したは，硫化物は検出されないか，痕跡程度であり，岩層中には，同時浸食によってもたらされた泥露頭では黄色い粉をまぶしたような状態となっ硫黄も殆んど含まれていない．

岩の礫がしばしば含まれる．貝化石群集はほとている．かなり風化が進んだ露頭では灰白色に③常磐丘陵と多賀層群んどが浅海底棲である．富岡層のシルト岩には，なり，表面に褐色の渦巻状の模様を生じ，こま

須貝貫二氏ほか（1957）により提唱された多賀一部の層準をのぞいて，底棲の石沢質の有孔虫

かい板状にはくりする．平〜湯本の地域では珪層群は，シルト岩を主とし，あいだに砂岩を挟

化石は乏しいが，放散虫・珪藻・海綿骨針など質頁岩からなり，双葉や多賀の地域では珪藻質有する岩相を示すが，図２に示すように，北部の徴化石などに富むことが知られている．一部

頁岩からなり，軟質で菓片状に成層して保存のの福島県双葉部富岡町からいわき市四倉までのの層準で豊富に含まれる底棲有孔虫群集は，そ良い放散虫や珪藻の化石を含む．多賀の南部や地区と，南部のいわき市泉から茨城県日立市久の組成上の特徴からかん度の低い沿岸性の環境

上遠野などの地域では珪藻質砂質頁岩からなっ

慈町付近までの地区と，２つの地域にわかれてを示しているとされている．広野層は無層理のている．

分布している．表２に示したように，多賀層群

シルト岩からなり，産出する化石群集は比較的薄層理を示す頁岩の堆積機構について，岩井淳や

ゆ なが やURBAN KUBOTA NO.23｜34注１＝標式地における久保間層は，竜の口層の上に重なるものであることがあらためて確認されている｡従って，久保間層の層名をこのような層位上の位置づけ
で扱うことは適当でないことになろう｡しかし，この研究成果は未公表なので，竜の口層の下位に重なる含亜炭層を久保間層とする従来の定義にしたがっておく．

注２:デスモスチルス＝大きな頭とがんじょうな四肢をもつ海生・草食性の絶滅動物．バクに似た形態で，海岸近くを遊泳，陸上にも上がったと推定される．中新世前期から鮮新世前期にかけて，北太平注沿岸地域に分布していた．

一氏（1950）はつぎのように考えている． ｢薄目すべき点の一つであろう．

く，硫化物も含み，硫黄も多く含むような泥質層理を示す頁岩層は，リズミカルな珪藻質と砕亀の尾層の層厚と層相の変化の有様や植田〜勿岩からなる地層は，東北地方においては太平洋

属性の堆積物からなり，砕屑性の堆積物の厚さ来付近から陸上の植物がよく産出することなど

沿岸の丘陵地域にのみ発達しているわけではな

は珪藻質の部分の1.5〜2.0倍程度である．このからみると，平〜湯本地区に堆積盆の中心部がさそうである．グリーンタフ地域の新第三系のようなリズミカルな堆積構造を示す頁岩は，深あり，その北・南・西の三方側に堆積盆の縁辺

なかにも多くみいだされるであろう.日本海沿

いしずかな海底で周期的に砕屑性と珪藻遺骸と部が存在したような古地理的状態が復元される岸地域では，秋田県の船川層や新潟県寺泊層ほが沈積し形成された．もっとも砂岩の薄層が挟ようにみえる．もしそうだとすると，亀の尾層かの地層があげられよう．内陸山間盆地域では，有されているので，しばしば海流や波浪の影響の堆積期には，平〜湯本の地区を中心とし，新庄盆地の古口層や会津盆地の漆窪層上部などをこうむるようになった．これらの砂岩層は１

ＮＷ〜ＳＥあるいはＮＮＷ〜ＳＳＥ方向に長軸をがあげられるであろう．これら各層中の泥岩は，cm 〜数ｍの厚さで，最上部と最下部に厚いも有する湾入地形が生じていたとも推測される．

いずれも暗灰色〜黒色で有機物を多量に含み，のがある．砂岩層の下位の頁岩層中には層間摺

なお，亀の尾層の上位に重なる平層中の木谷泥露頭ではしばしば黄色い粉をまぶしたような析曲があったり，同時浸食による凹突面がある.｣

岩層中の泥岩は，亀の尾層中の頁岩とことなっ出物を生ずるような特徴を示している．おそら

亀の尾層中には数〜30cm の厚さで，凝灰岩がた岩相と化石相とを有することが知られている

く，少し規模の大きい内海あるいは多鳥海などはさまれていることも注目される．

今回の調査・分析でも，表３に示したように，のような還元環境下の産物ではなかったかと推亀の尾層は，デスモスチルス（注２） の産出層と亀の尾層中の頁岩とことなる特徴を示している．

測されるのである．

してもよく知られているが，その他の種類の化

木谷泥岩層は海底の堆積物であるが，ある程度ｐＨが低く，硫化物を含み，硫黄も多く含有す石も多い． Acila exima， Yoldia tokunagai，

波浪や海流の作用が働くなど，環元状態が生じる泥質岩からなる地層は，内湾とか潟とかの還Lucinoma kamenooensis などの泥帯に生息すにくい状態だったのかもしれない．

元環境の卓越した海底などのほかに，有機物のる二枚貝の化石が産出する．これらの化石は石

また，亀の尾層の下位の水野谷層中の泥岩には，量や堆積条件によっては外洋性の浅海底でも形灰質の殻は消失し，おしつぶされている．この

亀の尾層中の頁岩の場合と類似した性質を有す成されるのであろう．詳細は今後の検討を要す

ほか，サメの歯・魚鱗・魚骨片・ウニなどの化るものがみられる（試料No．16）．おそらく，亀る点が多いが，上にのべたような特徴を有する

石のほか，珪藻・放散虫・海綿骨針などの微化の尾層と類似の環境下の堆積物であろうと推測

泥質岩層が，丘陵域などの人間の生活と深くか石もよく産出する．また，植田〜勿来付近では，されるが，詳細は今後の検討が必要であろう．

かわっている場に意外と広く分布していること

Liquidambar, Fagus などの広葉樹の保存の⑤さいごにも事実である．自然の開発や災害の対策の上で良い葉片化石もよく産出する．このように，亀以上，考察の対象としてきたような，ｐＨが低もゆるがせにできないことがらの一つであろう．

の尾層にはさまざまな生物の遺骸が多く含まれ

表３−相双丘陵および常磐丘陵の泥質岩などの腐食性調査<久保田鉄エパイプエンジニアリング部〉ているという特徴を示している．
以上に述べてきた層相や化石相の特徴から，亀の尾層は，しばしば中断的に海流や波浪の影響をうけ砂岩層が堆積したが，全体としては深い（波浪や海流の作用のとどかない深度）しずかな泥帯の海底で堆積したと考えられる．珪藻などの遺骸が主として沈積する時期と砕層性の堆積物が沈積する時期とが周期的にくりかえしていた．そして，少なくとも泥帯の泥質堆積物には還元状態がつよくあらわれていたと推測される．調査・分析試料（No.11,12,13）においても，頁岩からは硫化物が検出され硫黄含有量も多いが，シルト質砂岩からは硫化物は検出されず硫黄含有量もきわめてわずかで，このような環境を裏づけている．
また，珪藻などの珪質のものの異常な発達は，
東北日本における中新世前期の火山活動の影響によって生じたのではないかとも考えられている．もっとも，いわき市周辺で亀の尾層と同時期の火山噴出岩類はみいだされてはいないが，亀の尾層中に挟有される凝灰岩層からみても注URBAN KUBOTA NO.23｜35

丘陵の地層−２

能登の丘陵と珪藻泥岩
かせ の絈 野 義夫＝金沢大学理学部教授

能登の地形と地質

れらの珪藻泥岩には，これから述べるようにさかる．暗青色の均質な珪藻泥岩は，風化面では日本海に突出する能登半島は，主に低山性の山

まざまのものがあるが，いずれも，新第三紀中特有な帯黄色の粉をふいたようになる．

地と丘陵地から成り，海岸段丘地形がこれをふ

新世の水域に堆積して形成された堆積岩で，丘小範囲の分布ではあるが特異なものとしては中ちどっていることで特徴づけられる．能登北部

陵を構成する主要な地層の一つである．その分

島町山戸田などに分布する山戸田泥岩がある．

布面積が広く，総量が莫大な能登の珪藻泥岩は，これは，中新統下部の堆積岩の一部を成すものの宝 立 山（469m）などを含む山地が北側の海岸

日本有数の特異なものとして注目されている．

で，淡水性の珪藻遺体を主とする均質な泥岩層寄りに分布するほかは，おおむね300〜200ｍ以能登の珪藻泥岩の地層としての性質（形成年代であり，保存のよい植物葉片化石を多産する部

下の平らな地形を示す丘陵地が大部分を占めてや堆積環境など），ならびに含有される珪藻遺体分もある．

いる．能登北部に放する人は，平らな山なみと，の種頼などについては，市川渡博士をはじめと半島北東部の珠洲地区には，飯塚珪藻泥岩のほ

こうのすざんすずについていえば，輪島の高洲 山 （567m）や珠洲
ほうりゅうざんようそこから突出するいくつかの小さな峰から成る

する多くの人の研究がある．また珪藻泥岩を窯かに，飯田珪藻泥岩とよばれるものがある．そおだやかな地形を遠望することができる．

業原料など各種の用途に利用するための基礎的の分布は，図２の地質図に見られるように，飯諸性質―物理的及び化学的諸性質についても，田．上 戸 ・岡田などの小範囲に限られてはいる

石川県工業試験場によってとりまとめられていが，風化の進んだ部分はとくに品質が良く，濾三系の花崗岩や片麻岩類が顔を出しているが，る（注１）．

過助剤などとして利用されている．

能登半島の主体を成すものは，第三紀の火山岩

能登の珪藻泥岩としては，図１に示すように，

法住寺泥岩層は，珪藻のほか，保存のよい珪質類と堆積岩である．

飯塚層，塚田層，飯田層，法住寺層，和倉層，

鞭 毛 虫類や石灰質ナンノ化石及び花粉・胞子化

第三紀の火山岩類は，漸新世後期〜中新世前期

山戸田層の６者が知られている．これらの分布

石などを含み，学術上注目されているものであにわたる安山岩質のものと，宝立山地区など各地域と生成年代および堆積環境を一覧で示せばるが，未利用である．

所に分布する中新世前期の石英安山岩質火砕岩

表１のようになる．

珠洲地区に分布する飯塚層・飯田層・法住寺層とに大別される．

分布面積ならびに埋蔵量の大きいものは，七尾とよばれる珪藻泥岩層の厚さや層序関係を，模第三紀の堆積岩は，半島北東部の珠洲地区，半市和倉地区と対岸の能登島西部にわたって露出式的な断面図で示すと図３のようになる．

島北西部の門前地区および半島南部一帯に広くする和倉珪藻泥岩と，半島北東部の珠洲市飯塚

珪藻泥岩に含まれる微化石

分布し，その大部分は海成層である．大別すれ及び鵜飼地区に広く分布する飯塚珪藻泥岩とで珪藻泥岩には，珪藻のほかにも，いろいろな微ば，棟岩・砂岩・泥岩などから成る中新世中期ある．これら両者は，その性状がきわめてよく化石が含まれている．珪質な微化石としては，の地層が最も広く分布し，主に泥質岩から成る

似ており，生成年代や堆積条件もほぼ同様のも

珪質鞭毛虫類，放散虫類のほか珪質海綿の骨針中新世後期〜鮮新世前期の地層がこれに次ぎ，のと考えられる．和倉における珪藻泥岩の露頭などがあり，石灰質なものとしては，少量の有砂岩・シルト岩から成る鮮新世〜更新世初期のの一例を写真に示す．写真２の露頭では，厚さ

孔虫類や石灰質ナンノ化石が含まれることがあ

地層は，七尾以南に狭く帯状に分布する．

約１ mの海縁石砂岩層をはさんで，その下位にる．また花粉・胞子化石もかなりの量含まれて能生の珪藻泥岩

赤浦砂岩層，上位に珪藻泥岩がみられる．中新いる．

”能登の珪藻土”として一般に知られているもの

世中期の浅海で堆積した赤浦砂岩層の形成後，珪藻は，葉緑素をもつ単細胞の植物で，分類上は，さまざまな形をした微小な珪藻の遺体を多この付近の海域は無堆積の環境となり，海緑石

はオウショクベンモウソウ類に属し，珪酸質が量に含む珪藻泥岩のことで，コンロや断熱レン

砂岩層がその間に形成され，中新世後期に入っ沈着した固い細胞壁（殻）をもっている．生物

ガの原料などに利用されているものである．こて還元性の海底で珪藻泥岩が堆積したことがわの死後，この珪質の殻が泥質堆積物中に埋もれ，

ほう だつ さん図１に示すように能登半島南部には，宝 達 山
せきどうさん（637ｍ）や石動 山 （565ｍ）周辺などに，先第

うえ ど

べんもう

URBAN KUBOTA NO.23｜36

図１−能登半島の地質の大要と珪藻泥岩の分布

図２−能登半島先端部の地質図<絈野（編）．10万分の1石川県地質図（1977）による略図>

表１−能登の珪藻泥岩一覧

図３−珠州地区における新第三系の層序関係と含珪藻泥岩の層準

URBAN KUBOTA NO.23｜37

遺体（化石）として残される．この細胞壁（殻）は，中新世前期の激烈な火山活動の結果生じた

ＳiＯ 2含有量が大となると思われるが，石英質の表面には，精妙で繊細な模様があり，殻の形

谷状の小さなくぼみが湖水となり，そこを埋積のシルトを含むためにＳiＯ2量が大となる場合

は円形， 三角形，棒状，舟形などさまざまのもして生じた珪藻泥岩である．珠洲地区の法住寺

もある．

もく

のがある．殻の外形が放射相称のものは中心目層及び飯田層とよばれる珪藻泥岩は，いずれも

Ａl2Ｏ3含有量は，おおむね６〜12％の範囲内とよばれ，海水にすむ珪藻に多く，左右相称の海成であるが，その中に含まれる他の微化石なにあり，８〜11％のものが多い．地表採取試料

羽 状 目 のものは淡水中に多産する．

どからみて，海水の動きのはげしい公海性・開では10％以下のものが少ないのは，風化の影響

和倉珪藻泥岩からは，約70種に及ぶ珪藻が識別

放性の海域の堆積物と考えられる．飯田層にはによると思われる．

されているが，その大部分は海水中に生息する数枚の粗粒凝灰岩層がはさまっている．

Fe2 Ｏ 3 含有量は，３〜６％のものが大部分を占もので，とくに円形のコスキノディスクス属

最も分布の広い飯塚層及び和倉層の珪藻泥岩は，めている.ＣaＯ含有量は1％前後である．ＭgＯ

う じょうもく（ Coscinodiscus ）のものが12種も含まれてい均質無層理の泥岩層で，あとで述べる化学組成

は表２には示されていないが0.4〜2.3％の範囲

る．市川渡博士による顕微鏡下のスケッチの一からみても，酸素の供給の不十分な，閉鎖的な内にあり，0．7〜1.8％のものが大部分を占める．

例を図４に示す．

還元性の海底で順次累積して形成されたものとＮa2Ｏ含有量は，０.５〜１.３％のものが多く，珪藻泥岩の堆積環境

考えられる．底性の有孔虫類は少量含まれてはＫ 2Ｏは1.0〜1.6％の範囲内に入るものが多い．

能登半島に広く分布する中新世〜鮮新世の泥質いるが，浮遊性の有孔虫は見出しがたく，公海

上述のように，和倉及び飯塚珪藻泥岩の化学組堆積岩中には，量の多少はあれ，珪藻遺体はどからの海流の流入がなかったか，あるいはまた

成は，試料によって多少のばらつきはあるにせの地層にも普遍的に含まれている．これら泥質

沈積後に石灰質微化石が溶け去るような海底条よ，ある一定範囲内の組成をもつほぼ均質な泥岩のうちで，珪藻遺体の量的割合がとくに多い件であったことを暗示している．飯塚層及び和岩とみることができる．個々の成分含有量の変ものが，含珪藻泥岩あるいは珪藻泥岩とよばれ，倉層中には，しばしば葉片や木片などの陸地起化は，含有微化石の種類と量，粘土鉱物の量比

その一部が"珪藻土"として利用されている．

源の生物遺体も含まれているので，陸岸からはと混入シルトの量，有機物の含有量，及び風化

一般に，珪藻遺体の多い珪藻泥岩が堆積される比較的近いと考えられ，今日の日本海深海部のの程度の差異などによるものと思われる．

ためには，ような遠洋深海性の堆積環境ではなかったもの

因みに，和倉珪藻泥岩及び飯塚珪藻泥岩中に含(1)閉鎖的あるいは半ば閉鎖的な水域が存在しと推察される．

まれる粘土鉱物は，モンモリロナイト，イライ(2)珪藻類が多量に繁殖できる生態的条件があり

飯塚層及び和倉層が海底に堆積した中新世後期

ト及びハロイサイトを主とし，その量比は試料(3)土砂の搬入量あるいは堆積速度が小さいこと

頃の日本海の状況は，現在とはかなりちがったによって差異がある．ボーリングコア試料の分などが必要である．とくに厚層の珪藻泥岩が形ものであったと考えられる．中新世中期に古朝析結果によると，ハロイサイトは飯塚層の方が成されるためには，やや深い海底の堆積盆が，鮮海峡を通じて流入していた古対馬暖流は，中若干多く，和倉層の一部には少量の緑泥石がみ

ほぼ同じ条件を保持しながら，徐々に沈降する

新世後期には勢力が衰えて，比較的陸岸に近いられる．

ことが必要であろう．

海域にも，海水流動の少ない還元性の海底環境

珪藻泥岩中の水溶性成分

能登の珪藻泥岩のうち，淡水成の山戸田泥岩層が出現したとみられる．飯塚層及び和倉層の珪

和倉及び飯塚珪藻泥岩は，新鮮な部分では暗青藻泥岩は，この時期の所産である．

緑色を呈するが，風化面では特有の帯黄色を呈珪藻泥岩の化学組成

し，表面に無色針状の結晶や，白色の結晶質粉

能登の珪藻泥岩のうち，分布面積の広い和倉珪

末を析出している場合がある．これは，珪藻泥藻泥岩と飯塚珪藻泥岩についての化学分析の結岩中の水溶性成分が浸み出して乾燥し結晶とな果を，石川県工業試験場の資料（注1）によってったもので，その量は重量比で１〜４％にも及表２に示す．分析試料は，和倉珪藻泥岩についんでいる．

てはボーリングコア試料16個と地表採取試料８

和倉及び飯塚珪藻泥岩中の水溶性成分の分析結個，飯塚珪藻泥岩については，ボーリングコア

果を，石川県工業試験場の資料（注1）によって，試料９個と地表採取試料７個である．

表３に示す．分析試料は，ボーリングコア試料

これら総計40個の試料の分析結果のうち，灼熱

と地表採取試料合計40個で，表２に示したもの

減量，ＳiＯ2,Ａl2Ｏ 3，Fe2Ｏ 3，ＣaＯ，ＮaＯ，と同じである．

及びＫ 2 Ｏについて，重量百分率で示したもの

水溶性成分の分析にあたっては，試料５グラムが表２である．以下各項目について見てみよう．

を水で処理して可溶性成分を充分溶出し，水溶灼熱減量は10〜14％の範囲内にあり，有機物，

液

炭酸塩，含水鉱物などがかなりの量含まれてい（SO 4 2- ），第一鉄イオン（Ｆe 2+ ），第二鉄イオ

ることがわかる．

ン（Ｆe 3+ ），カルシウムイオン（Ｃa 2+ ），ナト

ＳiＯ 2含有量は66〜72％で，多くのものは70％

リウムイオン（Ｎa + ），カリウムイオン（Ｋ + ）前後である．珪藻遺体の含有量の多いものほどを 定 量 し て い る が ，表 ３ に は Ｎ a + と Ｋ + は 省

図３−和倉珪藻泥岩中のいろいろな珪藻<市川渡1955．原図による〉

250mlとしたものについて，硫酸イオン

URBAN KUBOTA NO.23｜38注１＝石川県珪藻土利用研究会(編)，1966，能登珪藻
土の基礎研究．石川県工業試験場．

略してある．

表２−能登の珪藻泥岩（和倉及び飯塚）の化学組成

く石川県工業試験場，1966による〉

水溶物の重量％は，おおむね１〜３％の範囲内にあるが，４％に達する場合もある．風化し黄色を呈する試料の場合は，水溶物の量は少ない．
ＳＯ 4 2- については変化幅が大きく，おおむね
0.7〜1. 5％の範囲内に入る．Ｆe2+ も変化幅が大で，0.01％から0.11％にわたり，0.13％のものもある． Ｆe3+ は Ｆe2+ に比べて少量で，0.01％未満のものが多いが，飯塚層の地表試料では0.01〜0.03％のものがある.Ｃa2+ は0.1〜0.6％にわたっているが，0．4％以下のものが大部分を占めている．
水溶性成分の分析結果からみると，和倉及び飯塚珪藻泥岩中に含まれるものは，主として石膏（ＣaＳＯ4・2Ｈ 2Ｏ）であり,次いで硫酸第一鉄(ＦeＳＯ4),硫酸ナトリウム(Ｎa 2ＳＯ4)，硫酸カリウム（Ｋ 2 ＳＯ 4 ）および少量の硫酸第二鉄〔Ｆe2(ＳＯ4) 3〕であると考えられる．
また，和倉及び飯塚珪藻泥岩については，懸濁液のｐＨが酸性を呈することが知られている.
試料を風乾後100メッシュに粉砕し，105℃で乾燥した試料0.4グラムに蒸溜水70mlを加え，毎分500回転で10分間攪拌し，２時間経過後，懸濁液をガラス電極 ｐＨ メーターで測定した結果
は，次のとおりである（注1）．
和倉珪藻泥岩(25試料):ｐＨ 3.5〜4.3 (平均3.7)

表３−能登の珪藻泥岩（和倉及び飯塚）中の水溶物の量と組成<石川県工業試験場，1966による>

飯塚珪藻泥岩(17試料):ｐＨ 3.8〜4.5 (平均4.1)

以上のような珪藻泥岩の化学的特性は，これを利用したり，土木工事の対象とする場合には十分留意する必要がある．珪藻泥岩を焼成して燃焼器や各種レンガを製造する場合や濾過助剤あるいは農薬担体などとして利用する場合はもちろん，珪藻泥岩の地層を造成する場合には，その利用に応じて十全の対策が必要となろう．

URBAN KUBOTA NO.23｜39

丘陵の地層−３

多摩丘陵−上総層群とその堆積環境−
菊地隆男＝東京都立大学理学部

多摩丘陵の地形の研究者の間では，下末吉台地の名で呼ばれる．

痕跡も認められ，河川の営力により運ばれたも多摩丘陵は，東京の南西にあって，西の関東山

最終間氷期の海進堆積物（約13万年前）としてのである．泥層は５〜10ｍで，砂層を挟むこと

地から南東の横浜市にかけて緩やかな起伏をもは本邦の模式層とされる下末吉層の堆積面（下もある．一般に炭質物も多く，新鮮な部分は青って連なる．

末吉(Ｓ)面）である．台地には樹枝状の谷が無灰色を呈する．連光寺層中の泥層からは，メタ丘陵の西部地域は，高度220ｍから120ｍと次第数に刻まれているが，平担な台地面が比較的広

セコイア・オオバタグルミ・シナサワグルミ等に東方に低くなり，丘陵の頂部には，御殿峠礫く残されているために，古くから畑地や住宅地の植物化石が報告されている（関東第四紀研究層と名付けられた河成の円礫層が載り，関東ロとして利用されていた．

会， 1970）．これらの化石は，近畿地方の大阪ーム層におおわれている．礫層中には南西の丹多摩丘陵や下末吉台地は，構造的にみれば関東層群下部のメタセコイア植物群の消滅期のフロ

沢山地に由来する閃緑岩や緑色凝灰岩が含まれ，平野の中では隆起地域にあるとみられる．隆起ーラに類似し，これをもとに本地域の上総層群

礫層の堆積面は今から約50万年前に相模川の扇するにつれて丘陵や台地には次第に谷が発達し，と大阪層群下部は，ほぼ同時代の地層と考えら状地として形成された面である．平らな丘陵背削剥が進んだが，海水面など浸食基準面の変化れたのである．また，マガキが密集した層など

面は多摩Ⅰ（Ｔ1）面（図１）と呼ばれるが，詳しに応じて時には谷壁に河成段丘を残していった．

もあって，内湾の淡水の影響のある浅海だった

くみると，時代を異にする３つの堆積面に区分

以上述べたような各時代の段丘堆積物の分布は，ことが推定される．砂層は，礫層や泥層に比べこっ たされる．多摩Ⅰ面を刻む大栗川，乞田 川，三沢

図２の地質図に示されている．

厚さも厚い．層相としては後述の三角州頂置相

川などの小河川は，丘陵内を西南西から東北東

上総層群とその堆積環境に当り，厳密にいえば河口相と頂置相が交互にに流れ下っており，かつての相模川がとってい御殿峠磯層，おし沼砂礫層，下末吉層など，中繰り返されているというのが正しい．ともかく，た流路の方向を示唆する．

期更新世以降の段丘層の基盤をなし，丘陵や台

礫・泥・砂の層は１つのサイクルをなし，連光

のぼり と

か ずさ

丘陵の東部，登 戸 付近から南方の地域は，高度地の芯として広く分布するのは，上総 層群と呼寺層中にはこのようなサイクルが少なくとも４100ｍから80ｍほどのスカイラインをもつ地域

ばれる前期吏新世の海成層（約1 0 0 万年前）で回は繰り返されている．サイクルが形成されたで，多摩Ⅱ（Ｔ2）面と呼ばれている．約25万年ある．上総層群を堆積させた海盆の中心は，本理由について明らかな証拠はないが，大阪層群

前のおし沼砂礫層と名付けられた海成層の堆積地域の南東方の房総半島にあって，当時この海の例にもみられる氷河性海面変動のような海面面である．多摩Ⅱ面を刻む谷は，多摩Ⅰ面の場

は関東平野の大半を含む広い海湾をなしていた．

の動きを反映したものかも知れない．

合とは異なり，北西から南東方向に流れ下り，房総半島における上総層群の層相は，主に半深≪三角州頂置相≫

おし沼砂礫層を堆積させた海が退く際の海退の海性の砂・泥互層からなるいわゆるフリッシュ

みられる明黄褐色の砂層からなる．細礫を含む方向を暗示する．鶴見川以南にはおし沼砂礫層

堆積物である．模式地における上総層群の層序こともある．層相変化には乏しく，ある程度のの分布は確認されていないが，一時代古い海進と構造については，本誌18号で特集されている

広がりをもって分布し，トラフ形や棋形の斜交堆積物の上倉田層が分布している．

ので参照されたい．

薬理が発達することが多い．化石はほとんど含

多摩Ⅱ面の東側の地域は，高度45ｍないし30ｍ

多摩丘陵における上総層群は，模式地の上総層

まないが，やや泥質の部分ではサンドパイプなの台地が広がる．この台地は，地質学や地形学

群でいえば，ほぼ中位から上位にかけての層準

ど底棲動物の巣穴化石を含むことがある．次にに相当する．層序は層相に基づいて，表１のよ述べる三角州前置相とは，層相だけからは明瞭うに区分されている．多摩丘陵や下末吉台地地

な区別をしがたい．

域は，当時の上総層群の堆積盆地からみると，≪三角州前置相≫

縁の部分に当る．堆積物の供給源である関東山

相で，黄褐色の砂層および砂礫層からなってい地により近い部分では，河川の影響もあり，半る．出店層と稲城層の関係は漸移的で，次第に

図１−多摩丘陵及び周辺丘陵の高度分布図<羽鳥・寿円，1958〉

かん

稲城層や連光寺層の一部に

で だな

主に出店 層にみられる堆積鹹 半淡の水域が広がった時代もあったようであ

砂礫層が多くなるという形で移りかわるが，出る．一方，丘陵の東部では，堆積盆地の縁辺部

店層の傾斜は稲城層のそれよりも大きく，またとはいえ相対的に深い海の堆積環境下にあった出店層の上位で再び憤斜が緩やかとなっている．

らしい．大局的にみると，上総層群の堆積相に

このようなことから，出店層の傾きの一部は，は少なくとも５つのタイプがある．ここでは，構造的に変形を受ける以前から存在したオリジ

いま，それぞれを河口相，三角州頂置相，三角

ナルなもので，三角州の前置相として堆積した

州前置相，三角州底置相，陸棚相と呼んでおこものと推定される．

う．

≪三角州底置相≫≪河口相≫

鶴川層の一部や柿生層，飯主に連光寺層にみられる礫・泥・室層，上星川層の一部にみられるような，青灰砂層の厚互層からなるもので，陸の影響を最も色ないし灰色の層理の不明瞭な，あるいはわず

強く受けていると思われるものである．すなわ

かに砂の薄層を挟む砂質泥ないし泥層からなる

ち礫層は一般に厚さ３〜４ｍで，中礫大の円礫相である．風化した露頭面では，粉をふいたよや亜円礫からなり，下底部では下位層の削剥のうな硫酸カルシウム(ＣaＳＯ4)の結晶をみること

URBAN KUBOTA NO.23｜40

図２−多摩丘陵地質図

表１−多摩丘陵上総層群の層序表(図2の凡例を兼ねる)

図４−多摩丘陵東部，上総層群の地質構造発達過程を示す模式図<菊地，1982を一部改変>

図３−多摩丘陵における上総層群の層序断面図<菊地，1982を一部改変>

URBAN KUBOTA NO.23｜41

がある．散在的に貝化石や植物の細片などを含降しつつある海底に累積していった可能性があ切土地の範囲は丘頂部だけでなく谷壁斜面の上

む．比較的只化石が多いのは柿生層で，絶滅種る．この構造をかつて筆者は鶴川撓曲と呼んだ

半部に及び，関東ローム層・御殿峠礫層のすべ

Cultellus izumoensis，フスマガイ（Cle-ことがある（菊地， 1982）．鶴川撓曲は西南西てと稲城層の一部を，最大27.2ｍ削りとり，元mentia vatheleti ），サツマアカガイ（ Paphia

から東北東方向に延びていることから，やはりの谷底の盛土量は23.8ｍに達しているという．

amabilis ），ツキガイモドキ（ Lucinoma an-

同方向に延びる溝口向斜の形成とも深く関わっ

田村は，こうした大規模土地改変が，降雨時のnulata ），オ ニ アサ リ（ Protothaca adamsi ）ていたにちがいない．この撓曲の発達は，丁度

土砂流出，斜面崩壊，旧河道での水害や地震時

ほか，多数の貝化石が報告されている（鈴木，三角州の前面の地形を誇張することとなり，堆の盛土部の崩壊など，様々な災害をもたらす素1934）．化石から推定される堆積環境は，外洋積相からみると三角州頂置層や前置層としては因をつくり出している，と警告している．

の水も流入する内湾の浅海底で，波浪の影響が砂層あるいは砂礫層が，また底置層としては泥

さて，大規模な丘陵地の切土は，関東ローム層

ほとんどみられないことから，三角州の底置層質層が厚く堆積し，急激な側方ヘの層相変化を・御殿峠磯層・おし沼砂礫層を切りとり，上総として穏やかな還元状態の海底に堆積したもの見せている．

層群にまで達している．切土が元の地形の深部

であろう．

の

なお，上総層群は全体として北東方向に緩やかに達するこうした地形改変は，元来平担地があ最後のタイプは王禅寺層や高津層に傾いている．それは溝口向斜が半盆状の構造

る程度の広がりをもっている下末吉台地地域でにみられる青灰色の砂．泥互層で示される相でをなして北東に開いていることからもわかる．

はほとんどおこなわれていない．丘陵地におけある．ときに異常堆積層を挟むことがある．各

これは関東平野の中央が沈降し，周辺部が隆起る上総層群の切土やこれを材料とした盛土は，単層は数ｍから数10ｃｍの厚さで，しばしばリするより広域の造盆地運動のあらわれとみられ地層の風化の問題とも深い関わりをもつこととズミカルに砂層と泥層が繰り返されることがある．図４は，以上のような構造運動と，それになる．

る．火砕質鍵層によって確認された同層位の三かかわる上総層群の堆積環境を模式的に示して上総層群の化学的性質と風化

角州における堆積物と比較すると，層厚が半分いる．

人工的に切りとられた丘陵の地質断面を見ると，以下となっており，堆積速度が極端に遅くなっ

大規模土地改変と上総層群丘陵の表面付近は褐色ないし黄褐色を呈し，酸ていることがわかる．この傾向は本地域内では多摩丘陵における大規模な地形の改変を伴う宅化が進んでいることを示すが，丘陵の芯にあた

東部ほど，すなわち陸域から離れるほど明瞭と地開発の実態と問題点について，田村俊和

る部分は還元状態を示す青灰色ないし暗灰色をなっている．このことから推定されるように，（1977）が論じているところに従って紹介して呈することが多い．丘陵を切る断面をもとに，

この相は三角州よりさらに沖合いの海底に堆積おこう（注1）．この地域が宅地として大規模に酸化帯と還元帯の垂直分布を模式的に示せば，したものである．化石には乏しいが，柿生層な開発され利用されるようになった歴史は，1930

図７のようになっている．特に上総層群が難透どよりは相対的に深い海に棲息する種が目立ち，

年代（玉川学園付近）にまでさかのぼるが，著

水層である泥層や泥勝ちの砂・泥互層の場合にまた有孔虫の種類からみても，現在の陸棚のよしい地形改変を伴う宅地造成が始まったのは，は，地下水は滞留しやすくしばしば還元状態とうな深度の海底に堆積したものであろう．

1960年代に入ってからである．当初丘陵北端部なっており，風化の進行の程度が地下水の移動

上総層群の構造の京王線沿線や中央部の小田急沿線を中心に，と密接に関わっていることを示している．透水

上に述べたような上総層群の堆積相の分布は，１ヶ所数10ヘクタール程度の宅地が丘陵斜面に性の地層からなる稲城層・出店層や砂勝ちの砂≪陸棚相≫造成され始まったが，1960年代後半には両地域・泥互層からなる王禅寺層の一部では，このよ

質図に示されているように，本地域東部の 溝 口

とも造成規模が増大した上に，田園都市線の路

うな還元帯は形成されない．著しい還元帯がみから西南西方向に半盆状の向斜構造（溝口向斜）線延長に伴って，沿線地域の大造成が始まった

られるのは，泥層からなる上星川層・柿生層おが地質構造としては特徴的で，向斜軸を境に北（図５）．

よび鶴川層の一部で，局部的な還元帯がみられ実の地層は東北東ないし南東に傾き，南翼では造成地の面積規模の増大は，当然造成の方法のるのは連光寺層の泥層の分布域，泥勝ちの砂・北あるいは北西に傾いている．地層の層厚は，ちがいとも関わっている．すなわち， 1960年代

泥互層からなる鶴川層や王禅寺層の一部などで

向斜軸の北側に厚い傾向がある．また，鶴見川

前半までの宅地造成では，一般に斜面の切土部

ある．

上流部の渕野辺から鶴川の北を通り，百合ケ丘

分も浅く，切りとった土砂は擁壁をつくって盛

しかし，これがひと度び人工的に地形改変がな

を結ぶ線を境として，北側では東北東傾斜であ土する形で，切土・盛土が交互に並ぶ，いわばされると，地下水の流れは一変する．盛土地はった地層が南側では東南東傾斜とわずかな変化

ひな段形の造成地が多かったようである（図６

もちろん，切土地でさえ宅地として平担化されをみせる．この線は溝口向斜ほど顕著ではない

ａタイプ）．しかし1960年代後半から1970年代

るために若干の盛土も行なわれるわけで，こうが，これを境に北側では砂質層からなるのに対の宅地造成では，一つの尾根と谷（ｂタイプ），

した所では，未風化の泥岩を切りくずし人工的し，南側では泥質層となり，かつ厚さも急に厚あるいはいくつかの尾根と谷にまたがり（ｃタに再堆積させられた，空隙の多い透水層を形成

くなる．

イプ），元の地形とは無関係の広大な人工の平することになる．長い間還元状態にあった泥質

つまりこの構造は，既に地層の堆積時から存在担面が作られるようになった．例えば多摩ニュ層は，新たな土地を構成する人工的｢ 地 層 ｣ にしていた構造であり，三角州の底置層として堆ータウンの諏訪・永山両団地では，南北にはし

生まれかわるのと同時に，新たな環境のもとで積した上星川層や鶴川層の一部は，構造的に沈る尾根はすべて切りとられ，谷に埋められた．

風化が進行するのである．

上総層群の地質構造とも深く関わっている．地
みぞのくち

URBAN KUBOTA NO.23｜42注１：田村俊和(1977) 山・丘陵−丘陵地の地形とその利用・改変の問題を中心に−，土木工学体系19
地域開発論（Ⅰ）， 1p〜73p，彰国社．
田村俊和・阿部隆・宮城豊彦(1978) 丘陵地の宅地造成と地震災害−1978年宮城県沖地震の被害を例として−，総合都市研究，第5号，115p〜131p．

ところで今回，久保田鉄工パイプエンジニアリ

図５−多摩丘陵北西部の宅地造成による地形改変<田村ほか1978，一部省略>

ング部の協力を得て，上総層群についての硫化物を中心とした化学分析を行なった．この結果，
切土・盛土土壌の風化の過程を化学的に裏づけるものとして興味深いデータが得られている（裏表紙のカラー写真及び同裏面の表を参照）．
試料はいずれも柿生層の泥質層で，青灰色を呈すいわば未風化試料が３点，褐色を呈す風化試料が５点である．両試料について著しい差がみられるのは硫黄含有率で，未風化試料が0.52〜
0.32％であるのに対し，風化試料では0．19〜
0.03％となっている．合わせて，試料から抽出した水の硫酸イオン（SO42-）は，未風化試料で4 9 2 〜 2 4 6 m g / l ，風化試料では166〜57mg/lと明瞭な差をみせている．なお，硫酸イオンが492mg/lを示した未風化試料のｐＨは4．5の著
しい酸性を示した他は，5.5〜7.1の値であった．
一般に，上総層群の中でも青灰色を呈す泥層は，切りとったばかりの新鮮な泥塊を手で割ってみると，かすかな硫化水素のような臭いがすることがある．今回の分析に供された試料が，未風

図６−丘陵地の宅地造成による地形改変様式

化試料とはいえ，若干の間露頭表面近くにさらされていたことを考慮すると，ある程度酸化が進んだ段階にあり，硫化物はすでに硫酸にかわっているとみてよい．
従って，上記した未風化試料は，厳密にいえば"弱"風化試料というべきかも知れない．また
試料中には硫酸第二鉄（Ｆe 2 (SO 4 ) 3 ）などが生じているものと思われる．硫酸イオンがある程度高い値を示すことがそれを物語る．また，風化試料が褐色を呈すのは，さらに風化が進み硫酸カルシウム（ＣaSO4）が生じたり，水に溶けた硫酸イオンが地下水とともに移動したために，

図７−丘陵の断面における酸化帯と還元帯の分布（模式図）

水酸化鉄（Ｆe(ＯＨ)3）が地層中に集積しているからである．
以上に述べてきたように，大規模な土地改変は地層の風化環境を大きくかえた．土地改変がもたらす地盤地質学的，地形学的，水理学的な条件の変化は，しばしば崩壊や不等沈下，洪水などの災害をもたらし，注意が喚起されてきたところである．一方，盛土地盤（海成粘土）の酸化は硫酸を発生させ，人工的な諸施設にさまざ
まな悪影響を及ぼす．この現象は，理屈がわかれは当然と思えても，従来は考えも及ばなかったことであろう．人工的な改変による自然の側からの反応のすべてを事前に予測することの困難さを，改めて考えさせられる．

URBAN KUBOTA NO.23｜43

丘陵の地層−４

近畿の丘陵−大阪層群と古琵琶湖層群−市原

実＝大阪市立大学理学部教授

近畿地方の中央部から琵琶湖周辺にかけての地断層で，相対的に盆地側が下っている．

よって細分されている．たとえば，大阪層群中域には，西から東へ，播磨盆地（ 播 磨 灘 ），大

このような盆地内や周辺山地での地層の分布は，の最も顕著な火山灰層はＭａ３層に挟有されて阪盆地（ 大 阪 湾 ），京都・奈良盆地，近江・伊盆地下の基盤岩類の伏在深度と，同じく基盤岩

いる厚さ30〜40 ｃｍのアズキ火山灰層であっ賀盆地（琵琶湖），伊勢盆地（伊勢湾）が つ ら類で構成されている周辺山地の高度との標高差て，大阪層群は，同火山灰層の基底を境にして，なっていて，それぞれの盆地は，南北性の山地が，地層堆積の当初から，現在のように大きく上部と下部（広義）に二大分されている．

−六甲・淡路島脊梁山地，生駒・金剛山地，比はなかったことを示している．

最初に，大阪層群の層序がたてられたのは，大良・笠置山地，伊吹・鈴鹿．布引山地−によっ

盆地と山地の形成過程をここで詳しく説明する

阪市北方の千里丘陵である．それは，千里丘陵て境されている（図１）．

ことはできない．しかし，それを概述すると，の大阪層群の地質調査によって，はじめて同層規模の大きいこれらの盆地のほかにも，近畿地基盤の褶曲による盆地地域の沈降と周辺山地地

群の海成粘土層と淡水成（湖沼成）粘土層とが方には，丹波山地内に篠山盆地・福知山盆地・域の隆起にともなって，盆地内に地層が厚く堆識別され，また，はじめてアズキ，ピンク火山

亀岡盆地などの山間盆地，さらに，和泉山地の積し，また基盤褶曲がある限界に達した時に，灰層などの多数の火山灰層が同層群に挟有され南側の紀ノ川ぞいには東西に細長い盆地がある．

基盤に破断が起り，基盤をおおう地層にも断層ていることが明らかにされたからである．した

これらの盆地は，堆積盆地であり，また構造盆が生じたのである．

がって，千里丘陵は大阪層群の模式地に設定さ地でもあって，それらの形成史や形成のメカニ

したがって，これらの盆地は堆積盆地であるとれているが，現在では住宅地化がすすんで，ほズムを明らかにするためには，第三紀末の鮮新

同時に構造盆地でもある．これらの堆積盆地を

とんど地層の露出を見ることができなくなった

世にまでさかのぼって考察を加えねばならない．

つらねた地域，すなわち瀬戸内沈降帯におけるのは残念である．

なぜ鮮新世にまで逆のぼらねばならないかとい鮮新世以降の地殻変動は六甲変動とよばれ，そ千里丘陵の大阪層群は，基盤の神戸層群（中新うと，それはこれらの盆地には鮮新世から沖積の変動は近畿の中央構造線を底辺とし敦賀湾を世の地層）を不整合におおい，その層厚は約世（完新世）にかけての厚い地層−最大1,000

頂点とするいわゆる近畿三角地帯に典型的にあ300ｍ，おもに湖沼成・河成の粘土・シルト・

ｍにも達する地層−が，領家花崗岩類，古生代

らわれている．そして六甲変動は，洪積世（更砂・礫層で構成されていて，Ｍａ0，Ｍａ1，……

・中生代や第三紀中新世の地層・火成岩体から新世）中期末々こその変動の最盛期がある，ある

Ｍａ８層の９層の海成粘土層をともなっている

構成されている基盤を不整合におおって，堆積いは同期以降にその変動速度が加速されたとも（図２）．Ｍａ０層は，千里丘陵では淡水成（湖しているからである．だから，これらの盆地は推定されている．

成）粘土層中に挟有されていて，その厚さは２堆積盆地であり，大阪盆地や近江盆地には，現うえに述べた近畿の規模の大きい盆地に分布し〜３ｍ以下であるが，同丘陵の北方では消滅す

在も，大阪湾や琵琶湖が広い堆積水域として残ている大阪層群と古琵琶湖層群は，日本の代表

る．Ｍａ1層とそれより上位の海成粘土層は，顕されている．

的な鮮新・更新統一鮮新世から更新世中期にか著な海成粘土層であって，最大層厚は約８ｍ，

ところで，どの盆地にも鮮新世から沖積世（完けての地層−である．ここでは，まず大阪層群

一般にはその層厚は３〜４m以上である．とく新世）にかけての地層が，欠けることなくすべについて，海成粘土層を中心にして，やや詳しに， Ｍａ2層より上位では，河成・湖沼成の砂・て揃っているわけではない．ある盆地では，鮮

く述べ，つぎに古琵琶湖層群について，淡水成

礫を主としシルト・粘土をともなう地層にはじ新世の地層が欠けているし，他の盆地では，鮮（湖沼成）粘土層を中心にして，その概要を説

まり海成粘土層におわる堆積サイクルが，つぎ新世の地層と洪積世（更新世）後期以降の地層明しよう．

つぎに重なっていて，海成粘土層の発達が顕著はあるが，洪積世（更新世）前期・中期の地層

大阪層群−海成粘土層を中心にして−である．

は欠けているといった具合である．しかしなが

大阪盆地，京都・奈良盆地，播磨盆地北部や淡大阪南部の泉北・泉南地域には，大阪盆地内でら，そのような違いから，これらの盆地の形成

路島の丘陵地・台地基部を構成している鮮新・

最も広い分布をもつ丘陵地・台地（段丘）がひ過程をとき明かすことができるのである．

更新統は，大阪層群とよばれている．大阪層群

ろがっていて，これらの丘陵地や台地基部は大盆地内には，地層が水平につまっているのでは

は，主に湖沼成・河成の粘土・シルト・砂・礫

阪層群で構成されている．泉北・泉南地域の大ない．盆地内の地層は，いわゆる沖積層をのぞ層から構成されていて， 12層の海成粘土層と35阪層群は，基盤を構成している領家花崗岩類・くと，一般には，盆地の中心部にむかって，あ層以上の火山灰層をともなっている．海成粘土

泉南酸性岩類（中生代の岩体），和泉層群（中るいは盆地の一つの側から他の側にむかって，層は，下位より上位へ，Ｍａ-1，Ｍａ０，Ｍａ１，

生代の地層），瀬戸内火山岩類（中新世の岩体），

ゆるやかに−昔通5°〜6°以下−，傾斜していて，……Ｍａ1O層と名づけられ，また火山灰層は，

甘 南 備 累層（中新世の地層）を不整合におおっ盆地周辺では丘陵や台地（段丘）を構成していその特徴や模式地の地名にもとづいて，アズキ，ていて，図２に示すように，その層厚は約400

る．地層はさらに周辺山地の頂部や河川ぞいに

ピンク，イエロー，八町池，山田，福田火山灰ｍ，主として河成・湖沼成の砂・礫・シルト・も分布している．

層などとよばれている．これらの海成粘土層や粘土層からなり，Ｍａ-1，Ｍａ０，Ｍａ1，……

丘陵と山地の境界や丘陵の縁辺には，しばしば火山灰層は，連続性にとんでいて，大阪層群のＭａ1O層の12層の海成粘土層をともない，また落差200〜300mにも達する規模の大きい断層が地質調査にあたって，鍵層として役にたつ．実

多数の火山灰層を挟有している．

あって，地層は急傾斜したり，逆転したりして際，大阪層群の地質柱状図・地質図は鍵層を基

泉北・泉南地域の大阪層群の地質柱状図（図２）いる．これらの断層は，山地・丘陵側上りの逆準にして作成され，大阪層群はこれらの鍵層には，千里丘陵の同層群の地質柱状図（図２）と

かん な

び

URBAN KUBOTA NO.23｜44図１−近畿の鮮新・更新統〈大阪層群・古琵琶湖層群とそれらの相当層〉の分布を示す図

はん だ

くらべて，より上位のＭａ10層，八田 火山灰層
あさしろ

は

ぶ だき

など，またより下位の朝代 ，土 生 滝 ，水間，土丸，岬火山灰層などの層準にわたっている．これは，最初に大阪層群の模式地に設定された千里丘陵の地質柱状図だけでは，大阪層群の標準層序を説明できないことを示している．したがって，現在，大阪層群の模式地には，千里丘陵のほかに泉北・泉南地域が含められている．
泉北・泉南地域の海成粘土層について，その概略を説明しよう．Ｍa-1，Ｍａ０層は，厚さ２ｍ〜数10cm以下で，連続性にとぼしい．Ｍａ１，
Ｍａ２ ……Ｍａ６層は，連続性にとむ厚さ約１ｍから10ｍの海成粘土層である．Ｍａ６層よりも上位の海成粘土層は，大阪湾側では顕著であるが，南よりでは次第に薄層となって，生痕図４−古琵琶湖層群の地質柱状図と，大阪層群と古琵琶湖層群の火山灰層の対比を示す図

図２−大阪・京都・奈良・播磨盆地の大阪層群の地質柱状図

URBAN KUBOTA NO.23｜45

（サンドパイプ）をともなう砂礫層に移化する

下位のものは，小礫まじりの厚さ１〜２ｍの砂火山灰層（蒲生堂火山灰層，北脇火山灰層）にことが多い．

層で，海生只の化石を含有していて，舞子貝層

確実に対比される（図４）．このようにして，

図３に，泉北．泉南地域の地質図の一部を示しとよばれている．この貝層は連続性にとぼしい．

大阪層群と古琵琶湖層群の対比は，古琵琶湖層

た．鍵層である海成粘土層と火山灰層の追跡が，上位のものは，層厚約４ｍ以下の海成粘土層で，群の層序の空白部を推定することを可能にして地質図・地質柱状図の作成のために欠くことの明美台地地域では赤阪粘土層，明石川以東の地

いる．

できないものであることを理解していただける域では高塚山粘土層とよばれている．高塚山粘古繋琶湖層群は，前にのべたように，海成層をであろう．

土層の下部（高塚山貝層）には海生貝化石が含ともなわず，すべて湖沼成・河成の地層から構大阪層群から産出する植物化石・動物化石は，有されている．また，上位の海成層は，明石海成されている．地質柱状図（図４）にみられる

これらの鍵層にもとづいて，その産出層準が決岸では，西端の東二見にのみ露出していて，東ように，砂礫層は，伊賀累層，蒲生累層の一部，定され，同層群の生層序がたてられ，植物群・二見層の最上部をしめている．これらの海成層

草津累層，堅田累層の上部（高島累層）に，ま動物群変遷や気候変化が明らかにされる．また，の層準は，いずれも，大阪層群下部と考えられた木節粘土や 蛙 目粘土は伊賀累層基底部に卓越鍵層である火山灰層は，同層に含まれているジるが，大阪層群上部とする説もあって，更に検している．一方，淡水成（湖沼成）粘土層は，ルコン粒を用いて，フィッション・トラック法

討が必要である（図２）

甲賀累層，蒲生累層の一部，堅田累層の下部にによって，その年代が測定される．さらに，粘古琵琶湖層群−淡水成粘土層を中心にして−卓越していて，これらの湖沼成の粘土は，しば

土層・シルト層や火山灰層の定方位試料を採取

近江盆地・伊賀盆地の丘陵地や台地基部を構成

しば，淡水貝の化石を産し，藍鉄鉱（Vivianite）

して，それらの自然残留磁化方位を測定して，している鮮新・更新統は，古琵琶湖層群とよばを含有している．

大阪層群の古地磁気層序がたてられる．これられている．古琵琶湖層群は，積算層厚1,000ｍのデータは，大阪層群の層序表（本誌11号，27以上で，湖沼成・河成の粘土・シルト・砂・礫頁，表１）としてまとめられている．この層序層から構成され，90層以上の火山灰層を挟んで表には，第三紀層・第四紀層境界，第四紀層下いる．同層群には，海成層はどこにもみいだせ

部・中部・上部の区分が示されている．

ない（図４）．

つぎに，京都．奈良盆地の大阪層群について述

古琵琶湖層群は，下位より，伊賀，甲賀 ，蒲生，

べよう．両盆地の大阪層群の地質柱状図は，図

草津，堅田累層の５累層に区分されている．伊

２に示した．図２にみられるように，奈良盆地

賀累層（層厚約300ｍ）は亜炭・炭質粘土層を北西部（京阪奈丘陵南部）の大阪層群は，層厚ともなう砂礫優勢層，甲賀累層（層厚約200ｍ）

約200ｍで，Ｍa１，Ｍa２層の海成粘土層をともは砂層をともなう粘土優勢層，蒲生累層（層厚なっている．同盆地では，北西部をのぞく他地

約300ｍ）は砂（礫）・粘土の互層，草津累層域にも，Ｍａ1，Ｍａ2層がみとめられるにすぎ（層厚1OOｍ＋）は粘土層をともなう砂・礫層

ふ げん じない．なお，奈良盆地北西部の普賢 寺 火山灰層
かみまき

がえろ め

こう が

を主とする地層，堅田累層の下部（層厚約300と岡盆地南部の上牧 火山灰層はともに泉南地域

ｍ）は砂（礫）・粘土の互層，堅田累層の上部の福田火山灰層に対比される火山灰層で，これ（層厚90ｍ＋）は礫層である．

らの火山灰層はほぼ第三紀層・第四紀層境界を伊賀盆地には伊賀・甲賀累層が分布し，近江盆示す層準にあって，その年代は約160万年前で地では，湖東地域には伊賀・甲賀・蒲生・草津

ある．

累層が，湖南地域には蒲生・草津累層が，湖西京都盆地には，ピンク火山灰層のやや下位から地域には堅田累層が，また湖北地域には堅田累Ｍａ７層の層準にかけての大阪層群が分布して層の上部（高島累層）が分布している．これらいる．京都盆地南西部の向日町丘陵の大阪層群の累層のうち，湖西地域の堅田累層と湖南地域

は，層厚約130ｍで，Ｍａ２，……Ｍａ７層の海の草津累層との層序関係は，丘陵地に両者をつ成粘土層がみとめられるが，京都市深草丘陵のなぐ地層の露出がないために，いまだに明らか同層群では，Ｍａ３，……Ｍａ６層の海成粘土層となっていない．両累層の関係は，近年湖底やがみられるにすぎない（図２）．

湖岸で京都大学がおこなったボーリングによっ

播磨盆地北部の大阪層群は，ゾウ，シカなどのても，まだ確認されるにいたっていない．

化石の産出で有名な明石海岸，東播丘陵や明美大阪層群と古琵琶湖層群の対比は，火山灰，古台地の基部に分布している．ここでは，大阪層地磁気，植物化石の研究などにもとづいておこ群は，層厚100ｍ＋，主に湖沼成・河成の粘土

なわれている．たとえば，大阪層群のアズキ火・シルト・砂・礫層から構成されていて，二つ山灰層と福田火山灰層は，古琵琶湖層群堅田累の層準に海成粘土層をともなっている（図２）．

層の喜撰火山灰層と同層群蒲生累層の五軒茶屋

URBAN KUBOTA NO.23｜46

図３−泉南・泉北地域（石津・槇尾・春木川流域）の地質図<市原ほか，1975>

URBAN KUBOTA NO.23｜47-1

URBAN KUBOTA NO.23｜47-2

丘陵の地層−５

宮崎の丘陵と平野−宮崎層群−
首藤次男＝九州大学理学部教授

晴れた日に宮崎の街のビルの屋上に立つと，西所で海抜200ｍていどの丘陵と沖積平地である向を示す．この砂岩には宮崎層群の第１の化石と北には広びろとした丘陵がひろがり，その向のに対して，南の部分は海抜500ｍに達する山地

層準を特徴づける貝化石が散点的に含まれる．

うに九州山地に連なる山並が望まれる．その丘になっている．地形の違いに同調するように，

双石部層は南に向って少しずつ薄くなり，礫も陵と山地が接する所が宮崎層群の分布の西端で宮崎層群そのものの堆積相も北と南ではひどく減少する傾向がある．他方，礫質部は北西に向ある．宮崎層群そのものは，丘陵と沖積平地の相違している．三財川−一ツ瀬川本流より北でうと急に薄くなり，双石山と田野の中間では角

下をへて海側に伸びて分布している．一方，南は，固結度の弱い泥岩が主構成要素となってい礫質の部分が夾まれる．砂質部では貝化石の種を望むと，山地がいきなり海に迫っているのがて妻相と呼ばれ，加江田川より南では，よく固類も個体数も多くなる．

見える．そして，山地の東斜面は緩く傾いてい結した砂岩・泥岩の細互層で代表され，青島相

郷ノ原部層はよく固結し，層理の乏しい灰色のるのに，西斜面はきり立って，一部は急崖となと呼ばれる．

泥岩を主体とし，上・下の部層とは漸移関係をっている．この山地そのものが，東に傾斜した

妻相と青島相の地層は，固さも著しく違ううえ，

示す．模式地（郷ノ原北の広渡川沿い）では，

宮崎層群で構成されていて，その楔型の景観は，妻相の部分では地層の傾斜が６〜15度ていどでこの部層は400ｍ強の厚さがあるが，双石部層

ケスタ地形を横から眺めているのである．

あるのに対して，青島相の部分では18〜40度ととは逆に北の方，双石山に近づくと薄く，粗く

現地で見ると，丘陵は大淀川を境にしてその地大きい．このようなことから，かつては両者はなり，家一郷谷では厚さ40ｍ程度の砂質シルト

形をがらりと変えている．北部，とくに本庄と年代の違う地層だと考えられていたこともあ

岩になってしまう．この部層には有孔虫が豊富

佐土原を結ぶ線より北と北西側では，殆ど開析る．しかしこれらが横に一連の地層であることに含まれる．

を受けていないものからやや開析されたものまは，両者の中間の宮崎市周辺を調べるとよく理

木花・鵜戸部層は１セットが数10ｃｍの砂岩・で，４段の段丘がそれぞれ特有の堆積物をもっ解できる．宮崎市周辺の宮崎層群は，それぞれ泥岩の細互層で構成され，所どころに２〜８ｍて発達している．宮崎層群は，丘陵の裾や谷間がかなりの厚さをもつ泥岩，砂岩，砂岩・泥岩の比較的分級のよい砂岩を夾む．この砂岩は一に露出しているにすぎない．それに対して南側

細互層が大きく交互する複互廟が主体であり，

般に伸びがよくて，例えば分水砂岩と呼ばれるの丘陵では侵食が進んでいて，地表の凹凸も谷

宮崎相と呼ばれる．宮崎相の岩体は，北と南ヘ

ものは15ｋｍにわたって追跡できる．北部ではの削りこみもひどく，しばしば孤立丘が並び，はそれぞれ妻相，青島相に漸移しているが，な互層の１セットの中で砂岩が泥岩よりはるかに宮崎層群が直接丘陵の頂部に露出している所もかんずく，下部の化石層準は青島相から妻相の厚く，場合によっては成層砂岩に近い部分さえ多い．

南部まで連続に追跡される．

あるが，南に向って泥岩の割合が高くなる傾向

宮崎層群

宮崎層群は巨視的にみると，横に並ぶ３つの堆がある．そのうえ，南では周期的に泥岩がとく

宮崎層群は，中新世後期から更新世初期（およ積相の部分に分かれているが，縦に見ると，基に多い部分があるので，やや砂勝ち互層から泥そ800万年前から150万年前まで）にかけて，静底礫岩から上部に向って粗粒から細粒へ，細粒

勝ち互層ヘと変化するサイクルが繰返し観察さ岡から沖縄にわたる西南日本外帯の諸地域に堆から粗粒へ，更に細粒，粗粒へと大まかに変化れる．

積した海成層の一つである（図１）．宮崎では南していて，細粒部の厚い泥岩で代表される２つ

青島層（模式地:内海−戸崎鼻）の下半は内海

は南那珂郡南郷町から日南市，宮崎市をへて，の海進を中心とする２つの堆積サイクルで構成（泥岩）部層である．これは主に泥岩からでき

北は児湯郡部長町まで，およそ90ｋｍに及ぶ海されている．従って宮崎層群の地層の大枠は，ているが，郷ノ原部層と比べるとよく成層し，岸沿いの地域で，日南層群と四万十累層群を不

この堆積サイクルと岩相分化を骨組にして成り

砂岩を頻繁に夾む．最上部は砂岩の夾みが多く整合に被って分布している．分布地域のうち，たっていると言える．この大枠の中での岩質のなり，木花部層に似た砂岩勝ちの戸崎鼻部層に加江田川より北の部分は先に述べたように最高

もっと低次の変化があり，それに基づいて表１

移り変る．

のように地層区分されている．

宮崎相

青島相

宮崎相の部分は下部の東諸県層とその上の清武

青島相の第１，第２堆積サイクルを代表するの層・本庄川層に区分されている．東諸県層は田は鵜戸層，青島層である．厚さは北部で2,000

野（砂岩・礫岩）部層と綾（泥岩）部層で構成ｍ程度，鵜戸地区で2,800m程度である．

され，この両部層は，双石，郷ノ原の両部層に鵜戸層は，下から双石（砂岩礫岩）部層，郷ノ

対応するものである．田野部層は双石部層に比原（泥岩）部層，木花・東郷（互層）部層に３

べ，田野南西部を除いては礫質部がずっと薄く，分される．双石部層は，その模式地（双石山−

それにひきかえ砂質部は厚く発達していて貝，家一郷）では，礫質の下半部（200ｍ）と砂質のカニ，ウニなどの化石に富む．郷ノ原部層とよ

上半部（180ｍ）に分けられる．下半は基底礫岩

く似る綾部層は模式池（綾北川沿い）付近で最に始り，まれに貝化石を含む砂・礫互層をへて，も厚く，450ｍをこえるが，柞木 突出部から南で含礫粗粒砂岩に続き，最上部に大型有孔虫の急に薄くなる．更に国道10号線より南では泥勝Operculina complanata japonica を 含 む ．

ち互層で置きかえられる憤向がある．

上半は徴層理の中〜細粒砂岩で上方細粒化の傾清武層（模式地:鹿村野−郡司分）は，加江田

図１−宮崎層群相当層の分布図

ゆすのき

URBAN KUBOTA NO.23｜48

図２−宮崎層群の地質図（第四紀層を除く）

川と大淀川下流の問に分布し，下から鹿村野，
黒北，大淀の３部層に分けられる．鹿村野部層は石灰質シルト岩に富み，３層準で礫岩・砂岩・シルト岩の互層部となっている．黒北部層は下部が砂岩勝ち，上部はシルト岩勝ちの細互層であるが，南に向って全体が砂岩勝ちになる．
大淀部層は泥勝ちから砂勝ち互層に変化する３サイクルを含み，その第２サイクルに鍵層の凝灰岩と見られるものを夾んでいる．
本庄川層（模式地：本庄川沿いと那珂−佐土原）は模式地と高岡，倉岡地区に分布し，下から高岡，倉岡，瓜生野，都於郡，佐土原の５部層に分けられる．それぞれの部層は厚い砂岩とその上の細互層及び泥岩で構成され，上位のものほど北にずれて分布している．砂岩体は舌状，その下部は無層理で固く，上部はややルーズで成層し，砂・泥互層に移過する．この互層部ではしばしば海底地辷りのあとを残しているが，上位の部層程その傾向が強い．
妻相
妻相の部分は児湯層と呼ばれ，下から川原（砂岩・礫岩）部層，妻（泥岩）部層，高鍋（泥岩）部層に３分されている．
川原部層は，その模式地（川原−高城西の小丸川沿い）では，流紋岩の礫がめだつ礫岩が厚く発達する礫岩・砂岩の交互層であるが，固結皮が低く，植物片を多量に含む，黒っぽい縞状泥岩を夾むのが特徴的である．一ツ瀬川沿いでは
この縞状泥岩の数が増し，中には亜炭質になっている層もある．堆積物中には同時侵食によるものと考えられる泥岩の角礫，地層の裁断などが頻繁に見られるほか，部層上部には海底地辷
りのあとも少くない．この部層は全体として三表１−宮崎層群の層序区分<図２の凡例を兼ねる>

URBAN
URBAN KUBOTA NO.23｜49

角洲複合体であり，三角洲前縁帯の泥でとりかり数百ｍの比高をもった柞木半島が細長く北東な泥層が形成された．高鍋部層が堆積する時期

こまれている．この三角洲複合体の堆積中心はに突き出していたらしい．地表の地層が鼻状構になると古小丸−一ツ瀬デルタは再び南東に進下位から上位になるにつれ，順次北へ移動した造を示し，しかも北東−南西方向の断層がそこ出してきて，妻地区はデルタの前縁帯となった．

ように見える．

に集中しているのは，地下の基盤地形が堆積物

デルタの進出は，とくに佐土原部層が堆積する

妻部層（模式地：千畑−富岡の一つ瀬川左岸）の岩質や厚さに反映されているだけではなく，時期に著しく，その頂置層は沖合まで延びて砂は，西都市周辺に広く分布する淡灰色，殆ど無この半島部が堆積中から堆積後にも，周りに比層を形成した．この頂置層の上を洪水による混層理の泥岩である．所どころで砂岩薄層や互層

べて隆起傾向を帯びていたことをも物語ってい濁流が大小の岩塊を沖合まで押し流し，しばし部が夾まれるが，それらは南に向って多くなる．

る．

ば前置層に海底地辷りを誘発させたらしい．

三納より北では川原部層を直接被うが，南では青島地区も柞木半島と似た状況であるが，後者

宮崎層群に含まれる硫化物

綾部層から連続し，とくに明瞭な岩質の急変はと違って細長く，高い半島というよりは，片方地層の中に，硫化物が微細な黄鉄鉱の形で含まない．しかし主部を比べれば妻部層は綾部層よを少し持ち上げた畳に似ている．畳の高くなっれる例は枚挙にいとまもない，最もよく眼につり固結度が明らかに低い．上部に鍵層として有た稜が青島の基盤の半島部に当り，緩く傾いた

く例では，珪藻とか有孔虫，アンモナイトなど

効な凝灰岩が夾まれているが，このものは妻部

畳の表は，青島−日南地区の堆積域にあたる．

の殻の内部の閉鎖的な空間を，木苺の実の形を層上部から都於郡部層上部に入って住吉付近まそして，畳に喩えた青島−日南ブロックは，堆した微顆粒状の黄鉄鉱（フランボイダル・パイ

で確実に追跡される．

積当時その北側に比べてある程度の隆起傾向をライト）が埋め，更にものによっては，それが高鍋部層（模式地:太平寺−二本松）は，高鍋持っていたであろう．そのうえに堆積後，北下大きな結晶に成長していることもある．その成町の南北の海岸寄りの部分に分布する泥岩の優りの左横ずれで大きく動いた結果として，現在

因には有機．無機両説があるが，浅熱水性の変勢な地層であるが，妻部層と比べるとかなり著見られる地層の分布と構造ができあがった．従

質作用を多少とも受けた地層を除けば，フラン

しい相違が認められる．高鍋部層は砂岩薄層やって，基底層である双石・田野両部層堆積当時

ボイラル．パイライトは，産状からみて生物起互層部を頻繁に夾み，泥岩そのものは概して色の海岸線の凹凸は，青島地区が相対的に今より源の硫黄と関係があり，黄鉄鉱の形成に微生物

調がうすく，よく成層し，しばしば植物片を多西にあったことを除けば，上記の不整合線で示が関与していると一般に考えられている．また，

く含んで葉層理を示す．また岩質が横にも上下される屈曲よりはるかに強いものであったと考

硫黄の同位体比によって生物起源が確められてにも変化し易い．貝化石に富み，凝灰質で砂質えられる．

いる例も少くない．

の通山層準，二本松層準，兀の 下 層準にはとく柞木と青島の半島が存在するため，双石・田野

九州の場合，黄鉄鉱は夾炭層，とくに炭層そのに多い．佐土原部層の直上になる部分には海底両部層の堆積当時の堆積域は，南からの暖流がものや黒色頁岩に多いことがよく知られている．

地辷りあとが多く，特に佐土原丘陵（久 峯 周

直接洗う日南地区と，海流が直接流れこまずい

図４にみるように，宮崎層群にも黄鉄鉱がかな

辺）では大規模のものが見られる．最も極端な

くらか内湾的な綾湾と田野湾に３分されていた．

り含まれていることは，示差熱分析結果から推例では地辷り層の中に２ｍをこえる流紋岩や花その後の急速な沈降で海岸線は後退して，砂礫定されていた（Shuto， 1960）．しかし，その実崗岩の岩塊が含まれていた．辷り構造は，例外の堆積の場はずっと西側に移り，かっての柞木，験では標準試料との比較を行っていないので，なく北西から南東に向いていて，尾鈴山地の南青島の半島も綾・郷ノ原部層の泥が堆積する場

定量的にどれ程の黄鉄鉱が含まれているかは明に接する三角洲からもたらされたものと考えらとなり，綾，田野，日南の３地区の環境の差はかでなかった．

れる．

失われた．その後，沈降と堆積がほぼ均衡する

近年，天然ガス探査や採鉱のため試錐調査や鑿

宮崎層群の堆積環境

時期が長く続いた．その時期，青島地区ととく井が行われているため，ガス付随水や試錐コア

これまで述べてきたように，さまざまの岩質をに柞木地区はその南北の隣接地区に比べて隆起の間隙水の化学分析資料も参照できるようになもつ地層の分布から，宮崎層がどんな所で堆積傾向があり，周囲も浅いという状況が保たれてった．そのような資料を，今回，埋設管の腐食

したかについてある程度の推論が可能である．

いた．そのため，綾と田野の湾入部では再び弱性という観点から久保田鉄工パイプエンジニア

まづ宮崎層群と基盤の不整合線をたどってみる

い内湾的環境がつくりだされた．そこでは沈降リング部が実施した宮崎層群の砂岩・泥岩に関と，高岡と田野の間（柞木 地区）で東に大きく量と堆積物の供給量のかねあいしだいで，沿岸する調査結果とつき合わせてみると，かなり興

突出し，青島地区で更に大きく東にずれている．

性の堆積物が東の方に進出したり，西の陸側に味深い推論が得られる（裏表紙参照）．

この屈曲が堆積当時の海岸線や地形とどんな関退いたりした．ある時期には東に張り出した水

腐食性調査の試料は，丘陵地に露出している倉係があるのだろうか．

底三角洲の先端が厚い砂層をつくり，次の時期

岡部層，大淀部層，佐土原部層から得られたも

柞木地区の北東に当る生目 地区には，天然ガスには頂置層の形成場は西に退き，退いたあとにので，大部分は新鮮な露頭を掘りこんで採取し探査の試錐が何本も実施されている．その資料は前置層と底置層の堆積する所となるというよ

た試料であるが，１部は宅地造成地で掘削されを総合すると，基盤の深さは地表での地層の走うな現象が繰返された．

たまま放置されている岩塊からも採取している．

向・傾斜から計算した深さよりはるかに浅くて，

妻地区では，綾−郷ノ原海進に伴い，古小丸−

また，比較のため第四紀通山浜層の試料も調査

1，000ｍより浅い部分が柞木地区から延びてき一ツ瀬デルタが西に退いたあとには，比較的静した．その調査結果によると，上位の地層であていることが分る．つまり堆積当時，まわりよ

かな，弱い内湾性の環境が長く継続して，単調る大淀部層・佐土原部層の未風化の試料には，はげ の した

ゆすのき

いき め

URBAN KUBOTA NO.23｜50

硫黄量にして0.08〜0.18％，下位の倉岡部層でそれより深い部分，黒北部層下部とそれ以下のは0.25〜0.57％（0.09〜0.27％）含まれている．

ものには4,100〜4,900ｍｇ/lも含まれている

かっこ内は宅地造成地の放置された岩塊からの（日本天然ガス興業）．黒北部層上部およびそれ試料についての数字である．硫黄含有量は，砂より上の部分と，この部層より下の部分で間隙岩，泥岩のどちらが多いという明らかな傾向は

水の 中の Ｓ Ｏ 4 2- 量 がこ れ程 違 うこ とは ，原 岩

ないが，下位の倉岡部層は，上位の大淀部層やに含まれる硫化物の量が著しく違うことを示す

佐土原部層より多く含有していることはうかがと理解してよいであろう．

える．また黄褐色に風化した砂岩の試料では，上に述べたことから少くとも次のことは言える

硫黄量0.03％となっていて，硫化物が風化によであろう．(1)宮崎層群には砂岩，泥岩の別なくって溶出し，含有量が減ることが示されている．

かなりの量の硫化物が含まれていて，とくに黒このことは，前記かっこ内の数値で示されるよ北部層，倉岡部層およびそれより下の層で多く

うに，いったん掘削されて風雨にさらされた岩含まれる．(2)砂岩，泥岩中の硫化物は，地表に石では，硫化物が明らかに減少している事実と露出して風化すると溶出によって失われる．(3)も調和的である．比較材料である第四紀の通山

しかし地下の弱い還元性の環境下では，間隙水

浜層の未風化試料には0.21〜0.59％含まれ，黄にあまり溶出していない．

褐色に風化した砂層からの試料は0.02％という従って宮崎層群，とくにその中部以下の地層が値を示した．この結果は，宮崎層群の場合と驚分布する所で，宅地造成などの工事で風化帯をくほどよく似ている．

削り，新鮮な地層が露出するようになった所で佐土原ガス田の水溶性ガスの付随水にはＳＯ42-

は急速に風化が進行し，表層地下水にＳＯ 4 2-が最大で28.2ｍｇ/ｌ含まれ，この量は沖縄南部が溶出して酸性化が起ると予想される．妻相のガス田のものとほぼ同じであり，フィリピンの部分でも厚い段丘堆積物で被われた段丘上は別2-

パナイ島の水溶性ガス付随水のＳＯ 4 量ともとしても，宮崎層群が露出する丘陵の裾で宅地大差ない（福田・永田，1982）．南宮崎ガス田

造成などの掘削が行われれば，宮崎相の場合ほの試錐下部に当る部分からの採取されたコアのどひどくはなくても類似の現象が起る可能性は

間隙水には最大で39ｍｇ/ｌのＳＯ42-が含まれ，大きい．

図４−宮崎層群のシルト岩，泥岩の示差熱曲線

図３−宮崎層群の堆積環境

URBAN KUBOTA NO.23｜51

埋設管の腐食と防食
鉄管事業部パイプエンジニアリング部
片野幸雄・西崎耕造・岩松潤吉

はじめに

ます．

その点数を足していって合計点が10点以上にな

編集

本号では，丘陵を構成する地層中の硫化ところで，埋設管の外面腐食というのは，周りれば，そこは腐食性土壌であるから防食方法を物を測定するために，いろいろとご協力いただの環境条件によって大きく違ってきます．従来

考慮しなさいという評価をします．

いたのですが，ここでは，埋設管の腐食と防食からの常識的な判断としては，石炭がらの埋立このわずか５つの項目で土壌の腐食性が評価でについてお話ししていただきます．本題に入る

地，腐植土，泥炭層，粘土層，それから，海浜きるということは非常に重要なことなんです．

前に，最初にダクタイル管について簡単に触れ地帯などで地下水中に多量の塩分を含む地域，

だいたい鉄の腐食というのは，必ず電気化学的て下さい．

あるいは酸性の工場廃液が流れているような悪に起こります．それでまず第１に比抵抗を調べ

岩松

現在日本では，年間に10,000ｋｍ以上に質な河川水の浸透している場所―こういった

る．比抵抗が低い場合は当然腐食が速く進む，

及ぶ水道管の布設工事が行われていますが，そところが一般的に悪いといわれてきました．た

したがって，比抵抗はＡＮＳＩの表では，700Ω・のうちの60％以上は，ダクタイル管が使用されだ一昔以前ならば，こうした常識的な判断によ

cm以下では10点をつける．非常に悪いというています．このダクタイル管の前身である鋳鉄ってそれなりの対策をたてておれば十分だった

判断をします．2,000 Ω・cm以上になると点数

管は，古くから水道管やガス管などの地下埋設のでしょうが，現在では，埋設管の布設規模やは０で，腐食性が少ないという評価をします．

管として広く使用されてきました．ヨーロッパ

密度がまるで違っています．その上，布設環境

次にｐＨについては，強酸性の場合は酸溶解に

では，鋳鉄管は1600年代の中ごろから使われ，も多様でその条件もきびしくなってきています

よって腐食が進みますから，ｐＨが０〜４とい

そのなかには300年以上も水道管として機能をから，埋設管の腐食しやすい土壌環境というも

うのは，非常に悪いという評価をします．中性維持してる例があります．日本での鋳鉄管は，のをより正確に捉える必要がでてきました．

域では０という点数ですが，ただし，６.５から約100年前に水道管として使用されたのが始ま

ＡＮＳＩによる腐食性土壌の測定・評価法

７.５のところに注があって，硫化物が存在し，りで，その当時のものでも今なお使われている

アメリカでは， 1972年に埋設管に対する土壌の酸化還元電位が低い場合には，３点を足す．こ

例があります．

腐食性を評価する方法を，国家規格のなかに参れはたいへん重要な指摘で，石本先生や小山先

1976年のアムステルダムの国際規格委員会の水考として定めています．それが表1のＡＮＳＩ生のお話しにありましたように，じつはこれが道部会で各種パイプの事故統計が報告されてい（注1）による土壌評価法です．この方法は，こ硫酸塩還元バクテリアの繁殖域にあたっている

ますが，それによると，ダクタイル管，鋳鉄管，れからパイプラインを埋めようとする場所の埋のです．

鋼管，塩化ビニール管，石綿管，ポリエチレン

設深さ付近の土を，５つの項目について調べま

次の酸化還元電位（Eh）というのは，これはも管などのパイプのなかで，ダクタイル管が一番す．表にあるように，土壌の比抵抗（比電気抵

ちろん土壌が酸化的か還元的であるかを評価す

事故の少ないパイプとして報告されています．

抗），ｐＨ，酸化還元電位（Redox

電位．Eh），

る方法で，強還元性の土壌では硫酸塩還元バク

このようにダクタイル管は，一般的には，非常

水分，硫化物です．そして調べられた測定値は，テリアが繁殖しますから，点数が多い．Ehがに信頼性の高いパイプとして広く認められていそれに該当する点数が表に示されていますから，マイナスになれば５点以上という厳しい評価が

表１−ＡＮＳＩ Ａ21．5による土壌評価法

表２−腐食速度と環境因子及び因子間の相関係数

URBAN KUBOTA NO.23｜52

注 １ ： ANSI＝ American National Standards Institute （アメリカ規格協会の略）．
ANSI A21.5＝ AMERICAN NATIONAL STANDARD for POLYETHYLEN ENCASEMENTFOR GRAY AND DUCTILE CASTIRON PIPING
FOR WATER AND OTHER LIQUIDS に ， ポ リ
エチレン被覆による防食法を採用すべきかどうかを決定するための土壌の腐食性評価法が示されている.

与えられます．

が腐食して錆びる場合は，水分に触れて酸化さとも調べ，それを相関係数としてだしてみまし

また鉄は，水分があれは腐食します．水がある

れ赤い錆びができるのが普通です．それが黒いた．それが表２です．そうしますと，この表にことによって鉄は溶解し始める．それで，排水錆びが発生し，しかも硫化鉄は，パイプ周辺のみるように土の色というのは意外と相関係数がの悪い湿潤状態であれば２点という点数がつき

土壌にも生じていることがわかりました．そこ

高く，0.809というように非常に高い値を示し

ますし，排水のよい乾燥した土壌では腐食しなでこの腐食が硫酸塩還元菌によるものだというています．表層を削った新鮮な土の色が青灰色

いという評価をします．

ことが指摘され，非常に問題になりました．

を示した場合には，まず腐食性土壌と考えて間最後の硫化物については，硫化物が検出される

硫酸塩還元菌による鉄の腐食の機構については，

違いなさそうです．問題のＡＮＳＩの評価は0.58と腐食性，硫化物がない場合は腐食性でないと当時は，硫酸塩還元菌が鉄表面にできるガス状という相関係数で優に有意水準をこえており，いう評価をします．

の水素をとりこむことが主な要因と考えられて統計的に相関関係が深いということになります．

比抵抗・ｐＨ・硫酸還元菌

いましたが，その後いろいろな実験や研究がな

図１は，腐食速度と土の色・土質・ＡＮＳＩの評以上の５項目なんですが，これをもっとかいつされ，最近の説としては，硫酸塩還元菌がつく価などとの関係を表わしたものです．これでみまんでいいますと，埋設管の腐食というのは，った硫化水素あるいは硫化鉄が，さらに周辺のますと注目すべきことは，腐食速度の大きいと比抵抗と，ｐＨと，それから酸化還元電位と硫環境とさまざまに反応し，腐食を促進させていころはすべてＡＮＳＩの土壌評価で10点をこえ化物に代表される硫酸塩還元バクテリアの存在，くという説が有力視されてきています．

ています．逆に評価点数が10点以下の低い点数

この３つが大きな因子として作用する−この腐食実態調査とＡＮＳＩのところでは問題となるような腐食速度になっように考えてよいかと思います．

編集

ＡＮＳＩの評価法によった場合，日本ではておりません．ですからＡＮＳＩの評価法は，腐さきほども触れましたように，ＡＮＳＩの評価に

埋設管の腐食の実態とよく合致していますか．

食の危険性を予知するという意味では大変に適おいて，ｐＨが中性でもそこに硫化物があって，片野フィールドでの実際の調査はいろいろと確な方法であると思われます．ただし，ＡＮＳＩ

酸化還元電位が低いときには３点を足すという行なっておりますが，ここでは，関東地方のあの評価で10点をこえているところでは，そのすことは，アメリカでも，この硫酸塩還元バクテ

る造成地とその周辺域の例を解介します．このべてが腐食速度が大きいかというとそうではな

リアによる腐食というのを非常に重要なファク

造成地の水道管は，埋設されてすでに10数年たいケースもあります．

ターとして取り扱っている証拠です．

っており，私どもはその腐食の実態と土壌環境

それからもう一つ，給水地域全域にわたる調査

硫酸塩還元菌による埋設管の腐食の問題は，を調査しました．調査箇所は70ヶ所余りで，土では，大阪市水道局が行なったものがあります．

1934年にオランダの干拓地で，粘土質土壌の中

質は砂からシルトおよび粘土にわたっています．

これは，水道管の腐食状況と埋設環境との関係の水道管ではじめて明らかにされました．この

この場合には，ＡＮＳＩによる評価はもちろん，や，腐食性土壌の分布状況をみるために，昭和

腐食は，腐食したパイプの周辺に黒い硫化鉄がそれ以外にも土質とか土の色などといった環境

52年から昭和56年にかけて，市内一円にわたるできているというタイプの腐食です．一般に鉄因子がどの程度腐食と関係しておるかというこ

220ヵ所の水道管を調査したものです．この調

図１Ａ−腐食速度と土の色

図１Ｂ−腐食速度と土質

図１Ｃ−腐食速度とＡＮＳＩ評価点

URBAN KUBOTA NO.23｜53

査をもとに，大阪市は水道管にポリエチレンスの測定値をみても，海成粘土は非常に高い点数したがって，酸化し終わった後， ｐＨ試験紙でリーブ法による防食対策を適用する区域をきめになります．
（ただしＥh の測定値は，いずれその液のｐＨを見ると，海成粘土はｐＨが１かたのですが，それが図２です．ところがこの図も採取後３〜４日経過した後の値であるため，

ら２ぐらいになります．海成粘土でないほかのをみて私どもは大変に驚いたのですが，その図

現場での測定よりは高くなっている可能性があ

土ですと，ｐＨはそんなに下がりません．このは本誌のNo．16号に紹介されていた梶山・市原ります）．

ようにして海成粘土を現場で簡単に見つけてお両先生の描かれた大阪平野の古地理図（図３）

編集

ります．じつは，この方法は本誌No．11号の市と殆んど同じなんです．つまり，縄文時代に海

どでは簡単にたしかめられますか．

原先生の論文から貴重なご教示を得たものなのであった地域−沖積の海成粘土がつもった地

岩松

です．

域が主として対象になっているのです．

粘土をその堆積環境から大別すると，海成粘土

なお，さきほどちょっと触れました丘陵地の調

海成粘土とＡＮＳＩと淡水成粘土とがあります．その粘土が風化し査では，ＡＮＳＩによるもの以外に私ども独自の岩松

いまの大阪市の話は沖積の海成粘土です

たものであれば，海成粘土の方は独特の割れ方調査法として，土壌の抽出水中の硫酸塩とか塩が，丘陵地などの海成粘土をＡＮＳＩの評価法でをしますから私どもでも，その場で判別できま

素イオンも分析しております．これは土を持っ採点しますと，どこのものでも非常に高い点数

す．ところがそれが未風化の場合には，両方とて帰りまして，実験室で，重量１の土 に 対 しになります．図４は，私どもがこれまでに工事も同じように青みがかった色をしており，その２.５倍の純水を入れ，一昼夜攪拌します．攪拌

現場などでしばしば経験するごく代表的な土壌場では，とても判別できません．だからといっをしますと，硫化物は当然酸化されながら硫酸をＡＮＳＩで評価したものです．ＡＮＳＩで採点して，その粘土の分析結果がわかるまで工事を中

塩になります．その硫酸塩のイオンが溶けてでますと，だいたい海成粘土−とくに未風化の断させることもできません．

きた水を分析する．つまり，土の中の塩分をし海成粘土であるかどうかは，工事現場な
市原先生のお話しにありましたように，

海成粘土は，まず比抵抗は1,000Ω ・cm以下でそこで私どもでは，海成粘土には硫化物が多くぼり出してみるわけです．そうしますと，海成

８〜10点，硫化物が検出されるので３.５点，Ｅh含まれ，淡水成粘土にはそれが殆んどないとい

粘土はもちろん硫化物が多いのでそれが酸化さは3.5〜５点，粘土質のため水分が多いので２点，

うこと，さらに海成粘土を酸化すると強酸性にれて抽出水の分析では，硫酸塩がたくさん出て

さらにｐＨが中性で硫化物がありＥhが低い場なるということから，強力な酸化剤を使ってこまいります．さきの表をご覧いただけばお判り合が多いので３点追加されます.こうして20点れを見分けております．その酸化剤としては過のように，海成粘土の場合には数100ｐｐｍといぐらいになります．ですからＡＮＳＩの評価で酸化水素を用いるのですが，現場で採取した粘うオーダーで硫酸塩がでてまいります．この抽は，海成粘土は腐食性の最も強い土ということ

土を，小指の先ほどですがぽつんと入れます．

出水については，その蒸発残留物についても調になります．今回，各先生方のご指導のもとに，そうしますと，速いときには３分ぐらい，遅く

べています．この蒸発残留物は硫酸イオンがほ各地の丘陵の地層を調査することができました

とも10分ほどの間に，その場で急激にその土はとんどで，過去のデータをみても蒸発残留物とが，その表（裏表紙裏面および35 pに収載<編>）

酸化されて，硫化物は硫酸という形になります．

硫酸イオンとは相関が０.９ぐらいにもなります．

図２−ポリエチレンスリーブ法の適用地域（大阪市）

図３−大阪平野の古地理図〈梶山・市原〉図４−ＡＮＳＩ Ａ21.5による土壌の腐食性評価

URBAN KUBOTA NO.23｜54

注２：ポリエチレンスリープ法は，日本ダクタイル鉄管協会規格 JDPA Z2005 ダクタイル鋳鉄管防食用ポリエチレンスリーブとして規定されている．

比抵抗もこのイオンとの関係が非常に強いといの腐食反応が抑制されるという効果をもつこと

今後も注意すべきことだと思います．

う結果が出ております．

になります．

さて，かんじんのポリエチレンスリーブをかぶ

そのほか，土の色とか土質などはもちろん調べ

海成粘土による埋設管の防食実験せたものについてみますと，これは５年たってております．さきの図にもありましたように，

では，このようなポリエチレンスリーブ法が，も孔食深さはどの土壌においても誤差の範囲でとくに土の色というのは腐食性との相関が非常

海成粘土に対してどのような効果があるかといしか生じておりません．もちろん，平均腐食度に高いので，腐食性を判断するための有効な指うことを私どもは実験をしてみました．埋設実（mdd＝mg/dm 2 /day）はあります．この平均腐標になります．

験場は，大阪層群の海成粘土を客土してつくっ食度というのは，試験期間が終わったあと，試埋設管の防食−ポリエチレンスリーブ法

たのですが，そのさい風化して酸性になった海験後の管の重量を測定し，その重量滅を一定面

編集

成粘土と，未風化の海成粘土に分けてみました．

積につき１日あたりで換算した平均の腐食度な防食方法はどのようにしていますか．

さらに末風化の海成粘土と山砂を30：70の割合

んです．ポリエチレンスリーブの中には水が入

岩松

私どもは，ポリエチレンスリーブ法を採で混合した混合土壌，それからもう一つ比較すりますから，当然，その分によるさびが発生し用しております（注2）．この方法は，アメリカ

る意味で山砂，この４つの土壌を用いた実験場

ます．パイプラインでは局部腐食が問題なんでで20数年前に開発されたもので，その特徴は，をつくりました．埋設管は直径 75 × 長さ450

す．それがポリエチレンスリーブをかぶせると埋設管の布設現場で約０.２mm厚のポリエチレ

ｍｍのダクタイル管で，全く塗装しないもの，

殆ど起こっておりません．

ンの袋を，ちょうどくつ下をはかすように管の通常の塗装を行なったもの，ポリエチレンスリ

西崎

全長にわたって被覆するものです．この場合，ーブをかぶせたものなど，各種のものをそろえう一つ，地下水位の動きと関連してどのようなポリエチレンスリーブは管とは密着していませました．

防食効果が発揮されるかをみる実験も行なってんが，ポリエチレンのフイルムによって管本体

こうして３カ月から順次５年間まで，それぞれいます．というのは，自然状態では地下水位はが周囲の土壌と直接接触するのを防ぎます．この腐食状況を測定してみたのですが，その結果

いつも一定ではなくて，時期によって上下してのことが，地下埋設管の腐食の大きな原因であが図５です．そうしますと，もちろん無塗装のいます．ですから，こうした水の動きと関連さる，周辺環境のさまざまな条件の違いからおこ場合が一番腐食が激しいのですが，特徴的なこせたテストをしてみたわけです．そのために試る濃淡電池の発生を防ぐ役目をします．密着しとは混合土壌が非常に大きな腐食を示したこと

験槽に試験片を入れ，図６に示すように，一つていませんから，地下水はポリエチレンスリー

です．これは，混合土壌は他の均質な土壌にくは常時水につけた場合，もう一つは６時間おき

ブと管との間に入ってきますが，その水は自由

らべ，土壌中において濃淡電池を形成しやすく，に水を入れたり抜いたりを繰り返してテストしに動くことができないから，少しは腐食します

それが腐食の進行を加速させているのではない

たのです．そのさいこの水には，海成粘土の性

けども，それによって酸素がなくなってしまい，かということが考えられます．この点は，造成状に合わせるために，５％の硫酸鉄と，それか

電気化学的にも均一な状態がつくられ，その後地や埋立地などの盛土の問題とも関連するので，

らもう一つ，ちょっと極端ですが３％の硫酸液

海成粘土のような腐食性の強い土の場合，ポリエチレンスリーブ法については，も

図５−海成粘土による埋設試験結果

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で試験したんです．その結果が表３です．もち告しているからです．

なされています．そして，これらそれぞれのケ

ろん５％の硫酸鉄よりも，３％の硫酸の方が非それ は ，ア メ リ カの カン サ ス 大学 のDr．Johnースについて，硫酸還元菌をはじめ他のバクテ

常に激しい腐食を起こしました．たとえば，全O.Harris氏が｢The Efficiency of the Poly-

リアの棲息数などが調べられております．こうく塗装してない試験片の場合，硫酸の場合はもethylene Sleeve over Cast Iron Pipe in Rela-

した実験例をもとに， Dr.John O．Harris氏は，

う半分鉄がなくなってしまって，ものすごい量tion to Sulfate Reducing Bacteria｣というレポ

ポリエチレンスリーブ法では，何故腐食が進まの腐食を起こしました．しかしポリエチレンス

ートにまとめているものです．その中で紹介さないかという点について，２つの理由を挙げてリーブをかぶせたものについては，そこには局れているものの一つは，ネバダ州のオーバート

います．その一つは，ポリエチレンスリーブで部的な腐食はほとんど生じていないことが確認ーンの事例です．ここの土壌は，比抵抗が200被覆しておれば，硫酸塩や有機物などの，いわされました．なお，写真にありますように，コΩ・cm，硫化物は多く検出， Redox電位は＋100

ゆるバクテリアの栄養源となる物質の出入りがールタール塗装やタールエポキシ塗装をしたもmＶ（ただし48時間後の実験室での測定）,ｐＨ

なくなってしまう．そのために，バクテリアがのは，その塗装に傷をつけた部分に貫通するよは7．6ということですから，当然このバクテリ

パイプの表面では繁殖しにくい．もう一つは，

うな腐食が起こりました．こうしたテストによアが繁殖しております．そこでの試験の結果でポリエチレンスリーブと金属の問に入った水のってもポリエチレンスリーブ法による防食が現は，パイプは腐食していなかったと報告されて膜が均一な電気的表面状態をつくり，腐食促進

実的で安全な防食方法であるということがわかいます．

の元凶となるいわゆる濃淡電池が発生しにくいりました．

もう一つはフロリダ州の実験で，ここの土壌は状況をつくり出してしまう．以上の２点を強調

アメリカにおける防食実験例から

比抵抗が364Ω・cm，Redox電位が−410ｍＶ，

しております．

岩松

また実際に，埋設環境条件の悪い埋立地

硫化物は多く検出，ｐＨは6.8〜7.0，というと以上のような次第で，ポリエチレンスリーブになどで，この防食法を施した埋設管の腐食状況

ころで，普通のパイプは４年間で6.4ｍｍの深よる防食法は非常に安定した効果をあげておりを私どもは調べております．そうしますと，７さの孔食が起こったという事例があったところます．現在，ポリエチレンスリーブ法は，鋳鉄

年あるいは10年経過したものでも腐食は殆んどです．そこでポリエチレンスリーブをかぶせて管の防食法としてアメリカ（ＡＮＳＩ A21.5）お認められず，この方法による防食効果が大変安９年間埋設したものを調べたのですが，この場

よびイギリス（ＢＳ 6076）の国家規格として制定したものであることを確認しているのですが，合にも，パイブにはほとんど腐食がなかったと定されています．また1984年中には，国際親格

ここでは，最後にもう一つ，外国での実験研究いうことを確かめております．そのほか，カリフ（ISO 8180−1984）として制定されるはこびとの例を簡単に解介します．というのは，それがォルニアのサンジェゴでも同様な土壌条件のとなっています．

硫酸塩還元菌の問題とも関連させながら，このころで実験をしており,この場合には， 12年間

ポリエチレンスリーブ法の防食効果について報埋めて，腐食は認められなかったという報告が

表３−理設試験結果

図６−管の埋設位置および液面の変動サイクル

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