URBAN KUBOTA NO.00｜2

≪沖積層≫の体積(表紙の図参照)

関東平野の2大流域が≪沖積層≫体積の70%を占めるの●扉写真

古鬼怒湾や古奥東京湾では多くの地質横断面図が得らは当然といえよう.そこで各流域が一定面積当りどれ①千葉県夷隅川沿いの国吉層の泥層(②の露頭写真)お3れている(第３章図５および図11).またこのほかの低地だけの体積を有するか,および,体積１km につきどれ

よび砂層から産出した底生有孔虫.(写真・関本)

でも，多くの地質断面図が作成されている．これら多だけの後背流域面積(流域面積より低地面積をさしひ①Ammonia beccarii (LINNE)(×300)数の断面図をもとに,関東平野の≪沖積層≫の総体積をいた面積)をもつかについて比較してみよう(表参照).

②Valvulineria osakaensis (CHIJl)(×400)見積った.見積り方法は次の通りである.

涜域当り体積（km3/1km2）では,中川・荒川,鬼怒川・③Cribrononion cf. subgranulosum (ASANO)(×400)

関東の主要流域を上図のように９流域にわけ(流域境界

小見川・桜川,千葉湾岸，九十九里,相模川で大きく,④Cribrononion advenum (CUSHMAN)(×300)

は表紙にも示されている),それらをさらに,地質断面

酒匂川,那珂川，久慈川で小さい．体積当り後背流域⑤Cribrononion incertum (WILLIAMSON)(×300)

図を1あるいは2含むブロックにわけた.ブロックの総面積(km3/1km2)についてみるとちようど逆の関係で，⑥Cribrononion somaense (TAKAYANAGl)(×400)

数は40である．各ブロックの≪沖積層≫体積は,『各酒匂川,那珂川,久慈川の三流域は, 1km3の≪沖積層≫⑦Elphidium crispum (LINNE)(×250)

ブロックの断面図により断面積を計測し,さらにこれよを集積させるために非常に多くの後背流域を必要とし⑧Cibicides Iobatulus (WALKER and JACOB)(×200)

り各ブロックの≪沖積層』平均層厚を求める.この平均ていることを示している.

⑨Quinqueloculina seminulum (LINNE)(×200)

層厚にブロック面積をかけ,ブロック別の体積を求め以上のことを総合して考えると，次のようなとらえ方①〜③湾奥部の砂泥底に特徴的にみられる種る』という手順をとった．これらを流域別にまとめたができるであろう. 中川・荒川,鬼怒川・小見川・桜④〜⑥湾中央部の泥底に特徴的にみられる種のが上表の体積である.

川両流域をはじめとする，関東平野の中心部に位置す⑦〜⑨湾口部〜沿岸部の砂底に特徴的にみられる種

関東平野の≪沖積層≫の総体積は約90km である.このる流域は,供給土砂量を-定と考えたとき，≪沖積層≫②千葉県夷隅川にそう繩文海進期の海成層(国吉層).

数字は,それがたかだか最近3万年間に蓄積されたものを極めて効率よく蓄積させているといえる．逆に,酒下部に著しいカキ床がみられ,サンドパイプの発達すであることを考えると,決して小さいものではない.

匂川，那珂川,久慈川等はその効率が悪い．いいかえ

る泥層中より底生有孔虫が多く発見される.

例えば,同一の速さで蓄積が進めば，200万年間で6000

れば,外洋へ流出する割合が高いことになる．一方，③桜川にそう下大島層(④の露頭写真)から産した花

3

3

'

'

'

km となる．いいかえれば，70km四方の範囲に1200ｍ

同様に外洋に直接流出する相模川の場合,内陸側に沈

粉 化 石 (写 真 ・ 辻 )の厚さの地層が形成されることになる．この量は恐ら降部をもち，海岸の隆起部がバリアーとなって,外洋①モミ属

く上総層群中・上部の体積に匹敵するであろう．また，への流出を妨げ，効率を高めているといえよう.また,

カラマツ属

成田層の体積も100km3前後と推定される.

莫大な量のテフラが降下しつづけてきたこの流域は,ナラ属

90km3の総体積の大部分は，中川・荒川低地(40km3)

土砂供給量の上でも関東平野では最大級に位置づけら①〜⑥下大島Ⅱ帯の寒冷期に優占する要素と鬼怒川・小貝川・桜川低地(23km 3)によって占められると思われ,≪沖積層≫の絶対量に寄与したであろう.

⑦〜⑪下大島Ⅰ帯およびⅢ帯の温暖期あるいは小温暖れる(約70%).なお,桜川低地の場合霞ヶ浦湖底の≪沖

九十九里平野は他の流域とは成因的に異り，同列の比期に優占する要素

積層≫を含んでいるが,中川・荒川低地の場合，東京

較はむずかしい.

④桜川の下大島における最終氷期最寒冷期の泥炭層(下湾を埋めている≪沖積層≫のうち埋立地の沖合の部分

以上のような,供給土砂量を効率的に蓄積し,厚い≪沖大島層)とそこに挟在する厚さ４ｃｍのAT火山灰.AT火は含まれていない.これは断面図が得られないためで

積層≫を形成する"器"の生成には,関東平野特有の地

山灰の上位より寒冷期の花粉，その下位より小温暖期

あるが,仮にこの部分が加われば,総体積は更に増し,

殻変動様式が深くかかわっている．これについては本の花粉を産出する(写真・遠藤).

また,この２流域の占める割合も高くなる.

文(第3章42〜43頁)を参照されたい.

(遠藤)

②トウヒ属

③ツガ属

④力バノキ属⑥マツ属(ゴヨウマツ類) ⑦ブナ⑨シナノキ属

⑩ニレ属

⑤

⑧コ

⑪ハンノキ属URBAN KUBOTA NO.21｜56

URBAN KUBOTA NO.00｜2

アーバンクボタ

NO.21

APRIL 1983

株式会社クボタ●目次
特集＝最終氷期以降の関東平野●最終氷期以降の関東平野
１テフラからみた関東平野 ̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲
上杉

陽・米澤

宏・千葉達朗・宮地直道・森2

愼一

２山地と扇状地 ̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲ 18
斉藤享治・磯望・米澤宏・ほか８名３関東平野の≪沖積層≫ ̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲ 26
遠藤邦彦・関本勝久・高野司・鈴木正章・平井幸弘

４下末吉期以降の植生変遷と気候変化 ̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲ 44
辻

誠一郎

補章─1
関東・東海地方の地史からみた関東堆積盆地 ̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲ 48
木村敏雄

補章─２
関東地方周辺のプレートシステム ̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲ 52
伊藤谷生・千葉達朗

発行所＝株式会社クボタ
大阪市浪速区敷津東1丁目2番47号
発行日＝1983年４月
第４刷＝1995年７月

編集製作＝(有)アーバンクボタ編集室
表紙デザイン＝国東照幸
印刷＝大日本印刷株式会社大阪工場
図版作製＝巧凡社＋スタジオ・ツノ

URBAN KUBOTA NO.21｜1

最終氷期以降の関東平野─１

テフラからみた関東平野
上杉 陽＝都留文科大学教授
宮地直道＝日本大学大学院

米澤 宏＝明治大学大学院
森 愼一＝平塚市博物館

千葉達朗=日本大学大学院

かりでなく, 台地平坦面を厚く保護し，侵食にしたとすると, その総量は約20ｋｍ 3 となる．

よる丘陵化を遅らせた. テフラ降灰の影響のもこれと直接低地に降下した部分と合わせると約25のすごさは, 富士・箱根両火山に近い関東平野

ｋｍ3である. これは低地堆積物の約３割にも達地と低地の面積だけで12,000〜13,000ｋｍ に達西縁部の大磯丘陵において典型的にあらわれてする．この３割がなければ, 東京湾や霞ヶ浦はする大平野で, 小平野の多い日本島の中にあっいる．ここは, 山地・丘陵地・台地・低地より

いまよりはるかに広いはずである．このようにて例外的に広大である. 図2に見られるように,なる隆起の激しい小地塊で，最高高度が3 2 7 . 7

テフラは，平野を埋立てるうえで極めて重要な２番目に大きい根釧台地の３倍近い広さである．

ｍ，大部分の地点が高度150ｍ以下である．と役割を果してきたのである.

このとびぬけた広大さこそ, 今日の関東平野のころが, ここに降下堆積したテフラの厚さの総テフラはまた台地部を保存し, 結果として低地

基本的特徴である．

和は，知られている限りで, 最高高度とほとん

面積をせばめる効果をもつ. この点は，なにもど変らぬ300mにも達しているのである．

①広大な関東平野
関東平野は, そこに分布する下末吉期以降の台2では何故広いのか?

それが関東堆積盆地の規もし,関東平野だけの特殊な傾向ではない. 図２は国模の大きさに由来することは明らかであるが,このテフラ部分を取り除くなら, 大磯丘陵は面

土地理院発行の｢全国都道府県市区町村別面積

堆積盆地が広ければそのまま平野が広くなるの積的にも高度的にも見るかげもない姿に変じて調査｣（昭和47年調べ）をもとに作成した日本

かといえば, 決してそうではない．盆地の沈降

しまう. これ程の極端な例は珍しいにしても，の代表的な平野のうちの台地面積比を示したも速度が大きすぎ, 砕屑物による埋立てがまにあ

関東地方全体にとってテフラの影響は甚大であのである．この場合の台地とは洪積台地で, 下

わなければ, そこは湖沼や海湾になってしまい,った．

末吉期以降のものとは限らない．低地は主に完

平野はいつまでたっても広くならない. 盆地が

図１には, 最終氷期の最盛期に近い約21,000年
あい ら新世に形成された平坦な地形面をさしている.

あまりにも早い時期から隆起に転じれば, そこ前頃に南九州の姶良 カルデラから飛来したとい

この図に表現されているように, テフラの影響は早くから削剥地域となり, 丘陵や山地に変じう姶良丹沢火山灰ＡＴ（町田・新井，1976）よの大なる平野は, いずれも台地の面積比が大でてしまうからやはり平野部は広くならない.

り上位に積み重なるテフラの層厚が措かれていある．一方, テフラの堆積しない地域では低地

3

広大な平野を形成した第１の要因は, 最終氷期

る.全体の体積を求めると約80.3ｋｍ (山地・の方が広くなる．では，なぜテフラ堆積地域で以降になってはじめて普遍的なものとなった関丘陵64.Oｋｍ3, 台地11.6ｋｍ3,低地4.7ｋｍ3) 平

は台地が広くなるのか？

東堆積盆地全体の急速な隆起である. もちろん,均層厚は約2.35ｍとなる. 本誌の第Ⅲ章におい模堆積盆地地域や大宮台地で典型的に見られる

この時期においても, 周辺がよりはやく隆起し,て, 関東平野の詳細な低地層序・断面形態が示ことであるが, 低地に接する段丘崖で水成層部中央部が相対的に沈降するという従来からの傾されるが, そこでは低地堆積物（約25,000年前分が全く見えないことがしばしばある.

向はひきつがれているから, 土砂が盆地内部に以降のもの）の体積も推定されている.（表紙

即ち, 低地水成層の方が台地側の水成層より高残留し, 埋立てに寄与するという点に変化はな参照）．それによると，低地堆積物の体積は概い位置にあるのであるから，もし, テフラが台い.

略90ｋｍ3程度であるという. すなわち，体積だ地を保護しなければこの台地は低地下に埋没し広大な平野を形成し，かつ，維持してきた第２けで単純に比較すれば, 前述のＡＴ以上のテフてしまい，低地が拡大し, 台地が縮少するのでの要因は, 盆地の埋立てに用いられた砕屑物量

ラの量は低地堆積物の体積にほぼ匹敵する程である．図２で, テフラの影響の弱い沖縄で台地が多かったことにある. 関東平野の周辺の山地あり, 如何にその量が大であるかがよくわかる.

が非常に広いのは, 成長するサンゴ礁がテフラ

は,第四紀に入ってから隆起量が大きく，沈降

低地部に直接降下堆積したと見積もられるＡＴ

同様, 台地部を保護してきたためであろう．関する盆地側との比高は常に大きかったから, 山

以上のテフラの体積は4.7ｋｍ 3 で，低地堆積

東平野の台地の広大さは, 最終氷期以降の全般

地斜面から谷筋へ, そして扇状地をへて低地に

物全体の約５％を占めている.

的かつ急速なブロック隆起と, テフラによる台至るという一般的な砕屑物の供給様式も,特にテフラは, 直接的に関東平野を埋めたて平坦化

地保護の効果が重なったためである.

粗粒物質についていえば大きな役割を果したにするうえで強い効果を示したが, そればかりで従来テフラは, その時間的同一性から地層を識違いない．しかし, 細粒物質まで含めて全体のなく, 一般的な砕屑源としても大きな役割を果別できる鍵層としての役割をになわされ, 地史

供給土砂量を考えた場合, 関東地方が全国的にしてきた. 未固結でばらばらになりやすいテフを詳細に明らかにしてくれる“語り手”として見てとびぬけた存在であるとは考えられない.

ラは, 弱い水流でも容易に削剥され運搬される.

扱われてきたが, じつはそれだけでなく，さまでは，何故, 関東平野への砕屑物の供給量が特従って, 関東平野に流入する諸河川の上流削剥

ざまな地形形成に積極的に関与してきた重要なに多かったといえるのか？

それは, 平野をと域に堆積したテフラは, 能率の良い砕屑源とな“働き手”でもあった.

りかこむようにして分布する多数の火山から,る．関東平野の上流削剥域の総面積は約21,000

直接平野部に降下または流下堆積した火砕物質ｋｍ 2 で，そこに堆積したＡＴ以上のテフラの体（以下テフラと略す）の量が膨大だったためで積は約64ｋｍ 3 ，関東平野内の台地の面積は約ある．関東堆積盆地地域は, 中期更新統以降だ

9,100ｋｍ2 で, そこに堆積したＡＴ以上のテフ

けをとっても, 多量のテフラを連続的に受取る

ラの体積は11.6ｋｍ3である．いま仮に, 上流のこととなった．テフラは盆地の埋積を速め, 本

山地や丘陵に降下したテフラの約３割と台地に来は水域として残るべきところを陸域にしたば降下したテフラの約１割が流出し，低地に堆積

関東平野の中でも相URBAN KUBOTA NO.21｜2

図 1 の注＝ＡＴ以降のテフラの層厚作成上の引用文献
関東ローム研究グループ(1965).杉原重夫･細野衛･大原正義(1978).杉原重夫･吉村光敏･細野衛･森脇広(1978).山崎晴雄（1978）.堀口万吉･河原塚順司(1979).山路進･鈴木正章･遠藤邦彦･大沢真澄（1980）.字津川徹・細野衛･佐瀬隆（1980）．堀口万吉,岡重文,遠藤邦彦,関本勝久，上杉陽，
米澤宏,千葉達朗,森愼一,宮地直道の未公表資料 .

②テフラの両側面と諸変動の内的連関

図１─関東平野をとりまく火山群とＡＴ火山灰（約 21,000 年前）以降のテフラの層厚 <欄外注><地質調査所， 日本地質図 1978〉をもとに作成

テフラ岩体
関東地方には性格の異なる２つの砕屑物の“流れ”があった. １つは上流削剥域から堆積盆に至る一般的な砕屑物の生産・配分・堆積過程であり，もう1つは火山からのテフラの“流れ”であった. ここでは後者について見ていく.
爆発的噴火によって空気中に放出された降下火
山砕屑物（テフラ）は, 空気中で粒径別に淘汰され, 火山体内部で不淘汰な充塡物であったス
コリア，軽石，火山灰などは, きれいな級化構造をなして風下側の隣接地域に堆積する. ここでは，直径数cm〜数10cmの軽石やスコリアよ
りはじまる何百枚ものテフラを１枚１枚明確に区別できる．火山体から遠く離れると, １降下
単位のテフラの層厚は薄くなり, また火山灰部
分が卓越するようになる．この地域では, １枚
１枚のテフラの識別は困難で, 全体として≪火山灰≫とか≪ローム≫とか呼ばれる岩質となる．
このように, 給源火山から放出されたテフラは,
その降下地点ごとに異なる岩質岩相をもつ．これらをまとめて, 一定の広がりをもつ地域に堆積している主としてテフラより構成される岩体をテフラ岩体と名付ける.
テフラ岩体は, まず第1に火山体の一部であり,給源火山の発達史を知るうえに欠かせない. 溶岩とともに, テフラの火山岩としての側面をあわせ解明することが火山研究の重要な基礎をなす. 他方, テフラ岩体は, 給源火山の隣接域や遠隔地をとわず, 様々な斜面や平坦面, 湖底や海底などにほとんど同時に降下堆積し, その時点の地表面や水底面を覆ってそれを保存する.
このような風成堆積岩としてのテフラ岩体は,

図２─日本の平野の面積と台地率

その地域の地層や地形形成ときわめて特殊な形でかかわりながら, その構成要素となる. したがってこの側面の研究は, その地域の発達史やさらには基準面（海水準）変動史を知るうえで大変重要である. このようにテフラ岩体は, 一方では火山岩体としての側面を, 他方では堆積岩体（特殊な風成堆積岩体）としての側面をあわせそなえている.
テフラ岩体の層序区分と斜交関係
２つの側面をもつテフラ岩体の層序区分は如何になされるべきなのか？

火山岩としての側面を重視すれば, それを噴出した火山の活動史との関連で区分すべきだし，堆積岩としての性格

URBAN KUBOTA NO.21｜3

富士山東麓・駿河小山町富士
小山ゴルフ場北側の露頭<S-10・S-11 下およびS-1 下の斜交関係>を重視するなら, それが堆積した平野や山地のこの地域一帯には厚く完新世のテフラが堆積している｡
左図の例にみるように､Yu-1(S-10,S-11)と S-1(ほぼア
カホヤ層準)が下位のテフラ群あるいは地層と切り合っており､これらのテフラが降下する直前の時期に斜面の安定期があったことを示している｡②テフラ岩体中の斜交層準は,水成岩体中の不に架空の時期線ｂ 1 〜bnが入る．この点は以下

発達史との関連で区分されるべきである．２つ整合層準とほぼ一致している（菊地ほか, 1977

でも同様である.

の区分点がばらばらになり無関係ならば, 関東;関東第四紀研究会,1980）.

まず上流削剥域では, この例の場合,すでにｂ1

堆積盆地外縁部に立地する諸火山の火山活動史③斜交期は同時期に形成された平坦面の固定期

期には新しい谷がのびてきておりⅤ字谷を形成と, テフラが堆積した盆地内部個々の地域の発と一致している（上杉, 1976）.

している. テフラｂ1は平坦面や緩斜面上では堆

達史とは相互に独立したものということになる.

④大きな斜交関係が見られる層準ほど, 一般に積しうるが，Ⅴ字谷斜面には堆積しえず，砕屑もし２つの区分点が一致するなら, 火山活動史

直下の土壌層ないしは風化帯が厚く安定してお物として下流に押し流されてしまう. テフラｂ2,と個々の地域の発達史, なかんずく基準面変動

り, その直上の層準における火山活動の規模がｂ3…と降下し, 谷は更に上流へとのびて行く.

史やその土地土地での地殻変動史との間にはな大きい（上杉ほか, 1979）.

この地点の谷形は幅の広いものに変化している

んらかの内的連関があるといえるだろう．

⑤大きな斜交期は, 火成活動の大規模な転換期

が, テフラはまだ堆積できない．やがて，火山

筆者等は, 西方の火山群，すなわち富士山，愛にほぼ対応している（上杉ほか, 1978, 1979）.

活動が衰弱し，細粒で薄いbn -1 ，bn が降下す

鷹山, 箱根山等々の諸火山から過去数10万年にまた地殻変動の転換期ともほぼ一致している例

る頃になると谷型は更にゆるやかとなり, 斜面

わたってほぼ連続的にテフラの供給を受け,かが多数ある（上杉ほか, 1981）.

上にbn-1，bnが堆積しうるようになる．bn-1,

つ, ほぼ全ての時代の水成層の確認できる丹沢

南関東における地形・地層形成のシェーマ

bnは１部はそのまま固定し，他の１部は２次山地から相模堆積盆地にかけての地域で調査を

以上のように，少くとも南関東にあっては, 斜

堆積的に多少移動する．この場合, “ローム団続けてきた．その中で, 上下２つのテフラ群の交関係は, 広域にわたってほぼ同時に形成され子”を含む汚れロームとかソフトロームとか呼間の切り合いの関係，即ち，斜交関係（欄外のており, テフラ降下地域の水成層の層序区分点

ばれる層相を呈し, 土壌生成作用を受けている.

図参照）こそがテフラのもつ二面性を集中的にとも, さらには火山活動の大きな区分点とも良

テフラbn -1 ，bnは，下位のテフラを一見切る表現していることを確認してきた.

く対応していた. つまりテフラ岩体中の斜交関形で堆積しているが, これらは同一のテフラ累

では, この斜交関係が形成される場合について係は, それぞれの地域の基準面変動史・地殻変層に属している．かくして, 谷の中には侵食面

考えてみよう．まず, 平坦面上にほぼ水平に堆動史等と，火山地域の地殻変動史・火山活動史

Ｂが, 谷の外の平坦面上にはテフラ累層Ｂの上積しているテフラ群があると考えよう. 下流側との能動的な連動の姿を知る重要な媒介項とな面が形成される．そして, 次の時代Ｃの最初のから谷が生長してきてこのテフラ群を切っていりうるものである. 図３は，このような視点で大規模なテフラｃ 1 に覆われると斜面Ｂは固定

く．ある場所では斜面は急傾斜で, 次に降下し上述の①〜⑤までの事実を解釈して作成した南され, 斜交層準ｃ1が形成される．bn-1，bnとｃ1てくるテフラはこの斜面を固定することができ

関東の火山活動史，基準面変動史, 地層形成〜とは一見整合状に重なるが,両者は別個のテフ

ず, 河川水によって下流に運び去られる．しか地形形成史の連動のシェーマである.

ラ累層に属する．もしｃ 1 期の火山活動がテフし別の場所では，たまたま斜面はゆるやかで,

図３ａには, ある時代（Ａ時代）の終焉を示す

ラ中心でなく溶岩中心であった場合には, 溶岩次に降下してくるテフラ以降のテフラ群が, こ地層の上面Ａが措かれている. そのうちの陸上で覆われる地域以外では細粒の火山灰が降灰すの斜面上に安定的に堆積したとすれば, ここで部分が地形面Ａである．ここでは, 土壌生成作

るのみで，同 様 に細粒のbn - 1 ，bnと層相 上見は２つのテフラ群の間の切り合いの関係, 即ち用が進行している．地形面Ａは安定斜面Ａと平分け難い．たとえば,立川ローム層最上部を母斜交関係ができあがるだろう．従って個々の水坦面Ａよりなる．平坦面Ａは, 更に上流削剥域

材とするクロボク土の部分と, その上位を覆う系独自の侵食作用の方が強く働いて斜交関係がの侵食面Ａと, 下流堆積域の堆積面Ａに分けら

富士黒土層(ＦＢ)との斜交関係は小露頭ではし形成されたものとすれば, テフラがほぼ連続的れる．地形面Ａは水底下の地層の上面Ａ, 後にばしば判定が困難となる.

に降下してくる南関東では，各水系ごとに，更整合面Ａとなるものに連続している.

次に地形面Ａが谷底平野をなす下流側の状態をには個々の陸上斜面ごとに, ばらばらな時期に

図３ｂは, 新しい造構条件，気候条件のもとでみてみよう．この図では,そこに海進があり，ばらばらな層準下に, 斜交関係が形成されるこ

基準面が変動し, かつ火山活動が再開された状

溺れ谷が形成される場合が措かれている．テフとになろう．他方，当然のことながら, ある地

態を示している．新しい砕屑物の生産と配分過ラｂ1が降下した頃にはまだ海水は到達していな域全体に広汎な影響を及ぼす大きな変動のもと

程, 堆積過程のもとで斜面や平坦面が形成され

い. 従って, ｂ1は堆積面Ａ（後に埋没面Ａとなにこうした侵食作用がすすめられていたとすれてゆき, やがてその１部は安定状態に達する.

る）の上に風送陸上堆積型（ＡＡ型）で堆積す

ば，斜交関係は, 各水系をこえて同一の特定のこの時代をＢとする．この図では, 基準面が相る. より下流側では海成堆積物の最下部に風送層準下に形成されることになろう. では果して,対的に上昇し, かつ上流削剥域も隆起する場合

水中堆積型（ＡＷ型）で堆積している. ここで実際はどうなっているのか？

を例にしている．テフラ累層Ｂは, 下位よりテは, ｂ2, ｂ3…の頃に海水が入り込み,溺れ谷が頭で観察した結果は以下のようであった.

フラｂ 1,ｂ 2,ｂ 3,…,ｂｎ -1,ｂnで構成される.

形成されるとしてある.ｂ2, ｂ3…は谷の中央部①斜交関係は全ての水系を通じて,ほぼ同一の

テフラのうちのある部分が溶岩と入れかわるこ

ではＡＷ型であるが, 谷の斜面から台地上では層準に集中している．この点は, 全体が１万年ともある. この場合, 溶岩で覆われることのＡＡ型で堆積している．bn-1 , bnの頃には離水という短い完新世テフラ累層中の斜交関係につない地域ではその部位の土壌層の発達がよくなる.

しており, 堆積面Ｂが形成されている．谷の中

いてまでいえる（上杉ほか,1979）.

なお, 非テフラ地域ではテフラｂ1〜ｂnの代りでは地層Ｂの大半は水成相（かなりの部分が淡南関東各地の露URBAN KUBOTA NO.21｜4

水〜汽水相）であるが,最下部と最上部は風成

図３─南関東における地形･地層形成のシェーマ

テフラ相である．台地の上では地層Ｂは全層,

図３ａ─Ａ時代終焉時の地形面と地層

風成テフラ相である．この横断面図の場合,時代区分上重要なのは斜交層準ｂ1であって,たま
たまＡＡ型で堆積しているｂ 1 とＡＷ型となる
ｂ2以上を含む水成相部分との間にできる不整合（nonconformity）ではない．同様に，２つの水成相聞の切り合いの関係の生ずる不整合面Ｂ（unconformity）でもない.ここでは不整合面
Ｂは斜交層準ｂ1とは一致していない.
最後に海岸地域についてみてみよう.ここでは海岸で海進によって海食が生ずるような地域が示されている.海面上昇とともに波食しながら
汀線は内陸に向かう．やがて海面は停滞し,汀
線は沖合いに向けて前進する．テフラ累層Ｂは海成層Ｂの同時異相となる.海成層の最下部にはテフラｂ1,ｂ2が円磨されて入っているケースが非常に多い．即ち,海進は初期に急激に進む

図３ｂ─Ｂ時代とＣ時代開始までの地形･地層の形成過程

ケースが多い．海成地形面Ｂは,海成相部分と風成テフラ相部分との境界に設定するのでなく,あくまでも，テフラｂｎの上面に設定しなければならない．地形面を,水成相と風成テフラ相との境界にとるなら,その境界は内陸から沖合いに向けて次々と時代が新しくなっていくため,
時代区分は事実上,無意味なものとなってしまうからである.段丘構成層は水成層に限られる
べきで,その上にのるローム層は被覆層にすぎないという見解は,改められなければならない.
以上まとめると，関東平野の内部,とりわけその西部の相模堆積盆地地域の様々な地質断面と,盆地の外の丹沢山地や富士,箱根地域のそれとを統一的に解釈しようとすれば,斜交関係について前述の①〜⑤の事実を見ないわけにはいかない．また,これらの事実を説明しようとすれば,上述のような「基準面変動，盆地内部の個々の地域の地殻変動,それに盆地外縁部の火山活動とそれを支える地殻変動は,それぞればら
ばらに変転するのではなく,相互に関連をもち,ほぼいっせいに変動する」という仮説をもたざるを得ない．即ち，テフラ岩体は,その中の個々のテフラが盆地の内側と外側の地史をつなぐ
うえで鍵層として使えて便利であるというだけ
でなく，それ自体の根本的性格として,二つの地域の変動史をそのうちに両極として内蔵する.

URBAN KUBOTA NO.21｜5

③南関東のテフラ層序と地形・地層の形成過程

ぬけ落ちがないような詳細な柱状図を作成する

葉市で８〜５ｍである．全体として,富士山の─相模川水系を中心に─ことである．図４（15p〜17p）は,最終氷期以

テフラは東北東方向を中心軸として,扇状に広降の南関東の地史を考える際に“主役”となるがっている．

前節で述べたように,斜交層準は全体に共通す

富士系テフラを，その東麓から東方約40ｋｍのこれらのテフラ群を上述の手順で大中小に区分る重要な層序区分点であるが,その区分点の重

秦野盆地西緑部までの各地点をつなぎ合わせてすると，まず，大区分点は約１万年前,富士黒要度は何によってはかるのだろうか？

今のと作成した約200枚のテフラの柱状図で，各地の土層(ＦＢ)の直下に入り,ここから下位を古期

ころ、以下のような点について,できるだけ多斜交層準,テフラの肉眼的諸特徴,重鉱物組成,

富士テフラ累層(以下ＯＦＴ累層と略す)，上位

くのデータを集めて総合的に判断している.

砂粒径鉱物の残渣率,重鉱物の含有率を記したを富士完新世テフラ累層（以下ＨＦＴ累層と略①斜交層準における削剥量の規模,斜交層準のものである．

す）と呼ぶ．なお,活動期の呼び方は，それぞ発見される地点の密度や広狭.

富士山は下末吉期の末期,即ち木曽御岳第一軽れ古富士火山期,新富士火山期とする.

②斜交層準下の古土壌層の規模.

石(Ｐｍ-Ⅰ)が降下した頃には活動を開始してＯＦＴ累層は,富士山の南東約30ｋｍにあって最③斜交層準下のテフラや溶岩の規模.

いたとされるが,ここではＰｍ-Ⅰ以降のテフラ

終氷期の前半には富士山と並んで“主役”であ④対応する水成層の上面や下面の規模.

を記載してある．その全層厚は,富士山頂からった箱根山から噴出した小原台軽石（ＯＰ）直⑤斜交層準での火山の活動形態の変化度.

北東に35ｋｍの位置にある山梨県都留市菅野で下,あるいはその下位の小原台埋没土層(ＯＢ)⑥斜交層準での地殻運動形態の変化度.

約80ｍ,東方25ｋｍの静岡県と神奈川県の県境のあたりで大きく下部,上部に中区分できる．

このような判断基準に基づいてテフラ岩体の区付近で約80ｍ,その延長線上で山頂から40ｋｍ

小区分点は多数存在するが,そのうちでも大き分をしようとする場合、まず欠かせないのが、の秦野盆地西緑部で60ｍ余である.東方70〜80

なものによってＯＦＴ累層の下部をⅠ,Ⅱに２給源火山に近い位置で１枚のテフラについても

ｋｍの横浜市では15〜10ｍ，東京湾をこえた千分，同層上部をⅠ〜Ⅷに８分，ＨＦＴ累層をⅠ

図５─南関東のテフラ層序と水成層層序

URBAN KUBOTA NO.21｜6

〜Ⅲに３分できる．また，ＯＦＴ累層上部は,この上の小原台軽石(ＯＰ)の直下にとるべきか,

角礫を多く含むようになるが依然として湖成層

Ⅰ〜Ⅲを下部層，Ⅳ〜Ⅵを中部層，Ⅶ〜Ⅷを

データ不足ではっきりしないので,ここでは,としての性格が続いている.丹沢山地南縁の滞上部層とまとめることができる.

仮にＯＢまでを含めてＯＦＴ下部としておく.

水域に堆積した駿河磯層は,この時期の終りに区分した結果と各地の水成層等との関係を図５

その層厚は，秦野市西縁部で24ｍで,全体に富はいっせいに離水している．束京西郊の武蔵野に，相模川段丘面分布図（米澤,1981）を図６

士系のスコリア主体で灰白色の岩片を多く含む.

台地では,すでにこの時期から下末吉海進期をに,富士山のかんらん石の組成変動などとの関鍵層として非富士系の石英安山岩質のガラス質

通じて形成された広大な堆積面をうすく切って,係を図７および図８に示す．以下,相模川水系

火山灰ないし細粒軽石を６枚含む．そのうち，扇状地の形成が萠芽的に始まっている（羽鳥19を中心に下位より順に記載する．

Ｐｍ-Ⅰ（Ｙ-１），第1ミガキズナ（Ｙ-19），第81）．またこの時期は，下末吉海進期を通じて≪古富士火山前期･ＯＦＴ累層下部≫

２ミガキズナ（Ｙ-36）は広域テフラである.

活動を続けてきた箱根新期外輪山（ＹＳ）の活（Y１〜Y57）

この時期は,下末吉海進期から存在した滞水域

動が衰えはじめ，新期軽石流期に入るまでの終下位の吉 沢 ローム層中部(ＫｍＰと略)とは,山がなお局地的に残存する時期にあたり,山間地

末期にあたっている．かつまた,富士山が本格

地部では大きな削剥量をもつ斜交関係で,平野でも海岸部でもなお,厚い水成層を堆積させて的に活動を始め,大量に粗粒のスコリアを噴出部では軽微な削剥量をもつ斜交関係により境さいる．たとえば,丹沢山地北縁の相模川中上流しはじめた時期にもあたっている.気候変動上

きっ さわ

とづちはら

れる．一方,上位のＯＦＴ累層上部とは，起伏の上野原から 葛 原 にかけての古葛原湖の場合,

は,下末吉間氷期から最終氷期への移行期であはゆるやかであるが削剥量の大きな斜交関係で

吉沢ローム層中部期(ＫｍＰ期)まではシルト層・り，その期間はフィッション・トラック年代か境される．

本流系の円礫層よりなる，吉沢ローム層上部期

ら約１〜２万年間と考えられる．この時代は小この境界には,厚い古土壌層（小原おおくぬぎ

台埋没土,ＯＢ：町田,1971）が見られる． 斜に入るＰｍ-Ⅰ以降は,一部離水し,大 椚 面を形

交層準をこのＯＢ直下にとるべきか,それとも成し，残存滞水域では山地縁辺部からの支流系

原台期とも呼ばれる．

図６─相模川段丘面分布図

URBAN KUBOTA NO.21｜7

≪吉富士火山後期・ＯＦＴ累層上部≫

対的黒雲母を大量に含む白色軽石片(ＹＢＰ-Ⅰ)が（Ｙ58〜Ｙ141）に温暖または湿潤であったと考えられる.相模

発見されることがある.

上位の富士完新世テフラ累層とは,起伏がひど

平野の中下流の相模原面を構成する礫層の上部

この時期の水成層は泥質部をパッチ状に多数含

くゆるやかで小露頭では見分け難いが, 削剥量

はこの時期のものが多い.

む礫層で,山地内や平野の上流部では広く認めの大きな斜交関係で境される．全層厚は, 秦野≪第Ⅲ層:Ｙ-69-8〜Ｙ-78またはＹ-79≫

られ,堆積段丘となっているが，下流部，海岸

盆地西緑部で約41.5ｍである. 小原台埋没土層

上位層とは,一般に小露頭でも簡単に確認でき

部では発見できないので,基準面がかなり低い

あるいは小原台軽石から始まるこの時期は, 相る起伏の大きい斜交関係で境される.層厚は約位置から多少上昇したが，なおかつ,段丘面形

模堆積盆地地域が, 足柄平野・大磯丘陵・秦野

６ｍ前後である.箱根新期軽石流期の噴出物で成時においても現基準面以上には高くならなか

盆地・相模平野・古戸塚湾地域といった小ブロ

ある粗粒かつ層厚の大きな安針軽石(ＡＰ),三ったことを示しているのであろう．道志川の月ック地形への分化を完成した時期に相当してい

浦軽石(ＭＰ),東京軽石(ＴＰ)およびそれに伴夜野面,大磯丘陵・秦野盆地の才ヶ戸面がこれる（上杉ほか，1977）．上杉（1982）は，このう東京軽石流（ＴＰfl）などの顕著な軽石層がにあたる.

時期以降を新期ローム層の時代・最終氷期とし認められる.富士系テフラは一般に細粒で層も≪第Ⅴ層:Ｙ-93〜Ｙ-108ʼ≫た.

貧弱である．ＴＰより下位の層準は，黒味の強上位層とは,一般にゆるやかな大規模な斜交関≪第Ⅰ層:Ｙ-58〜Ｙ65≫

い顕著な古土壌層で武蔵野埋没土層（ＭＢ）と係で接する．斜交関係の発見される露頭数は下

層厚は秦野市西縁部で最大８ｍであるが,変化呼ばれる．第Ⅲ期は,全体として大きな斜交期

位層との斜交関係より多い．層厚は６ｍ弱で,が激しく, まだ記載もれのテフラがあるかもしとも解釈でき,ＭＰの下位にもＴＰの下位にも斜Ｙ-103直下の斜交関係でさらに上,下に２分されない．下限ははっきりしないが，ここでは交層準があり，同一断面で観察すると,次々とれる.下半部は風化が弱くＣＣＰ軽石群が見らＯＰ（Ｙ-58）とし, 上限は吉岡ラピリ(ＹＬ)

新しい斜交層準ほどその高度が低下するのがわ

れるが,上半部は風化が激しくＣＣＰ軽石群がの下位のＹ-65までとしてある．富士系のスコかる.

認められず,富士系のテフラが卓越する．この

リアは中粒で目立たず, 新期軽石流期に入った

この時期の水成層は,前期までに形成された広時期以降,箱根系のテフラはほとんど見られな

箱根火山起源の白色大粒軽石が目立つ. ＯＰはい扇状地面のさらに上位にひき続き堆積するケ

くなる．下半部基底部の青色の発泡の悪いスコ

箱根火山から東北東に向けて降下し, 丹沢山地ースもあるが，多くは，この扇状地面を切り込

リア(Ｂ.Ｃ.Ⅴ.Ａ.,Ｙ-94)は良い鍵層となる．ま

北部では認められないが, この地域にはＯＰのんで河岸段丘礫層を構成している．やはり山地た, Ｙ-97ʼ層準には黒雲母を含むタフ（ＹＢＰ-

上位の同様な岩質をもつ「ＯＰもどき」軽石が内から海岸まで堆積段丘として連続している.

Ⅱ）がある.

良い鍵層となる. 前期ＯＦＴ期には下末吉海進

離水は,ほとんどＭＰまたはＴＰまでに終了し,この時期の水成層は前期と比較して,粒径の期以来の滞水域が残存していたが, この期に入ＴＰ以降の水成層は山間部の支流堆積物として大きい礫よりなり,山間部から平野下流部までると, 下末吉期を通じて形成された広大な平坦

例外的に発見されることはあるが,平野部でも広く堆積段丘を構成しているが,海岸部では低面をうすく切る淘汰の悪い中〜大礫よりなる扇海岸部でも本格的なものは発見できない.この地下に没してしまう．相模平野の上流部,丹沢状地が本格的に形成されはじめる．たとえば,

点は相模平野ばかりでなく,房総半島─三浦半

山地の縁辺部に広く扇状地を形成した中津原面

相模平野の主として中上流部に分布する相模原

島-多摩丘陵を結んだ線より北側の狭義の関東は,恐らくは下半部の時代のものであろう．一面構成層の下部層, あるいは東京西部の武蔵野平野でも同様である.

方,田名原工面構成礫層は，主として，上半部

礫層の一部がこの時期のものである.

第Ⅰ期から第Ⅲ期までは,下末吉時代が残したの時代のものであろう．秦野盆地では,両者は≪第Ⅱ層:Ｙ-66〜Ｙ-69-7≫

前地形，即ち,広大な平坦面に規制され比較的間にテフラを挟んで重なっている（内田ほか，

上位の第Ⅱ層との境界は,箱根火山起源の安針

高い基準面のもとで扇状地の形成を強制されて

1981）.立川段丘礫層の主体は後者にあたると軽石（ＡＰ）の下位にあり小露頭でも確認でき

きたが,その末期に至り基準面低下の効果があ思われるが,不明な点が多い.

る．層厚は，秦野盆地西縁で約３ｍである.富らわれ,扇状地面の破壊が本格的に始まった．

≪第Ⅵ層：Ｙ-109〜Ｙ-113≫

士系の風化した発泡の悪いスコリアが多く, 特そして，この時期はちょうど,箱根火山の新期下位との境界は明瞭であるが,上位との境界はに吉岡ラピリ(ＹＬ：Ｙ-69)は青黄褐色で厚い

軽石流期の終焉の時でもあった.以上のような不明確である．Ｙ-112直下,Ｙ-114直下に斜交ため，よい鍵層となる．この時期の水成層は,根拠をもとに,第Ⅰ層から第Ⅲ層までをまとめ関係があり,いづれも山地斜面の崖錐性堆積物

山地から海岸部まで広く認められ, その地形面て,下部層とする.

の上面，段丘礫層の上面に対応している.ここの勾配はゆるく, その高度も沖積面よりかなり≪第Ⅳ層：Ｙ-79または80〜Ｙ-92≫

では,規模が大きいＹ-114直下までを第Ⅵ層と高い. すでに前期に始まっていた扇状地形成の上位層とは,小露頭でも容易に確認できる起伏

する.層厚は約２ｍでＯＦＴ累層上部の中では最盛期にあたり, 後背湿地もかなりの広がりをの大きな斜交関係で境される.層厚は約７ｍで最も粒径の大なる富士系のスコリア層よりなる.

見せはじめている. テフラは全層風化が進みク

ある．富士系の赤褐色の中粒スコリア層および全層強く風化しており,全層にわたって微〜少ラック帯を形成するケースが多いことや,山

粗粒のスコリア質火山灰層と,箱根中央火口丘

量の角閃石が認められる．また本層準には,両地内部にまで堆積段丘が存在することから考え期の白色軽石層(ＣＣＰ軽石群)とが交互に積み

輝石・黒雲母を含む青白色岩片が認められ，よて,基準面が相対的に上昇し，かつ，気候も相重なる.本層中のＣＣＰ-１(Ｙ85)の直下には,い鍵層となる．この時期，即ち,約2.4〜3.2万

URBAN KUBOTA NO.21｜8

年前は，全国的に軽石流・泥流の発生が目立つあるという点で共通性をもっている．この２期

士山麓で大規模に扇状地が形成された（上杉ほ

爆発的火山活動期であるが,上記のような諸特をまとめて,上部層の時代とする．いづれもそか,1979）.Ｓ-９層準は黒味の強い，粘り気の徴はこのことと無関係ではあるまい.

のうちに多数の小斜交期を含み丹沢山地内では,ある腐植層となる.

この時期の水成層は，相模川では,前期に形成

基準面の最大低下期への移行,その後の急上昇≪第Ⅱ層:ＳlO〜Ｓ24≫

された堆積面上に末梢的にひきつづいて堆積しといった変動とは無関係に,次々と侵食段丘を

全体に赤褐色スコリアが目立つ.第Ⅰ層に比較ている．第Ⅳ期から第Ⅵ期までは,下部層（第形成している．こうした傾向は,完新世に入っして黒味のうすい褐色〜暗褐色腐植質の層であⅠ〜Ⅲ層）の時代に形成された広大な扇状地面ても続いている．このことは,約２万数千年前

る．約3200〜250年前のもので，下位層との斜を破壊し,全体として，より低い基準面のもとから,丹沢山地が急上昇を開始したことを示し

交関係は山地ばかりでなく，平野部でも認めらで,小扇状地や河岸段丘を形成した時代であっているのではなかろうか？

れる.切れ込みの深い谷型の斜交面が多い．こた．これらの３層は,平野部から山間地まで堆≪富士完新世テフラ累層≫

れを覆う初期のテフラは粗粒で層厚大なものが積面であるという共通性をもち,海岸部では確（ＦＢⅠ〜Ｓ-25）

多い. 発泡の悪い湯舟第１スコリア層（Ｓ-10,

実に低地下に没している．まとめて,中部層と下位の古期富士テフラ累層をゆるい傾斜で切る

S-11），砂沢ラピリ（Ｓ-13） は良い鍵層となする．

ため，小露頭では斜交関係の確認が難かしい.

る．Ｓ-10とＳ-11の間には,白色ガラス質のカ≪第Ⅶ層:Ｙ-114〜Ｙ-124≫

この斜交層準には大規模な溶岩，即ち,三島溶

ワゴ平パミスが挟在する．また,初期には御殿上位との境界は不明確である.Ｙ-118（ＡＴ）

岩(14Ｃ年代で10,490±230y.Ｂ.Ｐ.)，梨ヶ原溶場泥流（S-14ʼ）をはじめ，火砕流堆積物が多またはＹ-116の直下，Ｙ-123の直下,Ｙ-125の岩がはさまる.

いのも大きな特徴である．これらのテフラが噴直下に斜交関係が認められ,いづれも侵食性の本層は，富士山東麓の駿河小山町本村で層厚約出した約3,000年前頃は，世界的に爆発的噴火

うすい河岸段丘礫層の上面に対応している.山

10〜12ｍで，下位よりＦＢI,ＦＢⅡ,Ｓ-1〜Ｓの目立つ時代であり,かつまた，気候が急激に地斜面ではＹ-114が崖錐角礫層の基底部に，Ｙ-25までのテフラからなる.山頂より北東35ｋｍ

悪化した時代でもあった（鈴木,1979）.縄文後-123が別の崖錐角礫層を覆っている例がある.

の都留市菅野で４ｍ前後,東方40ｋｍの秦野盆期堀之内式,加曽利Ｂ l までの遺物はＳ-10に覆この時期の斜交関係は,山地内でも台地上でも地西縁で２ｍ前後である.木層中には９つの斜われる.Ｓ-11〜Ｓ-12には，縄文後・晩期の安広く認められる.田名原Ⅱ面構成層はこの時期

交層準があり,規模の大きいものにより第Ⅰ層

行Ⅰ式土器片が,Ｓ-23〜Ｓ-24下部には弥生後のもので,山間地から平野の上流部でのみ認めから第Ⅲ層までにまとめてある.

期から古墳期の遣物が挟在する.第Ⅱ期のほぼられる．テフラは,全層ほとんど富士系の黒紫≪第Ⅰ層:ＦＢⅠ〜Ｓ-９≫

中期にあたる1,700〜1,000年前には,剣丸尾溶

色の粗粒スコリア層よりなり，層厚は約4.5ｍ

全体に黒色腐植質で下位ほど細粒でふかふかし岩，鷹丸尾溶岩,青木ヶ原溶岩をはじめ側火山である.Ｙ-118(ＴＮＰ-Ⅰ)は,町田,新井(1976)ている.上部にはＲⅠ（Ｓ-５）,ＲⅡ（Ｓ-６）

ならびに側火山に由来する溶岩の流出の目立つが姶良カルデラ起源の広域テフラとしたＡＴになどの粗粒スコリアが日立つ．従来,富士黒土

時期で,同時に気候の温暖な時期にもあたってあたる.相模平野でS 1 Sと呼ばれてきたものは層(ＦＢ)と呼ばれてきたものは広義には第Ⅰ層いる.

Ｙ-121にあたる.

全体をさしているが，ここではＳ-１より下位

この時期の水成層は,Ｙｕ-２を直上にのせる富≪第Ⅷ層:Ｙ-125〜Ｙ-141≫に限定する.ＦＢⅠは約10,000〜8,000年前,ＦＢ

士山麓の小扇状地礫層,酒匂川上流〜中流の河

ＯＦＴ累層の最上部層で層厚は約５ｍである.

Ⅱは約8,000〜6,000年前で,縄文早期にあたる.

成礫層などがある．大磯丘陵の押切Ⅰ面,Ⅱ面

Ｙ-132，Ｙ-134，Ｙ-136，Ｙ-141,の直下に斜Ｓ-１層準には褐色のbubble wall型のガラスがの構成層も,第Ⅱ期後半のものである.

交関係が認められる.これらの斜交層準は丹沢

多量に混入する．町田・新井（1978）のアカホ≪第Ⅲ層:Ｓ-25〜≫

山地で広く認められるが,周辺の台地上でも識ヤ（ＡＨ）にあたる．Ｓ-１〜Ｓ-９は約6000〜

1707年に噴出した宝永スコリア層(Ｈｏ=S-25)

別できる.山地斜面の崖錐堆積物の上面あるい3200年前のもので,縄文前期の遺物はこれまでよりなる．これは青黒色の発泡の悪いスコリア

は侵食性のうすい河岸段丘礫層の上面または下のところ，必らずＳ-５に覆われている．中期層で最下部に白灰色の縞状軽石部がある.富士面に一致している例が多い.Ｙ-132で岩相が急の遺物はＳ-４〜Ｓ-９の間にそのほとんどが挟

系テフラ中最大の層厚をもち,かつ，今まで噴変し,これより下位では全体として黄褐色を呈在する．この時期の水成層は,縄文海進堆積物

出することのなかった軽石がある点が大きな特し,上位では特徴的な赤褐色を呈する.Ｙ-129,を主体として,主に平野部･海岸部で堆積段丘,徴である.各所で下位層を切って堆積している.

Ｙ-136の上部には，bubble wall型のガラスが波食台性の段丘を形成し,山間地で侵食段丘を

富士山は,ある時代の初期に発泡の悪いスコリ

認められ,それぞれＴＮＰ-Ⅱ,ＴＮＰ-Ⅲと命名

形成している．大磯丘陵では, 遠藤・関本・辻

アを噴出する傾向がある. 吉岡ラピリ(ＹＬ:Ｙされている.この時期の河岸段丘は山間地や山（1979）の川匂部層がＦＢ工期に,小船部層が-69),Ｂ.Ｃ.Ⅴ.Ａ.(Ｙ-94),Ｙ-125,湯舟第１ス

地縁辺部では認められるが，平野部では,低地

ＦＢⅡ期〜Ｓ-１〜Ｓ-４期にあたる. 小船部層

コリア（Ｓ-10,Ｓ-11）である．宝永も同様な下に没している．

の上面，即ち, 縄文海進後の高海面停滞期を示岩質をもち,前述のような新しい質をもってい

第Ⅶ期・第Ⅷ期は,それ以前の第Ⅰ〜Ⅲ期，第す中村原面はＲⅠ(Ｓ-５)期には離水していたるので,これを第Ⅲ期初期の噴出物と考えるこ

Ⅳ〜Ⅵ期がいずれも,基本的には，堆積段丘のと考えられる. 同じく大磯丘陵の前川面構成層とは充分可能である．

形成期だったのに対して,侵食段丘の形成期でがＳ-５〜Ｓ-９に相当する．この時期には,富URBAN KUBOTA NO.21｜9図７─富士系テフラの鉱物組成の変遷<上杉ほか（1982）、に加筆修正〉④富士系テフラの鉱物組成変遷と基準面変動
前節までで,南関東のテフラの層序区分点が水成層の区分点，即ち,基準面変動の区分点と良く対応すること，また,火山活動史上の大きな区分点とも良く一致することを見てきた．それでは，富士山だけに限って見た場合，こうした"連動性"は鉱物組成の次元でもあてはまるのであろうか？

以下,この点を見ていく.図７,

図８は富士系テフラの砂粒径斑晶鉱物中の125μ以下のものの組成変動を様々な角度から検討したものである.
≪重鉱物含有率≫
まず，重鉱物全体の含有率がどう変化するのかを見ると，第１近似として下位から上位に向けて重鉱物含有率が増大していき,ＨＦＴに入ると急激に減少し，現在に向けて再び増大するという傾向を読みとることができる．それ以外の細かい変動を見ると,層序区分点が変動カーブの屈曲点によく一致する部分がある.たとえば,
ＯＦＴ累層下部Ⅱの上下の境界,ＯＦＴ累層中部層と上部層の境界,ＨＦＴ累層工の上下の境界などである.
≪重鉱物組成比≫
次に重鉱物の中の５つの成分,即ちol（かんらん 石 ），opx(斜 方 輝 石 )，cpx(単 斜 輝 石 )，mg
(磁鉄鉱)，ho(角閃石)の組成比の変動を図８
で見る.
第１に,全体としていえることは, olが多いとmg， opxが 少 な く , olが 少 な い と mg, opxが
多 いということである．これは,マグマ溜りで一旦できたolが，温度が下がるに従い再びマグ マ と反 応 し てopx， mgが 形 成 さ れる た め である. 第2に,ＯＦＴ期にはopx rich,cpx poorであったが,ＨＦＴ期には逆にcpx rich,

opx

poorに転じている．第３に,ＯＦＴ下部層の第Ⅰ層から上位に向けて，順にolが増加していき,ＯＢ層準(ＬⅡ３)に至ると急激にol poorの位置に戻り,そこからＯＦＴ累層上部に向けて再 びolが 増 加し て いき ,つ いに はolが80％をこえてしまう．ところがＨＦＴ累層に入ると再びol poorの位置に急激にもどり, ＨＦＴ累層の第Ⅱ層の下部ではまたolが85％にまでなる．そして第Ⅱ層の上部では再びolが少ない
位置にもどり,第Ⅲ層ではまたol richの位置にきている.これらのol poorからol richへの４つのサイクルは層序の中区分点や小区分点①富士系テフラの鉱物組成変遷と基準面変動

URBAN KUBOTA NO.21｜10

と完全に一致したり,テフラにして１〜２枚程々な変動のトータルなバランスを示すものとも度,早めに転換点に達することがわかる.

いえる基準面変動から, マグマ溜りの中で形成≪かんらん石含有率≫される1鉱物の化学組成にまで及んでいる可能

本節では,関東平野の中でも特に変動が激しく,次に構成鉱物中の主成分であるolだけの変動性がある.

典型的で細かい議論のできる相模堆積盆地西翼を見る. 125μ以下の細砂径鉱物全体の中でol最も規模の大きい変動といえる基準面変動と,部大磯丘陵をとりあげて,最終氷期の地殻変動の含有率がどう変化していくのかを表わしたのローカルな１火山にすぎない富士山の鉱物組成の諸特徴を見てみよう．

が図７の赤色の折れ線である.第１近似として,の変動を比較してみよう. 図７の基準面変動カ

相模堆積盆地というのは,中期更新世の初めに,下位から上位へ向けてol量が増えて行き,ＯＦ

ーブは主として南関東のデータをもとにしてい東は神奈川県横浜市戸塚区のあたり（古戸塚湾

Ｔ最上部では全体の70〜80％を占めるという極るので, 循環論に陥いる可能性がないわけでは地帯）から,西は箱根火山の東縁部酒匂川低地

限状態に至り，ついで,ＨＦＴ累層に入ると急ないが, 絶対年代値の正確な３万年以降についにかけて長隋円形の広がりをもって発生した堆

激に, ほとんど０％近くまで減少し，その後再ては, 世界各地の変動カーブと良く一致してい積盆地である．その後,幾多の変動を受けて縮び現在に向けて増大する傾向がある. もう少しるからその心配は少ない. まず, 重鉱物含有率,

小分化していったが,それでも下末吉（吉沢）細かく見ると, 変動の屈曲点が層序区分点にほかんらん石含有率,かんらん石の％のどの曲線

海進期までは,東西方向の長隋円形という形態

ぼ一致するケースがかなりある．たとえば, Ｏ

も,概形が基準面変動カーブと似ている．細かを残していた.この盆地が大変動を受けて東翼ＦＴ累層下部Ⅱの上下, ＯＦＴ累層上部Ⅷの上く比較すると,特に２万年以降についてはその部の≪古戸塚湾地帯≫,中央部の≪相模平野≫,

下, ＨＦＴ累層Ⅰの上部などである.

変動のカーブが驚くほど良く一致している.

西翼部西端の≪酒匂川低地≫北端の≪秦野盆≪かんらん石のマグネシウム含有率≫大きい単元の運動は小さい単元の諸運動の積み地≫,その南の≪大磯丘陵≫の５つの地形区に

次に,さらに小さい次元での変動の１例として,

重ねではあるが，全体として,これらを支配す

完全に分裂してしまったのは最終氷期のことでol中のマグネシウム含有率の変動を見る.

こると考えて良いなら,世界的な規模で起る基準あった.この点を大磯丘陵を中心に見ていく.

の値は，顕微鏡下でol粒子の光軸角を４個以

面変動は富士山のマグマ溜りの中での結晶の生≪酒匂川低地と秦野盆地の分化≫上計測することによって算出した．なお,個々成過程に強い影響を与えてきたと解釈できる可

まず，関東大地震級の大地震の巣とされ，プレの粒子間で値に差はほとんどない.

能性がある.あるいはまた，基準面変動は気候ート境界断層であると断言する人もいる国府津

第１近似としては,ＯＦＴ累層の下位から上位

変動と深いかかわりがあるので，世界的な規模

・松田断層の活動により,それまでは箱根火山に向けてマグネシウム％が増大していき,ＨＦで生ずる気候変動とある地域の地殻変動や火山

山麓の一部で,大磯丘陵にほぼなめらかにつな

Ｔ累層に入ると急激にマグネシウム％が減少し,活動との間には,何らかの因果関係があるといがっていたと思われる酒匂川低地部が陥没し低50％程度となり,現在に向けて再び増加する.

うアイデアをもつことも可能である.

地と化したのはいつ頃だったのであろうか？

細かく見ると,中・小の層序区分点とマグネシ⑤最終氷期の地殻変動─大磯丘陵を中心に─

先下末吉期の水成堆積物の古流向を調べると,ウム％の変動カーブの屈曲点が良く一致する例
が非常に多い．

図８─富士系テフラの斜方輝石─単斜輝石─かんらん石組成≪鉱物組成の変遷と基準面変動との対応≫
以上のように, 鉱物組成の中でも次元の大きい
重鉱物含有率からはじまり, 最もミクロの次元の化学組成の変動まで, ４段階の変動の特徴を見てきたが, どの場合も変動の最も大きな屈曲点が更新世と完新世との境界をなす約１万年前にあることは重要である．この境界は, さまざ
まな自然現象に共通する世界的な区分点である.
富士火山も, テフラ中心の活動を続けてきた古富士火山から, 大量の溶岩をも流出する新富士火山へと, この時期を境に変化していくのである．
また，どの変動カーブでも, 屈曲点がテフラ堆積地域の斜面の安定期の規模, そこでの下位層の削剥量の規模を主な基準とする斜交関係にもとづく層序区分点と良く一致している. 斜交関
係は強く基準面の変動・停滞に支配される.そこで，最初に述べた“連動性”は，世界的な様

URBAN KUBOTA NO.21｜11どこでも,西ないし北西から国府津・松田断層

くことを列挙すると，第１に,下末吉（吉沢）

沈降域側の万田でも,岩倉面はＴＰflの下に埋地域を通過して東側の大磯丘陵に砕屑物が流入

海進後,海は大勢として北西から南東に相模川没している.ここではＴＰから下は全層泥炭質している．つまり，この時期までは,大磯丘陵

河口に向けて退いている．第２にもう少し細かで,ＡＰは泥炭中に挟在している．一方，海岸側より酒匂川低地側の方が高かったのである.

く見ると,こうした大勢を修飾する形で鷹取山

側隆起域の岩倉面では,ＡＰの下位に約１〜1.5

次の下末吉海進期にもこの低地はなかったらしと高麗山を中心にそこから周囲に向けて海が退ｍの火山灰があり,その下位に海成〜河海成とい．なぜなら,大磯丘陵側には海進によって形いていく傾向がだぶっている.第３に，地殻変思われる淘汰の良い円礫層または砂層がある.

成された海成段丘面（吉沢面）があるのに,海動が相対的に弱い相模平野東部の高座丘陵や下水成層部分の層厚は最大８ｍである.このよう

匂川低地周辺には,その証拠は見つからないの末吉台地では,広い範囲にわたって，ほぼ，Ｕなことから考えて,海岸側の隆起はＡＰ降下以である．ところが,最終氷期の前期，即ち古富〜Ｗのあたりで離水するのに対して,大磯丘陵

前にすでに始まっており,そのため海岸側の岩士火山後期の第Ⅱ期の礫層（岩倉礫層）は,もでは上記の２つの山塊を中心に,すでにＳＢ期

倉面は早期に離水し,内陸側は沈降して停滞水

うすでに,大磯丘陵側から酒匂川低地に向けてから離水がはじまりテフラＰ(KIP−13)の時期

域となったため泥炭の堆積の場となったと考え堆積しているから,酒匂川低地は図９で見られまで離水が連続的に生じている．このことは,られる.ところで図９に見られるとおり，今日

るとおり,早ければ約9.8万年前のテフラＡ（吉下末吉（吉沢）海進の初期から,この２つの山

これらの岩倉面の高度（ここではＡＰの高度を

沢中部ローム層の最初のテフラ,ｋｍＰ-1と呼ば塊を中心とする隆起が強かったことを示してい示してある）は,海岸側も内陸側も全くばらばれる）頃から，遅ければ,概略約６万年前の吉る．第４は,等離水時期線が，図中に多数書きらである．一番高い吾妻山では,周辺の吉沢面

岡ラピリ（ＹＬ）の頃までに形成されたであろ込まれている活断層の影響を受けていないことの高度80ｍよりはるかに高くなり，120ｍにもう．そして，国府津･松田断層による酒匂側のである．つまり,これらの活断層が動きだしたなっている．一方, 一番低い万田では標高10ｍ

沈降,大磯側の隆起が本格化したのは，箱根火のは海退後，即ち,少くともＫｍＰ期（テフラである．即ち,活断層群の活動により小ブロッ

山が新期軽石流期を終え，中央火口丘期に入っＡ〜Ｈ）以降のことである.

クが多数形成されるようになったのはＡＰ降下

た最終氷期の後半である．たとえば，約4.9万

次に赤色の等離水高度線で表現されている吉沢以降のことである. 一番高い吾妻山と一地低い年前とされる新期軽石流期末期の東京軽石流

面の変形の状況を見る.第１に，吉沢面は海退

万田とでは110ｍもの高度差を生じている．こ（ＴＰfl）の堆積面高度は, ここで最大230ｍもの方向とはほぼ道に,海岸側が隆起し，鷹取山

れをＡＰの概略の年代5.7万年で割ると1.9ｍｍ

食い違っている（菊原，1975）．国府津・松田─小向─高麗山を結ぶ線より内陸側が沈降する/yearいう平均最大変位速度が得られる．なお,

断層は起源の古い断層であるが, 最終氷期に入傾向を大勢として示している．第２に，鷹取山

海岸部の小ブロックごとの平均最大変位速度はってから,それも後半以降に活動が活発になっ・高麗山の隆起はなお依然として続いている.

1.6ｍｍ/yearであり, 1.9ｍｍ/yearという値とたのである.

第３に吉沢面の等高度線は,等離水時期線とはあまり差がない．

次に渋沢断層の活動により,それまでは丹沢山

非調和的な部分が多く，一方,活断層群の方向期に始まった海岸側隆起,内陸側沈降という傾地と大磯丘陵とをつなぐ上流扇状地地帯だったや動きのセンスとは調和的な部分が多い.即ち,向に, ＡＰ降下後に付加された断裂ブロックに秦野盆地地域が陥没して盆地になったのはいつ

吉沢面の変形は,海岸側隆起･内陸側沈降というよる隆起・沈降という第２の傾向の方が変位速頃だったのだろうか？

渋沢断層の西端部では全般的な傾向と多数の活断層による小ブロック度に与えた影響が大きかったことを示している.

約４万年前頃から陥没が始まり,漸次東に向け化という新しい傾向をもった地殻変動がＫｍＰ

ところで, 下末吉（吉沢）海進期・岩倉面形成て陥没が進み,約１万年前には東端部まで切れ

期以降に発生したことを示している．これらの期の海水準高度はどの程度であったのだろうかて秦野盆地は完全に大磯丘陵から分離してしま

変動によってどの程度の高度差が生じたのか,？

った（小島・佐藤, 1975）．渋沢断層は国府津・同じテフラⅤが離水しているところをとって相（1975）は,それぞれ５〜10ｍ, −6ｍ以下と松田断層同様に起源の古い断層であるが, やは互に比較してみよう．最高所は高麗山で157ｍ,

している.本誌でも南関東の相対的基準面変動

り最終氷期の後半に入って活動が活発化したの最低所は金目川沿岸で８ｍである.その高度差カーブを示している.これはそのまま海水準変である.

は実に149ｍに達している．これをⅤの年代約

動カーブを示すというわけではないが, そこで≪大磯丘陵東部における隆起の諸特徴≫

13万年で割ると1.1ｍｍ/yearという平均最大変は, それぞれ, 15〜20ｍ, −20〜−10ｍとして

次に大磯丘陵東部での地殻変動を,森（1980）

位速度が得られる.前述のとおり新しい変形がある.どちらで考えても，内陸側の沈降域でさのデータをもとに作成した図９を中心に見てい始まったのは早くてもＫｍＰ期からであるので,

え,海水準との関係でいえば，実はほとんど全

こう.図９でうすいオレンジ色に着色された部

テフラＡの年代約9.8万年で割ると,それは1.5域,隆起域ということになる．吾妻山周辺の吉分は約14.5万年前から10万年前までに形成されｍｍ/yearとなる．恐らくこちらの値の方が真沢面は, 仮りに当時の海面高度を10ｍとすると,た海成段丘面,吉沢面（下末吉面）である．青実に近いであろう．

その絶対隆起速度は平均0.7ｍｍ/yearとなる.

色の線は等離水時期線である．たとえば,Ｗと次に岩倉面の変形を見てみよう．内陸側の上吉一方岩倉面の方は,当時の海面を−10ｍとするいう記号が記してあるのは吉沢ローム層下部の沢ではＴＰflの下に埋没しているが,ここではと平均絶対隆起速度は2.3ｍｍ/yearとなり,前テフラＷ(KIP−6)の降下時期に, ここに汀線

ＴＰ〜ＭＰ間は泥炭質で, ＭＰ〜ＡＰから下位が者の3倍を越える急激なものとわかる．こうしがあったことを示している. この図を見て気づ

河成礫層となっている. 高麗山の裏側のやはりた激しい隆起は,完新世に入ってからさらに加このことは，早けれＫｍＰ

人によって推定高度に差があるが,Machida

URBAN KUBOTA NO.21｜12

速化されているように見える.高麗山北側の沖

図９･Ａ─大磯丘陵東部の地殻変動図<森（1980）を一部改変・加筆>

積低地での縄文海進時の海成砂層の高度は, 大
体５ｍ程度であるのに対して, 国府本郷・大磯
では20ｍ前後である．縄文海進時の海面高度を５ｍとすれば,ここでは平均絶対変位速度も平均最大変位速度も，2.3〜2.5ｍｍ/yearとなり吾妻山の例よりやや大となる．松島（1982）は
国府津・松田断層によるこの時期の平均最大変
位速度を3.4ｍｍ/yearとしている.
以上まとめると, 大磯丘陵が西側の海匂川低地との境界を国府津・松田断層で, 北側の秦野盆地との境界を渋沢断層で, 南側の海との境界を海岸線に平行する断層群で, そして東側の相模平野との境界を図９に示したような多数の断層群で境される断裂隆起ブロックとなっていったのは主として最終氷期のことで, 特にその後半に入ってからであった.
大磯丘陵をつくりあげたこれらの断層群は,どのような応力場のもとで形成されたのであろう
か？

くわしくはのべないが,丹沢山地から大磯丘陵・伊豆半島北端部にかけて見られる新旧の断層群は,主としてその方向により３つのタイプに分類できる．東西方向の断層,たとえば
古い神縄衝上断層（狩野ほか,1978）,新しい渋沢断層（上杉ほか,1982）は，いずれも逆断層である.北西─南東方向の断層，たとえば中津川断層系（佐藤,1976）,国府津・松田断層（上杉ほか,1982）は，いずれも右横すべり変位成

図９･Ｂ─柱状図

図 10─大磯丘陵周辺の活構造図

分をもっている.一方,北東─南西方向の断層,
たとえば塩沢断層系（狩野ほか,1978）,川音川
断層系（上杉ほか,1981）は，いずれも左横す
べり変位成分をもっている. これらの３系統の断層群の動きを統一的に解釈しようとするなら,この地方が長期にわたって,平均的には南北水
平圧縮の応力場のもとに置かれていたと考えるのが妥当である.
大磯丘陵の隆起速度が下末吉（吉沢）末期以来加速される傾向にあること,最終氷期の特に後半以降,断裂隆起ブロックとしての性格をはっ
きりもつにいたったこと, あるいは丹沢山地が２〜３万年前以降隆起が激しくなっていると考えられることなどから，筆者らは,南北水平圧
縮の造構力は現在に向けて増大しつつあると考えている.

URBAN KUBOTA NO.21｜13

⑥北関東のテフラ層序

よって,上部・田原ローム層，中部・宝木ローら最終氷期にかけての編年のうえで重要な時間

ム層,下部・宝積寺ローム層の３部層に区分さ指示層となるであろう.

この地域には,西より浅間火山・榛名火山・赤れてきた（阿久津,1957.新井,1962）.

なお,現在まで確認されている斜交層準は数多

城火山・男体火山などの更新世中・後期に活動ところで,北開東のテフラ岩体中には，何層準くない.裏表紙のカラー写真は，子持火山起源

した火山がほぼ南西─北東方向に配列している．

か斜交層準が認められる.南関東地域と同質なの軽石流を不整合におおって，ＡＴ以上のテフ

これらの火山から噴出したテフラは,偏西風に精度の高い火山活動史･地殻変動史・水成層形

ラが斜面堆積している露頭である．ＡＴの下位

よって東方地域に降灰する．したがって,各火

成史･地形形成史などの議論をこの地域で行なには約30cmの埋没土が存在する．この境界は,山のテフラの堆積域が重なりあわず南関東のよおうとするならば,斜交関係の発見とその地史

従来の中部ローム層最上部の黒色帯の下限に相うに１本の総合柱状図として示すことが困難で上での意義づけを明確にしなければならない．

当すると考えられる．この斜交層準は他地点である．そこで,図11のように浅間・榛名火山起

また,広域テフラの追跡によって地域間の対比も観察され，また,各地の水成層の上面とよく源のテフラと赤城･男体火山起源のテフラとをを行ない，同時面を時空的に拡大し,地史上の対応している．観察露頭数が少ないため，斜交

別々の柱状図にして示した.

諸事件を同一の時間軸の中に正確に位置づける

層準の規模・質の吟味が十分行なえないが，浅この地域には,最終氷期中に連続的に爆発的活ことが必要であろう.

間・榛名火山地域では,ＡＴ下の斜交層準,ＪＬ

動をしていた火山はなく,各々の火山が間歇的

現在まで知られている広域テフラは,上位より（中之条ラピリ）の斜交層準が大きく,今後こに爆発的活動をしているようである.テフラは,ＡＨ(アカホヤ：約6,300年前)，ＡＴ(姶良丹沢の層準が大きな区分点となることが予想される.

風化火山灰中に黄色〜褐色の軽石層が挟在する

火山灰:21,000〜22,000年前),ＤＫＰ(大山倉吉

さらに,斜交層準の発見と吟味が行なわれるこ

ことが多く,軽石噴出の直後に軽石流・火砕流

軽石:ＨＰとＵＰの間の層準，45,000〜47,000とによって,より精度の高い南関東地域との整を伴なうものが多い（例えば,ＵＰ・ＨＰ・ＳＰ•

年前)などがある.今後Ｐｍ-Ⅰ（御岳第１軽石

合性をもった議論が行なわれるものと考えられＦＰなど）．

層）,ミガキズナⅠ・Ⅱ（南関東のＹ-19・36）,

る．

従来, この地域のテフラは, 河岸段丘との関係,

阿蘇４火山灰（町田ほか,1982）などの広域テ

黒色帯（堆積の休止期と考えている）の存在にフラが発見される可能性が強く，最終間氷期か

図 11─北関東テフラ総合柱状図

URBAN KUBOTA NO.21｜14図４─新期ローム層総合柱状図・富士山東方地域

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最終氷期以降の関東平野─２

山地と扇状地
斉藤享治＝東京大学研究生
米澤 宏＝明治大学大学院

磯 望＝西南学院大学講師
ほか８名①関東地方の扇状地

いるが，関東地方では,山地と平地との境界にい（図１）．また，渡良瀬川，荒川では，完新活断層が走っているところは少ない.これらの世の扇状地をもつが，扇頂の位置が変わってい関東地方の山地と平地との境界には，扇状地

地形地質条件により,小規模扇状地の発達が悪る．一方,最終氷期末期の立川期（約２万年前（注１）が数多く分布している(図１).しかし,くなっているといえる.

前後）には，13の集水域中，少なくとも９集水すべての河川が扇状地を形成しているわけでは

大規模扇状地が多い域で扇状地もつ．このように，関東地方では,
2

ない．扇状地の形成は,山地での土砂の供給条

一方,集水域面積200ｋｍ 以上の大きい集水域

立川期の扇状地は多いのに,完新世の典型的な件，あるいは,河川が平地に出たところの土砂では,関東地方のほぼすべてのところに，扇状

扇状地が少ないことが特徴的である.

の堆積条件によって大きく左右される．また,地が形成されている(図３).関東地方以外に中堆積物の薄い扇状地

それらの条件の違いにより,扇状地といっても部地方でも,扇状地をもつ大きい集水域が多い.

扇状地といえば,厚い堆積物をもつ扇状地を通種々の形態･構造を示す.関東地方の扇状地は,

中部地方や関東地方では,山地の隆起速度が速常考えるが，多摩川のつくった扇状地では,堆

日本の他の地域の扇状地と統計的に比較して,く土砂が多量に供給されるため,扇状地が形成

積物の層厚が10ｍにも満たない.日本全国の扇どのような特徴をもっているのであろうか．

されやすくなったと考えられる.紀伊・四国・状地堆積物の層厚は，40〜100ｍが最も多いの

小規模扇状地が少ない

九州山地の隆起速度も速いが,そこでは，扇状に対して,関東地方では，10〜40ｍの層厚を示

集水域の小さい山地流域では,土石流等によっ地を形成するのに十分広い堆積の場がないため,す扇状地が多い．すなわち,関東地方の扇状地て河床に堆積していた土砂が,洪水時に一気にあるいは砂岩.泥岩からなる集水域が多く，扇は薄い堆積物をもつことを特徴としている.

谷口まで運搬され堆積して,小規模扇状地を形状地を構成する粗粒の岩層が供給されにくいた

厚い堆積物をもつ扇状地は,扇状地礫層が何重成する．一方,規模の大きい集水域では，河床め,扇状地の発達は悪くなっている.

にも重なった結果と考えられるが,薄い堆積物

堆積物が何回もの洪水によって谷口まで運搬さ完新世の扇状地が少ないの扇状地はどのように形成されたのだろうか．

れ，前面の低地に流路をかえながら堆積して，集水域面積200ｋｍ 2 以上の流域では,火山活動,

堆積物の薄い扇状地は，全国的に,完新世の扇2

地殻変動,気候変化によって土砂の供給量が左状地には少なく,立川期の扇状地に多い．最終前後より小さい集水域では前者の過程が,それ右されても,供給される量が多いので，その他

氷期に山地域が周氷河地域となった山間部では,より大きい集水域では後者の過程が卓越するとの扇状地が形成される条件が整っている場合，土砂の供給が多く堆積作用が卓越して,堆積段考えられている（斉藤, 1982）．

いつでも扇状地は形成される．そして,扇状地丘が形成されたといわれている.扇状地形成域

関東地方には,扇状地が数多く分布しているの形成域が沈降するところでは,扇状地が重なりでは,運搬されてくる土砂が山間部よりも減少に,小さい集水域に形成される扇状地が，きわあい,扇状地形成域が隆起するところでは，段して,堆積作用よりもむしろ側刻作用が卓越しめて少ない（図２）．小さい集水域では，土石丘化して何段もの扇状地ができる．いずれにして,薄い堆積物をもつ扇状地が形成された可能流による流送土砂量の多い凝灰岩，集塊岩,深ても,現存する扇状地は，最も新しい時期，す性がある．この現象は，扇状地形成域が,関東成岩からなる集水域で扇状地が形成されやすい.

なわち完新世（１万年前以降）の扇状地が多い

平野周辺地域のような隆起傾向を示すところでそれに対して,関東山地や足尾山地は,古生層,（図３）．

顕著に認められる．完新世にかけて,山間部に変成岩から構成されているので,小規模扇状地

しかし関東地方では，更新世の扇状地をもつ

おいて下刻が進むときに，関東平野では隆起傾

大規模扇状地を形成する.集水域面積200ｋｍ

2ができにくくなっている．さらに,小規模扇状

200ｋｍ 以上の集水域は13あり,そのうち大谷向をもつため,以前に形成された扇状地部でも地は,他地域では平地と山地とが活断層により川，片品川，烏川,神流川，多摩川，相模川の下刻作用が次第に卓越し,扇状地が形成されに明瞭に区切られているところに数多く分布して６集水域は,完新世（低地）の扇状地をもたなくくなったものと思われる.

図２─扇状地をもつ集水域の規模別瀬度分布

図３─集水域面積 200ｋｍ2 以上の扇状地をもつ集水域と扇状地をもたない集水域の分布

URBAN KUBOTA NO.21｜18

<別記著者>
小泉武栄＝東京学芸大学助教授 相馬秀広＝東京大学
研究生 原芳生＝聖徳学園短期大学非常勤講師 山口一俊＝都立光明養護学校教諭 山川克己＝法政大学大学院 杉谷隆＝東京大学大学院 平井幸弘＝東京大学
大学院 西山芳明＝東京都立大学研究生

注１＝典型的な形態をもっ扇状地は,扇頂を中心とした同心円状の等高線を有し,かつ２ｋｍ 2 以上の面積, ２％以上の平均勾配を有するものとす
る.

図１─関東平野の地形分類図と扇状地の分布<地形分類は国土庁（1979）による〉

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⑤山地の侵食と土砂移動過程の変遷た崩壊地）の面積はほぼ等しく,土砂生産の行荷川における1966年の台風26号通過後の区間別

われる崩壊地の総面積は,ほぼ一定の割合に保土砂収支を示した．稲荷川全体では,30.9万ｍ3

現在の山地の侵食過程

たれていることを示唆している．この流域で,の堆砂が認められた．この量は,1962年〜1976

扇状地をはじめとする堆積平野は,山地から河この15年間に新たに生じた崩壊地面積は,約40年の15年間の推定崩壊土砂量40万ｍ 3 とよい対川によって運ばれてきた土砂が堆積して形成さ万m 2 に達し,その平均の崩壊の深さを１ｍと見応関係にある．また,上流部の崩壊地に隣接しれる．関東の山地では，現在,どのような過程

積ると,山腹斜面から崩壊によって稲荷川の渓

た渓床では特に著しい堆砂が認められ,崩壊土を経て土砂が生産され,山間部の渓流に送り出

床にもたらされた土砂量は，約40万ｍ 3 に達す

砂の多くは,一時的にこの区間に堆積したものされているのだろうか.

る．一般に崩壊は,大雨によって誘発される．

と推定される.

日光東照宮の境内の脇を流れて大谷 川に合流し

日光では1966年の台風26号によって20年に一度

稲荷川の渓床に堆積した土砂は,上・中流部にている稲荷川は，大雨の度に洪水を繰り返し,しか生じない豪雨があった.新しい崩壊地の大設けられた砂防ダムなどに堰止められるため,多量の土砂を下流へ流出する暴れ川であった．

部分は,この時に生じたものと推定される.

下流には,必ずしも多量に流出しなかった．し稲荷川の流域は面積11.9ｋｍ で,その上流部はなお,稲荷川流域の崩壊が1962年〜1976年と同

かし砂防ダムのない自然河川では,急傾斜の渓

赤薙山と女峰山の二つの火山の山腹斜面から構様の割合で進行するものとすると,年平均崩壊

床（傾斜15度以上）に供給された土砂は,多量

だい や

2

おお しか おとし

4

3

成されている．両火山の山腹には｢大 鹿 落 ｣を土砂量は,2.7×10 ｍ /yearとなり年平均削剥の降水があると,土石流（土砂と水が一体とな

はじめとする崩壊地が広い面積を占める．図４

量は2.2mm(2.2×103ｍ 3／Km 2 となる． また流

った集合流動）を生じて,緩傾斜の河床まで一は,1962年と1976年に撮影した空中写真を比較

域全体が一通り崩壊するにはほぼ450年程度か挙に流送される.稲荷川でも過去度々土石流をして,崩壊地の変遷を示したものである．このかることになる.

繰り返し,大谷川へ土砂を流送していたことが15年間に新たに生じた崩壊地の面積と,植生に崩壊によって山地斜面から生産された土砂は,

土石流堆積物の調査から明らかにされている

覆われて土砂の年産を停止した崩壊地（復旧し重力の作用で渓床にもたらされる.図４に,稲（建設省日光砂防工専事務所.1972）.

図４─稲荷川流域における崩壊地の変遷

図５─関東地方における日降水量 100ｍｍ以上の原因別降雨回数(1975 年〜1981 年)<建設省日光砂防事務所（1977），建設省日光砂防事務所，日本工営（株）（1980）より作成〉

URBAN KUBOTA NO.21｜20

崩壊と土石流は,大雨によって誘発される．図

表面は湿原状態であることを示し,砂礫層は山

山地斜面の侵食と土砂生産は,大雨による崩壊

５は，関東地方の最近７年間（1975〜1981）に地で生産された土砂が大出水時に湿原を覆って以外の原因でも生じ得る.その典型的なものは24時間の連続雨量が100ｍｍに達した大雨を原堆積したことを示す．

三国山脈に分布する多雪に起因する地形であり,因別に示したものである．地域的にみて大雨の広窪田代では,浅間Ｂ火山灰降下以降２層の砂その代表的なものは雪崩によって形成される地発生が多いのは,神奈川県南西部から関東山地

礫層が地表面にほぼ平行して堆積している.砂形と雪窪である.三国山脈は世界屈指の多雪地

南部にかけて,赤城山から日光周辺及び栃木県

礫層はそれぞれ泥炭（質）の薄層を挾むため,

帯であるばかりでなく,標高が2000ｍ程度と低北部にかけて,三浦半島から房総半島南部にか多少の時間差のある複数の大出水の結果形成さいため,春先に気温の急上昇や降雨といった全けて,茨城県北部，東京都区部から横浜付近でれたものと判断される.浅間Ｂの降下以降現在

層雪崩を誘発する気象状態が出現しやすい（下あり,関東平野を取り巻くように分布する．大までの泥炭の堆積速度を一定と仮定すると,砂川,1982）．

雨の原因は台風によるものが圧倒的に多い.

礫層は13〜14世紀頃および17〜18世紀頃に堆積に代表される東面の岩場には,典型的なアバラ

完新世の土砂供給したことになる.また,ＦＰ.・ＦＡ.の降下期か

ンチ･シュート（雪崩道）と呼ばれる浅い溝状

山地からの土砂供給量は,完新世（沖積世）をら浅間Ｂの降下期までの間には,砂礫層は挾在地形が認められる.また凸型の植生の乏しい露通じて同じ割合で進むのだろうか,あるいは特しておらず,このことから７世紀以降現在まで

岩斜面も認められ,これもまた全層雪崩（底雪定の時期に変動したのであろうか.

の約1400年間には,僅かに２回だけ大出水に伴崩）の反覆によって形成される地形である.

尾瀬ヶ原の広窪田代では,長い年月を要して堆う土砂供給期が存在したことがわかる.このよ

雪窪は雪食凹地とも呼ばれる浅い凹地で,残雪積した泥炭層に挾在する砂礫層が認められる.

うな比較的長いあいだに,土砂供給期と湿原形が遅くまで残るところに雪食によって形成され

図6に示した泥炭層に挾在する火山灰層の年代成期が交代していたことは,完新世においてもる地形である.雪窪の多くは内部に泥炭を集積

は,ＦＰ.・ＦＡ.が何れも７世紀,浅間Ｂが13〜

土砂供給が一定の割合では生ぜず,長い周期でさせ現在形成中とは言い難いが,泥炭層の年代14世紀である.泥炭層が堆積していた期間は地変化していた可能性を示唆するものと思われる.

などから，広く浅いものは氷期に，狭く深いも図６─尾瀬ヶ原広窪田代へのＦＰ･ＦＡ降下期以降の土砂流入

図７に示した谷川岳の，一の倉沢

図７─谷川連峰におけるなだれ地形の分布<阪口.相馬1982〉

URBAN KUBOTA NO.21｜21図８─周氷河現象の垂直分布<小晴 1972>

図９･Ａ─古峰ヶ原高原の谷埋堆積物<山川,1981>

図９･Ｂ─日六沢における新旧谷埋堆積物の分布

写真１＝化石周氷河斜面
図９･Ｃ─日六沢下流における谷埋堆積物の模式断面図

図 10─古峰ヶ原周辺域の地形編年表<山川原図>URBAN KUBOTA NO.21｜22

のは完新世に形成されたと考えられている（小③山間部平野の土砂移動と段丘形成

泉,1982）.

さて計測した年次のうち，日光で日降水量200ｍｍ以上の大雨は，1958年の狩野川台風（252

最終氷期の土砂の生産と移動

山間部平野の土砂移動

氷期の山地斜面の土砂の生産と移動過程には,山地から様々な過程を経て渓流に供給された土風（226ｍｍ）,1966年の台風26号(317ｍｍ)の現在の過程と同様のものと,全く異なるものと砂は,渓流の勾配が緩やかになるにつれて，土４回発生した．しかし,1960年〜1965年には日からなる.氷期には寒冷な気候のため冬期には石流形成の集合流動による運搬から次第に流水

光付近に200ｍｍ以上の大雨は生じていない.

凍結作用が強力になり,岩石の破砕様式や移動の掃流力による運搬過程に移行する.掃流形式

大雨の有無は下流区域の流量と掃流力の多少に様式が変化し,ツンドラや凍土層の分布域で認の運搬に移行した後は,川幅が急激に広がって直接影響するため,侵食・堆積状況の変化にかめられる周氷河気候が卓越するといわれている.

水深が浅くなる場所や,川の勾配が小さくなる

なり関連する．実際に，大雨の発生した年次に小疇（1972）は,関東地方では現在の周氷河限

場所で掃流力が急減するために土砂が堆積する.

は侵食・堆積量の変化が著しく,大雨の発生し界の高度（海抜2500ｍ）が，氷期には海抜700

山間部を流れる河川では,実際にどのように土ない年次には,侵食・堆積量の変化が小さい傾ｍ程度まで低下したものと推定した（図８）．

砂が運ばれて行くのであろうか.前述した稲荷向がある．また,1966年には前述したように大だい やｍｍ）,1959年の台風7号（300ｍｍ）,伊勢湾台

周氷河気候下で,ハイマツ限界以上の尾根状の川が下流で合流する大 谷 川沿岸で,土砂の動き

谷川支流の稲荷川に30.9万ｍ 3 の土砂が堆積し山地斜面のまわりでは,凍結破砕によって生産を調査してみた．

ているのに対し,大谷川下流の河床では，ほぼされた角礫のブロックが斜面上をゆっくり移動

大谷川では,最近砂防ダムや流路工などを建設

全域にわたって侵食が進み，14.6万ｍ 3 もの土することによって水平方向に平滑で尾根は丸味

して河川への土砂流出量を人工的に抑制してい砂を鬼怒川へ流出したものと推定される.このを帯びた特異な景観を呈する化石周氷河斜面をるために,自然状態の河川（自然河川）におけ

侵食は,砂防ダムによって上流からの土砂流出形成する（写真１）.このような斜面は,関東山る土砂の流出状況を知ることは困難である.そが阻まれて水流によって運搬される土砂の荷重

地や谷川連峰の一部,皇 海 山などで分布が認めこで,現在から1902年まで遡り，約80年間に生が減少する一方で,流量は減少しなかっため，られている.

じた洪水の被災状況を聞き取り調査し,自然河掃流力が相対的に増加し,侵食のみがほぼ一方

これに対して,関東地方周辺山地を源流とする川の状態で生じ得る洪水氾濫と土砂の堆積区域

的に進行したことに起因する.

諸河川の最上流部では,しばしば最終氷期に形を明らかにしようと試みた（図11）．

この状況が長期間継続するならば,侵食されて土砂堆積区域は,日光駅付近から大谷橋付近ま

河床は漸次低下し,洪水氾濫を繰り返していた尾山地の古峰 ヶ原高原を源流とする諸河川上流での区域などに認められ,何れも川幅が急激に山間部の平野は,河道部のみを残して次第に洪部にも,図９に示したように巨礫からなる谷埋拡大し,掃流力が減少する区域において生じて水の影響を受けなくなり,ついには段丘を形成

堆積物が分布し,それらは,関東ローム層（Ｕｐいることがわかる．この現象は,扇状地の形成するに至るものと考えられる.これに対し土砂あるいはＫｐ以上の層準）に覆われる最終氷期と密接に関連している．一方,大谷橋より下流の供給と流送の量が適当である場合には,1958の古期谷埋堆積物と,関東ローム層に全く覆わで鬼怒川合流点までの区域では,殆んど土砂の年〜1963年の例のように,河道の土砂は侵食・れていない完新世の新期谷埋堆積物とに２分さ堆積は生じておらず,ほぼ全域が冠浸水域であ

流送・堆積を繰り返しながらも，全体として平れる．後者は,前者を被覆ないし若干侵食してり自然河川の状態で,主として土砂が流送通過

衡状態（動的平衡）が保たれ,河川は見かけ上，堆積する．これらの堆積物は,層相などから土する区域に相当するものと推定される．また侵食も堆積もしない土砂の流送区域としての役石流起源と推定されている（山川,1981）.関東

1902年と1910年には大谷橋の北側に分流が生じ割を果たすものと考えられる.

地方の河川の源流部では,氷期にも現在と同様ているが,堆砂域は限られている.

また1958年〜1959年はどちらも大雨が発生しての崩壊と土石流による土砂の運搬過程が存在しこのことから山間の渓流から流出した土砂は,

河床変動畳も大きい例であるが,前者が著しくたものと推定される.氷期から後氷期にかけて

まず河幅が拡大する河川の合流点付近に氾濫し侵食され,後者が著しく堆積する関係にある．

の山地斜面の土砂供給量の変化を定量的に比較て堆積することがわかる.このような土砂堆積

これは1958年の豪雨で上流の渓床にもたらされした事例はないが,段丘礫堆積期には，斜面に可能範囲が広ければ扇状地を形成することになて堆積した土砂が,1959年の豪雨で下流まで流もたらされる土砂が多くなる傾向があがるのにるが,大谷川の場合は両岸に山地が迫っている

送された状況を示すものと推定される.この例

対し,段丘下刻期には，山地斜面から土砂が供ため河幅が狭く,このため現成扇状地の地形をのように,侵食量と堆積量が数年の間につり合給された証拠は殆んど認められない(図10).従形成するまでには至らない.

いがとれるならば,動的平衡は保ちうる．

って最終氷期以降に生じた土砂供給量の変化も,では，下流の土砂の流送通過区域では,土砂の最終氷期から現在にかけては,地殻変動・気候

決して小さくない可能性がある．しかし,気候

移動現象がどのように生じているであろうか．

変化・海面変化・火山活動などの激しい時代で変化と土砂供給量との対応関係は,まだ明らか

図12は,大谷川下流部に流路工が建設されておあった.このため河川に流送される土砂量や河でない問題点が多く残されている.

らず,砂利採取の影響もなかった1966年以前の

川の掃流力も,著しく変動したであろう．この河道部分の年次別土砂収支を算出した結果であため長時間かけて形成された河川の動的平衡がる．この区域は途中から合流する河川がないた

破られる事変が繰り返された．段丘地形は，こめ,本流以外の流入土砂を考慮する必要はない.

のような変化の積み重ねによって形成される.

す かい

たに うめ

成された著しい谷 埋 堆積物が存在する.北部足こぶ

URBAN KUBOTA NO.21｜23

図 11 の注＝原図は,(財)砂防・地すべり技術センター
内の｢砂防事業社会経済評価研究会｣の一環として作成されたもので,建設省日光砂防工事事務所(1981);砂防事業社会経済調査業務委託,日本工営(株)からの引用による.

段丘の堆積物と形成期程度限定されている山間部の場合有効である．

岸段丘がいつごろ形成されたか,またどのよう

河川の両側または片側には，流路に沿って,平しかし,扇状地部では，急激に堆積域が広がりな性格の段丘であるかをみてみよう.河岸段丘

坦面と崖からなる階段状の地形が断続して存在流路も限定されず,とくに関東地方では薄礫層

は,各々の河川ごとにいろいろな時期に形成さする場合が多い.このような階段状の地形を河からなることが多い.したがって扇状地部では,れているのではなく,ある特定の時期に水系を岸段丘といい,平坦面を段丘面，平坦面の流路

扇面の拡大期に着目した区分が必要となる．

こえて似た性格の段丘が形成されていることに寄りの急崖を段丘崖と呼ぶ．

関東地方の山間部の河岸段丘および扇状地部の気がつく.

河岸段丘は,山地斜面から運搬されてきた土砂

台地は,テフラに覆われていることが多く，段最も古い第Ⅰ期の段丘形成期は,約６万ないしが谷を埋積したり,河川が側方の谷壁斜面を削丘礫層がいつ堆積しおわったか（下刻によって,７万年前から約５万年前にかけてのものである.

剥したりして形成された谷底平野が,下刻（下ある時期の河床面が段丘化したか）を知ること

相模原面・武蔵野面・桐原面・宝木面・那須野

方侵食）をうけ河床が低下すると形成される.

ができる．また,段丘礫層中にテフラを挾在し中位面などの段丘形成期にあたる.山間部では,つまり段丘面は,過去のある時期の河床面のなている場合もあり,いつごろから堆積を開始しいずれも堆積段丘が，扇状地部では,相模原・

ごりであることになる.したがって段丘面には，たかを推定することが可能である．

武蔵野などの広い扇面が形成された.

当時の河床堆積物である段丘礫層と呼ばれる砂このように,河川の営力によって形成された河第Ⅱ期の段丘形成期は,約４万年前から約２万礫層が堆積している．

成段丘が，いつごろ,どのような堆積物によっないし2.5万年前にかけてのものである．田名段丘面を構成する段丘礫層の厚さはさまざまでて形成されたかを調べることは,その川の過去

原面・立川面・神戸面・田原面・那須野主扇状

あり,一般的に段丘の構造と合わせて，段丘面から現在にわたる侵食・堆積の歴史を知るうえ

地面などの段丘形成期にあたる．山間部では,は次のように区分される.（欄外の図参照）

で大変重要であると考えられる．

堆積段丘ないしは埋積物侵食段丘であり，扇状①侵食段丘:基盤岩を侵食した薄い段丘礫層よ

図13は,関東平野をとりまく火山からもたらさ

地部でも扇面が形成された.この時代の段丘面

りなる.②堆積段丘：谷を埋積した厚い砂礫層れたテフラを時間指示層として編年した相模川,の勾配は急で，多摩川・相模川などでは,下流の堆積面よりなる.③埋積物侵食段丘：堆積段

荒川，利根川（吾妻川,渡良瀬川，鬼怒川）,部で沖積層下に埋没している.

丘の厚い砂礫層の中に切れこんで形成された薄

那珂川の山間部および扇状地部の河岸段丘の編

第Ⅲ期の段丘群は,約２万年前以降に形成され礫層よりなる侵食段丘

年表である.

たもので，何段もの侵食段丘からなり，分布もこの区分法は，山脚がせまり,川の流路がある

この図から,関東地方各地の台地（扇状地）,河狭い範囲に限られる.陽原面・青柳面・拝島面

図 11─大谷川における 1902 年以降の土砂堆積<注>

図 12─大谷川下流域の土砂収支の経年変化（大谷橋〜鬼怒川合流点）<建設省関東地方建設局日光砂防工事事務所(1978)を資料として作成>

URBAN KUBOTA NO.21｜24

・天王宿面・絹島面などがこの時期の段丘であ

位時間あたりの堆積速度.侵食速度が速いこと

る．この第Ⅲ期の段丘形成期は,約１万年前をを 示 し ,緩 か で あ れ ば ,堆 積 速 度.侵 食 速 度 が境にして前後に２分される可能性がある.

遅いことを示す.

以上のように,関東平野縁辺部の台地および山

この図から,山間部では，７〜８万年前から６間部の堆積段丘は,今から約６万ないし７万年万年前ないしは約2.5万年前までは谷の埋積作

前から５万年前と,約４万年前から約２万ない用が卓越し,それ以降の約２万年前くらいからし2.5万年前の２回の時期に形成されたことには,侵食作用が卓越していることがわかる．まなる．ただし,台地面の広がり，段丘礫層の厚た扇状地部では,約５万〜６万年前のピークとさなどから考えると，第Ⅰ期のほうが規模が大

約2.5万年前のピークが認められ，この時期にきく，この時期に基本型が形成されたことにな

扇状地面の形成が完了したことがわかる．約２る.

万年前から現在までは,山間部と同様に侵食作

次に,川の堆積・侵食作用の変化の様子をみて用（下刻）が卓越していることがわかる.しかみよう．図14は,相模川・多摩川・渡良瀬川にし扇状地末端から海岸平野部にかけては,最終おける旧河床高度変動図である．横軸は時間,

氷期に形成された谷が,その後の海水準上昇に

縦軸は現在の河床とある時期の河床との比高を

よって埋積されている様子がうかがえる（多摩示している．相模川山間部では,約８万年前の川の例）.

河床は現河床より約40ｍ高いところにある．約

このように，最終氷期には,扇状地部では２回

６万年前になると河床は約70ｍ高いところまでの扇面形成期があり,山間部では２回ないし１上昇する.したがって約２万年間で約30ｍ河床

回の堆積段丘形成期が存在することがうかがえが上昇したことになる.このように国中の曲線

る.最終氷期の後期（晩氷期）から現在にかけ

は,左上がりが堆積作用が卓越していることを,ては,山間部・扇状地部とも侵食作用が卓越し,左下がりが侵食作用が卓越していることを示し

谷を深く削り,特に山間部では各地に峡谷が形ている．また，相対的に曲線が急になれば，単成されている.

図 14─旧河床高度変動図

図 13─関東平野主要河川の河岸段丘編年表

URBAN KUBOTA NO.21｜25

本稿の作成に当り, 以下のボーリング資・試料を使用した.
柱状図集:東京地盤図(1959), 東京湾周辺地帯の地盤(1969),
東京都総合地盤図Ⅰ(1977), 武蔵野線(東西)地質図(1974),
戸田の地質(1)(1980), 筑波学園郡市地盤図(1980), 土地条件調査報告書（土浦･佐原地区）（1978）．
ボーリングコア:埼玉県建築技術試験所,埼玉県荒川左岸南部
流域下水道建設事務所, 埼玉県南部河川改修事務所, 大宮市役所, 東京都港湾局, 草加市役所, 川島町役場. 日本道路公団東京第一建設局土浦工事事務所, 土浦市役所, 茨城県土浦土地改良事務所, 土質コンサルタンツ, 基礎地盤コンサルタンツ, 鹿島建設, 間組. その他の柱状図資料 : 日本道路公団東京建設局
道路試験室, 埼玉県地震防災課, 埼玉県荒川右岸南部流域下水道建設事務所, 埼玉県川越土木事務所, 埼玉県西部河川改修事務所, 水資源開発公団試験所, 建設省関東地方建設局大宮国道工事事務所, 川越市役所. 狭山市役所, 与野市役所, 浦和市
役所, 志木市役所, 富士見市役所, 蕨市役所, 建設省関東地方
建設局霞ヶ浦工事事務所, 建設省関東地方建設局常陸工事事務所, 茨城県土木部, 茨城県下館土木事務所, 茨城県下館土地改良事務所, 茨城県土浦土木事務所, 茨城県土地改良事務所江戸崎出張所，下館市役所，明野町役場，桜村役場, 筑波町役場,
水海道市役所, 石下町役場, 藤代市役所, 取手市役所, 竜ヶ崎の基底をなす谷が埋っている.この２つの谷は,

このような視点から筆者らは,従釆資料の乏し②≪沖積層≫層序の概載

図１─≪沖積層≫のボーリングおよび露頭の位置

ほとんど同じ位置に重って存在することが多く,かった,東京低地を除く中川・荒川低地，鬼怒

1923年の関東大地震は,東京・横浜の沖積平野

筆者らは,これを「≪沖積層≫の２段重ね構造｣

川・小貝川低地，桜川低地などを中心に,諸官既述の如く,関東平野の≪沖積層≫は２段重ねをはじめとして関東南部に大きな被害をもたらと称している.

庁･諸事業所の協力を得て約５万本のボーリン構造を呈する.これは関東平野特有の現象ではした．この震災復興を目的として,復興局建築

２段重ね構造が日本の≪沖積層≫の共通した特グ資料を検討し（図1）,さらに1,000本余のボなく,有明海や濃尾平野など日本の平野には一部によりなされた≪東京及横浜地質調査報告

徴であることは,近年の多くの事例によって確ーリングコアの観察を行ない，そのうち約100

般的に認められるものである.池田俊雄(1964)(1929)≫は,≪沖積層≫が厚い軟弱な泥・砂泥

かなものになりつつある．しかし,恐れなけれ本について有孔虫や花粉の分析を行った.また,は,東海道新幹線に沿う≪沖積層≫について，からなることを明らかにし,軟弱地盤と地震被ばならないのは,この点に関する正確な知識が,活発な隆起のため≪沖積層≫の露出の良い南関河成層→海成層→河成層→海成層→河成層の２

害との深いかかわりあいを示唆する基礎的資料

未だ十分に広くゆき渡っていないことである.

東では詳細な地表調査を行い,さらに上流側のサイクルの交代があって生じたとした.この現を図示した画期的なものであった.特に多数の

例えば,筆者らが各地から収集したボーリング

扇状地域に近い部分で砂利穴や工事露頭の調査

象が一般的に認められるのは,極めて急速度な

ボーリング調査を実施し,≪沖積≫と≪洪積≫

資料のうちの相当数が,２段重ねの上段で終っなどを意識的に行い, 14 Ｃ年代やテフラなどに海進が２度にわたって繰り返されたためである.

の地盤を区別し,≪沖積層≫が≪洪積≫地盤をており,≪沖積層≫あるいは軟弱地盤の真の底よる規準を得ることに努めた．本章では,これすなわち,これら２回の海水準上昇速度はいず

削りこむ谷を埋積したものであることを明らかをとらえていないという事実が,この危倶が杞らに基いて，現在までに得られた関東平野のれも１〜２ｃｍ/年に達し,最大級の地盤運動速にした点は評価される.しかしこの報告では,

憂でないことを語っている.

≪沖積層≫層序の概要および≪沖積層≫の分布度をも上回った．このため,地盤が隆起する地≪沖積層≫の深さは−20〜−40ｍとされており，≪沖積層≫は地表に露出する部分が少いため,の特徴や形成環境などを中心に述べる.

域でも沈降する地域でも,共通した層序が得ら

今日の知識よりずっと浅い．筆者らは,東京低上記のような異る地層間の関係や同一地層の対≪沖積層≫と完新統れるものと思われる.

地の≪沖積層≫基底最深部は−70ｍと考えてお比を明らかにするにはむずかしさがつきまとう.

沖積層という言葉は,もともと沖積世（完新世

この２段重ね構造の上段の地層は有楽町層，下り,復興局の調査地区は，たまたま比較的浅い

しかし,≪沖積層≫の大部分は，ほとんど侵食の旧称で最近１万年間をさす）に形成された地段の地層は七号地層とよばれる.≪沖積層≫を所が中心ではあるものの無視できる差ではない.

をうけずに保存されているだけに,≪沖積層≫層を意味していた．また同時に,洪積世（更新

この２層に細分する考えは,青木滋・柴崎達雄

これは,当時「≪沖積層≫は二重底である」こ

の層序が詳細に明らかにされれば,土質的・防世の旧称で約200万年前〜１万年前の時代）に（1966）,東京都土木技術研究所（1969）,SHI-とが知られていなかったためである．

災的意味で有効であるだけでなく，海水準変動形成された地盤の上にのる軟弱地盤をさす言葉

BASAKI,AOKI & KUWANO（ 1971） ,な ど に よ

この二重底とは,軟弱地盤の間に硬い地層が挾・古気候変化・造構運動や堆積環境など様々なでもあった．しかし,近年の研究により軟弱地り提唱されたもので,この２層の間に埋没谷がまれていることを意味し，ボーリング時に,標側面の解明にとって資料の豊庫となる.このよ

盤の下部は,更新世末期のものであることが明存在することがその理由とされている．一方

準貫入試験によるＮ値が,この硬い地層にぶつうな意味で，現在,関東平野の≪沖積層≫層序

らかとなり，軟弱地盤の形成時代としては,更MATSUDA（ 1973） ,KAIZUKA,NARUSE

かり一時的に急にはね上るのである.この部分の研究に要求されることの１つは,≪沖積層≫

新世末期から完新世にまたがることとなり,沖M ATSUDA （1977）,などは,≪沖積層≫の基底を抜けると,再び軟弱地盤となる．この硬い地にかかわる各層序単位に,年代や年代のわかっ

積世に形成されたという意味では矛盾を生じる礫層としてＢＧ(basal gravelの略)を提唱した.

層は,砂礫層・礫まじり砂層・砂層などで，場たテフラの物差しをあて,その規準を明確にすこととなった．しかし,軟弱地盤としての≪沖

ＢＧの下流側への延長部は,浦賀水道の−70ｍ

所により厚さや深さが変化する．つまりこの砂ることであろう．更に,徴化石分析などを通じ積層≫は,既に慣用化しているため,本稿では,〜−80ｍにある海底の谷に連続するとされ，東礫層は,谷埋め状に堆積していて，谷の中ではて,生物層序など様々な物差しを得ていくこと

更新世末期の2.5〜３万年前以降に形成された,京低地から浦賀水道へ流下するＢＧの谷を古東厚く,谷の外では薄く，ときには全く現われなであろう．これらはそのまま,古気候や堆積環

軟弱地盤を主とする谷埋め堆積物を≪沖積層≫

京川と呼んだ（中条純輔,1962）.東京低地を中いこともある．この谷の下に,真の≪沖積層≫

境の復元に結びつく.

と呼ぶこととする.

心に研究されてきたこれまでの≪沖積層≫の細最終氷期以降の関東平野─３

関東平野の≪沖積層≫
遠藤邦彦＝日本大学文理学部助教授
関本勝久＝日本大学文理学部
高野 司＝日本大学文理学部
鈴木正章＝日本大学大学院
平井幸弘＝東京大学大学院①はじめに

市役所，新利根村役場，河内村役場，神崎町役場, 東村役場,
江戸崎町役場，佐原市役所, 牛堀町役場, 潮来町役場，神栖町
役場, 小見川町役場, 銚子市役所，千葉県土木部，千葉県開発庁臨海開発局, 市原市役所, 袖ヶ浦市役所，岬町役場，夷隅町
役場, 東京電力株式会社，日本工営株式会社,中央開発コンサ
ルタンツ, 応用地質. 以上の資料を提供していただいた諸官庁
・諸事業所に謝意を表する.

＆

図２─草加市付近における《沖積層》地質横断面図

URBAN KUBOTA NO.21｜26･27

分を表１にまとめて示す．

③関東ローム層を上にのせる砂層からなり, −ｂ できるだけ多くの横断面図を作成して, 埋没○筆者らは, 中川・荒川低地や鬼怒川・小貝川低

20〜―30ｍ付近にあり荒川の東側に広く分布す

段丘面をよみとり, これに基き縦断面図を作成

地の七号地相当層および有楽町相当層を, 下流るもの. 千葉港付近でも同様の深度に立川ロー

し, 上流側の露頭で層序を決定できるところま側から現在の扇状地地帯近くまで追跡し, そのム層を上にのせる貝化石を含む海成砂層が認めで対比を進める.

性格を検討した. その結果,られる．＝立川期の成面の可能性が強い．

ｃ 地層中より貝，材，泥炭などを見出し， 14 C○

①ＢＧを基底にもつ埋没谷は, 上流側に連続す④関東ローム層を上にのせる礫層からなり, −年代測定を行う.

る．この谷を埋積するＢＧを基底礫層とする七20〜−30ｍ付近に広く分布するもの. ２段に分以上の３つの方法を組みあわせるのが有効であ号地層は, 下流側では海成，上流側では汽水〜れることもある（図３では主に−20ｍ〜−30ｍ

る. 先に述べた東京低地の④および⑤の埋没段

淡水成の砂泥層を主体とする一連の海進堆積物の色の礫の部分）．＝立川Ⅰ面に相当する可能丘面からはＡＴ火山灰が発見され, 立川ローム

である.

性が強い.

層におおわれることが確認された. これらを荒

②有楽町層は, 七号地層を切りこむ谷の中と埋⑤関東ローム層を上にのせる礫層からなり, −川に沿って上流側へ川越付近まで, 芝川に沿っ

没段丘面上に発達し, 谷の基底部には砂礫質の30〜−40ｍに広く分布するもの. ２〜３段に分て大宮付近まで追跡すると, 立川Ⅰ・Ⅱ面は露堆積物(ＨＢＧとよぶ)が, 上流側まで連続的にかれる（図３では主として, 下流では−30ｍ〜

頭において確認でき，−30ｍ面が立川Ⅰ面に,みられる. したがって有楽町層は，ＨＢＧを基−40ｍの色の礫の部分, 上流側では−20ｍ〜−−40ｍ面が立川Ⅱ面に対比される可能性が強い底礫層とし, 主として海成の泥層・砂層を主部30ｍの色の一部）．東京低地において標高−35ｍ

ことが明らかとなった. これら以外の埋没面のにもち，河成の砂泥層によっておおわれる１サ

あるいは−38ｍの関東ローム層におおわれる泥性格や年代については検討すべき点が多く残さ

イクルの堆積物であるとした(遠藤邦彦ほか，

炭層の 14C年代は, 22,950±1,100年ＢＰ(Ｇａｋ−

れている.

1981;ＥＮＤＯ, ＳＥＫＩＭＯＴＯ＆ＴＡＫＡＮＯ, 1982).

1933),23,200±800年ＢＰ(Ｇａｋ−1935)と測定

以上のように≪沖積層≫が埋積している埋没谷

この両層の関係は図２に示されている.

されている(ＳＨＩＢＡＳＡＫＩ ＡＯＫＩ ＆ ＫＵＷＡＮＯ

は, 下末吉段丘（約13万〜８万年前）や武蔵野

図３は,七号地層および有楽町層をすべてとり1971). ＝立川Ⅱ面に相当する可能性が強い.

段丘（約６万〜4.5万年前）が，立川段丘の時さってみたときの地形と,その表層地質を復元⑥このほか下流側に,関東ローム層をのせるか

代に, 主として河川の作用によって侵食され，したものである．この図では,ＢＧについては,どうか不明な礫層の面が−50〜−60ｍに発達す

谷を深く掘りこむ下刻作用と谷を幅広く拡げる

その基底面の海抜高度を示し,埋没段丘面につる．

側刻作用とが繰り返され, 最終的にはＢＧの時

いては，礫層・砂層の上面の海抜高度を示して

従来, 立川段丘面は,多摩川において，Ⅰ面, Ⅱ

代に埋没谷の一部に深く下刻作用が進んで, 図ある．図によってＢＧの深い谷を中川沿いにみ面, Ⅲ面(青柳面)に細分されている(ＫＡＩＺＵＫＡ,

４に示す埋没谷の原形が形成されたものである.

ると,越谷〜草加付近では谷幅は約３ｋｍと広ＮＡＲＵＳＥ＆ＭＡＴＳＵＤＡ, 1977). これらと埋没

この過程は, 第１には海水準の低下に基くもの

いが,松戸から荒川の埋没谷が合流する亀有を段丘面とを直接正確に対比することは大変むずであるが, それ以外にも河川作用の活発化，後経て小松川付近までは,谷幅が約１〜２ｋｍに狭かしい．例えば, 埋没段丘の場合，関東ローム

背地域における岩層の生産・供給の増大, 火山

まる.小松川からは南南西方向に低地を横切り,層が礫層の上にあっても, 単にシルト層と記載

活動や造構運動の活発化などと複雑に関連しあ砂町から辰巳にかけて谷幅を３ｋｍ以上に広げ,されることが多く, ボーリングコアで確認しなっている. このような埋没谷が形成されていく

さらに東京湾底を多摩川河口沖へ向う.ＢＧのければならない．しかし,ボーリングコアによ侵食の過程を次節に, 谷を埋積する過程を第４

谷幅が狭められる傾向は,現荒川に沿う埋没谷

る観察，分析は一般に, 立川Ⅰ・Ⅱ面をそれぞ節に詳しく述べることにする.

にも認められる．ここでは赤羽〜松戸, 上野〜

れおおう立川ローム層を区別するという精度で市川を結ぶ区間で狭い. 逆にこの区間では埋没は, 露頭での調査と比較して条件が悪い. その段丘が広く残されている.

ため,

東京低地から東京湾北部にかけてみられる埋没ａ ボーリングコアで立川ローム層の有無を確認○

面は，標高や分布以外に, 関東ローム層を表面する─一般的に鉱物組成上の特徴により判定にのせているか否か, ローム層を除いて表層をできる．また，立川期の約2.1万年前にほぼ日構成するものが礫か砂かなどによって類別され本列島全域にわたり降下した, 特徴的なバブル

る. これらを次のように整理する.

・ウォール型の火山ガラスからなる 姶 良火山灰

①関東ローム層がみられず, 表層は主として砂(ＡＴ火山灰)を発見できることがある. また層からなり, −５〜−10ｍに分布するもの. ＝多関東地方では, 立川ローム層最上部にＵＧとよ

くは縄文海進時の波食面と思われる.

ばれる火山ガラスの濃集部がみられ, 南関東の

②関東ローム層によりおおわれる砂層からなり,

ＴＮＰ-Ⅲ層準に相当するとされている(遠藤邦−10ｍ付近に位置するもの. ＝東京低地西部や彦・鈴木正章，1981)．さらに北開東において市川付近については武蔵野面に相当する可能性

は, 立川ローム層の最下部に鹿沼軽石層(ＫＰ)がある.

が認められ, よい示標となる．

あいら

URBAN KUBOTA NO.21｜28

図３─東京低地周辺の≪沖積層≫基底の地形表 1─関東平野における≪沖積層≫層序区分の変遷

URBAN KUBOTA NO.21｜29

③埋没谷の形成過程─古鬼怒湾を中心に─

り,−50〜−60ｍの深さになる．この砂礫層はをのせるもので，その礫層は,広く桜川低地の七号地層相当層（下大島層）の基底礫層,ＢＧ

埋没谷全体を埋めており, 協和礫層とよばれて

前節図３に示されるように, ≪沖積層≫の基底に相当する.このＢＧを上流側へ追うと，土浦いる（鈴木正章，1980）．わずかな比高をもっ把は, ＢＧや埋没段丘礫層が広く分布する.

付近（Ｓ-４）で−20〜−25ｍ,常磐自動車道付て小田面のへりにみられるのが, ＡＴ火山灰のこれらは, 立川期段丘群が後の海進により埋没

近(Ｓ-２)で−10〜−15ｍと高度を高めていく.

下位20ｃｍより上位の立川ローム層をのせる矢したものと考えられている．さらに, 沿岸部で一方, Ｓ-６横断面において,−５ｍと−15ｍに作面である. 矢作面を構成する礫層は土浦礫層

は, 立川期の海岸段丘も埋没段丘として存在し埋没段丘面をなす２つの礫層も,同様に上流側とよばれ, 28,400±680年ＢＰ（Ｎ-3953）といている可能性が高い．最終氷期末期以来の海進に追跡される． −５ｍの礫層は,Ｓ-２付近でう14Ｃ年代が求められている.

によって溺れ谷と化した谷の最深部にはＢＧがＫＰ（鹿沼軽石層）を含む立川ローム層におおこれら協和礫層と土浦礫層は,砂岩，凝灰岩，

存在するが，その巾は比較的狭いもので, そのわれる立川Ⅰ面と連続し,−15ｍの礫層は,ＡＴ

安山岩など鬼怒川系の礫からなり,桜川上流に

大部分は立川期のＢＧ以前の段丘が占め，ＢＧ

火山灰のやや下位までの立川ローム層におおわ

広く分布する花崗岩の礫をほとんど含まない.

に至る立川期を通して, 谷の形成が徐々に進行れる立川Ⅱ面に連続する.さらに上流側のＳ-１

これは現在の桜川の礫種構成と比較して全く異し，下刻・側刻を繰り返しながら谷を拡大してでは，以上の立川Ⅰ,Ⅱ礫層やＢＧは，ほとん

るもので，小田面・矢作面の形成された立川Ⅰ

いった過程をよみとることができる．この埋没ど同等の高度に位置するようになる.

・Ⅱ期（推定年代，3.5万〜2.8万年前）には,谷（溺れ谷）の形成過程を古鬼怒湾を例として

Ｓ-1の断面の下大島付近では,大規模な農業水

古鬼怒川が桜川低地･霞ケ浦の広い埋没谷を形見てみよう（図４・５・６）.

路工事により,これらの層序関係を詳細に確か成し,谷巾いっぱいに広がる河床礫層をもたら

図４の桜川─霞ヶ浦のＳ-６(霞ヶ浦湖底)横断

めることができる（図７）.この地域の立川段したことを意味している. さらに上流の協和台

面を見ると，−40〜−50ｍ，−15〜−25ｍ，−

丘面は，沖積面とわずか0 . 5 〜 2 ｍ の比高をな

地は，現在小貝川と桜川の分水界をなすが,こ５〜-15ｍの３つのレベルの礫・砂礫層を識別

すにすぎないが，露頭観察により，上位より小の台地は，鬼怒川系の礫からなる立川Ⅰ･Ⅱ期や はぎすることができる．−40〜−50ｍに存在する砂田面，矢作 面，下大島面の３面に細分される．

の礫層からなることが明らかにされている．図

礫層は，巾の狭い深い谷の底に位置し,更に下最上位にある小田面（立川Ⅰ面相当）は, 赤城

４の古地理図に示されるように, かっての鬼怒流側の霞ヶ浦の南端部,牛堀付近では砂層とな火山より飛来したＫＰより上位の立川ローム層

川が，小貝川低地を経て協和台地を横切り桜川

図５Ａ─小貝川に沿う≪沖積層≫地質縦断面 <断面線は図４のＧ-Ｈ>

図５Ｂ─桜川に沿う≪沖積層≫地質縦断面
く断面線は図４のＩ-Ｊ.凡例は図５Ａと同じ〉

図６Ａ─小貝川流域の旧河床縦断投影面図 <投影位置は図５Ａと同じ>

図６Ｂ─桜川流域の旧河床縦断投影面図 <投影位置は図 5B と同じ>

URBAN KUBOTA NO.21｜30

図４─古鬼怒湾地域の地質横断面図<古鬼怒湾地域の繩文海進最盛期の古地理>

URBAN KUBOTA NO.21｜31

に流入していたことは明らかである（池田宏ほ

山灰層は浅間火山のＢＰ期やＹＰ期のものと推Ⅱ：Ⅰの上位からＡＴ火山灰の直下まで.シナ

か,1977;鈴木正章ほか,1981）.

定される．これらのテフラは,下大島層や立川

ノキ属，マツ属（五葉タイプ）,ハンノキ属な一方,矢作面とは１ｍ未満の比高をもって接す期の段丘群を上・下流に対比し,また他の流域どを主とするⅠとⅡの移行的時期.

る下大島面（立川Ⅲ面相当）を構成する下大島と比較する上で鍵となるものである．

Ⅲ：ＡＴ火山灰直下より泥炭層最上部まで（そ層の基底には，花崗岩質の砂礫層が位置する

図７には,ＢＧを切る砂礫層が示されている.

の上位の凝灰質シルトからは花粉が産出しな（図７）．これは，土浦礫層・協和礫層を数ｍ

これも花崗岩質の礫や砂からなるもので,砂礫い）.マツ属（五葉タイプ）,トウヒ属,モミ属,

切りこみ,砂礫層の上位に整合に黒雲母質の細層にふくまれる流木の 14 Ｃ年代は9,240±210年

ツガ属，カバノキ属,ハンノキ属などからなる砂層をのせている．現地で「ヨナ」と呼ばれてＢＰ(ＧａＫ-9040)と測定されている.これは,亜寒帯針葉樹林.

いるこの細砂層中にはさまれる泥炭層の 14 Ｃ年

完新統の基底礫層＝ＨＢＧに相当する．この砂

このようにＢＧの形成期は,最終氷期の最寒冷

代は,22,400±450年ＢＰ（Ｎ-4107）と測定さ礫層も下流側へ追跡され,Ｓ-２付近から下流側期に当るⅢより下位の冷温帯落葉広葉樹林(Ⅰ)

れている.このような岩種・鉱物組成上の特徴

では,縄文海進期の海成層におおわれる.

の時代に相当しているのである.

や年代・層位関係から,この砂礫層は，下流側以上に述べた桜川・霞ケ浦の各横断面で識別さ

ＢＧの年代について

で，深く,狭い谷を切り込んでいるＢＧに対比れた,立川段丘群・ＢＧ・ＨＢＧを結んで,それ従来ＢＧは,最終氷期において海水準が最も低される.また，ＢＧ中には鬼怒川系の礫は全くぞれの時期の河床面を復元したのが,図６であ下し,最も寒冷であった時期（２〜1.8万年前と見られなくなることから，ＢＧの時代には,古る.ＢＧとＨＢＧはその基底面が示されている．

される）に形成されたと考えられてきた(ＫＡＩ-

鬼怒川は桜川の谷を離れ,協和台地は現在のよ立川Ⅰ面,立川Ⅱ面と広い段丘面を形成しながＺＵＫＡ,ＮＡＲＵＳＥ＆ＭＡＴＳＵＤＡ，1977)． しかうに小貝川と桜川の分水界をなす台地となったら下刻が進行し,ＢＧ期には狭いが非常に深いし古鬼怒湾地域では,これと異る資料がいくつことがわかる（池田宏ほか1977；鈴木正章，

谷が切りこまれ,埋没谷が完成したことがよみか得られている.主なものをあげると,1980）.

とれる.

①小見川中流部の谷和原（常磐自動車道）にお

図８の下大島層の柱状図に明らかなように,

下大島層の花粉分析

いて，埋没谷最深部（−24ｍ）のＢＧから,

ＢＧは厚さ１〜1.5ｍの泥炭層におおわれてい

図８は下大島層の花粉分析結果で,主要樹木の26,100±1,830年ＢＰ(ＧａＫ-9037)の 14Ｃ年代

る.泥炭層中には計８層の白色〜淡灰褐色の火

花粉の消長が示されている．図にみるように,が得られた.

山灰層がはさまれており,それらの火山ガラス

この地層が形成された時代には,花粉組成上３②桜川低地の下大島では,ＢＧに対比される礫や斜方輝石の屈折率の測定が新井房夫氏（群馬つの特徴的な時期があったことがわかる.

層をおおう砂層中の泥炭より，22,400±450年

大）によって行なわれた.その結果から最下位

Ⅰ:ＢＧ直上から泥炭質砂層の上まで．コナラ

ＢＰ（Ｎ-4107）の 14 Ｃ年代が得られた.さらにのものがＡＴ火山灰層（約2.1万年前，町田洋

亜属が優占し，ニレーケヤキ属,ハンノキ属なこの砂層をおおう泥炭層中にＡＴ火山灰 （約・新井房夫,1976）に相当し，さらに上位の火どをまじえる冷温帯落葉広葉樹林.

2.1万年前）がはさまれる. この泥炭からは五

表２─古鬼怒湾地域における≪沖積層≫層序

URBAN KUBOTA NO.21｜32

葉タイプのマツ属,トウヒ属などの優占する最図７─桜川中流部下大島付近の模式断面図

寒冷期に対応する亜寒帯針葉樹林を示す化石花粉群集が産出する．一方,ＢＧ直上の砂層からは，コナラ属,マツ属などが優占する相対的に温暖な時期に対応する冷温帯落葉広葉樹林を示す化石花粉群集が産出する.
③桜川下流部の飯田付近では,深く切りこんだ
埋没谷の基底にあるＢＧをおおう泥炭層から，
18,480±610年ＢＰ(ＧａＫ-9038)の14Ｃ年代が得られ,さらに最寒冷期に対応する化石花粉群集が見出された.
以上の事実は，最終氷期の海水準最低下期,あるいは最寒冷期（ともに２〜1.8万年前）は,
ＢＧをおおう泥炭層を形成した時期であることを示している.特に下流部でＢＧ自体から年代が得られていない点に議論の余地が残る面があるが，ＢＧは2.6〜2.2万年前の,比較的温暖・多湿な環境のもとで形成された可能性が強い.
一方，最寒冷期に対応する泥炭層は,ＢＧをおおって一般的に分布する．すなわち,この時代

図８─下大島層における花粉分析結果には，中・下流部では河川の作用は極めて弱かったことが推定される. 最大海退期における下刻作用の復活は，大陸棚に接する範囲に限定されていた可能性が強いといえよう.

URBAN KUBOTA NO.21｜33

④七号地海進と縄文海進による溺れ谷の埋積

下の場合に軟弱であるとされることが多い.有粉分析，年代測定などを基礎とした，ＨＢＧ,

─古奥東京湾を中心に─

楽町層の場合，泥では深度20ｍ以浅で０〜２,

ＢＧ，埋没段丘礫層の正確な認定の上に行なう

20〜40ｍでは０〜５であることが多く,大部分必要がある.

ＢＧや立川Ⅰ・Ⅱ面などの埋没段丘を基底にもが文句なしに軟弱地盤の範囲に含められる．例

利根川の流路変遷と埋没谷

つ溺れ谷は，七号地海進と縄文海進によって,

外的に，有楽町層上部層中の砂質部(比較的粗中川低地および荒川低地には，ともに広い埋没

急速に埋積された．七号地海進は,15,000年前

粒な河川砂)，有楽町層下部層の上部にみられ谷が存在する．低地の幅,ＢＧの谷の幅とも匹頃から始まったと推定され,東京低地では3,000

る貝殻まじりの砂層，そして有楽町層の基底部

敵する規模をもっている.現在利根川は江戸時〜4,000年の間に少くても厚さ50ｍの泥質の堆にみられる砂層(ＨＢＧ)が，比較的高い値を示

代にはじまる瀬替えによって鬼怒川の谷へ流入

積物（七号地層）を形成した．一方縄文海進は,し，また，値のばらつきが大きい.

している.瀬替えの前には中川低地に流入して10,000年前〜6,000年前の間に厚さ約40ｍの泥

これに対して七号地層の場合，泥で１〜15，砂いた（大熊孝，1981，本誌19号）.しかし，江層および砂層（有楽町層）を堆積させた．これで６〜20(場合により40位に達することもある).

戸川が流れる中川低地の埋没谷を上流へ追うと,ら七号地層と有楽町層の層位関係，分布上の特

基底部の砂・砂礫では，10〜50≦を示し,泥を主埋没谷は渡良瀬川および思川の埋没谷に連続

徴，堆積環境などについて検討する前に，それ含む場合には有楽町層ほどではないが,かなりし,現利根川へ向う埋没谷は浅く狭いものだけ

らの認定上の問題にふれておこう.

軟弱である．また，いわゆる≪洪積層≫(図12である.一方荒川低地の埋没谷を上流へ追うと,沖積層の細分とＮ値の場合は東京層)の場合,泥で８〜30，砂で15熊谷付近で西方の荒川の方向へ向かわず,北方≪沖積層≫の認定やその細分の基準として最も〜50≦を示す.以上のような各層準の粒度によに向かう(図９のＡ-１)．この北向きの谷底に重視されているのが,標準貫入試験のＮ値であるN値の傾向はかなり一定しており,有楽町層,

みられるＢＧは,北西方へ利根川の扇状地礫層

る．Ｎ値と深度・粒度（層序別）との関係を浦七号地層の認定にとって重要な指標となることに収れんしていくように発達する.このような

和─草加地区を例に示したのが図12である.Ｎは明らかである．しかし浦和一草加地区の場合,

埋没谷の発達状態から,中川の埋没谷は渡良瀬

値は粒度によって異なり,一般に泥（シルト〜

東京層の泥質部は七号地層と区別しにくいこと

川・思川が，荒川の埋没谷は利根川が形成した粘土）で小さく,砂，礫と値は大きくなる．建がある．したがってこの区別は,Ｎ値だけに頼と考えられている(菊地隆男,1979,本誌19号).

築関係では，泥でＮ値が４〜６以下，砂で10以るのは危険であり，テフラの検出，有孔虫・花武蔵野期頃にその原型をもつこうした古水系は，

図 10Ａ─荒川に沿う≪沖積層≫地質縦断面 <断面線は図 9 のＡ─Ｂ─Ｄʼ>

図 11Ａ─荒川中・下流域の旧河床縦断投影面図 <投影位置は図 10A と同じ>

図 10Ｂ─中川に沿う≪沖積層≫地質縦断面 <断面線は図９のＣ-Ｄ>

図 11Ｂ─中川中･下流域の旧河床縦断投影面図 <投影位置は即 10B と同じ>

URBAN KUBOTA NO.21｜34

図９─古奥東京湾地域の地質横断面図 <凡例は古鬼怒地域（31p 図４）と同じ〉

URBAN KUBOTA NO.21｜35

その後この平野部が七号地海進と縄文海進によ示す．これらは,大量の民生有孔虫を含み，湾有楽町層上部層って埋めつくされ，それが後に流路が変わる一央〜湾奥群集の卓越する有楽町層および東京層

有楽町海進は，中川・荒川低地の広大な平坦面因となった．流路変更のもう一つの理由は，大と明確に区別される(ＥＮＤＯ，ＳＥＫＩＭＯＴＯ，＆の基礎をつくったが，この沖積平野を直接構成

宮大地と館林台地にはさまれ,加須低地を中心

ＴＡＫＡＮＯ，1982).

するのは，主として河成・後背湿地成の有機質とする羽生─行田─蓮田─栗橋に囲まれた地域

本層に相当する陸成層は，前節で述べた桜川低泥質砂層，砂質泥層，砂層や一部砂礫層である．

の沈降である.これらに更に完新世後期の利根地の下大島層のように,中流部において露頭観

現在の沿岸部では,海成の砂層・泥層である場

川・荒川扇状地の成長と河川運搬物の堆積がか察が可能なことがある．芝川中流部,大宮の寿合もある．この部分は有楽町層上部層とよばれ,つての利根川低地（妻沼低地）と加須低地付近

能泥炭層遺跡においては，立川礫層を不整合に,

同下部層の海成シルト層あるいは海成砂層をやに伏在する台地との比高差を埋めたことなどが礫層と淡水成の泥層がおおっており，礫層や泥や削りこむ小規模な凹凸をもって下位層と接し加わった．この背景として，浅間火山，榛名火層中の材から17,400±100年ＢＰ（ＴＫ-432）,ている．層厚は5〜15ｍで，その下限高度は谷山などの火山活動の活発化が関与している可能17,100±200年ＢＰ(ＴＫ-433)などの 14 Ｃ年代

部で−10ｍ前後である.中川低地では吉川部層性が強い.利根川の流路が東方に移動し，加須が明らかにされている（図13，埼玉県教育委員がこれにあたり,上流側へ層厚をまし，また泥低地をへて中川低地に流れこんだ時代について会，1982）.

炭層をはさむことが多い．栗橋付近では,有楽は,まだ十分な資料が得られていないが,4,000

有楽町層下部層

町海進期の海成層を直接おおう泥炭層から,年前頃とする考え（菊地隆男,1979）と，古墳

有楽町層の基底礫層＝ＨＢＧは，中川・荒川低

4,120±100年ＢＰ(ＴＫ-15)の14Ｃ年代が報告さ時代とする考え（堀口万吉,1981）が出されて地下流部においては，層厚１〜５ｍの砂層ないれている（阪口豊,1968）.荒川低地では氷川部

いる．

し礫交り砂層として認められ，その上位は有機層がこれに相当し．同様の傾向を示す．川越の七号地層質であることが多い．ＨＢＧは埋没谷全体にわ

やや北部にあたる川島町では,有楽町層下部層

ＢＧを基底にもつ狭い埋没谷は，ほぼ七号地海

たって谷を広げていることが多く，その基底面相当の淡水〜汽水成シルト層の上位を泥炭を含進期の砂泥層によって満たされている.この砂は小さな凹凸に富み，河川の蛇行と側方侵食のむ有機質砂質シルト層がおおっている．下位の泥層は，さらに埋没段丘上をおおって埋没谷全卓越した時代であったと思われる．垂直的にもシルト層に含まれる材の 14Ｃ年代は5,670±310

体に分布する場合が多い（図９）.しかし,いず

最大35〜45ｍにわたり七号地層を侵食している.

年ＢＰ(ＧａＫ-9639) ，上位の砂質シルト層中のれの場合でも七号地層の上部は，有楽町層基底

東京湾岸部においても小規模ながら,谷を切っ

泥炭の 14Ｃ年代は3,510±230年ＢＰ(ＧａＫ-9640)の砂礫層(ＨＢＧ)によって侵食されていることており，またしばしば泥炭をともなうことから,と測定されている.

が多く，七号地層全体の層序はとらえにくいと

ＨＢＧは河川成の堆積物で,海水準の低下を示

多摩川下流の川崎市中原区の低地では，下水道いえる．従って現段階における七号地層に関すすものと考えられる.ＨＢＧの年代を示す資料

工事により，有楽町海進期の海成シルト層をおる知識は，狭く深い埋没谷中に保存されているとして，東京低地においてＨＢＧの谷底の有機おう砂層から大量の流木が発見された（図14）.

ＢＧにはじまる七号地層の中・下部を除けば,質シルトから，9,820±230年ＢＰ(ＧａＫ-1936)と層厚約5mの砂層中，ほとんどが直径50〜80ｃｍ

14

非常に断片的，また不完全なものにすぎない.

9,500±2600年ＢＰ(ＧａＫ-1937)の Ｃ年代が報という大木が100本余り含まれていた．樹種は中川低地の草加付近（図９のＮ-７），あるいは告されている(ＳＨＩＢＡＳＡＫＩ，ＡＯＫＩ＆ＫＵＷＡＮＯ，

現在多摩丘陵に自生しているカツラ，ヤマグワ,

荒川低地の戸田･志木付近(図９のＡ-５，Ａ-６)

1971).

クリ，イヌガヤなどで,3,880±100年ＢＰ（Ｎ-を例に，七号地層の層序と古環境を復元するとその後縄文海進は，埋没谷全体に広がる溺れ谷3713）,3,920±100年ＢＰ(Ｎ-3712),4,080±100

以下のようになる.

を形成し,波食作用によってその幅を広げなが年ＢＰ(Ｎ-3714)の 14 Ｃ年代が明らかにされてＢＧは５〜15ｍの層厚をもつことが多く，明瞭

ら湾の奥に侵入していった．川口市の下水道シいる（正岡栄治，1982）.この有楽町層上部にな礫〜砂礫層であるが，さらに下流側では礫交ールド工事現場では，縄文海進期の海成層が埋相当する合流木砂層は洪水性の堆積物と考えらり砂層あるいは上・下位の砂層に比べ粗粒な砂積する谷地形が露出し，その斜面に堆積する泥れる．このような4,000〜1,800年前の時代の洪14層として識別されることが多い.礫・砂礫層の炭層の Ｃ年代は7,970±230年ＢＰ(ＧａＫ-100

水性の堆積物は，日本各地で見出されており，有上位には比較的細粒な砂層あるいは泥炭層，泥29)であった．これは，この年代の後に内湾が楽町層上部層の１つの特徴である.こうした洪

炭質シルト層がのることが多い．さらに上位に最も拡大したことを意味する．縄文海進最盛期

水を含む河川作用の活発化が沖積平野を最終的は，本層の主体をなす砂泥層ないし砂泥互層がには,各支谷の奥まで海は侵入した．大官市寿に形成したことになる.

約20ｍの厚さで続く．この部分には貝殻が含ま

能泥炭層遺跡では，珪藻分析によって縄文前期

有楽町層上部層の基底高度は，下流部で−５〜

れ，また有機質でもある．貝殻交りの海成泥層

黒浜期まで海成環境が存在したことが明らかに−10ｍに位置することが多く，堆積後の沈降運は，標高−10ｍ付近まで認められる．上流側にされた（埼玉県教育委員会,1982）.この海成泥動や地盤沈下を考慮しても，当時の海水準は現は富士見市まで海成層が見出される．川口市北層中から得られた材化石の 14 Ｃ年代は6,100±

海水面下にあったと推定される.

部におけるこの層準の有孔虫分析によれば，有70年ＢＰ(ＴＫ-431)である．この海成層は縄文

楽町層に比べて定量有孔虫数が非常に少ないの後期の泥炭層（有楽町層上部層）におおわれてが特徴で，民生有孔虫群集型としては湾奥型をいる（図13）．

URBAN KUBOTA NO.21｜36

図 12─≪沖積層≫層序とＮ値分布（埼玉県草加市付近）

図 13─大宮市寿能泥炭層遺跡の地質断面図 <埼玉県教委,1982 より.一部修正>

図 14─川崎市日吉の洪水堆積物<正岡,1982>

表３─奥東京湾における≪沖積層≫層序表

URBAN KUBOTA NO.21｜37注 1:有孔虫は浮遊性有孔虫と底生有孔虫の２つに大別される.浮遊性有孔虫は外洋水中に浮遊して生息しているものであり．一方，底生有孔虫は主に海底の堆積物表面あるいは堆積物中に生息するものである.

⑤南岸小平野における完新世の古地理

近など，湾の最奥や河川水の影響の増す所で,孔虫は産出しない.

Ammonia beccarii などを優占種とする湾奥部

次に群集についてみると，川匂部層，小船部層

関東平野の縄文海進群集が卓越する．一方,現在の東京湾から東京

とも全般に Ammonia beccarii 及びその変種

完新世の前半は，縄文海進（有楽町海進）によ

低地北部，草加付近の古奥東京湾中心部には，が圧倒的である．しかし，特に小船部層の定量って特徴づけられ，約6,000年前を最盛期としCribrononion somaense

有孔虫数増大期には，湾央部に特徴的な種が相て，気候の温暖化，海水準の現海水面上２〜３

湾央部群集が広く分布する．さらに，Quinque-

当数伴なわれ，湾の拡大を示唆する．川匂部層，ｍへの上昇，暖流の北上などが生じた．沼サン

loculina costata,Rosalina vilardeboanaなど

小船部層のような，少数種が大部分を占めるほゴ層，下原層など関東平野南部の有楽町層相当

沿岸性種を多く含む湾口部から沿岸部の群集は,ぼ同質の群集の間では，定量有孔虫数の増加は,層より産する貝化石にもとづいて，当時の海況

古佐貫湾や古夷隅湾の湾口部などにみられる.

海進の進行，湾の拡大などを反映する.

を推定する試みは古くからなされてきた（野村

相模湾北岸地域や房総半島など，関東地方南岸

以上の定量有孔虫数・種数及び群集の変化の過七平，1932など）．松島義章・大島和雄（1974）に位置する小平野は隆起地域にあたるため，露程を，図17の縦断面図における各部層の層相・は,関東を含む日本列島全域の縄文海進最盛期

頭で≪沖積層≫の層序を確認できる．また多数

堆積環境と対照させると，よく一致することがの貝化石群集を検討し，この時代には，北海道の 14 Ｃ年代が得られるため，特に有楽町層相当

わかる．すなわち,オホーツク海沿岸まで暖流系の貝が到達したこ層の有孔虫産出状態を垂直的･水平的に詳細に①川匂部層の時代には，急速な海水準の上昇にと，関東地方でも，現在フィリピン海近海に生検討することができる（表４）．以下，古押切湾,

より形成された内湾に，著しい貝化石層を伴う息するチリメンユキガイなどが見出されること

古佐貫湾，古夷隅湾の３つの例について述べる．

安定したシルト層が堆積し，底生有孔虫の生産など，各地の貝化石群集の特徴から，縄文海進

古押切湾

量も極大に達する．当時の海水準は，−10ｍ付

最盛期の古水温分布を復元した.これによれば,

まず大磯丘陵の中村川下流域に生じた古押切湾近にあったと思われる．

当時，暖流は緯度で３〜６度北上し，古水温はについてみてみよう．この地域には，中村原面②7,700〜7,500年前には上流から河成砂礫層

３〜５℃上昇していた.

とよばれる完新世海成段丘が約25ｍの高度に広（小船部層最下部）が，一部で川匂部層を削りこのような背景のもとに，縄文海進最盛期の関く分布し，最近6,000年間の隆起量は約20ｍとこんで進出していることから，内湾は一時的に

東平野には奥深く海が侵入し，枝節に富んだ内推定されている（米倉伸之ほか, 1968）．中村

離水していたと判断される.

湾（溺れ谷）を形成した．この経過については

原面を構成する下原層は，下位の川匂部層と上③小船部層の下半部に相当する7,500〜6,500年

貝塚の分布から推定されてきた(江坂輝弥,1954

位の小船部層とに細分される（遠藤邦彦ほか,

前は，内湾は最も拡大し,内湾性の貝化石を豊など)．しかし貝塚の分布は，必ずしも海進・

1979）．図17の断面図のように，小船部層の基富に含むシルト層が堆積した.その最盛期には,海退そのものを現わすものではないため，この底には河成の砂礫層があり，川匂部層をやや切定量有孔虫数,種数も極大を示す．6,000年前頃

推定は，不正確な面をもつ．たとえば，海はりこんでいる．両部層の境界の年代は約7,700になると，河川作用による内湾の埋めたての進8,000〜9,000年前には平野内に深く侵入してい年ＢＰである．川匂部層の下位には砂礫層をは行と湾口部の砂州の閉そくにより，汽水化が進たにもかかわらず，貝塚分布は，海がまだ平野

さみ，七号地層相当層の広済寺層が認められる．

み，砂礫質の堆積物が支配的となる.

に侵入していないことを示す.縄文海進の推移

さて定量有孔虫数（サンプル1 ｇ中の有孔虫の以上のように，古押切湾においては，七号地層を復元するには，この期間に形成された地層や絶対数）（注2）と底生有孔虫種数(注3)の垂直と有楽町層の２回のサイクルとほとんど同様の地形，そこに含まれる化石（貝,有孔虫,珪藻,

変化をみてみよう（図18）．川匂部層の約9,000

過程が，規模を小さくして有楽町層相当層の中花粉）などについての地質層序に基いた研究が年ＢＰには海が湾内に侵入しているが，定量有でも生じている．

必要とされる.

孔虫数は，約8,500年前に大きなピークを示す.

古佐貫湾

図15は，縄文海進最盛期の海域と底生有孔虫群

川匂部層最上部では定量有孔虫数は減少し，さ房総半島佐貫町に位置する染川周辺地域でも,集型の分布を示したものである．前者は図１にらに，小船部層最下部の河成砂礫層の進出によ有楽町期に古佐貫湾とよばれる溺れ谷が生じた

基いて作成された．底生有孔虫群集型の分布は,り有孔虫の産出は，一時的に湾を通じて途絶え（遠藤邦彦，関本勝久，1981）．東京湾の湾口

約50地点のボーリングコアと露頭サンプルの有る．小船部層の7,500年ＢＰ頃より海は再び侵入部に位置する古佐貫湾は,浮遊性有孔虫や湾口孔虫分析に基いている．有孔虫（注1）は，内湾をはじめ，定量有孔虫数は7,300〜7,200年ＢＰ部〜沿岸部型底生有孔虫群集の出現が比較的よの環境，すなわち外洋水（沿岸水）の流入の状頃にピークを示し，また，湾の最も奥まで到達

く，縄文海進の推移を検討するのに都合がよい.

況（暖流か寒流かも含む），内湾の底質，深度，する.小船部層においては定量有孔虫数の変化

図19のLoc.8の場合，八幡層（有楽町層相当層）

塩分濃度，河川の影響などを敏感に反映する．

と種数の変化が極めてよい対応を見せ，種数も下部から上位に向って浮遊性有孔虫比(注4)はこのため，有孔虫の産出状態は，海水準の昇降,

7,300〜7,000年ＢＰでピークを示す．種数の増急上昇し，海進最盛期（約6,000年前）の近くで内湾の河川による埋積,湾口部の閉そくなどを加は有孔虫の生産にとり好適な環境の成立を示

極大値を示した後，40〜60％の高水準を維持す検討する上で，重要な資料となる．

すと一般に考えられる．その後も海水準は上昇

る．この浮遊性有孔虫比の動向に対応して，湾図15に示されるように，古奥東京湾では，芝川を続け, 6300年ＢＰ頃まで貝化石を含むが，河口〜沿岸部群集も増加する．Loc.8のやや上流などの支谷内で，また古鬼怒湾では柏や土浦付川の影響も強まり，堆積物は砂礫質となり，有側にあるLoc.7の場合にも，八幡層下部と上などを優占種とする

URBAN KUBOTA NO.21｜38

図 16─縄文海進最盛期の古押切湾と底生有孔虫群集

図 15─関東平野における縄文海進期の海陸分布と底生有孔虫群集

図 17・Ａ─押切川下流域の地質断面（Ａ─Ｂ）

図 17・Ｂ─押切川下流域の地質断面（Ｃ─Ｄ）
図 17・Ｃ─中村川に沿う地質縦断面図（Ｅ─Ｆ）

図 18─大磯丘陵,中村川下流域における完新世底生有孔虫分析結果

URBAN KUBOTA NO.21｜39

部で, 定量有孔虫数及び浮遊性有孔虫比とも極最もよく反映しているといえる. 9,500〜8,000④縄文海進の後半, 特に7,500〜6,500年前に海大値を示す. これと対応して湾口〜沿岸部群集

年前の間,縄文海進は古夷隅湾の奥深く侵入し,進は最盛期に達した. この最盛期頃より，内湾も増加する．古佐貫湾の場合,古押切湾のよう安定した内湾を形成し, 大規模なカキ化石層をの堆積物はシルトから砂におきかわっていき，

な八幡層下部を切る河成堆積物の進出はみられ含むシルト層を堆積させた. 8,000年前を過ぎる

湾奥部では河川運搬物質による埋め立てが進んないが, 下部・上部の問で湾奥部群集が増大し,と湾奥部より湾奥群集が下流側に進出し, 内湾だ．さらに，内湾は全般に浅くなっていき, 海

湾口〜沿岸部群集は, やや減少する傾向がみらの狭小化, あるいは埋積化が進んだものと思わ水準が最高位に達するのは，6,000年前頃と推れる.

れる. 上部層（7,700〜5,500年前）の時代，海定される．しかし, 関東南岸小平野の場合，こ古夷隅湾

進は最盛期に達し, 7,300〜7,500年頃に内湾はの段階ではすでに河川作用による内湾の埋め立

外洋に直接面する古夷隅湾も, 古佐貫湾と同様

最も拡大したものと考えられ, 海成貝化石は上ている．奥部で進行しており, 内湾は縮少に向に浮遊性有孔虫を多産し, 湾口〜沿岸群集が卓流側の国吉から上総中川付近まで発見される.

ってが湾同様の傾向は, 関東平野中・北部の中越するため,海水準変動や海進の経緯をみる上7,000年頃より, 海水準は最も高い位置（約+10

川低地や小貝川低地にも認められる.

で貴重な内湾である.図23および24に示されるｍ）へ上昇を続けるが, 湾奥部では湾の埋め立⑤縄文海進終末期, 6,000〜5,000年前の古地理

ように, 湾口部付近において,国吉層（有楽町てが進み, 河川作用の影響が強められ，堆積物は, 関東平野中央部と南岸地域とで性格が異っ層相当層）の下部層（10,000〜7,700年ＢＰ）は,はほとんど砂を主体としたものになっていく.

てくる. 後述する地殻変動の影響のため，平野

定量有孔虫数,浮遊性有孔虫比とも，下部層の南岸小平野の古地理変遷

中央部には汽水的環境が残り,泥質堆積物の堆中･上部で極大値を示し，その上位で値を減少

以上の古押切湾，古佐貫湾,古夷隅湾における積が継続するのに対し，南岸地域においては,させた後，上部層で再び極大値を示す（図22の有孔虫群集の変遷は, 関東平野における位置に

砂礫質・泥炭質な層相変化の激しい堆積物が一

Loc.8）． 民生有孔虫群集についてみると, 当時よる違いはあるものの, 極めて高い共通性を示

面をおおっている. そしてこの直後に離水しての湾口に近いLoc.8付近では,国吉層下部層・し, いずれも共通した古地理の変遷を反映して成立する中村原面など, 完新世最高位段丘面の上部層を通じて湾口〜沿岸群集が優占する. 一いる. その過程は次のようにまとめられる.

直接的構成層となる.

方,下部層の時代に安定したシルト層が堆積し①縄文海進期には, その前半と後半にあわせて③完新世後期（5,000年前以後）になると, 関東こい すみわんた内湾中央部(Loc.10, 11)においては，下部

２回のピークが認められる. ２回のピークの間

平野南岸地域では, 完新世最高位段丘は離水し,層の湾央群集の卓越から上部層での湾口〜沿岸（約7,700年前）には, 小規模な海退がみられる.

段丘化する．さらにその後3段の段丘が形成さ群集の卓越への変化が認められる．さらに, 上②縄文海進の前半には, 静かな内湾にシルト層れている．このように関東南岸の完新世後期は,流側のLoc.15付近においては, 下部層で湾奥が堆積した.海進のピーク時（8,500〜8,000年

小規模な段丘が形成される時代であり, 地殻の群集が優占し，上部層になると浮遊性有孔虫比前）には，海は内湾の奥深くに達し，海水準は隆起傾向を特徴とする時代である. この地殻のが極大値を示すとともに湾口〜沿岸群集が侵入−6〜−10ｍに位置していた.

隆越傾向は, 海水準が相対的に安定し，小規模

し, さらに上位では再び湾奥群集の卓越がみら③古押切湾では，約7,700年前に河成砂礫層がな低下と上昇を含む時代であるために，急激なれるようになる.

進出する．古佐貫湾・古夷隅湾では, 湾奥群集

海水準上昇のみられた前の時代とは異って, 明以上の傾向から, Loc.8の浮遊性有孔虫比のカの卓越や浮遊性有孔虫比の減少がこれに対応す瞭に段丘地形として現われたものである.

ーブは古夷隅湾にみられた海水準変動の傾向をるものと思われる.

表４─関東地方南岸域の更新世末期〜完新世の地質層序

URBAN KUBOTA NO.21｜40

注２：定量有孔虫数は,堆積物の乾燥重量１ｇ中に含まれる,浮遊性有孔虫数と底生有孔虫数の総和である.
これは，一般に，生息環境が良好になれば増大し，悪化すれば，減少する傾向がある．従って定量有孔虫数は一般的には有孔虫の生産量を反映すると考えられる.

しかし,生体群集としての本来の生産量に対しては,堆積過程や続成過程,また,分析過程などにおける濃集や散逸などを被むるため生産量そのものを表わさない.また,底質が砂質か泥貿かによって値が異なる.
注３：民生有孔虫種数は,サンプル中から摘出した有孔虫全個体数に見出される種の数をいう.これは,好適環境下では増大する傾向がある．
注 4：浮遊性有孔虫比は有孔虫の全産出個体数に対する浮遊性種の割合を表わし,外洋水の流入の程度や水深の増大方向等を知るのに役立つ.

図 19─縄文海進最盛期の古佐貫湾と底生有孔虫群集

図 22─縄文海進最盛期の古夷隅湾と底生有孔虫群集

図 20─染川下流域に沿う地質断面図（Ｇ-Ｈ）

図 23─夷隅川に沿う地質断面（Ｉ-Ｊ）

図 21─佐貫町染川河口部における完新世の底生有孔虫群の変遷

図 24─古夷隅湾における縄文海進初期から最盛期にいたる有孔虫群集の変化<分析地点は図 23 に示す>

URBAN KUBOTA NO.21｜41

⑥≪沖積層≫をめぐる諸課題

明瞭によみとれることは次のような点である．

海水準変動①大磯丘陵から房総半島にかけての地域は, 相

関東平野における最近の地殻変動が, 沿岸部の沖積面の変形

模湾中を北西─南東方向に走る相模湾断層に近隆起と内陸部のブロック的沈降で説明されると

図25の等高線は, ボーリング資料や露頭においづく程著しく変位量を増す．6,000年間の最大仮定すると, 前項に述べたことから関東平野中て得られた, 有楽町下部層中の海成層の最高高

変位量は20数ｍに達する．この変形は, 秦野・央部においては，約6,000年前の海水準の高度度の分布を表わしたものである．この層準は，藤沢・横浜市金沢・木更津を結ぶ線の北側ではは約３ｍ付近にあったことになる．図27は，関5,500〜6,500年前頃の縄文海進最盛期を示してほとんど影響がみられない．また, これは1923

東平野南東岸の隆起域に位置する古押切湾と古いると考えてよい．その高度は,本来海水準が年の関東大地震による変形と調和的であり, 同

夷隅湾, 内陸部の古奥東京湾と古鬼怒湾との４最も上昇したときの海底面の高度であるはずで様の地震性隆起が累積された結果と考えられてつの地域で得られた各年代の海成層・汽水成層あるが, その後の侵食作用の影響や最近の地盤いる.

・淡水成層の高度分布に基いて,旧海岸線高度

沈下などにより, 当時より低くなっている場合②鹿島灘に面する地域も, ①の地域ほど著しく変化曲線を描いたものである．また前二者につがあると思われる．また, 当時の海底面の高度はないが, 太平洋側が隆起する傾向がある.

いては, 6,000年前の海水準を３ｍ, 隆起速度はも, 湾央か湾奥かといった湾における位置によ③内陸部には, 沈降の目玉がいくつか存在する．

一定であったとの仮定に基く補正変化曲線（相り異ってくる．しかし, 多数の資料の中から低青色の沈降部の配列をみると, 霞ヶ浦・印旛沼

対的海水準変動曲線）も示してある. 古押切湾

いものを除外し, 湾の縁辺や支谷の入口付近にと東京湾を結ぶ方向（北東一南西）と, ほぼこ

における平均隆起速度は３ｍｍ/年, 古夷隅湾にあるものを選び出すことにより, ほぼ当時の海れに直交する北西─南東方向の多数の小沈降部

ついては1.5ｍｍ/年である．

水準に近い高度を復元することができる.

（北浦，竜ヶ崎低地，東京低地, 草加─越谷低

この６つの曲線について目につくことは, 古押さっ て

図25は，このようにして,侵食作用や局所的な地，幸 手 低地，加須低地, 川島低地など）が櫛切湾・古夷隅湾の補正曲線と,古奥東京湾・古地盤沈下などをできる限り排除して得られたもノ歯状に並んでいるように見える.

鬼怒湾の曲線の最近１万年間の部分がよく似てのである．従ってこの図は, ほぼ最近6,000年間④以上の沈降の目玉を除くと, 内陸部の変位量いることである．これらは一次近似として, 関の地殻の変形の傾向を表わしている, この方法はほぼ2.5〜３ｍと一様な値を示す.

東地方の最近1万年間の海水準変動を表すもの

では, 東京湾などのように，当時の海底面と海以上をまとめると，南岸〜東岸の隆起部は, 霞と考えられる．細かなところでは, 古押切湾で水準との高度差が大きかったと考えられる地域ヶ浦─束京湾─厚木の沈降部をかかえるようには約7,700年前の小海面低下が他の曲線と異っや, また当時海進の直接的影響を受けなかった

とり囲み, 霞ケ浦─東京湾の沈降部から北西方ている. これには隆起地域の小内湾ほど，小さ

地域については, 手がかりを得ることができな

向へ多くの小沈降部が派生するように分布するな変化を敏感に反映しやすく, 逆に大きな湾あい．そこで同図には, 沖積面一般の変形の傾向という特徴をもっている. 沿岸部の傾動的隆起

るいは湾央部では短期間の小変化はとらえにくや周囲から推定される変形の傾向などに基いて,運動と内陸部のブロック的沈降運動とをあわせいという事情がある．この小変化は, 現在の時推定される沈降部を青色で示した．この図からて理解していくことが今後の課題となろう.

点では，日本列島でも最大隆起量を示す大磯地

図 25─縄文海進期堆積面の変形

図 26─≪沖積層≫の基底深度と関東大地震による被害分布

URBAN KUBOTA NO.21｜42注５：外洋に直接注ぐ流域のなかで,相模川は蓄積量が大きい.これは運搬物質量が大きいことと,河口部に隆起部があって外洋側へのロスを減少させているためと思われる.

注６：相模湾断層＝1923 年の関東大地震は，神奈川県西部の国府津─松田断層およびその相模湾底への延長にあたる相模湾断層を震源断層とする.この地震に伴う地盤の隆起や水平ずれの量はこの断層に近づくほど大きい.

域の特質と見ておきたいが, この時期に海水準

関東平野の沖積層堆積の特徴

壊率と≪沖積層≫の厚さとの関係を表したものの停滞あるいはわずかな低下があった可能性は

関東平野の南岸・東岸は隆起傾向にある. 海側である. 地震による振動の強さは，地盤条件が強い. 立川期の海水準変動については，直接的の隆起によって盆状の堆積盆地が生じるのが関同一であれば, 震源の位置する南西の相模湾断資料に乏しいが, 主にＢＧや埋没段丘の性格，

東平野の１つの特徴である. この傾向は下末吉層（注６）からの距離に対応し, 南西ほど強く,

高度分布, 切りあいの大きさなどに基いて推定面（広義）の変形にも表われており, 最近８万北東ほど弱い. しかし，現実の木造家屋倒壊率したものである．この変動曲線は, 花粉分析に

年間継続中の運動であるといえる．このことがの分布をみると, 全般的には北東方向に向い被よる古気候変化とも比較的よく対応している.

中川・荒川水系，鬼怒川・小見川・桜川水系が害率が減少する傾向があるものの, 相模川の沖≪沖積層≫の体積

土砂を平野内に効率的に堆積させる一因である.

積低地，川崎市・横浜市の沖積低地, さらに東本誌の表紙裏面で, 関東平野における各水系のさらに, 埋没谷の谷幅をみてみると，埋没谷全

京低地から川口市・戸田市などの荒川低地，草流域面積と≪沖積層≫の体積についての関係を

体の幅および，ＢＧが切りこむ谷の幅ともに,

加市・越谷市・春日部市などの中川低地で高く示したが，この結果は, 次のことを示唆してい上流から下流側へ広くなったり, 狭くなったりなっている.

るように思われる.

を繰り返している．例を中川・荒川低地にとる

これらの地域では厚い≪沖積層≫が地振動を増すなわち, 中川・荒川水系は，東京低地から現と, 加須─栗橋付近で広いＢＧの谷は，春日部

幅させていると考えられる．被害率と ≪沖積

東京湾を最終堆積地として土砂を運搬してきて付近で一度狭くなり, 再び越谷─草加付近で幅層≫との関係をさらに詳しく検討すると, 被害

おり, 土砂が本来の最終堆積地である外洋にぬを広げる．松戸─赤羽の線より南で再びくびれ率は

け出る率は比較的小さいものと思われる. 鬼怒

るように狭い峡谷状をなし, 東京低地から東京①ＢＧの谷を厚い軟弱な堆積物が埋めている部

川・桜川水系も同様で，霞ヶ浦や現利根川下流

湾にむけて再び幅を広げる．荒川低地も同様,

分

域へ土砂を堆積させ, 外洋側へのロスは比較的

川島町付近や浦和付近で幅が広く, その間に幅②ＢＧの深い埋没谷の周辺部

少いものと考えられる．つまりこの両者は, 後の狭くなるところがある．このような幅の広が③きわめて軟弱な有楽町層がＨＢＧの埋没谷を背地域から供給される土砂を平野内に効率的にる部分は図25の沈降の目玉に当っており, これ埋めている部分

蓄積しやすい流域である．中川・荒川低地に現らの広がりの部分に河川が合流し, 多くの土砂などで高いことがわかる．以上のことからわか

東京湾の≪沖積層≫が加われば, この傾向はよが供給されるが, 下流側のくびれによって運搬るように,地震による被害はたんに, ≪沖積層≫

り強く出るであろう．これに対して, 久慈川・が妨げられ, 効率よく堆積が進むものと思われの全体の厚さに相関するだけでなく, その厚さ

那珂川など外洋に直接注ぎ出る流域（注5）は,る.

の変化（特に軟弱な有楽町層の厚さ）と密接に土砂が平野内に蓄積される効率が悪いものと思

地震被害と≪沖積層≫

関連している. また地震被害との関連についてわれる．この両者の違いは, 先に述べた関東平≪沖積層≫すなわち軟弱地盤の厚さは, 地震には, 地盤の液状化など様々な側面との関連も含野における地殻変動の特質に由来するものであ

よる被害の大きさと一般に明瞭に相関する．図

めてさらに詳しく検討されなければならない.

るが, これについては次項で述べる.

26は，1923年の関東大地震による木造家屋の倒図 27─関東平野の≪沖積層≫から復元された海水準変動曲線

URBAN KUBOTA NO.21｜43

最終氷期以降の関東平野─４

下末吉期以降の植生変遷と気候変化
辻誠一郎＝大阪市立大学理学部（古植物学）①はじめに

性格も変化した. これらは関東地方の植生史の群集のうつりかわりは, 陸上の森林植生の変遷

関東地方の大半は, 現在照葉樹林の成立しうる一端にすぎないが, その多くは意外に知られてをよりよく反映している.

暖温帯の気候下にある．しかし, 一口に関東地いない. 発展しつつある植生像をとらえるには,

図の左端に示したように, 今のところ15の植物方といっても, 沿海暖地もあれば低湿地帯もあまず, 正確な精度の高い層序と編年を化石層序

化石群集帯が設定される．吉 沢 -Ⅰ帯は下末吉

り，さらに火山荒原ありというふうに, 地理的に反映させること，そして, 植物化石群集をな

海進期にほぼ対応し, 最上位の下原・多古帯は・地質的な土地条件が深くかかわりあって多様

すさまざまな植物体の部位（花粉・胞子・種子

縄文海進期とその後現在までを含む．吉沢-Ⅰな植生を形成している．それらはまた, つねに・果実・葉など）の分類学的な検討を総合しな

帯は, アブラギリ，ナンキンハゼ，ハスノハカ

生態的な競争を余儀なくされ, 一方その立地基

がら, 実在した植物群（分類群）とそれらがつズラ，ハマナツメ属，センダン,マルバチシャ

盤である土地の条件さえ刻々と変化しつつある．

くる植生について深い知識を集積することが不ノキ, アカメガシワなどの多くの暖温帯要素をだから植生は, 時間とともに発展する地形や地可欠である.

含む．特にナンキンハゼ，ハリゲヤキ, ニンジ

質構造などと背を一つにして変化し発展してきこのような立脚点から, 下末吉期以降の植物化

ンボク近似種といった現在中国にしか自生しな

たにちがいない.

石群実のうつりかわりを概観した上で, いった

い消滅種を含む点で特異である．同じ大海進期

過去の植生変遷は, 単純に現在の垂直的森林帯

いどのような植生が実在したか, それらの変遷であっても，下原・多古帯は, 照葉樹林をつくを上げ下げしたり, あるいは水平的森林帯を水の背景にどのような気候や土地の影響がかかわるカシ・シイの類やこれに随伴する植物群が圧平移動させるだけでは説明しえない．下末吉海ってきたのか, そしてそれらが植生の発展史の倒的に多く, 吉沢-Ⅰ帯とは明らかな違いがあ

進期は, われわれにはもはや身近な時代である

上でどのような意味を持つのかを論じてみよう.

る.

が, 現在日本に自生しない消滅種が繁栄してい②植物化石群集の変遷

この２帯にはさまれた約12万年間の植物群はど

たし, つづく海退期には，陸化した地域から山

南関東における下末吉海進期以降の植物相の概うであったのか. スギとそれより右に図示した地帯にかけて広くスギ林が発達していた. また，要を図１に総括して示した. 化石産地は70地点

主要な植物群の産状は, 約６万年前の竹ノ内帯

一口に最終氷期といっても, 寒冷・温暖両気候

以上に及ぶが, 化石群集はすべて陸成層から得と荏 田 -Ⅰ帯の間を境に大きく変化する．すなを示す植物群が幾度か交替し, その度に植生のられている（注１）．したがって, 示された化石

わち，下部ではスギが優占するのに対し，上部

図１─関東地方中・南部における下末吉期以降の植物化石群集・植生・気候の変化

きつ さわ

え

だ

<辻>

URBAN KUBOTA NO.21｜44注 1＝下末吉期および完新世についてはほとんど，丘陵に囲まれた内陸部あるいは湾岸部で堆積した湖成あるいは沼成のシルト・粘土・泥炭質堆積物を対象とした.またこの間についても, 小規模な谷部の湿地に堆積した泥炭質堆積物を対象としている. したがって,
これらの堆積物は, 堆積環境を示す水生植物の化石を多産し, 付近の斜面や近くの上流域から搬入した樹木の種子・果実・葉なども豊富に含んでいる.

図 1 の注=下末吉海進期の暖温帯要素=ハマナツメ属,
ハスノハカズラ，アカメガシワ,カラスザンショウ，
マルバチシャノキ,クサギ,アオツゾラフジ，ナンキ
ンハゼ,センダン,アブラギリ,コクサギ,ヤマモモ，
ツゲ属 ,サルス ベリ属 ,シキミ ,アカガシ 亜属， ナギ
属,イヌガヤ等がこの要素にあたる.

ではコナラ亜属の優占期か，ハンノキ・トウヒ

ずかに増加する. しかし, この海進期を通じて,く似ていた(本誌18号，菊地隆男氏論説参照).

・マツ各属のいずれかの優占期がひんぱんに交

広域に照葉樹林が形成された形跡はみられない.

だから海進期を通じて, 暖地性植物群は山地と替する．上部は変動が著しく, 一見まとまりの背後の丘陵や山地にはブナ林が発達し, 暖温帯

接するわずかな沿海暖地に限られた．したがっない時期に見えるが, 下部や上位の下原・多古林の発達は沿海暖地に限られた. こうした植生て, 山地の植生が植物化石群実に反映される確帯と比較すれば, 区別しうる特異な時代であるやそのゆるやかな変遷は何を意味するのか.

率も高くなった．これに対し，縄文海進は, 下ことが理解されるであろう.

下末吉海進期の植生の特徴は, 暖温帯植物の種

末吉期以降に陸化した台地縁辺とそれに刻まれこのように, 植物群のうつりかわりを通覧する類が多いにもかかわらず, それらの多くが先駆た谷に浸入し, 相模や房総・常盤にかけてその限り, 関東地方における下末吉海進期以降の植的植生をつくる要素であり, 照葉樹林の主要素

広い台地は照葉樹林成立の好適地となった.

生は, 大きな３つの変化点を経て今日の植生へに乏しいことである. これは先に述べたように,④温帯針葉樹林期と発展してきた．その背景には, いったいどの

縄文海進期以降の植生が, 主にカシ・シイ類か

図２, ３を見ていただきたい．下末吉海進期をような環境史がかくされているのだろうか.

らなるよく発達した照葉樹林を持つのと対照的

通じゆるやかに変遷しつつあった植生は,KIP-③下末吉期の植生である．一方, 中期更新世のいくつかの海進期

２を境に急激な変化をとげる. 暖温帯要素はも大磯丘陵に分布する吉沢層や横浜地域の下末吉の植物群と植生は, 下末吉海進期のそれと類似

ちろんのこと, ハンノキを除く温帯落葉広葉樹

層には，この時期の植物化石群集がおどろくほ

点が多い．これらのことは, 下末吉海進期を最のほとんどが衰退する. 丘陵一帯から山地にかどよく保存されている．図３に示した吉沢層の後として, 中期更新世の植物群と植生が大きくけて, スギからなる単調な温帯針葉樹林が成立

花粉化石群集の変遷から, 海進期を通じて植生変化したことを意味する. 種の消滅をともなうする．一方，下末吉海進の後退によって陸化しがいかにゆるやかに変遷したかが読みとれる.

植物群の変化は, 最終氷期の長く続いた厳しいた沼沢地や谷部の湿地周辺には, いたるところ

初期には, 沿海暖地に沿ってサルスベリ属やア

気候によるであろう．一方植生の違いは,海進

ハンノキ林が成立した. スギは下末書海進期を

カメガシワなどからなる暖温帯の先駆的植生が期の古地理の違いによく対応する．すなわち,

通じて，一方的に漸増し, その末期に最優占種成立する．このピークをすぎると, エノキ・ム

下末吉期の海域は関東平野のほぼ全域に及んだ.

の位置を獲得した. さらにその後も衰えること

クノキ類が増え, 照葉樹林をつくるカシ類もわ

そして下総層群下部の海進期の様相もこれとよなく繁栄期は継続した.

図２─大磯丘陵の吉沢-Ⅰ,Ⅱ帯の大型植物化石の産状 <辻ら,1982>

図３─花粉化石（樹木）の産状 <辻,1980>

URBAN KUBOTA NO.21｜45

この変化は, ３大変化点のうち最初のものであうな特異性があるのか．一言でいえば, 乾燥なと広葉樹の混生する森林が形成された. この時る．少なくとも２つの要因がこの変化に関与し気候・土地条件に適応した植生の時代であった．

期の関東地方の平地一帯はおそらく冷温帯からた. 一つは気候の冷涼湿潤化であり，他は火山とはいえ，後述のごとく1.8万年前以降は後氷亜寒帯への推移帯にあったと考えられる. 植生

活動である. 多雨気候を生育条件とするスギの期に向かって徐々に気候は湿潤化したので, 一は決して安定していたわけではなく, ハンノキ

分布拡大は, 下末吉海進期の漸次的な気候の湿様に乾燥であったわけではない. 一般に植生にやカバノキの類が一時的に増加したりする.

潤化によって促進された. 降水量の増大がもた

よる時代区分は, 気温変化に重点がおかれてき1.8万年前にはじまった気候の湿潤・温暖化は,らす山間部での扇状地成砂礫層の形成もその拡た．しかし, ここで筆者が示した区分点は，乾幾度かの変動をくり返しながら徐々に後氷期に大を促進したであろう．一方,吉沢ローム層の湿度変化に対応する．関東地方における植生史

近づいていったようである.

本体をなす厚い軽石の降灰開始は,植生の急激を通覧するとき, この区分点がより重要である.

直良信夫氏や今は亡き三木茂氏による江古田層な変化点とほぼ一致しており, 生態系が降灰の温暖期の植生は, 荏田-Ⅰ・下大島-Ⅰ各帯にみの針葉樹植物化石群の研究は, 日本における寒影響を強く受けたことをものがたる．降灰によられるようにコナラ亜属（いわゆるナラ類）が冷期の存在を実証し, その後の氷期の植物相研る打撃的な植生破壊と土壌条件の変化は, 敵手優占するか，下大島-Ⅲ帯のようにハンノキが究の端緒ともなった．ところで, 江古田層の層さえなければ比較的生育力の旺盛な温帯針葉樹

優占し, 時にブナを随伴する．大宮帯のように位についてはいくつかの論議があった. 1938年

林やカバノキ科で代表されるような灌木の繁茂

この中間的植生もある．これに対し,寒冷期のに最初の報告をした三木氏は, 上部更新統に属を促した．スギはまさに, いずれの条件にも好植生はトウヒ属あるいはこれとチョウセンゴヨ

するとし, 1958年に直良民も立川ローム層の第適種であったわけである．降灰域のみでなく,ウが卓越した．荏田-Ⅰ帯から荏田-Ⅱ帯への変

２黒色帯よ上位の立川期の産物であるとした.

多量の降灰をもたらした大規模な火山活動の長遷や下大島-Ⅰ帯から下大島-Ⅱ帯への変遷にみ一方，関東ローム研究グループは，1956, ʼ57年

期間の継続は, 広域の生態系に大きな影響をおられるように，主にナラ類からなる冷温帯落葉と続いて, 江古田層が立川ローム層より新しいよぼしたにちがいない.

広葉樹林から冷温帯上部ないし亜寒帯の針葉樹産物であるとした．その後, 1961年に関東ロースギの卓越する温帯針葉樹林は, この後約６万林への変遷様式があるようである.

ム研究グループが発掘調査を行ない, 立川ロー

年前まで存続した．実に約７万年間も続いた．

この森林期を通じて特に著しい寒冷期が２つあム層最上部に対比されることを確認し, 従来のもちろん, スギのみの独壇場であったわけではる．下位のものは荏田-Ⅱ帯に対応し，約５万自説をくつがえした．これは,露頭調査にもとなく, 時にはコウヤマキやヒメバラモミも主要

年前の東京軽石(ＴＰ)の下位に直接する. 大磯づく直良民の見解を支持するかたちとなった.

素となるが, これらもやはり温帯針葉樹林をつ丘陵から横浜地域にかけてすでに７地点で確認

この見解は今日も支持されるが, 江古田層の模くる代表格である．だからこの時代では, 温帯できた明確な寒冷期である. 図４で示すように,式地が再見できない今日では, 新たな設定が必

針葉樹林期というにふさわしい. 第四紀の寒冷温暖期からこの寒冷期への移行は急速である.

要になってきた． 少なくとも約2.8万から1.1

植物群の代表種であるヒメバラモミは，小山-

ヒメバラモミその他のトウヒ属が優占し,カラ

万年にわたる江古田層堆積期のすべてにふれた

Ⅰ帯以降はきわめてふつうな森林要素となった.

マツやモミ・ツガ・マツ各属を随伴する針葉樹

わけではないが, ここでの新しい設定と植生史

これは気候がしだいに冷涼化したことを示す.

林が卓越した．一方, 上位の寒冷期は下大島-Ⅱ上の位置づけは問題解決に役立つはずである.

スギを主とする温帯針葉樹林は, 多雨な湿潤気帯に対応し，約2.1万から1.8万年前まで続いた⑥完新世の植生

候の存続と, それによる土地条件の悪化によっ(図５). 特にチョウセンゴヨウが優占するほか,

完新世は, まずハンノキとカバノキ類の繁栄にて長期存続した．多雨気候は,山間部から平野

トウヒやシラべなどの亜寒帯針葉樹を含む植生

はじまる. 気温の上昇にともなってチョウセン部にかけて発達する. たとえば泥質の相模野礫で，５万年前寒冷期の植生とは異なる.２つのゴヨウやトウヒ属などの針葉樹は急速に衰退し,層のような河成砂礫層の堆積の原動力ともなっ寒冷期は,古い方からそれぞれ中部山岳地域のそれらの跡地をまず先駆的な灌木林が占領した

たに違いない．上杉陽氏らは,この泥質の砂礫

室堂あるいは熊沢氷期,立山あるいは駒氷期ののである．これは図６でもわかるように, 千年層が形成された時代を≪深い谷地形を作らず全最盛期に対比されるであろう．なお，荏田-Ⅰ弱の短期間のできごとである．さらに, 急速に域が広く削刺されるような侵食作用が卓越した帯の示す温暖期は三崎面の形成期にほぼ対応し,ナラ類の繁栄期に移行し, 縄文海進の侵入を受時代であった≫とされている．面的な侵食作用

三崎海進を証拠づける.

けた関東南端の沿岸部では, すでに暖温帯の先と砂礫層の形成は, ブナ林のような冷温帯落葉

約2.4万年前以降の関東地方における植生の時

駆的植生をつくる植物群が続々とあらわれた.

広葉樹林の広域にわたる成立を妨げ，土壌形成

間的空間的拡がりを図６に示す.2.1万から1.8

この中には, 下末吉海進期の初期に繁栄したサがなくても充分な水分条件が維持されれば, 砂

万年前の寒冷期のあと, 約２千年間の小温暖期

ルスベリ属がみられる. これに属する種は現在礫地でも純林を形成しうるスギの卓越を助長しを迎える．低山地ではブナやスギが, 平地では

日本では種子島・屋久島かそれ以南にしか自生た. そのような景観は現在どこにも見出すことハンノキやシデ類が分布拡大した．これは, 後しない．約7,500年前にもなると，湘南・房総

はできない.

氷期に向けての最初の湿潤・温暖化を示す事件

地域には照葉樹林が成立しはじめた．この成立⑤乾燥温帯─亜寒帯林期である. その後再びチョウセンゴヨウやトウヒ

直前にはエノキ・ムクノキ類を主とする落葉広葉

荏田-Ⅰ帯から谷田原帯にいたる約５万年間は,属が優占する植生にもどるが, 小温暖期で分布樹林の繁栄が認められることが多い．

区別できる特異な時代であると述べた．どのよ

拡大した要素はこの時期にも残存して, 針葉樹

ところで照葉樹林は, 暖温帯気候下のすべて

URBAN KUBOTA NO.21｜46図４─荏田-Ⅰ,Ⅱ帯の樹木花粉組成

図５─下大島-Ⅰ〜Ⅱの樹木花粉組成の地域に分布拡大したわけではない. 武蔵野台地や大宮台地, さらに北部の関東中央部では前述のナラ林が存続した．この森林は, ナラ類のほか，エノキ・ムクノキ類やクリ, シデ類などからなるいわゆる中間温帯林と考えられる. 金沢大学の鈴木三男民らは, 大宮市の寿能遺跡の材化石を調べ, 完新世を通じてクリやナラ類を主とする落葉広葉樹林が卓越し, 照葉樹林と呼べるものは成立しなかったとされている. 武蔵野の象徴でもある雑木林は, 人為的にその形態が

図６─約 2.4 万年前以降の南関東─北関東の植生の時間的空間的分布<辻>

かなり変ぼうしたことは否めないが, かつてのナラ林の景観を今にとどめるものとして見直す必要がある．完新世では, 下末吉期に比し照葉林は著しい発達をとげ, 丘陵・台地に広く分布拡大したが, このようにナラ林にとどまる地域
も少なくなかった. それには冬期の気温が関係していると考えられるが, 土地条件の史的変化を検討する必要もありそうで, 残された検討課
題の一つである.
約４千年前, 気候の冷涼・湿潤化に対応して，スギが分布拡大しはじめた．ところが, ３千な
いし２千年前になると, 人間の森林破壊が著し
くなり，スギ林や照葉樹林はかなり消失した.
1500年前を境に各地は急速にマツ二次林におおわれていった．現在の台地上の照葉樹林は, む
しろ最近になって回復してきたものではなかろ

図７─関東地方の下末吉期以降の植生と気候の変化を示すモデル<辻>うか．
⑦うつりかわる植生
下末吉海進期の植生変遷様式は, 植物群やその占める割合に相違があるものの, 再び完新世において認めることができる．そして, ２つの大海進期にはさまる時代の植生は不可逆的に流動し, 同じ様相にもどる形跡はみられない．図１にもどってその様子をみていただきたい. この点に着目して, 今まで述べた関東地方の下末吉期以降の植生変遷と気候変化をモデル化したのが図７である. ３大変化点のうち一つは湿潤気
候の極にあり，他は乾湿度の変化点である. 植生は降水量の変動と密接なかかわりをもつことをこのサイクルモデルは示している.
人間の植生の管理は, 植生と環境史上の意義づ
けの上に立ってなされなければ一時的な成果に終止する危険性がある．本論説は,植生の自然の流れを知る上で助けとなるはずである．

URBAN KUBOTA NO.21｜47

補章─１

関東•東海地方の地史からみた関東堆積盆地
木村敏雄＝東京大学名誉教授

はじめにる関東構造線に沿う大断層と, 南部フォッサマ

ソコーツァイト起源の片岩が発見されたことに関東堆積盆地は, 関東造構造盆地運動によって,グナの西縁を限る糸魚川─静岡線南部およびそよる（木村敏雄，未公表資料）．房総半島の嶺主として第四紀に, 通例のベースンを作るようの西で赤石山地の西縁を限る赤石裂線に沿う南岡帯に隆起帯を推定したのは, ここの古第三紀な単一の地殻変動によって形成されたと一般に

北性の大断層とが, 関東・東海地区に顕著にみのものとされる枕状溶岩が海底の高まりに噴出考えられている．また鈴木尉元（1980）は, 関られる西北西─東南東または東北東─西南西構したとする推定による.

東平野に分布する新第三系の基底のトップの等造（あわせて東西性構造と呼ぶ）と, 南北性構

中新世初期

深線図を詳しく作り直し(図１), その深い区域

造の２つの方向の構造を代表とする大断層であ中新世初期にはいってからの大きな変化は, 宇が, 東京西部から北に向う部分と，東京から東る. 関東堆積盆地地区と南部フォッサマグナと都宮地区から関東山地西縁部，巨摩山地, 御坂

南東は千葉県茂原付近に向う部分とに分かれ,

は，丹沢，伊豆地区を含めて, 更に赤石東南部

山地，丹沢山地，伊豆，静岡の西の竜爪地区にその２つの部分が東京付近で折れ曲る鉤の手形地区を含めて, 古第三紀には関東構造線と赤石かけて, 関東山地で大きく西に曲がるものの，の分布パターンを示すことから, これが断層地

裂線とに囲まれた広い海域を作っていた．その大きくみると南北に走るいわゆる“グリーンタ

塊運動による陥没によって形成されたと考えた.

後新第三紀初頭に丹沢・伊豆の南北性の安山岩フ”の分布区を生じたことである．“グリーン

しかしながら第三紀以降の地史を通観すると,活動帯ができたために, この海域は関東堆積盆

タフ”は主に安山岩質の火山岩や火山砕屑岩が第四紀という比較的短い期間ではなく, 第三紀地地区と東海地区とに２分されたのであり, か

後成的に変質して生じた岩石である．この“グ以降の非常に長い期間に繰り返しておこった異つまた東海地区では赤石山地東南部地区の南北

リーンタフ”の原岩となった火山岩類の噴出活なる地殻変動の結果の重ね合せによって関東堆性の隆起によって海域は南部フォッサマグナ区

動帯ができたことによって, 関東堆積盆地地区

積盆地ができたことが認められる. そこには丹域にまで縮少したものである.

は南部フォッサマグナ堆積区から切り離された択─嶺岡帯で代表されるような, 西北西─東南

このようにして南部フォッサマグナ地区の地史（図３）．

東方向の地質構造と, 関東山地の東縁で代表さには, 関東堆積盆地地区の地史との共通性およ“グリーンタフ”地域と“非グリーンタフ”地れるような南北方向の地質構造とがあって, そび関連性がある．それ故に, 関東堆積盆地の形域との境界は, しばしば盛岡─白河線の南延長

れぞれが第三紀以降場所を異にし, 形成時期を

成史を理解しやすくするために, 関東地方からの鬼怒川河谷に求められる．しかし, 茨城県大異にして繰り返し生じている. 鈴木尉元によっ

東海地方東部にかけての古地理の変遷と地質構

子地域では, この付近にあったかなり深い海のてそのりんかくが明らかになった前述の鉤の手

造発達史の概要を述べたいと思う．

区域に安山岩活動が起っている. すなわち安山

形の凹地のうち, 東京─茂原の部分はこの２方

古第三紀の関東・東海地区

岩活動のもととなった地下深所でのマグマ形成

向の構造のうち西北西─東南東方向のものにあ白亜紀末期頃から古第三紀の初期頃にかけて,の場という観点からは, 盛岡ー白河線は重要なたり, 東京西部から北に向う部分は南北方向の赤石裂線と関東構造線に沿う大横すべり断層活意味をもっていない. “グリーンタフ”生成とものにあたる. 時期を異にしたこの２つの方向動があり, それぞれに左横すべり約100Km, 右いう地下浅所での変質区の境界としてのみ盛岡の沈降区の形成が複合した結果として関東堆積

横すべり約200Kmと見積られる大変位をおこし―白河線は若干の意義をもつものである.

盆地ができたのである. 決して単一のベースン

た（木村敏雄，1982）．本州弧は，それまでに地下での安山岩マグマの形成の場の太平洋側の形成運動や, １つの時期の断層地塊運動によっ既にかなり弓なりになっていたが, この断層活縁は，北関東では茨城県大子のあたりにあり,て形成したものではない.

動に伴って本州弧はより強く曲がり, ほぼ現在

南関東では丹沢山地の東縁にあたる．この２つ

西北西─東南東方向の構造は, 古第三紀まではに近い形にまで湾曲するに至った．そして南東の地点を結んだ線は関東堆積盆地の中央部を通本州弧の外縁全体を巡っていた大洋プレートに凸部をむけた本州弧大湾曲の中央部には, 関る. 大洋プレートが単純な形でもぐり込んでい（旧太平洋プレート？）に関係しており, 新第東平野地区から関東山地南部,東海地区東部にるとすると, この線より西は一様に安山岩マグ

三紀以後は主としてフィリピン海プレートのサ

かけて，逆に北西に入り込んだ湾入を生じた

マ形成の場となりそうなものである. しかし関ブダクションに関係して生じたと解される. 一（図２）．この東部が後に関東堆積盆地になり,

東堆積盆地西部は関東山地主部と共に西北西に方，南北方向の構造は, 主として太平洋プレー

この西部が後に南部フォッサマグナ堆積区になつっ込んだ形の非火山活動区となっている．

トに関係して生じたと解される.

ったものである．

伊豆はマイクロコンチネントであって, 遠く南

関東堆積盆地が, 少なくともこのような２方向

この古地理国中に示した神農原礫岩, 北相木層

方海域にあったものが, フィリピン海プレートの地質構造の重ね合せとして生じたことは, 関は古第三系と推定されている地層で, 北相木層の移動に伴って丹沢地区に接近するに至ったと

東平野の地下地質ばかりでなく，関東平野の北は陸成層とされる. 現在の駿河湾にあたるとこする説がある．しかし伊豆には時代の上からも・西・南を限る山地や丘陵地の地質や地質構造

ろに古陸または隆起部があるようにえがいてあ岩質の上からも丹沢の中新統丹沢層群に似た湯形成史を概観して初めて良く了解できる. またるが, 杉山雄一ら（1981）によって瀬戸川層群

ヶ島層群がある．そして箱根湯本, 湯河原にもさらに目を広げて, 南部フォッサマグナの地質

堆積区に南東からの海底地すべりがあったこと

湯ヶ島層群の小露出区があり, 湯河原には丹沢構造形成史と対応して考察するとき非常に良くが知られていることによる. 丹沢山地南部にあ山地に見られるものと同様の石英閃緑岩がある

了解できる.

たる位置に古陸を推定したのは, 玄倉東方の花（久野久,1952）．伊豆の湯ヶ島層群は, 丹沢層

関東堆積盆地のほぼ北縁を西北西─東南東に走こう閃緑岩の中から，微小な捕獲岩としてオー群，御坂層群，巨摩層群と共に一連の相接した

かぎ

URBAN KUBOTA NO.21｜48

堆積区に形成したものと推定される. すなわちに関連したものとすると, ２つのプレートの影

フ“地域に初期と同様に安山岩活動がある（図中新世に伊豆はマイクロコンチネントとして遠響は，100万年ていどのスケールをとるとき，

４）．しかし，関東山地東部に南北に走る隆起

く離れた南方地区に位置したものではないと推両者のものが共にあらわれていることとなる．

帯ができたために, 秩父─茂原の凹地のうち関定される.

10万年とか１万年あるいはもっと短いスケール

東山地内のものは消滅する．このことは, 秩父

今まで述べた安山岩火山帯に示される南北構造をとるとき，実際にはフィリピン海プレートの新第三系の上部層（中部中新統下部層）が海退の他に, 関東地方においては鬼怒川河谷，久慈

影響が強かった時期と太平洋プレートの影響が期の堆積相を示すことなどから推定される. ま川河谷に沿って侵入した海が南北性構造を示す．

強かった時期との区別があるものと思われるが,た関東山地東部の南北隆起帯（背斜）の存在は,

この他結城付近でのボーリングによって南北に

中新世初期層についての現在の年代決定の精度

ここにおける三波川変成岩類, みかぶ線色岩類,

走る浅瀬があったことが知られている（鶴田均

では, そこまでの詳細な議論をなし得ない．中秩父中古生層の分布の仕方, またその分布をこ

二, 1965）．

新世初期頃の東西性の構造は，関東山地,関東

れよりも西の地区のものと比較することによっこのような中新世の南北構造は,安山岩活動と堆積盆地地区にも明瞭に残されている. 千葉県て明らかとなっている（木村敏雄，1980）．こ共に太平洋プレートの動きに関連して生じたと

茂原付近から関東山地内部の秩父盆地に至ったの隆起帯の中新世中期以後の成長に伴って, そ解される. しかし中新世にはフィリピン海プレ

凹地と, 関東山地北線から更に東南東に関東構こに堆積した秩父新第三系の東南東延長部の地ートの動きに関連したとみられる東西性の構造

造線に沿う凹地との2凹地と，これらの２つの層は侵食し去られたと推定される.

もみられる. すなわち房総半島では嶺岡帯にお凹地の中間に位置する関東山地東北端部から東

このようにして, 中新世中期にはフォッサマグ

いて保田層群堆積期（地層の時代については南東に春日部に至る高まりが, その東西性構造

ナの安山岩活動,関東山地東部の南北性隆起帯

T SUCHI , 1981, に従う）に超塩基性岩類の地のあらわれである.

など南北性構造が顕著となるが, 関東山地北縁

下探所からの突き上げと, 海底における突出と

秩父新第三系の最下部層には公海性の浮遊性有では東西性構造が残るし, 南部フォッサマグナがあり（荒井章司・伊藤谷生, 1983），その超塩孔虫があり，しかもその時代は,関東山地北縁の西八代層群の堆積の仕方は, そこに東西性構

基性岩類が海底地すべり塊として移動し, 保田の海成新第三系富岡層群よりも古い. したがっ造があったことを示す．また三浦・房総半島に層群の泥質岩中に大岩塊として残されている.

て秩父新第三系の海が, 関東山地北緑部を通っおける天津層堆積期のようすからは, 嶺岡隆起

また保田層群堆積期には玄武岩質枕状溶岩の噴て関東山地内部の秩父地区に侵入したとは考え帯の位置にその当時の浅瀬があったことが推定出があった. 保田層群と同時代の三浦半島の葉難い．また秩父新第三系の堆積層変化, 古流系される. かくして図４に示されるように，関東山層群も同様の超塩基性海底地すべり岩塊と枕は共にその海が東南東に開いていたことを示す

堆積盆地の西縁と南縁とのりんかくのあらまし

状溶岩をもつ. また大磯の高麗山層群上部には（菅野三郎，1981;山内靖喜，1979）．五日市のはこの時代にでき上っている.

御坂層群に対比される枕状溶岩をもつ地層があ五日市層群は, その堆積区の周辺のものとみら

中新世後期

る（木村政昭ら, 1981）． しかし高麗山層群上部

れる．鈴木尉元（1981）によって示された関東

中新世中期までに関東地方鬼怒川河谷に深く侵には, 御坂層群に対比される安山岩質火山砕屑堆積盆地中の凹地のうち東京─茂原区のものが,入していた湾入は,後期になると消滅する（図岩層もある．同様に静岡県の竜爪層群にも, 高

秩父新第三系堆積区のまさしく東南東延長に位５）．したがって関東平野地区にあった海域の麗山層群と同じく中新世初期の玄武岩質枕状溶置することから, この堆積区および凹地が秩父

りんかくは,特にその北縁においては中新世中岩（高草山）と安山岩質火山砕屑岩類とが含まから茂原にまで延びていたことが推定される．

期のものより現在の関東堆積盆地のりんかくにれる．静岡県高草山の枕状溶岩は, 大きくみる関東山地北縁については,富岡層群のように中似てくる.

と大磯─三浦─房総のものに繋がる姿勢を示す

新世初期から中期にかけての地層が分布するこ中新世後期には,南部フォッサマグナの西八代

ものの, これらを繋いだ線上の南部フォッサマとから, そこに西北西─東南東の堆積区があっ層群が示す東西性構造（松田時彦ら, 1955）はグナにおいては, 枕状溶岩の存在は明らかでなたことが知られる. また関東山地東北端部から中期よりも顕著となり, 三浦から房総にかけて

い．逆に広く丹沢, 湯ヶ島層群の安山岩質岩類

春日部にかけての隆起帯があったことは, 東北

三浦層群およびその相当層の堆積区を二分するが分布する.

端部から東に点々と古期岩類が分布すること,

丹択─嶺岡帯が隆起帯としての形を明瞭にあら静岡の竜爪層群は，丹沢, 湯ヶ島層群とほぼ同春日部ボーリングの結果（福田理ら, 1964）か

わしている．なお南部フォッサマグナでは, 北時代の地層であり，100万年ていどのスケールら知られている.

部に西八代層群の安山岩質火山砕屑岩層が卓越でみるとき，これらの地層の堆積期のある時期

以上のようにして, 関東・東海地区の中新世初したのに対して, 南部では静岡層群に示されると保田層群堆積期とは時代を同じくする. した期については，南部フォッサマグナにおける南ような非火山性砕層岩層の堆積区があり, そのがって, 高草山─保田の東西に走る玄武岩質海

北性構造の卓越が強調されるけれども, 東西性

北と南とで堆積層のようすが違っていた. これ

底火山帯と, 南北に走るフォッサマグナの安山の構造もかなり顕著であった. その東西性構造

も東西性構造の１つのあらわれとみなし得る.

岩帯とは100万年といったていどのスケールをのうち三浦・房総を繋なぐ嶺岡帯の隆起部が後鮮新世とると同時代に生じたとみられる．

に関東堆積盆地の南縁を規制することになる．

鮮新世にはいると, 東西に走る丹択─嶺岡隆起

東西方向の火山活動がフィリピン海プレートに中新世中期帯の全りんかくはきわめて明瞭にあらわれる

関連し，南北方向の火山活動が太平洋プレート

中新世中期においては, いわゆる“グリーンタ（図６）．これは,東西に延びた丹沢の石英閃緑URBAN KUBOTA NO.21｜49

岩体がつくるドーム状構造が明瞭にあらわれたも, そこに南北性構造形成があったことを暗示

南東の延び方向と, 房総半島の北東─南西の延こと, そのドーム状構造の北西側に丸滝礫岩がする. このようにして南部フォッサマグナでは,び方向とが浦賀水道で交わり, 同水道は逆八ノ供給された凹地があらわれたこと, またそのド

丹沢山地と同様に, 鮮新世の初めに東西性構造

字の中央に位置する. これは浦賀水道を南北にーム状構造の南側に足柄層群堆積区としての凹があり, 後に南北性構造が卓越している.

走る向斜的（あるいは陥没的）構造が形成され地があらわれたことによる. 南部フォッサマグ

更新世初期てきたことを意味する.

しも べ

ナの丸滝礫岩は, 上野原付近から下部 の南側地

古い時代から三浦─房総地区にあった東西性構

下末吉期以後区に向って供給されたと推定され（松田時彦，造は，更新世にも引き続いて残る（図７）．し浦賀水道に沿う南北性の向斜的（あるいは陥没

1958），そこに東北東─西南西方向の凹地がでかし南北性の構造によるモディフィケーション的）構造形成の進行と侵食作用とが相まって,

きていたことを示す.

を受けて,西北西─東南東方向から北西─南東

下末吉期になるとついに浦賀水道が切れ,古東しかし鮮新世は, どちらかというと南北性構造

方向に向きを変えている. これに対応するよう

京湾は南に開口をもつに至る（図８）．そしてが卓越した時代であって, 今述べた東西性構造な形で北東─南西の凹地が蒲原礫岩の供給路の霞ヶ浦地区は陸化し, 現在の関東平野と東京湾が形成した時期よりも後の時期には南北性構造

凹地として存在したらしい．

の形をとるに至る．

が目立ってあらわれる．

関東山地東部から伊豆半島の中軸に至る南北性

まとめ

南北性構造のうち顕著なものの１つは, 関東山の隆起帯は, 更新世においても顕著である．神

関東堆積盆地ないし関東平野地区の形成史を,地東部から伊豆半島に至る隆起帯である. この

奈川県山北の南西約４ｋｍのところにある足柄

以上のようにして周辺地区の地史とあわせて考隆起帯ないし背斜の存在は, ①関東山地東部に層群を貫く矢倉岳の石英閃緑岩小岩体は, まさ

察すると，関東堆積盆地は, 白亜紀末期から古おける三波川変成岩および秩父中古生層から推しくこの隆起帯の軸上に位置する．この時期に第三紀初期にかけての, またはその間のいくつ定される南北性背斜構造（木村敏雄・吉田鎮男,

も南北隆起があったことが推定される. 鮮新世

かの時期における関東構造線に沿う大断層の形

1972）．②上野原付近における“藤野木─愛川

後半より更新世初期にかけて（そしておそらく成以後, 旧太平洋プレート，新第三紀以後のフ線”（上野原衝上断層，鶴川破砕帯などの複合

それ以降も），神縄衝上断層とほぼ直交して南ィリピン海プレートの影響下における西北西─断層線）の北への強い湾曲部, ③丹沢ドームの北性隆起帯があることは, この時期に神縄衝上

東南東方向の凹地の形成, 太平洋プレートに関

最もふくれた部分, ④神縄複合断層群の複合断断層がアジアプレートとフィリピン海プレート

連した南北性の凹地の形成など, 太平洋プレー層線の北への強い湾曲部，⑤箱根湯本, 湯河原との境界としての断層ではなかったことのいく

トとフィリピン海プレートとの影響を繰り返し付近における湯ヶ島層群の小露出にあらわれる

つかの証拠の１つとなるものである.

交互に受けた構造発達史をもっている．関東堆

隆起部, ⑥伊豆半島の中軸を南北に連ねた帯が房総半島においては，上総層群下部層の等層厚積盆地のはっきりしたりんかくは, たしかに第この地区の東西性構造を貫くことによって知ら

線図（三梨昂, 1977）は関東堆積盆地の東南端四紀になってでき上がっている. しかしその基れるものである．この南北性背斜は, 東西性のに近いところで，勝浦, 御宿付近に南北性の凹盤構造までみると, 古第三紀以後の東西性構造

足柄層群堆積区と斜交しており, その堆積終了地があったことを示す．ここにも南北性構造の形成と, 南北性構造形成との複合結果としてで期よりは後れて生じたものである.

あらわれがある. しかし上総層群中部層堆積期きたことが明らかとなる.

関東堆積盆地内では, この南北性隆起帯と平行を経て，上部層堆積期に至ると, 図７に示した

関東・東海東部区域は，ユーラシアプレート,に東京西部から北に向う大凹地が形成され, 西ような北東─南西方向の曲隆的なたわみを生じ,

太平洋プレート, フィリピン海プレートの３つ側の隆起帯からの砕屑物の供給を受けたものと現在の房総半島の外形の大局ができ始める.すのプレートの三重会合点をとりまく区域に位置思われる. またこれら南北構造が明確化するこ

なわち, 関東堆積盆地の南東側を限る地形があする．そこで100万年という長いスケールをととによって, 関東山地東縁のりんかくもまた明らわれてくる．この北東─南西方向の構造は,ったとき, 太平洋プレートの影響が強いとき，瞭になった.

これまで卓越した南北方向,東西方向の何れとフィリピン海プレートの影響が強いときの大ま

南部フォッサマグナでは, 丸滝礫岩の供給に示も組しないもので, それが太平洋プレートの動かな区別がつく場合もあるが, そのような長いされる東北東─西南西の凹地ができたあとに,きに関連するものか, フィリピン海プレートに

時間スケール内で複雑にからみ合ったみかけを

手打沢不整合（松田時彦, 1958）形成期より後

関連するものか定かではないが, 北東─南西方

呈する場合が多い．現在とか,将来数10年にわでは,南北性の構造が顕著となる．丸滝礫岩分

向は房総半島の東方における日本海溝とほぼ平たる短い時間スケールをとるとき, 太平洋プレ布区内にも南北方向に石英閃緑岩体の貫入があ行であることからみて, 太平洋プレートに関連

ートとフィリピン海プレートとのどちらの影響った．そしてそれまでにできていた東西性の剪するものとみなせよう．

が強くあらわれるのか, そのような短い時間を断褶曲構造は, 南北性隆起に伴うひきずり形態

この房総半島をつくる北東─南西の曲隆部の形とってもなおかつ両者の影響が関東・東海地区を生じ（徳山明ら，1979），地層の南北分布を成に伴って，霞ヶ浦付近に開口する古東京湾

では混在するのかといったことが, 内陸部のい示すに至った．また糸魚川─静岡線よりも西に（小池清，1956）のりんかくの形成が完了し，

わゆる直下型を含めて地震予知の研究その他の

南北性の大隆起帯を生じたために, そこから礫かつ関東堆積盆地が単一の運動によって生じた

現在の地変の研究に重要なことであるように私が供給されて曙礫岩の厚層ができた. 糸魚川─

ベースンであるかのみせかけができ上った．

には思われる.

静岡線に沿って分布する火山砕屑岩性の相又層

上総層群堆積期においては, 三浦半島の北西─

URBAN KUBOTA NO.21｜50

図１─関東堆積盆地基底（先新第三系）の等深線図<鈴木（1980）による>

図５─中新世後期の関東・東海地方図２─古第三紀の
図東
２･東
─古
関
海第
地三
方紀 の
関東･東海地方図６─鮮新世の関東・東海地方図３─中新世初期の関東･東海地方図７─更新世初期･上総層群
下部堆積期の関東・東海地方

図４─中新世中期の関東･東海地方

図８─下末吉最大海進期の関東･東海地方

URBAN KUBOTA NO.21｜51注１＝相模トラフの陸上延長部と甲府南東方との間には,地震のまばらな地域があるようにもみられる.
注２＝ただし房総半島南方下から東京西方下に至る線
付近では深度の異なる地震が密集しているようにみう
けられる．

補章─２

関東地方周辺のプレートシステム
伊藤谷生＝東京大学理学部

千葉達朗＝日本大学大学院①３つのプレートが攻めあう関東地方と関連したものであるということが指摘されるの上面位置を示す可能性が高い．実際, このよ

関東地方の周辺には，太平洋プレート, ユーラ

ようになった（例えば, 笠原，1980；島崎ら，うに仮定すると関東地方の地震活動及び発震機

シアプレート, そしてフィリピン海プレートと1981；牧，1981）．

構が合理的に説明できる（笠原, 1980；島崎ら,いう３つのプレートが配置されている（図１）．

図３及び図４は, そうした指摘の根拠の１つと1981；牧，1981，など）．以上のことから考え

太平洋プレートは, ユーラシアプレートに対しなった関東地方下の立体視用震源分布図である.

て, フィリピン海プレートが関東地方の下にかて西北西の方向に平均的10ｃｍ/年の速度で運

まず深度100ｋｍ以浅の震源のみをプロットした

なりもぐりこんでいることは確かなようである.

動しながら, ユーラシア及びフィリピン海プレ

図３を立体視してみよう. 相模トラフから甲府

では, もぐりこむフィリピン海プレートの形状

ートの下にもぐりこんでいる．一方, フィリピ

南東方にいたる走向およそＮ40°Ｗの線から北はどうなっているか，中村・島崎（1981）は,ン海プレートは, ユーラシアプレートに対して東側へ傾斜するきれいな震源面（便宜上Ａ面と

図３及び図４等のデータを用いて図６のような

北西の方向に平均約３ｃｍ/年の速度で運動ししておく）が存在するのがわかる（注1）．この

プレート上面の等深線を示している．しかし,ながら, ユーラシアプレートの下にもぐりこん

Ａ面は, 房総半島南方下から東京西方下までは一義的にそのようにいえるわけではない. 第１

こうして関東平野とそ明瞭であるが（注2），それより北および北東への問題点は, 埼玉県東部から茨城県付近におけの周辺地域においては，ユーラシアプレートのでいる（SENO,1977）．

むかうと不明瞭となる．一方, 相模トラフからるフィリピン海プレートの形状である. 中村・

下にフィリピン海プレートがもぐりこみ,さら甲府南東方を結ぶ線より南西側へ, このＡ面を島崎（1981）は, 太平洋プレートと接触あるいにその下に太平洋プレートがもぐりこんでいる

追うことはむつかしい．ただし, 伊豆半島西部は衝突したフィリピン海プレートが東へおしあことになる．まさに関東地方では, ３つのプレより北西方向へ傾く面が存在するようにも見えげられて, ユーラシアプレートと太平洋プレーートが立体的・重層的に攻めあっているのであるが, これについては不確実の要素が強い．

トの間にサンドイッチのようにはさまれているる．

次に全深度の震源についてプロットした図４をと主張している．これに対し，牧（1981）は,②関東地方下におけるフィリピン海プレートの立体視してみる．そうすると図３でみられたＡ

フィリピン海プレートが,太平洋プレートと接形状

面の下に, ほぼ南北の走向をもち西に傾斜する

触していることは同じく指摘しながらも,東へ

太平洋プレートが, 千島─日本─伊豆・マリア

別の面（便宜上Ｂ面とする）が存在することがのおしあげとサンドイッチ状のはさみこみは否

ナ海溝にそって，ユーラシア及びフィリピン海

わかる．そして, Ａ面の下方とＢ面は房総半島定している．これについては,いずれが正しい

プレートの下にもぐりこんでいる様子を, 震源南方から南部をへて，その北西方までの間で接か,未解決のままであるが，両プレートの接触分布の立体視によってみごとに示したのは吉井触しているようにみえる．この関係を明瞭に示位置が，前章（補章１）で指摘されている“鉤(1978)である（図２）．その後, 関東地方の微しているのが, 震源断面図（図５）である．この手型”の新第三系基底最深部の位置とほぼ一

小地震（中・小地震を含む）の震源データが次のＢ面が, 太平洋プレートの上面位置を示して致することは興味深い．関東堆積盆地の成因と々に発表されるに伴って, 関東地方下の活発ないる．

あわせて, 今後の大きな検討課題となろう．

地震活動がフィリピン海プレートのもぐりこみ

一方, Ａ面が北西進するフィリピン海プレート

第２の問題点は, 関東地方西部から東海地方に

図１─関東地方周辺のプレート境界

図６─中村・島崎（1981）によるフィリピン海プレート上面と太平洋プレート上面の等深線

URBAN KUBOTA NO.21｜52

図２・図３・図４を立体視する方法
53P の 3 枚の図は,それぞれ 55P の３枚の図と並べ,立体視して下さい.立体視する方法は,裸眼により立
体視の練習をすればできます.53P を左へずらして,53P と 55P の図を２枚並べ,眼にあわせて,図への距

離や角度を調節しながら,2 枚の図の地形線が 1 本に見えるようにすれば立体視できます.なお,航空写真などをみる実体鏡（ステレオピュア）を使えは簡単に立体視できます．

かけてのフィリピン海プレートの形状である.

層）に至るという．この境界にそって, フィリ

中村・島崎（1981）が図６で主張するように,

ピン海プレートはユーラシアプレートの下にもプレート上面が, 伊豆半島北方〜山梨県付近をぐりこむが, 北端部に位置する伊豆半島のつけまわって東海地方に接続するとはにわかには断根では両プレートは衝突しているとした. この

定できない．実は，これは, この10年間論争さ杉村モデルの提出と相前後し, それを支持するれてきたフィリピン海プレートとユーラシアプ

ものとしてＡＮＤＯ（1971, 1974）により1923年

レートの境界問題にもつながる大問題なのであの関東地震のモデルが示された．安藤は, 関東る. このことについては, 次の節で検討しよう.

地震に伴う地殻変動のデータ(ＭＵＴＯ, 1932)を③フィリピン海プレート北端部の境界問題

もとに, くいちがい弾性論から，関東地震は相≪境界問題をめぐる議論≫

模湾断層の右横すべり逆断層運動によるものとプレートテクトニクスは, 準剛体とみなされる

した.

プレートどうしの地球的規模での運動を論じた

この杉村モデルは, 1970年代の後半になると，ものである．従って, プレート問の運動が集中

地震学及び地質学の両面から批判されることにするプレート境界の性質や位置は, プレートテなる．まず, 杉村モデルを支えている安藤の関クトニクスにとって本質的な問題である．同時

東地震モデルについて疑問を提出したのが石橋に，プレート境界近傍においては，実際に地殻（1977）である．石橋は, 関東地震の際の海岸の変形が集中するので, 構造地質学的見地から隆起が相模湾南西岸にも及んでいることに注目もプレート境界の性質や位置は極めて重要な問し, 相模湾断層の右横すべり逆断層運動だけで題となっている．ここに，この10年間, フィリ

なく，伊豆東方線（岡山, 1968）の一部をなす

ピン海プレート北端部の境界問題への関心が集

西相模湾断層の左横すべり逆断層運動の存在も中した根拠の１つがある．まず, 境界問題をめ指摘した．この石橋モデルは, 関東地震にともぐるこの間の議論をふりかえってみよう.

なう二等三角点の変位を詳しく再解析した国土

最初にフィリピン海プレート北端部の境界問題

地理院の結果（図８）によっても支持されていについてのモデルを提出したのは杉村（1972）

る. すなわち，国府津─松田断層の西方から伊である（図７a）．彼によれば，両者の境界は,

豆半島北東部にかけても変位ベクトルは南南東

南海トラフ─駿河トラフから伊豆半島のつけ根をむいており, 単純に相模湾断層の運動だけでに上陸し，神縄断層をへて, 相模湾断層（国府は説明がつかない．これらの結果を踏まえて,津─松田断層を相模トラフ中軸部に延長した断藤井（1979）は, 石橋（1977）の提案をうけ入

図２─日本及びその周辺地域の震源分布の表示
1964─1974 年.ただし震源の深さが 70ｋｍ以浅で･マグニチュ
ードが 5 以下のものを除く.<吉井(1978)による>

図３─関東地方下の震源分布<100ｋｍ以浅〉 の立体表示
東大地震研究所の 5 点以上の観測点によって震源が決定された
1977〜 1980 年 の 地 震 の う ち 震 源 の 深 さ が 100ｋ ｍ 以 浅 の も の のみをプロット.<島崎・吉井・中村の報告（1981）による〉

図５─伊豆半島西方から房総半島東方にかけての震源断面図
図４─関東地方下の震源分布<全深度>の立体表示
図３と同期間同じ方法による震源分布の全深度をプロット.<島崎・吉井・中村の報告（1981）による>

URBAN KUBOTA NO.21｜53

れつつ杉村モデルとは異なるプレートシステム

・島崎モデル（1981）である．中村（1979）は1978年伊豆大島近海地震が伊豆東方線を横切るのモデルを提出した（図７b）．藤井によれば,

まず, 伊豆半島及びその南方地域での地震の発

右横すべり断層運動として発生したこと, 1980

杉村モデルで示された駿河トラフ中軸部から伊震機構が, 相模及び駿河トラフにもぐり込むた

年川奈崎沖地震の断層運動の走向は伊豆東方線

豆半島北端部の境界は死滅しつつあり,代ってめに生ずるフィリピン海プレートの曲がりと北とは一致するがセンスが左横すべりであること,

伊豆東方線がフィリピン海プレートの収束の一端部での衝突によって合理的に説明できるとしなどから否定した．こうして, 伊豆東方線はす

部をうけもちつつある,ということになる．

た．このプレートの曲がりは, 杉村モデルを支でにもぐりこみをやめたプレート境界であり,一方，杉村モデルによってプレート境界とされ持するものであるとし, 先述の石橋・藤井らのフィリピン海プレートの北西進運動は, 駿河湾

た神縄断層及びその周辺地域についての構造地

杉村モデル批判に対しては, 次のような理由か─富士川断層の左横すべり運動として表現され質学的調査が,1970年代後半以降精力的にすすらそれを退けた．すなわち, 西相模湾断層は，ているという.

められてきた．その最初の成果は，まず佐藤ユーラシアプレートに衝突するフィリピン海プ

以上のべたように, フィリピン海プレート北端（1976）が,東西性の衝上断層としての神縄断

レート北端部とその下にもぐりこむ北東部の落部の境界については，大別して３つのモデル

層が,松田町北方で北西─南東方向の中津川右差に起因するプレート内断層であるというので

─杉村モデル（及び中村・島崎モデル），藤

横すべり断層系によって切られていることを見ある．さらに中村・島崎（1981）は, プレート

井モデル, 恒石モデル─が提示されているが,出したことである.そして星野ら（1977）の研境界に関する概念を整理し, それを力学境界といずれも決定的証拠に乏しい．海上保安庁水路

究をへて,同じく東西性の神縄断層が，駿河小物質境界に分けた．その例として, 杉村モデル部等による海底音波探査結果が最近次々と発表

山の北東方において,北東─南西の塩沢断層系

でプレート境界とされた神縄断層─国府津・松されているが, それらのデータもこれらのモデ（左横すべり）によって切られることを示した

田断層は力学境界であり, 物質境界はそれよりルの当否を一義的に決定できるものではない.

狩野ら（1978）の成果へと発展していった．こ海側, すなわち駿河小山付近から酒匂川を下り,≪議論の総括と境界問題の本質≫

うして,1970年代のはじめまでひとつづきの衝

足柄平野に抜ける地域に物質境界が走ることが杉村モデル以来の議論をやや詳しくふりかえっ

上断層と思われてきた神縄断層は,東西の走向あげられている.

たのは, プレートテクトニクスと構造発達史ををもち北側が南側に衝上する神縄衝上断層と,これらのモデルとは全く異なるプレートシステ

つなぐうえで極めて重要な境界問題についてのそれを東部で北西─南東方向に右ずれ変位させムを提示しているのが恒石（1981）である（図いくつかの本質的なことがらが含まれているかる中津川断層系,西部で北東─南西方向に左ず７ｃ）．彼は, 神縄断層系に関する狩野ら(1978)

らである．その第１は,プレートテクトニクス

れ変位させる塩沢断層系によって構成される複の研究結果と, 伊豆半島の湯ケ島層群と伊豆半から要請されるプレート境界は, 地質構造の要合断層系（＝神縄断層系）であることが明らか

島地方の御坂層群は同一であるという見地から,素である断層と一対一に対応するものではないとなったのである（狩野ら,1980）．

プレート境界が伊豆半島のつけ根をとおるといということである．両者は, 対象としている空

これらに対して,杉村モデル提出後の諸データ

う杉村モデルを退けた.伊豆東方線を力学的な間的なスケールが異なっている．例えば,杉村を総括し,杉村モデルを緻密化したものが中村

プレート境界とみる藤井モデルについては.

モデルでは≪プレート境界＝神縄断層≫という

図７・ａ─杉村モデル<注 1>

図７・ｂ─藤井モデル

図７・ｃ─恒石モデル

URBAN KUBOTA NO.21｜54

図３・図４は, 東京大学地震研究所・吉井敏尅助教授,中村一明助教授, 島崎邦彦助教授の未公表資料によっている. 資料の公表を快諾された 3 氏に深く感謝する.
また本章の作成においては, 地質調査所海洋地質部・中村光一氏との討議から様々な示唆を受けた. 特に記して感謝の意を表する（伊藤）．

ようにとらえられていたが, その後の研究成果

ルにおける境界の位置は, 不安定であっても不をふまえて，中村・島崎モデルでは,力学境界

思議ではない．いずれにせよ, 境界を安定したを構成する断層群の１つとして神縄断層があげものととらえず境界自身の歴史を明らかにする

られるようになってきた．この力学境界は, 中作業が必要であろう.

村・島崎（1981）がプレート境界の概念を整理

第３に, 第２のこととも関連してユーラシアプ

した際, 採用した考え方で，２つのプレート間

レートに対するフィリピン海プレートの運動方の変形が集中する領域という意味に用いられて向の変遷を吟味する必要がある. 少くとも中期いる．彼らによれば, 地表付近の問題を大縮尺

更新世以降, 丹沢山地南部〜大磯丘陵地域付近で扱うためには, この力学境界と２つのプレーの応力配置は, 殆んど南北水平圧縮を示してきトの物質境界を区分して考えねばならない. 今たことが既に知られている（上杉ほか,1981）．

後, 地球的スケールでのプレートテクトニクス

これに対し, 現在のフィリピン海プレートの運から要請されるプレート境界の構造地質学的実動方向及びここ100年間の水平歪の解析結果か体を明らかにすることが求められている.

ら期待される同地域の最大圧縮主応力軸は, 北第２に, プレート境界の位置が時間軸に対して西─南東方向であり, 明らかに有意の差を示し安定かどうかを検討する必要がある. 藤井モデている．フィリピン海プレートの運動方向が,

ル及び恒石モデルは, 現在の位置を固定してと最終氷期以降のある時期に北から北西ヘドラス

らえていない．両モデルとも, 現在が新しい境

ティックに転換したのか, プレートの運動方向界への移行過程にあることを示唆している. こ自身がこの程度はジグザグに揺れるのか, あるれに対して，杉村モデルにおいても, 中村・島

いはまたもぐりこむプレートの運動方向ともぐ崎モデルにおいても, プレート境界の位置の変りこまれるプレート内での最大圧縮応力軸の方遷については言及されていない. しかしながら,向にはこの程度のずれが生じうるのか, 検討さ杉村及び中村・島崎モデルを支えている，≪フ

れねばならない.

ィリピン海プレートが, その北端部＝伊豆半島

これらの諸点を検討してはじめて, プレートテのつけ根で衝突している≫という見方自身は,クトニクスと構造発達史を具体的につなぐ作業

現在の状況がフィリピン海プレートがユーラシにとりかかることができるのである.

アプレートの下に全面的にもぐりこむ状況への移行過程を示しているという考えにもつながりうる．もしそうであるならば, 中村・島崎モデ
図８─1923 年関東地震に伴う２等３角点の水平変位ベクトル<中根（1978）による>

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