表紙写真
①立山 ②飛騨片麻岩からなる剣岳 ③弥陀ヶ原の上端．立山と弥陀ヶ原との中間には，立山火山第３期の溶岩でつくられた天狗山や国見岳などの小さなコブ山（ドーム状火山）がみえる．左下方(南側)にはカルデラが広がる．
写真提供/ジオグラフィック・フォト．1983 年 10 月撮影．

立山火山(表紙写真および地質図)●
藤井昭二＝富山大学教養部教授

約13万年前頃，立山連峰の西側斜面の谷間で始ま第１期・成層火山の成長(約13万年前頃)ことが多い。しかも岩石の内部は冷却のさい節理った立山火山の活動は，その後，数回にわたる大立山火山の最初の噴火は，約13万年前頃，いまのを生じやすく，柱状節理の発達が急崖の形成を一小の噴火活動を繰り返して，現在の地形の基本を

湯川の上流，立山温泉付近を中心にしておこった。

層助長する。称名滝の大岩壁は，こうした作用につくった。表紙の立山火山の地質図からわかるよ

以後，この地点が中心となって，爆発的な噴火によってつくられたものである(扉写真参照)。

うに，立山火山の土台をつくっている基盤の岩石

よって火山砕屑物を放出する時期と，比較的穏や現在，弥陀ヶ原を中心にしたこの堆積物の分布範

は，立山の山頂部に露出している飛騨片麻岩や，かに溶岩流を流し出す時期とが交互に繰り返され囲は約36km 2，堆積物の厚さや浸食量を考慮すると

大日山塊をつくっている花崗岩の類である。これた。こうして，これらの噴出物は次から次へと層噴出物の総量は，およそ10km 3 程度と推定される。

らの岩石は，もともとは地殻の深部でつくられた状をなして堆積し，やがて，山項部に噴火口をも火山体から多量の火砕流が一時に噴出すると，し岩石なのであるが，それが現在では，地殻の隆起

つ円錐形の火山体がつくられた。

ばしば山体地下に空洞ができ，その中央部が陥没

上昇運動にともなって，標高3,000ｍの高所に露出放出される火山砕屑物の層は，火口から遠いほどしてカルデラをつくるが，カルデラをつくるようしている。

厚さは薄く，粒径が小さくなる。一方，溶岩流はな大規模な噴出量は，経験的にはおよそ10km 3 以上

北陸地方の代表的な第四紀の火山には，立山火山

低きに向かって流れ，谷を埋めていく。立山火山といわれている。現在，五色ヶ原や天狗山などにと並んで白山火山があるが，白山の場合も，標高

は，第１期の終わり頃には，西側では常願寺川のかこまれた湯川上流部の地形は，かってこの付近

2,000ｍ以上の高所までは中生代の手取層群が露出

下流の方へ長い裾をひき，その他の方向，特に東にカルデラの生成したことを示しているが，それし，その上にのる白山火山そのものの厚さは700ｍ

側では基盤の山々に遮られて斜面はあまり発達す

は立山火山の第２期の活動によるものである。現にすぎない。このように，この地方一帯の第四紀

ることがなく，非対称的な形の火山錐に成長した

在のカルデラは，およそ6×3.5km 2 の矩形に近い形の火山は，東北地方の那須火山帯や中部地方の富と考えられる(図の①)。

をしているが，これはその後の浸食と崩壊によっ士火山帯と同様に，みな隆起した基盤の上にのっ

この時期の溶岩は，いま弥陀ヶ原をとりまく急崖て拡大したもので，最初は3×5km 2 ほどのものであている。したがって，これらの新しい時代の火山の下部のところどころに層状に露出している。立ったと思われる。

活動は，山地を隆起させた地殻運動の一環として

山ケーブルの中腹にあらわれている材木岩をはじ

第３期・天狗ほかの溶岩の噴出(約6〜5万年前頃)おこったとも考えられる。

め，松尾峠の中腹や称名下の廊下などの溶岩層は約6〜5万年前頃になると，カルデラの外側斜面で立山火山の誕生と成長の歴史は，火山の噴出物がみなこの時期のもので，岩質は主に安山岩である。

火山活動が発生する。弥陀ヶ原よりも一段高い地

積み重なっている状態を，下部(古いもの)から上

第２期・火砕流の大量噴出(約10万年前頃)

形面をもつ天狗平は，この時期の溶岩流でつくら部(新しいもの)へと，順を追って調べることによ

成層火山の形成後，立山火山の活動はしばらく休れており，さらにこの溶岩の上に，天狗山・国見って明らかになる。立山火山の成長の歴史は，次止するが，約10万年前頃になると，きわめて大規岳をつくる溶岩が流出した。この溶岩は粘性に富の4つの段階に分けられる。

模な，大量の火砕流の噴出によって特徴づけられんでいたため，うすく流れずに盛り上がって天狗る火山活動が始まった。軽石・火山灰などの火山

山のコブをつくったのである(図の③)。

砕屑物が空中に放出され，それらが，高温のまま

天狗溶岩の噴出の後には，玉殿溶岩が噴出した。

一団となって斜面を雪崩れ下るものが火砕流で，この溶岩流は，浄土山の西を北に向かって流下し別に熱雲ともよばれている。その団塊は，火山ガて室堂平をつくり，さらに現在の地獄谷付近を流ス・火山砕屑物の混合物であるため流動性に富み，れ，大日岳の山腹に達して止まっている。

猛烈なスピードで流下する。その激しさは，雲仙

天狗や玉殿の溶岩流は火山体の山腹から流出したの普賢岳の例でよく知られる通りである。

が，それらの流出口は，カルデラ壁の崩壊による火砕流では，一時に多量のものが分厚く堆積する後退のため，現在では削り去られている。これらと，自己の荷重と高温のために，粒子は互いに溶の第３期の火山噴出物の総量は，約0.6km3ほどと概結しあい，角礫も押しつぶされて，溶結凝灰岩を算される。ちなみに第１期の火山噴出物の総量は，つくる。弥陀ヶ原台地のまわりの崖の上部には，6〜8km 3程度と推定されている。したがって第２期

この溶結凝灰岩の層が岩壁をつくって連なり，露の活動が，他の時期に比べて如何に激しいもので出している。この岩石は，雷鳥荘付近・上の廊下・あったか，それに反して第３期の活動が，余勢的中の廊下などにも見られ，室堂平付近の台地の地な小規模な活動であったことがわかる。

下にも広がっている。こうした分布状態から，こ第４期・地獄谷火口群の形成(約1万年前以降)の火砕流は，火口から四方に向かって山体斜面をこの時期の火山活動は，全く余勢というにふさわ

流下したことがわかる。もちろん，その大半は主しい活動となり，もはや溶岩を流出することもなとして西方に流れており，その先端は，現在の富ければ，火山灰を噴出することもなくなった。火山平野にまで達していたと思われる。この時期の

山活動は，もっぱら水蒸気爆発と，それにつづく

火砕流堆積物は，常願寺川の両岸の山腹にも現在

硫気孔・温泉活動で，活動の場所も地獄谷周辺に認められる。

限られている。こうした水蒸気爆発によって，地いまの弥陀ヶ原の平坦地形は，ほぼこの時期の火獄谷やミクリガ池などの火口状の窪地が形成され砕流堆積物によって形成された(図の②)。一般にた。地獄谷の底には粘土層が堆積しているが，ここの種の堆積物は平坦な地形をつくるが，また河れは，この爆裂火口の中にかって水がたたえられ

水の浸食にもろく，深くえぐられて急崖をつくるていたことを示すものであろう。

立山火山の変遷<原図／深井，1956>

アーバンクボタ NO.31 APRIL

1992

株式会社クボタ●目次
特集＝北陸の丘陵と平野絈野義夫＝金沢大学名誉教授
三浦静＝福井大学名誉教授

藤井昭二＝富山大学教養部教授
1 北陸の気象と地形・地質（絈野義夫・三浦静・藤井昭二）………2①北陸の気象②北陸の地形③北陸の基盤岩類−新第三紀以前の地層と岩石−
2 新第三紀の古地理変遷−丘陵の主体をつくる地層と岩石−…………16（絈野義夫）
3 丘陵と平野のなりたち−第四紀の北陸の変遷−………………………20（絈野義夫・三浦静・藤井昭二）①寒い海の時代②海から内湾へ③変動の時代−丘陵と平野の分化−④高位段丘⑤12万年前頃の最終間氷期⑥最終氷期の時代
4 富山平野（藤井昭二）……………………………………………………38
5 加賀平野（絈野義夫）……………………………………………………48
6 福井平野と若狭地方の平野（三浦静）…………………………56

7 海底林と海水準変動−富山湾周辺を中心に−（藤井昭二）………60

写 真 上 ＝ 立 山と室堂平
①立山
③室堂平

② 山崎カー ル．すぐ左下方に，立山亜氷期の数段の モレーンが見える ．
④ミクリガ池⑤地獄 谷

写 真 提 供 ／ ジオグラフィック・フ ォト． 1983 年 10 月撮影．

発行所＝株式会社クボタ
大阪市浪速区敷津1丁目2番47号

写 真 下 ＝ 称 名滝の全景．称名滝の 落差は約 350ｍ，両側にそそり立つ大岸壁 の
上 部 は 写 真 では見え ないが，岸壁 の厚さ は約 500ｍ ．上端から滝壷まで，約 10

発行日＝1992年4月

万 年 前 に 噴 出した立山火山第２期 の火砕流堆積物(溶結凝灰岩)からなる．
写 真 提 供 ／ はなや光画荘

編集製作＝㈲アーバンクボタ編集室
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.31｜1

北陸の気象と地形・地質
絈野義夫＝金沢大学名誉教授
三浦 静＝福井大学名誉教授
藤井昭二＝富山大学教養部教授

降 水 量 2,388ミ リ で 他 の ３ 地 域 に 比 べ て 非 常る境界ができます．

に多い．どこが違うかというと，富山の場合

この境界は，日本海中央の大和海嶺(大 和 堆 )北陸の気象にみられる２つの特徴

は冬の11月から３月にかけてが多い．つまり付近にありますが，季節によって変わり，夏編集

今度の『北陸の丘陵と平野』の特集号

冬季に雪がたくさん降るために，北陸の降水は北へ，冬は南へと移動します．そして潮境

は，お互いに気心の知れたベテランの先生方量がだんぜん多くなっている．この２つの現の付近にはプランクトンがたくさん集まりま３人のお話だけで全体を構成します．こうい

象が，北陸の気象の特徴を非常によくあらわ

すから，大和海嶺の付近はよい漁場として注う機会はめったにありませんので，今回のおしていると思います．

目されているわけです．また南の暖流域とい話しはできるだけくだいた形で，またときに

対馬暖流

うのも，図に見るように一様ではありません．

は，内輪のお話しまでご披露して項ければあ編集

対馬暖流は，黒潮のようにある地点で暖流にはさまれていくつもの冷水域があり，りがたいと思います(笑)．

日本列島から大きくはづれてしまうようなこ

その流れや冷水域の配置は，年ごとに季節ごでは早速始めて項きますが，ただ日本海側ととはないんですか．

とに動いていますから，それに応じて魚類のいうのは，太平洋側とはだいぶ違ったところ絈野

移動する道すじも変わることになります．

があるようなので，地形の話に入る前に，北地形の上に，対馬暖流の流れのあらましを模

北陸の豪雪を生む２つの要因

陸の気象のことにも少しばかり触れて頂けれ式的に示したものです．黒潮の本流から分か

このように水温の高い対馬暖流が，広大な大ばと思います．

れた対馬暖流は，東シナ海から対馬海峡と朝河のように日本海の表層を流れているので，

藤井

だいたい北陸というのは，全国的にみ鮮海峡を通って日本海にはいりますが，日本

これは，日本列島の気候にきわめて大きな影てもなじみの薄いところで，能登を訪ねるの海に入ると，図のように３つの枝に分かれて響をおよぼします．とくに日本海側の冬の豪は初めてとか，金沢は知っていてもそれが何北上します．そのなかでも，本州の沿岸にそ

雪の重要な原因のひとつが，この対馬暖流に県にあるかはご存じない(笑)，という方々もって流れるⅠの分枝がいちばん長く，これは，あるわけです．冬になるとシベリア大陸からけっこう多いんです．

山陰から能登の沿岸にそって本州の北端まで

は，低温で乾いた北西の季節風が強い勢いで

ここで北陸というのは，富山・石川・福井の北上し，そのあと大部分は津軽海峡から太平

吹き出してきますが，これが日本海の上空を３県を含む，長さ約250km，幅50〜70kmの，日洋に出てしまいますが，一部は北海道の西を通る間に，対馬暖流から蒸発する大量の水蒸

本海にそって細長くのびた地域をいいます．

さらに北上し，さいごに宗谷海峡を通ってオ

気をたっぷりと吸いこみ，そして日本列島の昔から，越中（富山県），能登（石川県北部），

ホーツク海に出ます．

高い山々にぶつかる．そのため，山脈の西側

加賀（石川県南部），越前（福井県北部），若Ⅱの分枝は，隠岐島の西でⅠの分枝から分かにあたる日本海沿岸の山間地や平地に，大量狭（福井県南部）といわれてきた地域です．

れ，少し沖合を流れて能登沖から佐渡島付近の雪が降るわけです．

北陸の気象というのは，ひとくちにいえば，

で，再びⅠの分枝に合流します．またⅢの分

図１・２には，日本列島の積雪量の分布をも

日本海と対馬暖流の存在によって大きく特徴

枝は，対馬の東方から北へ流れて日本海の中あわせて示しましたが，これで見るように，づけられます．写真１は，気象衛星ノアが撮央を目指しますが，やがて東に向きを変え男

北陸から東北にかけての日本海側の，高い山影した日本列島周辺の海の温度分布です．こ鹿半島の沖でⅠの分枝に合流します．このほが連なるところの西側が豪雪地帯になっていの写真にきれいに表われているように，対馬か，朝鮮半島の東岸にそって北へ流れる分枝

ます．だいたい北陸〜東北地方は，北緯36度

暖流の影響で北陸の沿岸部は，同じ緯度の太があり，これは東鮮海流とよばれます．

から40度の範囲にありますが，これは，ヨー

平洋岸の地域よりも暖かいのです．しかし，

このように対馬暖流は，本州の沿岸はもちろ

ロッパでは地中海周辺のスペイン南部やギリ

ただ暖かいだけでなく，これがまた北陸の豪ん，遠い沖合までを流れています．ですから

シア，アメリカではカリフォルニア中部の緯雪とも密接に関係しているわけです．

日本海の南半分，およそ北緯40度から南側の度にあたります．

図１・１は，富山・浜松・松本・小 名 浜 の気海域は，ノアの写真でみるように，全体としこうした緯度の地域に，世界でも有数の多雪

温と降水量を比べたものです．このうち太平て対馬暖流の影響をつよくうけている暖かい・豪雪地帯が出現しているわけで，北陸の豪洋岸では，福島県南端の小名浜が富山とほぼ海なんです．これに対して，日本海の北半分

雪は，世界的にみても非常に特異な現象なん①北陸の気象おなは ま

図１・２は，日本海のおおまかな海底

ほっ ぽう れい すい いき

や ま

と

た い

同じ緯度にあるのですが，図のように４月かの海域は表面の水温が低く，北 方 冷 水 域 とよです．このような現象を生む要因の１つは対ら10月までは富山のほうが気温が高く，年平ばれます．水温や水質のちがう海水のかたま

馬暖流，もう１つは2,000〜3,000ｍの山岳地

均でも小名浜の12.8℃に対し，富山は13.3℃り(水塊)は互いにまじりませんから，南の暖帯，つまり飛 騨 山脈や 両 白 山地，東北の脊梁と高い．次に降水量をみると，富山の年間のし お ざかい流域と北方冷水域の境目には，潮 境 とよばれひだ

りょう は く山脈が連なっているという地形的要因です．

URBAN KUBOTA NO.31｜2

写 真 １ ＝ 地 球 表 面 か ら 放 射さ れ る 熱 の 量 を ， そ の 大 き
さ に し た が っ て カ ラ ー 画 像で あ ら わ し た も の ．
紫 ： 21.2℃ ， 赤 ： 19.1℃ ， 緑 ： 10.5℃ ， 青 ： 3.6℃ を 示
す ． 実 際 の 海 面 温 度 は ， 大気 の 影 響 が あ る の で こ れ よ
り や や 高 い(1981年 ４ 月 23日午 前 ８ 時 13分 の 状 況 )．
Ｃ (財 )リ モ ー ト・セ ン シ ン グ 技 術 セ ン タ ー ／ 三 菱 商 事 )(○編集

対馬暖流が日本海に入りこんでくるよ

写真1−気象衛星ノアからみた日本列島周辺の海の温度分布うになったのは，いつ頃からですか．
絈野

海水面が100ｍ以上も低かった約２万年前のウルム氷期の最寒冷期には，対馬海峡は閉じていて，朝鮮半島と日本列島が陸橋で結ばれていたというのは議論のあるところです．
その後，海水面の上昇につれて対馬暖流が日
本 海 に 流 れ 込 む よ う に な り ， 約 8,000年 前 頃
から現在のような気候になってきて，北陸の豪雪がはじまったと考えられます．
夏の日本海
それからもう１つ，地元からみた日本海のイメージを申しますと，だいたい日本海というのは，夏は非常に穏やかなんです．日本海は海のつくりそのものが小さく，地中海のようなものですから，冬は別として，小舟でも沖き たに 出 ら れ ま す．そ れ で 明 治 の中 期 ま で は，北ま え ぶ ね

前 船 がここを往来し，日本列島の輸送の大動脈となっていたわけです．太平洋側の方がはるかに波が高く荒いのです．
ところが今は，夏の日本海を一度も見たことがない人でも，芭蕉の「荒海や佐渡によこた
あまの か わふ 天 河 」 と い う のは ， み な よ くご 存 じ で す ．
簡潔で響きの強いこの名句は，いちど聞いたら忘れないので，それで，荒海の日本海というイメージが広まってしまったわけです．しかしこの句は，現実の風景を描写したものでるに んはないのです．流 人 の佐渡ヶ島での人々の命運をいわば荒海に託し，そこに天の河を南北に懸けわたす鎮魂の詩として「波も高からざ
図1･1−富山・浜松・松本・小名浜の気温と降水量

URBAN KUBOTA NO.31｜3

注 1＝ 荻 原 井 泉 水 著 「 奥 の 細 道 ノ ー ト 」， 新 潮 文 庫 に よ る ．

る」ときに詠まれているわけです (注1) ．

れが打ち上げられるのは，きまって11月の末

たい北西風でも，高い山にぶつからないと雪いずれにしても，夏の日本海というのは，決とか12月の初めです．

は降らない．能登や佐渡では，雪がたくさんして荒海ではない．

それはなぜかというのを，生物の人たちとも降らないというのは，高い山がないからなん

タコブネの漂着(日本海の冬への転換)

一緒に調べているのですが，その真相はまだです．その意味では，地形の影響というのは

ところがある時点から，11月の末頃から12月

よくわからない．１つの考え方をいいますと，非常に大きいんです．

初め頃，つまり晩秋から初冬に転換するとき11月の末とか12月の初めには，暖かい10℃以

編集

能登で高い山はどのくらいですか．

に，日本海の様相はガラッと変わり，海が荒上の対馬暖流の上に，非常に冷たい北西の季絈野

一番高い鉢伏山で544ｍ，次が469ｍの宝

ほうりゅう ざ ん

れてくる．そして，荒海への転換を告げる前

節風が吹いてくる．それで暖かい海の表層だ

ぶれのように，能登半島や富山の沿岸に漂着

けが急に冷たくなる．そうすると，当然そこ

らかな地形で，奥能登にこの２つの小さい山

してくるのが，北陸名物のタコブネです．タ

で水温の逆転が起こりますから，下の暖かいだけが頭を少し出している．平らでのっぺり

コブネというのは俗称で，正しくはカイダコ

海水が表層にあがってくる．同時に，下の暖しているのが，能登なんです．

（殻をもったタコの意味）で，別名アオイガ

かい海水のところを泳いでいたタコブネも一

それに対して飛騨山脈は，3,000ｍ級の山々がイとかオトヒメガイとも呼ばれます．これは，

緒に冷たい表層へ上がってくるだろう．タコ

並ぶ日本で一番高い山脈です．このうち富山

写真２で見られるように，たくさんの細かい

ブネは暖かい水の動物で冷たい水には適応で

県 に は ， 黒 部峡 谷 の 東 側 の 後 立 山 連 峰 に は ，筋模様をもった，純白でうすいきれいな貝がきませんから，それで非常に弱ってしまい，

白馬岳(2,932ｍ)・鹿島槍ケ岳(2,889ｍ)・野らです．

力尽きて冷風に流され，北陸の浜に漂着して

口 五 郎 岳 (2,924ｍ )な ど が 並 び ， 黒 部 峡 谷 西

このタコは海に浮かんで生活するので，ふつ短かい命を終えてしまう．

側 の 立 山 連 峰 に は ， 剣 岳 (2,998 ｍ ) ・ 立 山

うのタコのように海底の岩棚などに卵を産みこの考え方が正解であるかどうかはともかく(3,015 ｍ ) ・ 薬 師 岳 (2,926 ｍ ) ・ 黒 部 五 郎 岳

つけられない．それで卵を産む入れ物を自分として，タコブネの漂着は，秋から冬への日(2,840ｍ)などの高峰が連なります．

でつくりだす．造化の妙ともいうのでしょう

本海の転換の時期に起こる現象の１つで，そが，メスが腕のさきから分泌物をだして，純れがまた，北陸に雪がくる前触れになってい②北陸の地形

白のきれいな貝がらをつくってしまう．

るんです．

陸上の地形の概要

もともとこの生物は，熱帯や亜熱帯の暖かい三浦

三浦

海にすんでいるのですが，産みつけられた卵

れてくる12月の初旬ごろになると，若狭西部

もらえばよくわかると思います．この図はふは，白い小さな貝の舟に抱かれ黒潮にのっての浜にカイダコがいっぱい打ち上げられます．

つうの地形図ではなくて，岡山俊雄さんによ北上し，さらに対馬暖流の流れにそって日本

豪雪地帯と地形

る「日本列島接峰面図」を簡略化したもので海にやってくる．ですから，暖流が流れてい編集

す．接峰面図というのは，浸食によってできるときには，いつも日本海にタコブネがきてまでをいうんですか．

た谷を埋めたときに予想される地形の概形をいるはずなんです．ところが，北陸の浜にこ

三浦

丹後までは入りません．福井は豪雪地示したもので，地形の大勢や隆起地形などを帯に入ります．大陸からの北西の季節風が福知るのに非常に役立ちます．原図の等高線は井にくるまでには，日本海の上をだいぶ長い

100ｍ間隔で描かれていますが，ここではスペ

距離吹いてきますから，その間にたっぷりとースの関係で省略し，几例のように色分けし水蒸気を含んでしまう．そのため案外，福井ました．

あたりは大雪になるんです．

また北陸の場合には，海底の地形に大きな特ですから，大陸から北西方向に横断線をひい徴があって見逃すことができませんから，こて海面を横切る長さ，ほんとうは暖流の上をの図にはそれも加えてみました．地表の接峰

通る幅ということになるのでしょうが，その面図と海底地形とを１つの図のなかにまとめ長さが，だいたい積雪量に比例するといわれてしまうのは乱暴ですが，ただ海底地形の精るんです．これの一番長いのが新潟県の上越

度は陸上に比べれば粗いので，ある意味ではあたりです．

似たようなものになりますし，何よりもここ藤井

では，一般の方に分かりやすい図がベターと写真2− 富山湾の海岸に打ち上げられたアオイ
ガイ(カイダコ)．卵の入った殻とメスの個体

福井でみていましても，北風が吹き荒豪雪地帯というのは，西はどのあたりそれに，さきほど絈野さんがいわれた地形の影響ですね．いくら水蒸気を含んだ冷立 山 です．能登半島は，全体が丘陵性のなだ

うしろ た て や ま

北陸の陸上の地形は，図１・３を見て思い，あえて作製してみたわけです．

URBAN KUBOTA NO.31｜4

図1･2−日本列島における年間最大積雪深の平均と日本海を流れる暖流および冷水域

URBAN KUBOTA NO.31｜5この図で，北陸の地形をごく大まかに眺めま

一般に日本海側の海岸平野には，海岸砂丘がくわけです．

すと，まず山地では，北陸の東端には，いまよく発達しておりますが，北陸でも，福井県

北陸の日本海側の海底でも，図の200ｍの等深さ ん

り北部の三 里 浜から能登半島の高浜まで，日本線の少し内側までは大陸棚が広がっており，でも有数の長大な海岸砂丘が発達し，その内若狭湾や加賀平野の遠い沖合，能登半島の北中心とする両 白 山地が，やはり南北方向にの側に加賀三湖や河北潟がみられます．これら方では七ッ島はもちろん舳 倉 島のあたりまでびています．そしてこの２つの山地列にはさの潟は，浅い内湾が砂州の発達によって海かが大陸棚です．ところが富山湾を見ますと全まれた南北性の凹地帯が飛騨の高地で，岐阜

ら切りはなされ，後背地からの土砂で埋めつく様相が違いまして，200ｍはむろんのこと，県の高山盆地はこの凹地帯にあります．

くされなかった低地部にできたものです．富

500ｍの等深線までが湾岸にせまっており，湾

越前や若狭東部には，それほど高い山地はあ山平野の西部海岸にも海岸砂丘や浜堤がよくの 中 央 部 の 深 さ は 1,000ｍ 以 上 に 達 し て い ま

絈野さんのいわれた飛騨山脈が南北にのびては く さ んい ま す が ， そ の 西 方 に は ， 白 山 (2,702ｍ )を
りょう は くりませんが，やはり南北方向に高まりがみら

ほ う じょう

づへく ら

発 達 し ， 放 生 津 潟 や水 郷 が み ら れま し た が ，す．

れます．北の高まりが越前岬を抱える丹生 山

戦後，富山新港の工場用地となり，いまはそですから富山湾というのは，通常の湾とは違地で南の高まりが若狭と近江の境付近にあるの面影を留めません．

う深海湾で，日本でこれに匹敵するのものは

野坂山地です．そして，これらの山地列に挟地表の高まりが，そのまま海に接していると太平洋側に駿河湾と相模湾とがあるだけです．

まれていくつかの凹地があります．

ころは岩石海岸ですが，北陸の岩石海岸は，富山湾の沿岸には，蜃気楼・ホタルイカ・埋

両白山地の北には，石川県と富山県の県境ぞ

波浪の強弱や岩石の性状により，さまざまな没林という特有の現象があって，これは３大

い に ， 宝 達 山 (637ｍ )と 石 動 山 (564ｍ )を 含

景観をつくりだしています．若狭湾のほとん

奇観といわれますが，これら以外にもこの湾む高まりがあって，ほぼ北北東方向に細長く

どは，中・古生代の堆積岩あるいは花崗岩がには，ほかの地域の湾では見られない多くののびていますが，これは宝達丘陵とよばれま沈水したリアス式の海岸で，海岸線の出入り

特異な自然現象が生じます．こうした現象ののはげしいのが特徴です．

ほとんどは，富山湾が海岸近くから急に異常に ゅ う

ほ う だ つ さ ん

せ き ど う ざ ん

いみ ず

す．その東にも，射 水 平野と狭義の富山平野に ゅ う

丹生 山地と能登半島の大部分も岩石海岸で，に深くなり，背後に日本一高い飛騨山脈をもれは呉 羽 山 丘陵．宝達丘陵の北に，邑 知 低地

この地域の海岸景観は，新第三紀の火山岩やっているという事情からきています．

帯をはさんで日本海に突き出でている，ある

堆積岩が波に削られてできたものです．加越富 山 湾 は ，一 般的 に は ，富山・石 川 県 境 の大いは日本海にじっと浮かんでいるかのように台地の先端にある東 尋 坊 や雄島・越前松島でみえるのが能登丘陵．また加賀と越前の境には，板状・柱状の節理がみごとに発達した安海域をいいますが，その海底地形を少し詳しある高まりは加越台地と呼ばれます．

山岩の景観が見られます．能登半島では，北くみると図４・１(38p〜39p)のようになってこうした高まりと海とのはざまにできた低地

西側の外浦海岸は強い波浪に浸食されて男性

い ま す ．図で わか る よ う に，湾の 中 央 部 に は帯が平野ですが，北陸の場合には，すぐ南東的な景観をみせますが，南東側の内浦海岸は

神 通 海 脚 とよばれる海底の高まりがのびてい側に高い山岳地帯が連なるので，これらの山

やや波浪が弱いせいか，外浦に比べれば穏やますが，ここを境にして東と西とでは沿岸部

地に源をもつ河川は，みな比較的短かい流路

かな景観を呈しています．

の海底の様相がだいぶ異なります．それで，

で日本海に注ぎ込みます．ですから，山地でまた，富山湾の東から新潟県につづく海岸は，

この境より東を東側海区，西を西側海区といは急流となり，山麓ではしばしば大きな扇状

飛騨山脈の北端が急崖によって海に接しておっております．

を分ける同方向の高まりが見られますが，こ
く れ

は

や ま

お う

ち

と う じ ん ぼ う

お や し ら ず

お お

とまり ば な

いくじばな

泊 鼻 と黒部市の生 地 鼻 を結ぶラインから南のじ ん つ う か い きゃく

じょう が んじ

地をつくります．このように北陸の平野は，り，そのきびしさは親不知 海岸の名が示すとそれでまず，常 願 寺 川の河口より東の東側海扇状地の著しく発達しているのが特徴で，なおりです．

区をみますと，ここでは大陸棚の幅は極端に富山湾とその北方海域の海底地形

せまく，黒部川や早月川などのつくる扇状地

取 川のように，扇状地の先端がそのまま海の藤井

北陸の日本海側の海底地形のあらましが海底にのびていて，それが直接に大陸斜面

なかにもぐりこんでいるものもあります．

は，図１・３に示した各等深線を見ていただに接しています．それに対して西側海区ではこれに対し福井平野の場合には，九 頭 竜 川のくと，およその感じがつかめると思います．

大陸棚の幅はいくぶんは広がっていますが，つくる扇状地はさほど目立ちませんで，下流

だいたい大陸の周縁には，通常200ｍより浅い

それでも広いところで４〜６kmの幅しかあり部は低地帯を流れ，河口付近にデルタの堆積ところに，勾配のきわめて小さい平らな海底ません．

物をためています．そのほか石川県の 犀 川 ，が広がっていて，これは大陸棚とよばれます．

また西側海区では，例えば神 通 川の延長上に富山県の庄川や小矢部川の河口にもデルタの

その大陸棚の外縁には，やや勾配の大きい大神通海底谷，庄川の延長上には庄海底谷が発達がみられます．

陸斜面がつづき，そして深海底へとおりてい

きざまれていますが，これ以外にも多くの海

く ろ

べは や つ きてかには富山県の黒 部 川や早 月 川，石川県の手
ど り

く

ず りゅう

さい

じ ん つ うじ ん つ う

しょう

しょう

URBAN KUBOTA NO.31｜6

図1･3−北陸地方の接峰面図(岡山俊雄による)と北方海域の海底地形

水 路 図 誌 複 製｢海 上保 安 庁 承 認 第 040008号｣

URBAN KUBOTA NO.31｜7

底谷がみられます．海底谷の末端の水深は，深約3,000ｍの日本海盆にたっしています．図は，あまり大きな隆起・沈降はしていないと

神通海底谷で約700ｍ，庄海底谷で約850ｍ，さ１・４と図１・５は，茂木昭夫さんの描かれいうことです．

らにその西方には，末端の水深が約900ｍといた北陸地方沖の日本海海域の海底地形の概略

編集

う海底谷もみとめられます．

図です．これを見ていただけば，富山湾とそ

富山湾を知ろうと思えば，結局は，対象が日

こうして富山湾は，北にむかってぐんぐん深の北方海域の海底地形が，とても尋常一様の本海まで広がってしまいそうですね．

くなっていきますが，図１・３にみるように姿でないことがよくわかると思います．

絈野

編集の中までずっとつながっているわけですから．

とや ま しゅうじょう

北緯37度の少し北方で東に湾曲し，富 山 舟 状
か い ぼ ん富山湾の深さは1,000〜2,000ｍ，そのいまの図１・４などを見ていますと，そうです．湾をつくる凹みは，日本海

海 盆 へとつづきます．この海盆は，東西の幅すぐ南方には，高さ3,000ｍの飛騨山脈がそそまた地形だけでなく，地層も含めて考えなけ

は約50km，南北の長さはじつに約150kmにおよ

りたっているわけですね．

ればなりません．そうすると，北陸の丘陵をぶ長大なもので，水深も約1,500ｍという深さ

藤井

富山湾から飛騨山脈までは水平距離につくっている地層や，平野の下をつくっていです．そして海盆底には，きわめて厚い堆積して約30km，そして飛騨山脈の高さが３kmでる地層が，海底の地層につながっている．で物がみとめられます．

す．ですから，水平距離と高さの比は10対１

すから，北陸のことを知ろうと思えば，ほんです．一方，富山湾でも氷見のあたりでみる

とうは日本海の海底のことまで含めないとま

長谷 とよばれる海底谷がきざまれています．

と，湾内を10kmいくと，深さが１kmになるん

づいんです．

その谷は，富山湾の近くでは，谷幅が４〜６です．だからここでも，水平距離と深さの比しかし日本海にまで話題を広げると，テーマ

km，舟状海盆をきざむ谷の深さは，約600ｍとは，10対１です．こういう高低の際立った地が大きいだけでなく，まだわかっていないこ

いうじつに深いものです．またその谷底には，形は，日本でも，というより世界でも珍しいとも多いので，ここでは収拾がつかなくなっ

幅500〜2,000ｍの平坦面があり，谷の東側にんです．

てしまう(笑)．日本海の生成・発展について

は，自然堤防状の地形もみとめられています．

絈野

一口にいえば，飛騨山脈と富山湾といの壮大な話は，日本列島の成立とも関連する

深海長谷は，富山舟状海盆の中央部を南からう，高低の際立った地形が隣合わせにできて重要なテーマなので，また別の機会に是非と北へ貫きますが，さらに舟状海盆の北方へもいるというのは，新しい時代の地殻変動量のりあげて項ければと思います(笑)．

蛇行しながら延々とつづきます．その総延長

大きさを反映しているわけですね．それに対距離はじつに約500kmにおよび，その末端は水して，能登や福井あるいは若狭湾などの地域と や ま し ん か い

さらにこの舟状海盆の中央部には，富山 深海
ちょうこく

図1･4−大和堆･富山舟状海盆の海底俯瞰図<原図・茂木昭夫 >図1･5−富山湾の海底俯瞰図<原 図・茂 木 昭 夫>

URBAN KUBOTA NO.31｜8

③北陸の基盤岩類

海や陸の分布が，いまとは似ても似つかない

んなに古い時代ではなくて，古くても100万年−新第三紀以前の地層と岩石−姿をしていた時代に，当時のさまざまな動き

前，だいたい50万年前ごろから以後が，いまによってつくられてきたものです．それが，の地形ができてくる大きな変わり目であった

はじめに

最近の新しい時代の地殻の動きによって，同らしい．その辺の様子は，第３章の「丘陵と絈野

地質の話に入る前に，ちょっとだけ触じ地層がある地域では隆起して山をつくり，平野のなりたち」で少し精しくお話しするつれておきたいことがあります．それは，いまある地域では沈降して湾となり，現在の地形

もりです．

話題になっていた高い山々や深い湾，あるいをかたちづくっている．

いずれにしても，北陸の大地を構成しているは丘陵や平野といった地形と，これらをつく

しかも，それぞれの地域によって，隆起・沈さまざまな地層や岩石の大部分は，100万年前っている地層とを混同しないように，という降の程度や形態が異なるので，いろいろな地

より以前の，地球の長い長い歴史のなかです

ことです．

形が生じているわけです．つまり，一番高いでにつくられていたわけです．しかも北陸は，

話 を わ か り やす く す る た めに ，ご く 単 純 に言飛騨山脈は最近の隆起が最も激しかったとこ

日本列島最古の岩石から，古生代，中生代，

っ て し ま い ます と ，私 た ち がい ま 眼 の 前 にみろであるし，一番深い富山湾は最近の沈降が新生代の地層・岩石がおおかた揃っている珍る 山 や 湾 と いっ た 現 在 の 北陸 の 地 形 は ，過去最も大きかったところです．また海に突き出しい地域です．そしてこの間に，なんどもな

100万 年 以 内 の 最 近 の 地 質 時 代 に ， 地 殻 が 地

た能登半島や平野を分けている丘陵，あるいんども激烈な変動を被っており，100万年前の域 ご と に ど のよ う に 動 い てい る か と い う ，そは山麓の高まりなどは，隆起傾向のところで時点ですでにきわめて複雑な地質構造をつくの 動 き に よ って つ く ら れ た形 な の で す ．です

す．それに対して，湾や平野というのは沈降

りあげている．それがまた，50万年前に始まか ら ，あ る地 域を つ く っ て いる 地 層 が ，４ 億

傾向のところなのです．そして，こうしてでる最近の新しい地殻の動きによって，複雑な

年 前 の 古 生 代の も の か ，１ 億年 前 の 中 生 代のきた地形の骨組みの上に，浸食作用や堆積作

地質構造をもった古い地層や岩石が，地表にも の か ， あ る い は 2,000万 年 前 の 中 新 世 の も用などによる大小の凹凸が加わり，その表面顔をだしたり地下に隠れたりして，いまの地の か ，と い う こと に は あ ま り関 係 が な い わけがさまざまに彩られているわけです．

形をつくっている．このあたりを誤解しないです．

では，こういった現在の地形をつくってきたようにして頂いた上で，以下「北陸の基盤岩

これらの地層や岩石は，日本海がまだ存在し地殻の動きは，いつごろから始まったものな類」として，新第三紀以前の古い地層と岩石なかった時代，あるいは生まれかけの時代の，のか．実はこれは，地球の歴史からいうとそについて，ごくおおまかに触れてみましょう

表1･1−北陸３県(富山・石川・福井)に分布する新第三系対比表<地 区 ご と の代 表的な 地 層 名(略 称)と時 代区 分 >URBAN KUBOTA NO.31｜9図1・11が北陸の地質図です．この図は，1974

列島のなかでは最も年代の古い地殻にあたり錘虫）を大量に産出する石灰岩や，二畳紀前年に地質調査所から発行された50万分の１のます(図１・６，図１・７)．おそらくこの地・中期のフズリナやコケムシなどを含む石灰地質図「金沢」にもとづき，それを若刊修正

域は，もともと古いアジア大陸の周縁部をつ岩も見出されています．

し，簡略化したものです．現在の知識からすくっていたのでしょう．このように北陸の大飛騨外縁帯の特徴は，こうした古生代のいろると地質図としては少し古いのですが，北陸

地には，途方もなく古い時代の大陸の一部がいろな時代の堆積岩が，３億年以前の変成作の地質の全体的な概略を知るには，この図が顔を出しているわけです．

用でつくられた結晶片岩類や蛇紋岩類などと一番見やすいかと思います．

富山・石川・福井県下の大きな河川の河原に共に，大小の岩体をつくって複雑な構造をしなお，さきほども触れましたように，北陸のは，たいてい飛騨片麻岩の礫が混じっていまていることです．

地質の大きな特徴の１つは，古生代以前の岩

す．片麻岩には多くの種類がありますが，一船 津 花崗岩(古期花崗岩)石から始まって，おおかたの地質時代の地層

番よく見られるのは，石英・長石などの白っ岐阜県の神岡町(以前は船津町といっていた)が揃っていることです．なかでも分布面積がぽい鉱物と，角閃石・黒雲母・輝石などの黒周辺の花崗岩に対して最初に名前がつけられ広いのは，新第三紀(中新世と鮮新世，約2500

っぽい鉱物が交互にならんで縞模様をつくったので，船津花崗岩といわれます．いま説明

万年〜160万年前)の地層や岩石で，北陸の丘ているものです．

した飛騨帯から飛騨外縁帯にまたがって分布

陵の大部分は新第三系でできています．新第

う

な

づ き

ふ な

つ

します(図１・６)．ご存じのように，花崗岩《宇 奈 月 帯》
か た か い三紀の間の古地理の変遷については，次の第なお飛騨帯の東部，黒部川下流地域から片 貝は地下深部でつくられる火成岩ですが，この２章でくわしく説明しますが，地質図に描か川上流地域にかけては，宇奈月結晶片岩が分花崗岩の形成年代は，中生代のジュラ紀中頃れている北陸各地の新第三系の代表的な地層布します．この変成岩は，十字石片岩を含むの約１億8,000万年前と測定されています．そ名(略称)や時代区分については，とりあえずことでよく知られていますが，源岩の堆積はれで，後で述べる白亜紀の花崗岩（新期花崗

ここで，表１・１に示しておきます．

古 生 代 の 石 炭 紀 後 半 ， 変 成 作 用 は ２ 億 1,000岩）に対して，古期花崗岩ともよばれるわけ

万 〜 ２ 億 5,000万 年 前 で ， 飛 騨 片 麻 岩 の 仲 間です．船津花崗岩は，飛騨片麻岩や飛騨外縁とは区別されます．宇奈月結晶片岩の分布域

帯の岩石類を貫き，それらに変成作用をあたは，宇奈月帯とよばれます(図１・６)．

えながら上昇して地表にあらわれたもので，

日本列島最古の岩石
ひだ

北陸に分布する岩石で一番古いものは，飛 騨
へ ん

ま

が ん

片 麻 岩 といわれる変成岩ですが，この岩石はひだが い え んまた，日本列島で最も古い岩石です．東は富飛騨 外縁 帯の岩石類

ジュラ紀後半から堆積した手取層群（後述）

山県東部にみられ，富山・岐阜の県境周辺で三浦

飛騨帯の南側には，古生代の堆積岩やには，この船津花崗岩の礫が含まれています．

最も広く分布し，さらに石川県南部や福井県

結晶片岩類などさまざまな岩体が複雑な構造ですから，手取層群が堆積する頃には，この東部などにみられます．また石川県では，宝をつくり，数km〜10数kmの幅で断続的に分布

花崗岩は，すでに地表に顔を出していたこと

達山の一部にも顔を出しています．飛騨片麻

しています．この地域を，飛騨外縁帯とよんがわかります．

岩の西の延長は，山陰沖の隠岐 島 後 にも分布

で い ま す （ 図 １ ・ ６ ， 図 １ ・ ７ ）． こ の 地 域

中・古生代の地層（美渡−丹波帯）

します．

は，日本で最古の化石を含む地層のあること

地質図のグレーの色は，中・古生代の地層を地下深部の高温・高圧という条件下で，既存でよく知られています．10年程前には岐阜県あらわしています．飛騨外縁帯よりも南側に

どう ご

ふく じ

の岩石が変成（鉱物組成や組織の変化）しての 福 地 で，日本で初めて約５億年前のオルド分布するので，冨山県と石川県にはみられず，できるのが変成岩です．飛騨片麻岩の源岩（少ビス紀の貝形(虫)類の化石が発見されて話題

福井県でも北部にはなく，越前の南部から若なくともその一部）は，先カンブリア時代のになりました．

狭にかけての地域に広がっています．この地

約20億年前にできた堆積岩です．その後，約16〜18億年前と６億年前の２回にわたって変く

ず りゅう こ福井県の九 頭 竜 湖 周辺の地層からは，古生代
は くのいろいろな化石が見つけられています．白ば

ど う

層の分布域は美濃−丹波帯とよばれ，中部地方から近畿地方北部にかけて，南北約100kｍ

成作用をうけています．つまり，地球上に微馬 洞 付近の石灰岩の小塊からは，シルル紀の以 上 の 幅 で 西 方 に の び て い き ま す（ 図 １ ・小な生命の営みがあらわれはじめた先カンブ

三葉虫の化石が発見され，周辺一帯の石灰岩

７）．

リア時代の原生代，地球の大気が酸素の増加などを含む地層からは，デボン紀の床板サン

この地層は，泥質岩・砂岩・チャートおよびによって還元的環境から酸化的環境へと変わ

ゴ・四射サンゴ・層孔虫・腕足類などが見出

緑色岩類を主とし，ところどころに石灰岩をりつつあった時代に，すでにこの変成岩がつされました．これらの石灰岩は，当時の浅いはさみます．チャートというのは，珪質の微くられていたわけです，

海に生活していたさまざまな生物の化石から化石，つまり放散虫や珪質海綿の骨針など，

飛騨変成岩の分布域は飛騨帯とよばれ，日本

できています．また，石炭紀のフズリナ（紡シリカ質の生物遺骸が海底に集まってできた

URBAN KUBOTA NO.31｜10

ものです．また緑色岩類は，もともとは海底

図1･6−飛騨帯・宇奈月帯・飛騨外縁帯の構成岩類の分布図<小井 土 編 図 ，1988に よ る >火山の溶岩や火山灰からできた岩石類です．
美濃一丹波帯の石灰岩には，石炭紀〜二畳紀のフズリナが含まれています．それで10数年前までは，地層の年代は古生代と考えられておりました．ところが近年，チャートに含まれる放散虫の研究方法が飛躍的に進み，放散虫によって中生代・古生代のくわしい年代区
分ができるようになりました．その結果，この地層群には，中生代の三畳紀〜ジュラ紀の地層が含まれることが確実となりました．
しかしこれらの地層群は，チャート・石灰岩・緑色岩類などの海洋域の堆積物と，砂岩・泥岩や火山物質などの陸地に近いところで堆積した砕屑物とが混合した堆積岩（堆積岩コン
プレックス）が主で，その分布も複雑に入り組んでいます．それで，「中・古生層」として一括して扱っているわけです．このような，さまざまの起源や年代をもつ地層が複雑に入りみだれた構造が，どうして形成されたかについては，人によっていろいろな考え方があります．
若狭西端の舞鶴帯の地層・岩石
丹波帯の北西縁は，図１・８にみるように舞鶴帯と接しています．舞鶴帯は，福井県西端
から近畿地方北部をへて中国地方までつづきます．幅は10km〜20km，長さは120km以上におよぶ細長い地帯です．舞鶴帯の中央部には，

図1･7−西南日本における本州
区の構造区分 <清 水 に よ る >図1･8−福井県の地質構造区分(新第三紀以前)

二畳紀および三畳紀の地層が分布し，南側とやや北側には，各種の火成岩変成岩からなる夜くの久 野 岩類が分布します．
なばえ

福井県西端の大島半島や難 波 江 海岸は，舞鶴帯に含まれます．大島半島には，二畳紀の地
なば層（ 舞 鶴 層群 ）と 夜 久 野 岩 類が 分 布 し ，難 波
え

江 海岸には三畳紀の地層（難波江層群）が分布しています．二畳紀の地層は，砂岩や礫岩が多く，陸地近くから運ばれた砕屑岩からなる地層です．また難波江層群は，泥質岩と砂岩の互層で，三畳紀の二枚貝や腕足類の化石がたくさん出ています．こうした特徴から，二畳紀から三畳紀にかけてこの地帯は，大陸縁辺の陸棚あるいは島弧であったのではない

URBAN KUBOTA NO.31｜11

かと考えられています．

前期にかけて，来馬層群や九頭竜亜層群を堆たということを物語っています．なおかって《超丹波帯》

積した海は北方から入りこんでいたが，南のは，この円礫が手取川の河床に流れ出したも

なお，舞鶴帯と丹波帯の境に沿った丹波帯側

太平洋側の海とも，つながりを保っていたとのを拾い集め，“手取の玉石”として，窯業用の狭長な地域には，両帯の中間的性格をもっ考えられています．

の陶石を砕くボールに使っていたことがありた地層が分布し，以前から注目されていたの《手取時代の湖沼と平野》
い

と

ます．

し ろ

ですが，最近の調査で両帯のどちらにも属さ手取層群の中部層（石 徹 白 亜層群）は，ジュ《中生代後半の植物相の変化》ないことがわかり，超丹波帯と名づけられま

ラ紀最末期〜白亜紀初期の汽水〜淡水成の地

中生代の三畳紀後期からジュラ紀中期というし た （ 図 １ ・ ８ ）． 二 畳 紀 中 期 〜 後 期 の 地 層層で，分布域は全域にわたります．それで，時代は，地球上の気候は暖かく一様であったで，かなり変形した砕屑岩を主とします．

この時期には，大小の湖が存在し，周辺にはようで，世界のどの地域の植物群をみても，中生代の地層

河谷や三角洲あるいは湿地帯などが広がってあまり違いが認められません．ところが，ジ《北方につづく海》

いたものと考えられます．

ュラ紀の後期以降になると，だいぶ様子が変絈野

中生代は，アンモナイトと大型ハチュ

この地層からは，カキやシジミのほかに，イ

わってきます．北半球では，高緯度地域と低ウ類が大繁栄した時代として知られています

シガイやタニシなどの日本で最も古い淡水貝

緯度地域とでは，植物群に明らかに違いがでが，北陸でも，近年これらの化石が各地からがでてきます．植物化石では，シダ・ソテツ・てきます．

見つかっています．このうち，ジュラ紀前期

毬果類など80種以上を産出し，これは手取植

白亜期の初期ごろ，日本の太平洋側から産出の地層は来 馬 層群とよばれる内湾〜沿岸域で物群とよばれます．また，立木のまま埋もれする植物化石群は領 石 植物群とよばれ，その堆積した地層で，富山・新潟県境の境川流域て化石となった直立樹幹がいくつも見つかっ

性格は，南方の植物区のものに似ています．

に分布します（図１・９）．ここからは，ジュており，これは根の状態から湿地帯のものと一方，手取層群の中部層から産する手取植物

く るまラ紀前期を示すアンモナイト・巻貝・二枚貝か思われます．手取川上流の桑島地域の通称｢化せ き か べりょう せ き群の性格は，同じころの朝鮮の植物群やシベなどのいろいろな化石がでてきます．またア

石 壁 」からは，恐竜の歯と足跡の化石や昆虫

リア植物区のものに似ています．しかも，シンモナイト化石群には，北方系のものと南方の化石が見つかっています．

ベリア植物区のマツ類やイチョウ類の樹幹にあ か い わ系のものとの両方が見いだされています．

手取層群の上部層（赤 岩 亜層群）は，白亜紀

は年輪も認められます．こうした証拠から，

ジュラ紀中期から白亜紀前期にかけての地層

前期の主として河川成の地層で，礫岩や砂岩

この頃から世界的に気候帯の区別がはっきり

は，手取層群とよばれます．図１・９にみるを主とし，凝灰岩をはさんでいます．分布域

しはじめ，同時に夏と冬との気温差もしだい

ように，この地層の分布域は，来馬層群にくも中部層に比べるとぐんと限られてきて，化に広がってきたのではないかとも考えられてらべるとぐんと広く，富山県南西部，岐阜県

石の産出も少なくなります．こうして手取層

います．白亜紀の後半になると，世界的に被北部，手取川上流地域，九頭竜川上流地域，

群を堆積させた盆地は，次第に埋め立てられ，

子植物が大発展しますが，シベリア植物区で足 羽 川中流地域など，飛騨帯から飛騨外縁帯

やがて消滅してしまいます．

は，落葉性の被子植物が大きな比重を占めてにまたがっています．そしてさきに触れまし

手取層群の礫のなかには，手取川上流地域を

います．

あ す

わ

せ い け い が ん

あ すわ

たように，この地域では，手取層群が堆積すはじめ各地域で，正 珪 岩 （オーソコーツァイ

北陸でも，足 羽 層群とよばれる白亜紀後期のる以前に船津花崗岩が貫入しています．

ト）の円礫がたくさんでてきます．この岩石地層が，足羽川の上流域や手取川支流の大道

手取層群の下部層は，ジュラ紀中期〜後期のは，砂粒のほとんどが円い石英粒でできてい谷川上流域に点在し，これらの地層からは，地層で，九頭竜亜層群とよばれています．地

る硬い硬い砂岩です．日本の陸上にはでてきそれぞれ足 羽 植物群，大 道 谷 植物群とよばれ域によっていくぶん堆積環境が異なりますが，ませんが，隣の朝鮮や中国の先カンブリア時る植物化石群が産出します．それらには，ヒ

主として海成層で分布域も限られます．貝化代の地層には，このような砂岩が広く分布し

シ，ハス，ポプラなどの被子植物が見出され石のほかに多種類のアンモナイトや矢石類をています．この砂岩は，先カンブリア時代のます．また大道谷植物群は，現在の日本列島産出し，福井県の足羽川中流では手取竜（テ大陸地域で，厳しい乾燥気候が長く長く続くのような温帯性のものと考えられています．

ドロザウルス）が発見されています．

間につくられたものと考えられています．

なお足羽層群は，酸性凝灰岩を主とした地層

海生生物には，太平洋側の生物と共通の種は

このような正珪岩の円礫が手取層群に含まれで，次にお話しする白亜紀後期の激しい火成

ほとんどありませんが，トリゴニア（貝殻がているということは，現在の北陸・飛騨地帯

活動がおこっていた時期の，ところどころに三角形に近い二枚員）には同じ種があります．

が，当時は大陸と陸つづきで，そこを流れる

点在した小さな凹地や湖沼の堆積物です．

こうした事情から，ジュラ紀前期から白亜紀

長大な河川によって，はるばると運ばれてきあ すわ

お お み ち だ に

URBAN KUBOTA NO.31｜12

濃飛流紋岩類と新期花崗岩類
藤井

白亜紀後期から古第三紀にかけては，

図1･9−来馬層群・手取層群・足羽層群の分布略図

美濃一丹波帯と飛騨帯にまたがって，激しい火山活動が繰り返し発生します．陸上の火山から噴出した高温の火砕流堆積物が冷え固まるときに溶結凝灰岩ができますが，この時期の火山活動がこの種のもので，中部地方には，
溶結凝灰岩からなる流紋岩〜デイサイト質の火砕岩が各地に広く分布しています．
その最大の岩体が濃飛流紋岩で，図１・10にみるように，幅20〜50km，延長は130kmにおよぶ巨大なものです．岩体の厚さも，最も厚いと こ ろ で は 2,000ｍ を こ え て い ま す ． も ち ろん，この巨大な岩体は溶結凝灰岩層が何層も重なってできているのですが，１枚の溶結凝
灰岩層の層厚は数100ｍにも達します．最も厚いものでは1,000ｍ以上もあり，その広がりは50km以上もつづきます．
この火山活動は，最初は美濃一丹波帯の南部で始まり，後期白亜紀の間に活動の場が次第に北方へと移りました．そして古第三紀に入ると北陸の一部地域に活動の場が移りました．
お

や

べ

ふ と

み

や ま

富山県では，小 矢 部 川上流の太 美 山 山地の周辺一帯と，魚津市東方の北東−南西方向に延びる狭長な範囲にこの岩体が分布し，それら

図1･10−中部地方北部の後期白亜紀〜古第三紀火成岩類の分布略図

は太美山層群とよばれます．また，これが新潟県の親不知海岸へとのびていき，親不知火
山岩層とよばれます．福井県では，九頭竜川
上流域および丹生山地にこの岩体が分布し，お も だ に

それらは面 谷 流紋岩とよばれます．
一方，この時代に地表で火山活動が行われた
地域では，ほぼ同じ時期に，地下深部では花崗岩が形成されています．つまり，火山−深成複合体という特徴をもっています．北陸の地質図では，この時代に形成された花崗岩を新期花崗岩（白亜紀花崗岩）として，その分布を示してあります．北陸での比較的大きな
岩体は，飛騨山脈をつくる花崗岩類と，福井
こ う じゃく県 の敦 賀花 崗岩お よ び 江 若 花 崗 岩 な ど で す ．
だいたい以上が，北陸地方の新第三紀以前の基盤をつくっている地層・岩石の概要です．

URBAN KUBOTA NO.31｜13図1・11−北陸の地質図 <地質調査 所50万分の1地 質図 「金沢」 1974を 簡 略化(一 部 修正 )>URBAN KUBOTA NO.31｜14･15

新第三紀の古地理変遷−丘陵の主体をつくる地層・岩石類−
絈野義夫＝金沢大学名誉教授

これまでの話しでわかるように，新第福井県北部の丘陵の主体を構成し，また平野層は陸水成の堆積物と考えられます．

三紀以前の北陸の変動は，どちらかというと，の地下深くに分布しているわけです．これら

またこの時期と前後して，流紋岩や安山岩を飛騨帯より南側の地域を舞台として起こったの地層の区分と時代区分は，表１・１（９ｐ）

噴出した火山活動がありました．庄川・小矢ものでした．手取層群のように，北方系の海に示してあります．

部川上流地域の臼 中 流紋岩，福井県下の西 谷が入りこんだ例もありますが，その場合でも中新世に始まるこの大変動は，たんに北陸だ

流紋岩，能登半島北部の安山岩類などですが，

北陸・飛騨地域が，当時のアジア大陸と陸つけのものではなく，日本列島の日本海に面し

図には，これらの火山岩の年代を記しました．

づきであったことが確かめられています．

た地域一帯に広くまたがるもので，日本海の②岩 稲 ・医 王 山 期（2,000〜1,700万年前）

ところが，新第三紀に入ると様相が一変し，誕生や日本列島の成立に深い関わりをもつ大この時期になると，北陸地方では広域にわた

古い時代の基盤の上に裂け目ができて，大き変動です．しかしここでは，そうした大問題

り激しい火山活動が発生し，いわゆるグリー

な変動が起こってきます．大規模で激しい火のことには触れず，もっぱら北陸地方でおこンタフが形成されます．図２・２が，この時山活動が発生して，北陸一帯は大量の火山岩

った変動に限定し，古地理図を中心にして，期の岩石の分布を示した図で，地質図(図1・や火山砕屑岩で覆われます．

その変遷をさぐってみたいと思います．

11)で示した岩稲累層と医王山累層の両者を一絈野

う す な かに れ は らい わ い ねいに し た におう ぜん

やがて誕生した日本海には，はじめに南方か①楡 原 期およびそれ以前（2,000万年以前）

緒にして示してあります．なお，この時期のらの暖かい海が広く入り込み，つづいて北方

図２・１が，この時期の地層・岩石の分布図

火山活動は，北東方向へは佐渡へ連なり，西からの冷たい海が深く入りこみます．そしてで，いわば大変動の幕開けの時代にあたりま

方へは山陰地方の沿岸部へとつづいています．

この間に，北陸地方をおおっていた「古日本す．楡原累層は，北陸地方の新第三紀の地層

岩稲期の火山岩類は，安山岩質の溶岩および海」の海底には，砂岩や泥岩などの厚い地層のなかでは一番古い堆積物で，主として河川

火山砕屑岩からなり，堆積岩をはさんでいまが堆積します．こうして，新第三紀の中新世

おや成の礫岩や砂岩からなります．神通川・小 矢
べしょう が わす．層厚は，富山県東部から石川県中央部でから鮮新世にかけて，つまり約2,500万年前か部 川・ 庄 川 上流地域や能登西部に分布します

500〜1,000ｍ，能登半島で約1,000ｍ，福井県

ら約160万年前までの間に，北陸地方には，さが，地質図をみるとわかるように，飛騨片麻の丹生 地区で約700ｍです．一部の地区では枕まざまな岩相をもつ厚い地層が堆積しました．

岩や船津花崗岩を取り囲むように分布してい状溶岩がみられ，火山活動が水域でおこった

これらの地層がいま，富山・石川地域およびます．こうした分布と岩相からみて，楡原累

ことがわかります．

図2･1−楡原期およびそれ以前の地層･岩石分布図 (2,000万年 前 及 び そ れ 以 前 )に ゅ う

図2･2−岩稲期･医王山期の火山岩類分布図( 2,000〜1,700万 年 前 )URBAN KUBOTA NO.31｜16

医王山期になると，流紋岩質溶岩と火砕岩を北部や金沢地区では200〜300ｍです．図1・11

した．貝化石では，マングローブ沼に生息す主としたものに変わってきます．層厚は，金の地質図では，黒瀬谷期と次の東別所期の地るヒルギシジミと，亜熱帯の汽水に生息して沢市東方の医王山地域で最も厚く1,300ｍ，福層とは，一括して示してあります．

いたビカリア．大型有孔虫では熱帯の浅海に

井県の丹生地区では600ｍ，このほか加賀地区

この時期の大きな特徴は，熱帯性〜亜熱帯性すむオパキュリナです．また大型哺乳動物のや能登半島北東部にも，同時期のデイサイトの浅い海が，北陸一帯に広く進入してきたこ

化石では，パレオパラドキシアとステゴロフ質〜流紋岩質火山岩類が分布します．

とで，図２・３がこの時期の古地理図です．

ォドン（小型のゾウでステゴドンの先祖型）

これらの地層には，ときに溶結凝灰岩が挟まじつはこの時期には，世界的に気温が上がり，の産出地点を示しました．

れるので，火山活動は主に陸域でおこったこ

海水準が大きく上昇したとされており，太平

一方，礫・砂・泥の分布やそれらの堆積状況とがわかります．また石川県南部や福井県の洋のまわりの各地でも急激に海が進入していからは，当時の海岸線や河川の流系・扇状地

丹生地区では，火砕岩の間に湖成堆積物が挟ます．本誌の28号には，名古屋大学の糸魚川などが推定できます．古地理図にみられるよまれます．そして，丹生地区の湖成堆積層のさんの描かれたこの頃の日本列島周辺の古地

うに，この時代の北陸地方は，暖流の影響の上位からは海生の貝化石がでてくるので，こ理図が載せられていますが（28号，33ｐ），そ

非常に強い内湾・浅海域が大きく広がり，海の時期の最後には，一部に海が進入してきたれをご覧いただけば，当時の日本列島が，い岸線は全体として屈曲の多いものであったよ

ものと思われます．

わば水びたしのような状況になっていたこと，うです．

③黒 瀬 谷 期（1,650〜1,600万年前）

同時に，いまの対馬海峡や朝鮮海峡のあたり

またこの時期には，富山南部には本格的なマ火山活動は，一部の地域ではまだ続き，丹生から日本海側に向かって，暖流が勢いよく流ングローブ植物群が生育しておりました．そ地区や富山県東部では安山岩類の，金沢地域

れこんでいた様子がよくわかります．

れについても，本誌28号で山形大学の山野井

では玄武岩類の活動がみられますが，この時北陸地方でも，この時期の地層からは熱帯性さんが詳しく紹介しておりますので（28号，期に入ると，主として浅海性の砂岩・泥岩・〜亜熱帯性の海生動物化石がたくさんでてき

10〜15ｐ），ぜひ参照ください．なお，このこ

礫岩からなる厚い地層が堆積します．層厚は，ます．古地理図には，こうした化石のうち，とに関連して一言付け加えますと，当時，マ

富山南部の八 尾 地区で700〜900ｍ，丹生地区

当時の古環境の復元に役立つようなごく代表

ングローブ相が認められるのに，造礁サンゴ

では700〜800ｍ，加越地区で500ｍ以上，能登的なものを選び，それらの産出地点を示しまの化石は見つからないので，これがときどき

く ろ

せ

だ に

や つ

お

図2･3−黒瀬谷期の古地理図 (1,650〜 1,600万 年 前 )図2･4−東別所期の古地理図 (1,600〜 1,500万 年 前 )URBAN KUBOTA NO.31｜17

問題になります．しかし，地層や化石の産状

いので海流の動向ははっきりしませんが，暖ものと考えられています．貝類化石の産出状にもとづいて当時の海岸付近の状況をよく調

流系の浮遊性有孔虫の化石がたくさんでてく況は，この時期の海が全体として暖流の影響

べてみますと，マングローブ相・内湾相・外るので，暖かい海であったと思われます．

下にあることを示しますが，ときとして寒流

洋相の生物が混在し，後背地の隆起が盛んで地層の厚さは，富山南部の八尾地区が異常にの流れが入りこんでいたのかもしれません．

多量の砕屑物が供給されていたことがわかり

厚く800ｍで，そのほか金沢地区・加越地区・地質図（図１・11）では，下部音川期から阿ます．そうした事情から，おそらく海水はい

丹生地区・若狭内浦地区などに，この時期の尾期までの地層は，一括して示してあります．

つも濁りがちで，暖海ではあったが造礁サン地層が分布しますが，それらの層厚は100〜300⑥上部音 川 期（1,350〜800万年前）

ゴの生育には適していなかったのだろう，とｍの範囲です．

下部音川期では，まだ暖流の影響が強かった

考えられます．

お と か わ

お と か わ⑤下部音 川 期（1,500〜1,350万年前）のですが，この時期になると，寒流系の海域④ 東 別 所 期（1,600〜1,500万年前）

この時期になると，海は浅くなります．富山へと変わってきます．富山県南部に分布する

この時期になると，堆積相ががらっと変わり

県南部に分布する砂岩・礫岩からなる下部音上部音川累層(層厚600ｍ)は，主として砂岩・北陸地方のほぼ全域に，均質無層理の泥岩層

川累層（層厚400ｍ）や，能登北西地区に分布

泥岩からなりますが，この地層には，ホタテが広く分布するようになります．浅海の貝類する石灰質砂岩(層厚80ｍ)からは，浅海にす

ガイやクサビ型オオノガイなどの寒流系の浅化石は姿を消し，それに代わってキララガイ

むナナオニシキやカガミホタテなどの貝類化

海の貝類化石がたくさん含まれます．

やシワロウバイなどの，より深い海にすむ泥石がでてきます．

図２・６がこの時期の古地理図です．この時生の貝類化石があらわれます．また深さ

図２・５がこの時期の古地理図で，能登地区期の地層は，金沢北部地区(層厚200ｍ)，氷 見

500〜1,500ｍ付近に生息する底生有孔虫の化では，北西部からはパレオパラドキシアが，地区(層厚450ｍ)，羽咋 郡の志 雄 地区(層厚500石も見出されています．

南部からはデスモスチルスの化石が見つかっｍ)などに分布します．ほかに特徴的な地層と

図２・４がこの時期の古地理図で，黒瀬谷期ています．両者とも，中新世の海辺に生息しして珪藻泥岩層があり，能登北東部の飯塚珪に比べて，海は急速に拡大していきましたが，ていた代表的な哺乳動物で，化石の産出状況

藻泥岩層（層厚400ｍ)，能登南部の和 倉 累層

この海はまた半深海の深い海へと，その性格から，パレオパラドキシアは南の暖かい海に，(層厚60ｍ)がよく知られています．

を変えています．浅海域の化石が非常に少な

デスモスチルスは北の寒い海に生息していた

能登半島に分布する新第三紀の泥質堆積岩のひがし べ っ し ょ

図2･5−下部音川期の古地理図 (1,500〜 1,350万年前 )

ひ

は く い

し

み

お

わ

く ら

図2･6−上部音川期の古地理図 (1,350〜 800万年 前 )URBAN KUBOTA NO.31｜18

なかには，多少とも珪藻遺体が含まれている

き続いて寒流系の影響下にあります．また，新第三紀層と地すべり地帯のですが，飯塚珪藻泥岩層などは均質無層理

この時期には，局地的な隆起運動が生じてい以上のように，新第三紀の中新世から鮮新世の泥岩層で，珪藻遺体の含まれる割合が特に

ほ う だ つ さ ん

ふ た が みま す ．そ の１ つは ，宝 達 山 と 氷 見 南 方の二 上や まにかけて堆積した厚い地層が，いま，富山・多いのです．珪藻類が多量に繁殖できる栄養山 を結ぶ東西方向の隆起帯で，これより以北

石川地域の丘陵や山麓の主体をつくっている

条件にあっただけでなく，さらに土砂の搬入ではシルト岩が分布します．このほかにも，

わけですが，このうち中新世の堆積岩，なかせ き ど う さ ん

ほ う りゅう ざ ん

や海流の出入りの少ない，静かな半ば閉鎖的

石 動 山 地 区 や 奥 能 登の 宝 立 山 地 区 の 隆 起も ，でも泥岩の分布するところでは，しばしば地な環境の水域で，これらの珪藻泥岩が形成さこの時期に生じたと考えられます．

すべりが発生します．とくに能登半島北部のや ぶたれたと考えられています．またこうした事情⑧藪 田 期（350〜160万年前）

海岸沿いや南部の宝達丘陵地域・氷見地域は，からも，能登地域の陸地が平坦な地形であっこの時期の地層は，能登半島南部の崎山半島

地すべり防止区域や崩壊災害危険地の密集すたことがうかがえます．なお古地理図にも示と能登島東部，および氷見の灘浦海岸に分布るところとなっています．

したように，福井地方の大部分は，1,300万年します．石灰質シルト岩からなり，層厚は岩盤地すべりは，一般的には，地形斜面とほ前ころから以降は陸域となります．

130〜250ｍの範囲にあります．薮田層は，やぼ同じ程度の10°〜15°に傾斜した泥岩・凝灰岩⑦阿尾 期（650〜350万年前）

や深い海にすむ二枚貝類（オウナガイやツキからなる地層が，長年の地下水の浸透による

こ の 時 期 の 地 層 は ， 医 王 山 地 区 （ 層 厚 約 100

ガイモドキの仲間）や，有孔虫などの微化石

風化変質によって生じるもので，規模も大きｍ），羽咋郡志雄地区（層厚約200ｍ），氷見地を多量に含んでいます．ほかの陸上地域では，

く被害も大きくなりがちです．1964年の氷見区（層厚約100ｍ），七尾東部（層厚約100ｍ），

この地層は見られません．

市胡桃 の地すべりや，1977年の氷見市五十谷

富山南部（層厚100〜150ｍ）に分布します．

図２・８がこの時期の古地理図で，阿尾期にの地すべりがこの例です．多くの地すべりは，

いずれも砂岩やシルト岩からなりますが，こ比べると，能登半島基部で海域が少しひろが過去に発生した地すべり崩土が２次的・３次れらの地層からは，数は少ないのですが寒流っております．寒流の影響の強い深い海とい的に移動するもので，そのほとんどが，地下系の貝化石がでてきます．

うのが，この時期の特徴です．北陸の新第三

水がじっくりと供給される融雪期や梅雨の時

図２・７がこの時期の古地理図で，上部音川紀は，藪田期の地層を最後として終わり，こ期におこります．そのため，地下水の挙動に期に比べて海域は縮小していますが，海は引れ以降からは，第四紀に移り変わります．

大きな関心がはらわれているわけです．

あお図2･7−阿尾期の古地理図 (650〜 350万年前 )

く る み

い

か

だ

に

図2･8−薮田期の古地理図 (350〜 160万年 前 )URBAN KUBOTA NO.31｜19

丘陵と平野のなりたち―第四紀の北陸の変遷―
絈野義夫＝金沢大学名誉教授
三浦静＝福井大学名誉教授
藤井昭二＝富山大学教養部教授

ド ウ①寒い海の時代

島 まで，日本列島の日本海側に広く分布するくわ）町です．昔は大桑(おんま)といってい寒流系の貝類化石です．金沢周辺の大桑累層，たので，それで地層名として大桑（おんま）累

更新世前期の古地理

秋田県の万願寺付近の脇本層から多産するの層と名付けられた．この地層名は，外国の文編集で，大桑−万願寺動物群と呼ばれます．

献 で も Ommaと し て 通 用 し て し ま っ て い る かって，これから第四紀に入るわけですが，第図３・１は，この寒流系の海が入りこんでいら変えられません．つまり“金沢市大桑（お四紀に入っても，すぐには現在の地形が姿をた更新世前期の北陸の古地理図で，図２・８おくわ）町を模式地とする大桑（おんま）累

現わしそうにありませんね（笑）．

の薮田期の次の時期にあたります．能登半島層”ということになるわけです．大桑町の場

絈野

まあ，そういうことです（笑）．

では，この頃から地層の堆積がみられません

所は犀川左岸にありますが，いまでもその下

表３・１は，北陸の第四紀層の層序とその対で，その分，海域は少しせまくなっています．

の河床一面に露出している大桑累層からは，比表です．第四紀に入ってから北陸の各地域

薮田期に比べると，同じ寒い海でも，ぐんと貝化石が非常によくとれます．

では，どのような地層がどのような順序で堆浅くなっているのがこの時期の特徴です．

大桑累層については，昔，私どもが調べてい北陸の新第三紀までの長い歴史が終わ

せ き ど う さ ん

ほ う だ つ さ ん

積しているか，そしてそれらの地層は互いに編集

古地理図を見ると，石 動 山 −宝 達 山 のた頃は大まかですから，暖流系の貝もわずか

どのように対比されるか，を示したものです．

丘陵域が陸域になっていますが，この頃からに入ってはいるが，それらを含めて“大桑のまたこれらの地層の分布域は，次の第４章か

隆起していたんですか．

海は全体として寒い”と，そういう言い方をら第６章の，各平野ごとにまとめた第四紀地絈野

本格的に隆起するのは，もっと後の時していたわけです．最近になって，北村晃寿

質図（図４・１，図５・１，図６・１）に示代です．宝達丘陵の東西の両側には，この時さん（当時金沢大学）などの若い研究者によしてあります．これらの表や図を見て頂きな期の地層がありますね．ですから，もともとって，この地層とそこに含まれる貝化石群集

がら話を進めます．

はその真ん中にも地層が幾分かはあったんだ

が詳しく調べなおされております．

と思いますが，その後，隆起して浸食された

その結果をまとめてみますと，大桑累層中部

ので，いまは地層がなくなっている．

は，下位から上位へ，貝化石密集層→淘 汰 のにかけての地域には大桑 累層が，また富山県

ただ，それより南部の地域には，海成の大桑

よい細粒砂岩→泥がちな細粒〜極細粒砂岩へ

西部では氷見市周辺に十二町層，富山県東部

累層が広く残っていて様子がまるで違います．

と変化する堆積サイクルの繰り返しからなっには横尾砂岩泥岩層が堆積します．これらのそれで宝達丘陵の地域は，この頃から隆起のている．そして堆積サイクルの平均的な厚さ

ま ず 更 新 世 前 期 ， 約 160万 年 前 〜 80万 年 前 にとな みは，金沢周辺からその東方の砺 波 山丘陵一帯
お ん ま

地層は，いずれも浅海成の均質な砂岩で，層

き ざ

とう

た

萌 しがあったのだろう，そういう考えでこのは約7ｍで，10回の堆積サイクルが認められる

厚 は 最 大 で 200〜 250ｍ ，「 大桑 − 万 願 寺 動 物

古地理図を描いたわけです．

としております（図３・２）．

群」と呼ばれる貝化石群を産出します．この更新世前期の海面変動

一方，貝化石群集を調べると，寒流域の浅海貝化石群は，鮮新世から更新世前期にかけて，編集

大桑は，(おんま)と読むんですか？

に生息する貝化石群集から，暖流域の浅海の絈野

今は，地名としては金沢市大桑（おおやや深いところに生息する貝化石群集までが

お ん ま

ま ん が んじチ ェ ジ ュ北海道南部の日本海側から朝鮮半島沖の済州
表3・1−北陸地域の第四系の区分と対比＜絈 野・ 三浦 ・藤 井 ， 編 集．1991＞

URBAN KUBOTA NO.31｜20

み と め ら れ る ． そ し て ， そ れ ら が 1つ の 堆 積

この氷河の消長に伴って，海面の上昇・下降

サイクル内での岩相の変化に伴って，寒流域が周期的に現われてくることで特徴づけられの上部浅海のものから暖流域の下部浅海のもます．

更新世中期前半の古地理のへと，変化していることを明らかにしておこの海面変動のスケールは，約90万年前頃を

藤井

ります．

境にしていくぶん変化し，それ以前では変動

周辺では大桑累層の上に卯 辰 山 累層，砺波山

図３・２が，その研究結果をまとめたものでの周期・振幅が小さく，以後の方がより激し

丘陵東縁では埴 生 累層，富山県東部では呉 羽す．この図からは，寒流域と暖流域の貝化石いといわれています．大桑累層中部から推定山 礫層が，また，富山県西部の氷見周辺では群集が，９回にわたって交互に出現している

される寒暖の変化と海面変動のスケールも，十二町層の上に西 田 層が堆積します．

こと，また堆積サイクル（1）
，
（2）
，
（3）
，
（8）
，
（9）

このことを裏付けています．大桑累層中部のこの時期の地層の分布域は，前の大桑期と比の５つのサイクルでは，１つのサイクルごと

中で周期的にでてくる暖流域の下部浅海の貝べてあまり変りはないのですが，その層相をに，海域の寒暖の変化とともに，海面もまたは，世界的に海面がいくぶん上昇した時期に，みると，浅海成の地層から内湾成〜陸水成の変動している様子が読み取れます．そして北南方からの暖流が流れ込んだことを示すもの

地層へと，大きく変わってきます．図３・５

村さんらは，貝化石の生息する水深などから，と思われます．

がこの時期の古地理図で，年代でいうと約80海面の変動量は，最大で約50ｍと見積もって編集

万年前〜約50万年前の時代です．

おります．

となっていますが，これは，全体としては寒呉羽山礫層は，呉羽山丘陵の頂部と，富山県

大桑累層中部が堆積した時期は，更新世前期

流系の卓越する海だけれども，中頃以降にな

中央部から東部の山麓部に点在します．扇状の約120万年前〜90万年前頃にあたります．約

ると，暖流が何回か流れ込んだ時期があった

地性の陸水成層で，礫と砂の互層からなり，160万年前に始まる第四紀は， 氷河時代ともというわけですね．

層厚は約50ｍ，一部にくさり礫が含まれます．

いわれるように，地球上での気候の変動が激絈野

埴 生 累層の上部に対比されます．

しくなり，厳しい寒冷気候によって大規模な模なものではないが，第四紀特有の氷河性海砺波山丘陵の東縁にそって分布する埴生累層

氷河が何回も出現してくる時代です．そして

面変動によるものだろう，ということです．

は，礫・砂・泥からなる湖沼性の陸水成層で，

図3・1−大桑期の古地理 （ 160〜 80万年前）

この節のタイトルは「寒い海の時代」

そうです．それは，周期も短かく大規②海から内湾へ

更新世中期の前半になりますと，金沢う

た つ や ま

は にゅう

く れ

は

や ま

さ い

だ

は にゅう

図3・2−犀川河床に露出する大桑累層中部の堆積サイクルと貝化石群集の周期的変化 <北 村 ・ 近 藤 ，1990>

URBAN KUBOTA NO.31｜21

表３・１に記されているように，下位から上の粘土層も海成粘土層に変わってきます．

飛騨山地の隆起の始まり

位へ，礫層・砂泥層・砂泥互層と重なります．

そして，卯辰山地区の柱状図で堆積物の重な編集

層厚は130〜330ｍ，この地層からは，主としり方をみますと，陸水成の砂層→汀線付近のいのは，もうこの時代から，飛騨山地が上がて寒冷系の植物化石がたくさんでてきますが，生痕化石→海成粘土層という堆積サイクルがってきて，そこから礫が供給されているわけ

上位の砂泥互層に挟まれる亜炭層からは，マみとめられ，その繰り返しにより，この地層ですか．

ンシュウグルミなどの寒冷系植物に混じってが構成されていることが分かります．

絈野

暖温系植物のコナンキンハゼがでています．

これらの海成粘土層は，この地域を精しく調

いまの山麓扇状地と似ています．

なお埴生累層は，断層に切られて大きく変形査・研究した楡井久さんによって，下位から編集し東に急傾斜しています．

上位へ，ＵＭａ1からＵＭａ7のナンバーがつけ

扇状地が形成されてくるわけですか．

氷見市南東部に分布する西 田 層は，主としてられました．そしてこれらの海成粘土層から絈野

砂層からなり，うすい粘土層・礫層をはさみは，表３・２のような貝化石や植物化石が産の徴候がでている，ということでしょう．

ます．層厚は約110ｍ．下部には内湾生の貝類

出すること，このうち貝化石では，汽水生のところが，いまと大きく違う点は，呉羽山丘

化石，中部には汽水〜淡水生の貝類化石，上ヤマトシジミが殆どの層準に含まれ，また内陵のような出っ張りが，まだ無いことです．

部には植物化石が含まれるので，内湾→汽水

湾生のヤチヨノハナガイも多くの層準から産藤井

湖→淡水湖→陸化という，環境の変遷が読み出することなどが明らかにされています．

いるんです．ですから，呉羽山礫層を堆積し取れます．

更新世に堆積した海成粘土層に，最初にＭａたときには，ここは扇状地で，いまのような絈野

つぎに卯辰山累層ですが，この地層は，ナンバーがつけられたのは大阪層群で，その地形的高まりは全くなかった．富山平野は東

金沢市東部の卯辰山を中心に，丘陵の西縁ぞ大阪層群の広域の地質図は，本誌の30号で紹から西へひとつづきのもので，いまのように

いに，鶴来 の少し北あたりから羽咋 の南あた

介されています．もうお気づきのこと思いま

西の射水平野と東の富山平野（狭義）に分かりまで分布します．層厚は約150ｍです．層相すが，ＵＭａ1からＵＭａ7までの７枚の海成粘

れていなかった．

は，場所によってだいぶ変化し，南部では礫土層を挟む卯辰山累層は，大阪層群上部の地

また，砺波山丘陵や倶 利 伽 羅 峠 のような出っ層が多く淡水成粘土層を挟みますが，北部で層と非常によく似ております．現状では，残張りも出現していなかったので，石川県と富は礫が少なく砂層が主となり，数枚の海成粘念ながら，それぞれの海成粘土層の対応関係

山県とはまだ分かれずにくっついているよう土層を挟みます．

までは明らかになってはおりませんが，いずな状況であった(笑)．ただし，南東側の飛騨

この時期の地層を全体として眺めてみますと，れにしても，これらの地層が，更新世中期の山地の隆起は，この頃からすでに始まってい

水平方向の層相の変化はもちろんですが，地氷河性海面変動に伴って堆積したことは間違ただろう．

域によっては，時間の経過につれて層相が変いないでしょう．

編集

能登には動きはみられないんですか．

わってくるのも大きな特徴です．こうした点

ただし，卯辰山累層の海成粘土層からでてく絈野

能登はじっとしている(笑)．

もふまえて，この時期の微妙なニュアンスをる貝は，汽水生のヤマトシジミが圧倒的です．

だいたい能登の山は高くないから，礫を運ば古地理図から読みとっていただければと思いですからこの地域では，大阪のような内湾とないんです．この時期の地層を追っていくと，ます．

はいくぶん違い，海水にちかい高鹹水域が繰石川県側では羽咋 の南で，富山県側では氷見

卯辰山累層の堆積サイクルと海面変動

り返し出現したものと思われます．もちろん，のあたりできれてしまいます．羽咋と氷見を

これらの地層のうち，更新世中期の氷河性海

その範囲も大阪層群の場合のように広域にわ結ぶ線より北には，全くでてこない，海底に面変動に伴って地層が堆積したことを，最もたるものではなく，卯辰山周辺の狭い地域には多少あるのかもしれませんが．

よく示しているのが卯辰山累層です．

限られています．

編集

図３・３は卯 辰 山 周辺の地質図，図３・４は

なお卯辰山累層は，丘陵の西端では西に急傾って内湾に変わるというのは……

卯辰山累層の標準柱状図です．柱状図の左側斜しており，それは森本急斜帯・富樫急斜帯

絈野

は南部の高尾地区のもので，ここでは，礫層とよばれます．大阪層群も断層に切られて大この時期には，海面が大規模に低下したとはの間に何枚もの淡水成粘土層が挟まれます．

きく食い違い，またしばしば急傾斜していま考えられませんから，その原因としては２つ柱状図の中央は卯辰山地区，右側が北部の森

すが，この点は，卯辰山累層だけでなく，このことが考えられます．

本地区のものですが，この辺りにくると礫層の時期の北陸の他の地層も同じです．

１つは，海の沖合側が隆起する．例えば，佐

さ い

つ る ぎ

だ

は く い

う

た つ や まは砂層に変わり，砂層の間に挟まれる何枚も富山県の東部で扇状地性の礫が多いとそうだと思いますね．その意味では，

もうこの時代から，黒部川とか富山の先行が始まるわけです．現在の扇状地

呉羽山の頂部に，呉羽山礫層がのって

く

り

か

ら とうげ

は く い

ひ

み

前の時代の浅い海から，この時期に入海から内湾へどうして変わったのか，

渡から北へつづく佐渡海嶺という高まりがあ

URBAN KUBOTA NO.31｜22図3・3−卯辰山地域の地質図

りますが，そのあたりが隆起しますと，その内側の奥にあたる北陸周辺は，多少とも内湾的な性格をおびてきます．当時，日本海側でのこうした高まりの存在は，充分に考えられることなんです．また内湾のすぐ近くに，砂丘のようなバリアができることなども，この地域では考えられます．ただ現状では，海底の資料が不充分で，これらを裏付ける証拠が何もありませんから，この考えをつよく主張することはできません．
２つめとしては，背後の山がどんどん隆起したことで，それに伴い浅い海へ大量の礫や砂が運び込まれ，海が埋められていく過程で内湾に変わった，というものです．北陸の場合には，この２番目の事情が大きく効いているのだろう，と私は考えています．
じつは，新潟の方では，この１つ前の大桑期から，砂礫層が広く厚く堆積し始めます．この場合には，東北地方の山脈の隆起が主たる原因といわれておりますが，なかには，もうこの時期から飛騨山地が上がり始めて，飛騨からも砂礫が供給されたとする考えもあるんです．しかし，北陸での様子から考えると，飛騨山地の隆起は，やはり呉羽山礫層の時期あたりから激しくなっていくのだろうと思います．

図3・4−卯辰山累層の標準柱状図<楡 井 ,1969>

表3・2−卯辰山累層の海成粘土層か<楡井,1969>
ら産する化石類③変動の時代―丘陵と平野の分化―
丘陵と平野を分けた新しい変動
藤井

呉羽山礫層などが堆積し終わった頃から，新しい大きな変動が目立ってきます．激しい断層活動が起こって，それまで一様に地層を堆積していた地域が，断層を境にして隆起帯と沈降帯とに分割され始める．石川県と富山県は隆起帯で境され，富山県の低地帯はいくつかに分けられて，今日の丘陵と平野の原型がつくられます．
この事態を地質構造の観点から捉えますと，
北陸の場合には，第２章の新第三紀の古地理の変遷を見ればわかるように，更新世前期から中期前半というのは，新第三紀に生じた堆積盆地が，次第に消滅してしまう時期にあた
ります．そのときに，堆積盆地の大枠だけはURBAN KUBOTA NO.31｜23

引き継ぎながらも，いままでとは別の特徴とうに，この断面線を東に延長すると，すぐ東
ほ う り んじます．ここは福井県に近いんです(笑)．
い す る ぎ性格をそなえた変動が，新たに発生したといに法 林 寺 断層が南北に走り，その東側は砺波

石動 変動

うことになります．

平野の南部になります．

編集絈野ですから，これは大転換なわけです．

法林寺断層は，西上がり東落ちの断層です．

る断層も，この時期に活動したわけですね．

現在の地形とか平野の構造を理解するためにまた森本急斜帯は，図３・６に示されている

藤井と う きょく が い砺波山丘陵東縁の埴生累層を切っていそうです．その埴生累層を切っているは，この変動を知ることが重要なポイントにように西落ちの撓 曲 崖 です．つまり，西は森

直線状の断層が石動（いするぎ）断層です．

なります．

本急斜帯から東は法林寺断層にいたる間の地

宝 達 丘陵北部の石川県の石 動 山 も同じ漢字を飛騨山地は，前の時期から隆起が始まってい塊が隆起して，加賀平野の北部と砺波平野の使うのでよく間違えられますが，山のほうはますが，この隆起帯も含めて，この時期には，南部とを分けているわけです．さらに，もう

石動山（せきどうさん）と呼ばれます．

図３・５に示したような断層の活動により，少し詳しくみれば，この隆起帯のなかでも，この地域では，石動 断層の活動に伴い，これ新しい隆起帯と沈降帯が発生しました．隆起

東上がり西落ちの二俣断層を境にして，２つを境として西側に砺波山丘陵が，東側に砺波・沈降帯を境する断層や急斜帯は，すべて北の隆起地塊に分かれていることが分かります．

平野が形成されました．断層の東側では，埴北東−南南西方向に並んで，この地域をいく《加賀平野の地下構造の大枠》

生累層とその下位の大桑累層は急傾斜して落

つかの小地塊に分けており，こうして，現在

編集

ち込み，断層西側では中新統の上部音川累層の丘陵と平野の原型がつくられたわけです．

はどのくらいの深さまで続くんですか．

が隆起し，断層活動による地層の落差は200〜

富樫変動

絈野

300ｍと推定されます．

《加賀と富山の両平野を分ける隆起帯》
編集

う

た つ や ま金沢周辺の丘陵西端で，卯 辰 山 累層が急傾斜したのもこの時期ですね．
とが し

卯辰山累層の急斜帯は，平野の地下へ

卯辰山累層は，丘陵西縁では一番高い

ほ う だ つせ き ど う さ ん

い す る ぎところで標高150ｍ，ふつうは50〜100ｍぐら

石動断層はさらに北方へ延び，西側に宝達丘

いの高さです．それが，全体に北西に急傾斜

陵の隆起帯を，東側に射 水 平野の沈降帯をつして加賀平野の地下に潜りこんでいくわけでくります．このように，富山平野(広義)の西い

み ず

すが，急傾斜帯の北西側の地下では，緩く傾縁を画しているのが石動断層です．

のはこの時期です．ここでは，東側の隆起に斜していくものと思われます．

富山平野を東西に分ける呉羽山丘陵も，このともなって山麓の卯辰山累層が急傾斜し，とまた，加賀平野北部の地下を南北方向で切っ時期に姿を現わします．ここでも，呉羽山丘

きには，ほぼ直立に近い状態にまで変形しててみたときには，卯辰山累層の上面は金沢西陵の東縁を走る呉羽山断層の活動によって，います．

方のあたりで一番深くて約300ｍ，そこから北西側は隆起して呉羽山丘陵を，東側は沈降しあるいは南に向かって少しづつ浅くなっていて富山平野(狭義)を形成したわけです．なお

金沢と鶴来 のあいだの低い山地を，以きます（図５・４）．つまり，富樫変動から後呉羽山断層の南の延長には高 清 水 断層があり，前は富樫山地といっていたんです．いまの地の沈降中心部は，加賀平野北部の河北潟南端

富山県南部の丘陵・山麓地帯の中新統を切っ

図には地名はのっていませんが，その昔，加部の周辺にあるだろう，ということです．

ています．

賀随一の名門といわれた富樫一族の本拠地に編集

そういえば大桑累層も卯辰山累層も，

図３・７は呉羽山丘陵の地質図，図３・８は因んだ呼称ですから，地元ではよく知られて鶴来から南には分布していなかったですね．

同丘陵先端のJR新呉羽山トンネルの地質断面

います．

加賀平野は表面から見ると，鶴来を中心に手図です．この図から，隆起した呉羽山礫層が卯辰山累層の変形した様子は，富樫山地の西取扇状地が広がるので南北が一体のようにみ西に傾斜し，その上位には，中位段丘層（峠縁部に典型的に現われています．地層の傾斜

えますが，北と南では地下の構造がだいぶ違

茶屋礫・砂泥互層など）がほぼ水平に堆積しは40°以上50°〜70°で，一部では直立し，一部

うんですね．

ている様子が認められます．ですから，宝達では逆転していることもあります．それで，絈野

そういうことです．手取川以南の加賀丘陵と呉羽山丘陵のあいだに広がる射水平野

金沢付近におけるこの時期の変動を富樫変動

平野南部の地下には，大桑累層や卯辰山累層の地下構造は，西縁は石動断層によりほぼ垂と呼んでいるわけです．

という更新世前期から中期前半までの地層が直に画されますが，東側は西に傾動する地塊

欠けているらしく，この期間にはほとんど沈によって形成されていることがわかります．

降していないんです．加賀平野南部では，地また，富山平野東部の丘陵・山麓地帯には，

絈野

編集
絈野

森本急斜帯・富 樫 急斜帯が形成された富樫というのは，どの辺りですか．
つ る ぎ

図３・６は，加賀平野北部の河北平野から，とむ ろ や まつ る

べ

森本急斜帯を横切って戸 室 山 北方の釣 部 を抜
ふ た ま た

こ う

し

み ず

け，二 俣 断層を通って医王山の北部に達する

下100ｍぐらいの浅いところで中新統にぶつか

中新統と白亜紀花崗岩・古期花崗岩とを境す

地質断面図です．断面線は図５・１に示してります．小松あたりでは中新統の火山岩が，る北北東−南南西方向の長大な断層が走ってありますが，その図５・１をみるとわかるよ

加賀市のあたりでは中新統の堆積岩がでてきいます．この断層は，富山・新潟の県境近く

URBAN KUBOTA NO.31｜24

く ろ び し や ま

く ろ び し や まの黒 菱 山 付近を通るので黒 菱 山 断層とよばれますが，この断層もまた呉羽山礫層を切って

図 3・ 5−中 期更 新 世 (卯 辰山期 ・ 埴生 期 )の古地理図

おり，富山平野の東縁はこの断層により境されます．断層の東側は，もちろん隆起する飛騨山地です．なお，西縁の石動断層から呉羽山断層を経て，東縁の黒菱山断層にいたる富山平野の地下断面は図４・２を見てください．
以上のように，この時期の激しい断層活動により，富山地域は，隆起域と沈降域の小ブロックに分割されます．それ以降現在にいたるまで，それぞれの小ブロックにおける隆起
量・沈降量はさまざまですが，いずれにしてもこの時期の変動により，現在の丘陵と平野の骨格が形成されたわけです．この時期においするぎ

ける富山県の変動は，一括して石動 変動と呼
ばれます．
み

か た

三 方 変動三浦

さきに第２章でお話しのあったように，

約1,350万年前頃の東尋坊や松島での火山活動を最後に，福井県内では，新第三紀の堆積盆地は消滅してしまい，それ以来，福井県は全体として浸食域になっておりました．ところ

図3・6−河北平野〜医王山北部の地質断面図(森本急斜帯と二俣断層)<断 面 線 は 図 5・ 1に 記 載 >が更新世の中期以降になって，金沢・富山地区に新しい変動の萌しがあらわれてくるのと規を一にして，福井県にも同様の変動が発生
し，福井平野，大野盆地，敦賀平野，あるいは周縁の丘陵などが形成されてきます．
ただ福井県の場合には，中新世後期から更新世前期にかけての地層は全く欠けていますし，

図3・7−呉羽山丘陵の地質図

その上，新生代以前の地質構造，つまり基盤の性格が金沢・富山地区と違いますから，変動のあらわれ方や隆起・沈降の姿も異なった様相を呈します．
みか た

さ ん え ん《三 方 断層と三 遠 三角地》
更新世中期以降の変動は，金沢・富山地区では，隆起ブロックと沈降ブロックをわける断層活動や急斜帯の形成で特徴づけられますが，福井県でこれが明瞭にみられるのは若狭地方

図3・8−新呉羽山トンネルの模式断面図

です．じつは更新世中期前半に，金沢・富山
地区で卯辰山累層や呉羽山礫層が堆積し，飛騨山地の隆起が始まった頃，若狭湾岸の三方のとの五湖のすぐ南，三方町東部に能 登 野 層が堆積

URBAN KUBOTA NO.31｜25

しています(図３・５)．

た海側のブロックには，その後，より若い時

著しく沈降していること，またその沈降が，

図３・９が能登野層の分布域です．この地層

代の扇状地礫層(三方礫層)が堆積しています．

三方断層の活動にともなって形成されたことは，美濃帯の中・古生層からなる山地の山麓

図3・11は，若狭地方の断層と段丘の分布を示がわかります．

に そ っ て ， 標 高 80〜 150ｍ の 丘 陵 を つ く っ てしたものです．図のほぼ中央には，三方断層

このように福井県では，富樫変動・石動変動

おり，層厚は約80ｍです．下部は厚さ約50ｍと小浜から南東にのびる断層にはさまれた三に対応する変動は，三方断層の活動による山の崖錐性〜扇状地礫層，上部は厚さ約30ｍのみか た

お に ゆ う角地帯がありますが，ここは三 方 郡と遠 敷 郡
さ ん え ん

地側の隆起と，三遠三角地という沈降帯の形

礫・砂・泥の互層で，この泥層からは植物化にまたがるので，三 遠 三角地と呼ばれます．

成としてはっきりと現われています．それで石や昆虫化石がでており，貧栄養性の池沼にこの三角地帯では，周りの山地に比べて高度

福井県におけるこの時期の変動を，三方変動

堆積したものと考えられます．

は平均して200〜300ｍ低く，尾根はやせておと呼んでいるわけです．

能登野層と中・古生層との境には，三方断層り，沖積低地は細長く曲がりくねって山地の《福井県北部の山間盆地の形成》が南北に走ります．図３・10がその断面です

中に入っていきます．海岸線をみると，リア

もちろん，福井県における新しい変動は，こが，これにみるように三方断層の活動に伴っス式海岸が顕著に発達し，またすぐ傍に三方の三角地帯だけに限られているわけではありて，東側の中・古生層が隆起し，西側の能登五湖を抱えています．

ません．福井平野，鯖 武 盆地，大野盆地，敦野層は沈降して，断層沿いの能登野層はほぼ

こうした地形的特徴から，この三角地帯は，賀平野なども，この時期の変動にともなって直立し，急傾斜帯をつくっています．沈降し平野とか盆地の姿こそ呈しませんが，全体に形成されるわけですが，それらは，周辺の山

図3・9−三方地区の地質図

図3・10−三方断層に沿う地層急斜帯

せ いぶ

図3・12−越前地方の隆起・沈降域の帯状配列 <岡山 俊 雄 の 接 峰 面 図 に よ る >図3・11−若狭地方の段丘分布

図3・13−越前地方の地形断面と第四紀堆積物

URBAN KUBOTA NO.31｜26

地全体が隆起するさいに，そのなかに生じた・富山地区と違って山地(浸食域)内で発生し少傾いているけれども水平に近く，多くは堆沈降ブロックとして誕生します．

たものです．したがって，福井県の沈降域は積面を残していて，著しい変形をしたり，断そして，こうした変動期以降の隆起・沈降の

いずれも山間盆地で，福井平野は，北西のご層に切られたりしておりません．したがって状況は，現在の地形のなかによく現われていく一部がたまたま海に開いていますが，本質

高位段丘層が堆積したのは，この変動のピー

ます．図３・12は，福井県周辺山地の隆起状

的には山間盆地なのです．

クがすぎた後ということになります．結局，況を，岡山俊雄さんの接峰面図でみたもので隆起帯と火山活動

40万年前ころを中心にその前後の約10〜15万

す．そうしますと，まず北北東−南南西方向

編集

年ぐらいの期間に，この変動のピークがあっの２つの並走する山地列(隆起部)が眼につきなどの第四紀の火山がありますが，これらのたのだろうと考えられるわけです．

ます．１つは，白山−奥越山地−伊吹山地−活動もこの変動と関連しているわけですか．

藤井

鈴鹿山地の山地列，もう１つは，丹生山地−

絈野ですが，その熱ルミネッセンス年代が45〜30

敦賀半島−野坂山地−比良山地の山地列です．

期更新世の日本列島では最大級のものです．

万年前とでています．

そして，これら２つの山地列にはさまれて低

この南北方向の大隆起帯の上に，北から順に

編集

地帯が同じ方向に延びており，その南の延長

立山，鷲羽−雲の平，焼岳，乗鞍岳，御岳なと対応するのでしょう．

には琵琶湖があります．この低地帯を“越前どの第四紀の火山がのっています．隆起運動

絈野低地帯”と呼びますが，この低地帯の中央部の始まりは，これらの火山活動に先行していえてもらっていいんです．特に西南日本でみには，越前中央山地の高まりがあって，低地るようです．

られるこの時期の変動とだいたい前後して，帯を東西に分けています．東側が，勝山・大飛騨山地ほどではない隆起帯は，能登半島か北陸でもこの変動が起こっているわけです．

野盆地と伊吹山地北東方の低まりです．西側

ら白山にかけて南北方向にのびています．こ編集は，福井平野−鯖武盆地，敦賀湾−敦賀平野の隆起帯の上にのるのが白山火山や金沢の東

ですね．

です．

の戸室火山です．ここでは，丘陵と平野を境絈野

このように，越前周辺の山地と低地は，北北する断層によって隆起帯と沈降帯が分化した

積した後にも，かなり傾動しているんです．

東−南南西方向に帯状に配列しているのです

直後に，火山活動が始まったようにみられます．

ただ，その後も動いていますけれども，今かが ， 図 3・ 13は ， こ の 帯 状 地 形 を 東 西 方 向 で変動の年代

ら約40万年前ころの時期に，変動のピークが切った断面です．そうしますと，山地の高さ

編集あったことは確かです．

は，東の奥越山地が1,500〜2,000ｍ，越前中央

は，年代でいうといつころになるんですか．

山地で約800ｍ，西の丹生山地では約500ｍで，

絈野

西に向かうにつれてだんだんに低くなっていメ手になるデータは少ないのですが，上限と富山県東部および西部地域

きます．つまり，山地の隆起量は東側ほど大下限のおよその年代はわかります．

編集

きいのです．

いま述べた戸室山という第四紀の火山は，金登半島北東部を除くすべての地域で，高位段これに対して低地の方，つまり沈降した部分

沢市のすぐ東にありますが，この火山は，卯丘をつくる地層が堆積し始めますね．

の沈降量(第四系の厚さ)は，大野盆地ではせ辰山累層の上にのっています．つまり卯辰山

藤井

いぜい200〜150ｍ，福井平野は200〜250ｍぐ累層が堆積した後に火山岩が噴出したわけで

標高200〜400ｍの付近に，主として礫からな

らいです．ですから沈降量は，逆に西側ほどすが，この戸室火山の年代を調べますと，50る高位段丘相当層が分布し，東 福 寺 累層とよ大きくなっています．さらに図３・13の盆地〜40万年前という値がでています．

ばれます．

の断面をみると，福井平野も大野盆地も，東したがって，卯辰山累層の堆積は50万年前よ

この地層は，堆積物の表面が浸食され，くさ側は地形の傾斜のままに地層が盆地内に入っり以前で，卯辰山累層の堆積後に発生したこり礫だけで堆積面を残さないものもあれば，ていきますが，盆地の西縁は，断層によりほの変動は，どんなに古くても50万年前より以かなり開析されてはいるものの地形面を残しぼ垂直に境されています．この構造は，富山

降ということになります．ですから，この変ているものなどさまざまです．層厚も厚いと平野の場合と同じです．

動のおきたのが40万年前であるかも知れない

ころでは100ｍをこす場合もあります．また，これらのことから，この時期の福井県の変動のです．

この地層の一部からは，寒冷気候を示す植物

が，金沢・富山地区の変動と同質であること

また，卯辰山累層が変形しているのに対し、化石がでています．図３・14は，富山県東部

がわかります．ただし福井県の変動は，金沢

その上位の地層つまり高位段丘堆積層は，多地区での第四紀層の累積状況を示した模式断さきの図３・５には，白山や立山火山

飛騨山地を生みだした隆起運動は，中これらの変動や火山活動が発生したのそれが問題です(笑)．これはというキ

呉羽山礫層の最上部に火山灰があるん

この変動は，だいたい近畿の六甲変動

そうです．いわば北陸の六甲変動と考変動のピークの後も，動いているわけ

もちろん動いています．高位段丘が堆④高位段丘

表３・１を見ると，この変動の後得能

そういうことです．富山県東部では，

とうふく じURBAN KUBOTA NO.31｜27

面図で，地形面Ⅳに関連した地層が，一括し考えてよいでしょう．

なかには，より南方の美濃帯の中・古生層にて東福寺累層とされるものです．

金沢東部の卯辰山では，標高120〜140ｍの山由来するものが含まれており，現在の河川の頂部に高位砂礫層が分布します(図３・３)．

流路では，これらの礫を運んでくることはで

この砂礫層は，下部が礫層，上部が泥質層で，きません．ですから，宿堂層の堆積後，山地

陵 の 東 縁部 ，二 上 山 周 辺 に 分 布し ます ．石 動

層 厚 は 約 15ｍ ， 卯 辰 山 累 層 を 不 整 合 に 覆 いから平野側へ傾動しながら隆起し，この運動

変動の後に堆積した地層で，ほとんど変形します．これによく似た砂礫層は，戸室山周辺，

により東へ流れ始めた吉野瀬川による浸食がておりません．層厚は15〜20ｍです．

野田山などの標高150〜200ｍの山頂部にも分進み，河川争奪が起きて，古天王川の上流がまた氷見市南部には，標高80〜130ｍの丘陵部

布し，平坦な地形をつくっています．さらに奪われたことがわかります（図６・１）．

に上 田 子 層と呼ばれる高位段丘相当層が分布

富樫山地や宝達山の西南側山頂部にも数地点

また越前海岸には，標高80〜120ｍの付近に均します．この地層からは，ヒシ，キンギョモ，

で同種の堆積物がみられ，なかには高さ400ｍ

質な砂層からなる高位海成段丘が点々と分布

ハンノキ，エゴノキ，ツガなどの淡水生・陸のところにでてくるものもあります．

し，南へいくほど高くなっており，南上がり

生植物化石がでてきます．最大層厚は50ｍ以

これらの砂礫層の堆積機構や堆積条件についの傾動をしていることがわかります．段丘の上になります．図３・15が，この地域の第四ては，現在のところ，まだよくわかっており

背後には，かっての海食崖が残っています．

紀層の累積状況を示した模式断面図で，上田ません．ただ，これらの堆積物が，卯辰山累また加越台地の西端が海に突き出ているとこ

層の堆積後のもので，現在の河川系がつくら

ろ，東尋坊のすぐ東側にも高位海成段丘が残の西 田 層を刻みこんだ谷状のくぼみを埋めるれてくる以前のものであることだけは間違いっています．

格好で堆積しています．

ありません．

高位段丘をめぐって富山県西部では，高位段丘相当層は高位扇状か んだ

ほ う だ つ地礫層と呼ばれ，蟹 谷 丘陵の北縁部，宝 達 丘
ふ た が み や まか みた

い す る ぎご

じゅう に ちょう子層は，下部更新統の十 二 町 層や中部更新統
さ いだ

だ い しょう じ

七尾・金沢・加賀南部地域
絈野

石川県の南部では，加賀市大 聖 寺 の周辺，小能登半島では，南部の七尾市西南の標
た か し な

高50〜70ｍの丘陵に，高 階 層とよばれる高位

たつの く ち編集

卯辰山の山頂にある高位砂礫層は，近松市の東側および南側の山麓，辰 口 付近の山

畿地方のいわゆる“山砂利”と似た性質のも麓などに高位段丘相当層が分布します．大聖のなんですか．

な ん ご う段丘相当層が分布します．地層の分布域は図寺周辺のものは南 郷 層とよばれ，上・下部は

絈野

５・14をみてください．

礫層，中部は砂質泥層からなり，中位段丘層ています(笑)．

この地層は，層相の横への変化がかなり激しの片山津層によって不整合に覆われます．図編集

いのですが，大まかには，下部の礫質層，中３・17がこの地域の模式断面図です．

いったいどういう状況のなかで……

部の泥質層，上部の砂質層に分けられます．

福井県北部地域

絈野

中部の泥質層からは内湾生の貝化石がでてき三浦

福井県では，高位段丘相当層は加越台

す(笑)．山頂にあるわけですから，いまの河ます．層厚は約20ｍです．図3・16がこの地域

地周辺および丹生山地に分布します（図６・川系で運ばれたものでないことは確かです．

た か し な

わ

ほ そ

ろ

ぎ

そうです．正体不明なところもよく似

山頂部に残されている礫というのは，その状況というのが，正体不明なんで

１ ）． 加 越 台 地 周 辺 の も の は 細 呂 木 層 と よ ばそれ以上のことを知ろうとしても，周辺のも倉 泥岩層などの中新統を不整合に覆い，中位れ，砂・泥からなる地層です．層厚は約25〜50のが浸食されて，すべて消え失せているので段丘層によって不整合に覆われます．

ｍで福井平野の地下にも分布します．

手掛かりがつかめない．

また能登半島の北部では，標高100〜200ｍの丹生山地の中部には，標高200ｍ付近のせまい

編集の模式断面図で， 高 階 層は，赤浦砂岩層・和く ら

しゅく ど う高位段丘というのは，こうして改めて平坦な地形の上に，うすい堆積物や風化残留範囲ですが， 宿 堂 層が分布します．この地層お話しを聞くと，じつにさまざまな様相をし層がのっています．これらは，高位段丘堆積は主として礫からなり，最大層厚は約40ｍ，浸ていますね．それに，越前海岸の海成の高位

物(あるいはより古い中期更新世の浸食面)と食された中新統の凹地を埋めています．礫の段丘や蟹谷丘陵の河成の高位段丘などを除け

図3・14−富山県東部地区の第四系の模式断面図

図3・15−氷見地区の第四系の模式断面図

URBAN KUBOTA NO.31｜28

ば，段丘という感じがしませんが……

古い方からみていくと，変動直前のものまで

絈野

割り切っていえば，高位段丘堆積物がはだいたいわかる．その中間のものが，みな堆積する場所というのは，丘陵と平野という高位段丘に含められてしまっている．それが約12万年前頃の古地理

幾つかのブロックに分かれた直後の，ブロッ

実態だと思います．

編集

ク内の低まりのところなんです．ですから，

編集

つごろですか．

おっしゃるように高位段丘といっているのは，囲気に包まれているわけですか．

絈野

一般にいわれる段丘とはかなり性格が違いま絈野

ええ(笑)．

頃のことになります．その頃の地球は最終間す．例えば，海岸段丘は海岸を削った平らな藤井

そういうことは，言わぬことになって氷期で，気候は温暖で，海面は今よりもいく

波食台にでき，河岸段丘は昔の川の流路にでいる(笑)．だから，一般の人には余計わかりらか上昇していました．海成の中位段丘がつきますが，ここでいう高位段丘は，そういうにくい(笑)．

くられたのは，この時代です．海面の上昇に平らな段を埋めて物がたまったというのでは絈野

ほかの日本の各地にも，この時代の同ともなって陸地に侵入した海は，その営力でなく，低まりを埋め尽くしたものなんです．

じような堆積物がいろいろとあるんです．で海岸際の浅海に平らな地層を堆積させます．

それが現在，たまたまあちこちに残っている．

すからそれが解ければ，更新世中期に発生しその後，海が退いて離水すると，平らな埋積ですから，堆積物がみな非常に乱雑で，十分た大きな変動の後どういう状況だったか，そ

面が姿を現して海岸段丘となります．

淘汰されていない．つまり，礫も砂も粘土もれが議論できるんです．ただ，みんなそれに

一方，当時の河川の中・下流域では，河川にガシャッと一緒にたまったような，そういうチャレンジしているんだけれども，余り効果よる埋積が進んで平らな地形面がつくられま

堆積物なんです．そしてその後，かなりの風が上がらないものだから，途中で投げてします．その後，海岸線が後退し，河川の流路が化を受けて，礫が腐っていたり，赤色化した

うんですね(笑)．誰もが納得できるようなキ沖合の方へ延びていくと，隆起域では，河川りしているという，そういう地層なんです．

メ手がないんです．それで議論が泥沼に入っが下方へ刻みこんで平らな埋積面が河岸段丘

三浦

私の予想では，高位段丘がたまったと高位段丘は，そういったややこしい雰⑤12万年前頃の最終間氷期

海成の中位段丘が形成されるのは，い年代をさきにいうと，約15〜12万年前てしまう．

となって残されるわけです．

きの元の面は，丘陵に非常に近い感じなのでいずれにしても，この正体のよくわからない

図３・18は，中位段丘層を形成した約12万年

すが，丘陵よりは多少低いんです．丘陵がそ時代，つまり高位段丘として一括されている

前頃の北陸の古地理図です．この時代には，の当時の浸食の面で，高位段丘ができたとこ

時代が，30万年前〜20万年前ぐらいまで続き主として海面の上昇に対応して，各地でいろろが当時の堆積の面という感じなんです．

ます．その後に，中位段丘を形成する時代がいろな地層が堆積しました．しかし，その後絈野

訪れるわけです．この時期になると，事態は沈降した地域では，こうした地層は地下に埋

だいぶはっきりしてきます．

没してしまって，地表では見られません．逆だから，丘陵に比べれば高位段丘のほうが，堆積面が多少残っている．
編集

高位段丘というのは，一番わかりにくに，その後隆起してきた地域では，平らな埋いですね．

積面が段丘面となって地表に現われているわ

藤井

結局，わからない段丘で古いものを，けです．つまり，中位段丘は半島や隆起域に

それは地形面があったりなかったりするわけ

よくみられ，沈降域では見えにくいわけです．

ですが，そういったものを高位段丘のなかに

ここでは，北陸の代表的な海成の中位段丘で含めているんですね．

ある平床層について紹介します．

絈野

平 床 段丘ひ ら と こ新しい方からみていくと，中位段丘ますではその正体がよくわかるんです．また逆に
図3・16−七尾地区の第四系の模式断面図

ず

能登半島先端の珠州 の付近には，海抜20〜40
図3・17−加賀南部の第四系の模式断面図

URBAN KUBOTA NO.31｜29

ｍの高さに平床台地とよばれる台地が広がってースは他にあまり例がなく，そういう意味でとして，10万年で35ｍの隆起ですね．年間にしいます．この台地の表層には平床層とよばれも平床段丘は典型とされるわけです．平床上て 0.35mmで し ょ う ． こ れ は ， ご く ゆ っ く りる砂礫や泥の地層が分布し，その中からさま部貝層には，たくさんの貝化石にまじって微した上がり方で，非常に理屈に合う値ですね．

ざまな貝類化石や植物化石がでてきます．

小な単体サンゴ類の化石が含まれますが，こ編集

図3・19がこの平床段丘の模式断面図です．

れを丹念に集め，トリウム成長法という方法にあってもいいはずですね．

平床層の形成のプロセスについては，北陸第で年代が調べられました．そして大村明雄さ

絈野

そうです．

四紀研究グループの報告（1961）が一番わかん（金沢大学）による厳密な実験の結果，お三浦

越前海岸には，小規模な海成の中位段

りやすく説明しているので，以下にそれを引

よそ12万年前という測定値が得られたのです．

丘が点々と分布しますが，これも高位段丘と用します．

つまり，平床層が堆積して海岸段丘がつくら同じように南へむかって高くなっていき，越「……温暖期（間氷期）になって海面が上がれた時代は，およそ12万年前頃と結論された

前岬のあたりで一番高くなり，海抜60ｍまで上ってくると，まず谷地形にそって海が進入しわけです．

がっています．

て入江をつくり，そこには，内湾にすむ貝や編集

加越台地の中位段丘と古砂丘

木の葉などを含む泥の層が堆積する（平床下しのあった飯塚珪藻泥岩ですね．

編集部貝層）．さらに海面が上がると，海はひろが

絈野位段丘ですね．

り，突出した部分は浸食されて平らに削られ，べれば浸食されやすいほうでしょうね．それ三浦

波浪や潮流の強い浅海の底には，どこでも一で，岩石海岸としてはわりに広い台地がつく地の西端では，さきほど触れましたように様に砂が堆積し，一部では貝殻の密集層がでられたのかもしれません．日本海の沿岸では，

海成高位段丘が一番高い地形面をつくっていきる(平床上部貝層)．海面がいちばん高くま

奥尻島，男鹿半島，佐渡島などに，きれいなます．中位段丘は，それより一段低い海抜で達したあと，やがて海面が下がりはじめる

海岸段丘が残っています．こういう地域はみ20〜30ｍのところに平らな地形面をつくりますと，いったん堆積した砂層の一部は取り去らな隆起帯で，しかも，能登と一緒でいずれもが，この地域では，中位段丘層のかなりの部

れ，泥まじりの砂（瓦土）をあとに残して，半島や島です．

分が古砂丘堆積物に覆われます．

海はだんだんと退いて行く．……」

海面上昇の規模とその後の隆起量

中位段丘をつくる地層は芦 原 砂層とよばれ，

図の右端の宇治貝層は，内湾成の平床貝層に編集下位の細粒砂層と上位の粗粒砂層からなりま

比べて，外洋の流入もあるやや深いところでと，どのくらい高くなっているんですか．

す．下位の細粒砂層は層厚約５ｍ，海面の上堆積した地層です．

絈野

平床層の海進を調べた太田陽子さんの昇に伴って，外洋の影響下に堆積した浅海の平床層の場合には，堆積物に含まれる化石を研 究 で は ， 今 か ら 約 6,000年 前 の 縄 文 海 進 と砂層です．その上に重なる粗粒砂層は，層厚用いて，直接に年代が明らかにされています．

同じくらいのものだろう，という結論です．

約15ｍと厚く，河口から海浜にかけてのいわ

日本海側の海成の中位段丘では，こうしたケ

つまり現在と比べると，約５ｍぐらい海面がば三角州性の粗い砂層です．この砂層には，高かったということです．

細粒の軽石層がはさまれますが，そのフィッ

編集

ショントラック年代は約12万年前と測定され

図3・18−最終間氷期の約12万年前頃の古地理

平床層の基盤は，さきの第２章でお話

たしかに珪藻泥岩は，ほかの岩石に比この時期の海面上昇は，いまと比べる

縄文海進のときよりも暖かくて，海面では，中位段丘面はもっと高いところ

越前の方では，加越台地の大部分が中図３・20が加越台地の地質図です．台あわ らももっと上がっていたのではないんですね．

ています．

絈野

いまのところ，海面がもっと高かった

粗粒砂層が堆積した後，海は退き，その上にという証拠は必ずしもないわけです．平床層は層厚50cmほどの連続性のよい古土壌帯が形から産出する貝化石や有孔虫を調べると，現成されます．これが粗粒砂層の堆積面をつく

在よりは少し暖かい海で，縄文海進のときとっており，ほぼ中位段丘面をつくっているわ

同じくらいであった．縄文海進がプラス５ｍ

けです．

とすれば，平床層のばあいもプラス５ｍであなお，古土壌帯の上に重なる古砂丘堆積物にったろう，そういう議論です．

ついても，ここで触れておきます．古砂丘堆

編集

そうすると，いま平床の海岸段丘が海

積物は，風成の中粒砂層からなりますが，そ

抜40ｍの高さにあるということは，それ以降，の斜交ラミナを調べると，海側から内陸側へ

ここでは約35ｍ隆起したということですか．

と古土壌帯を覆っていったころがわかります．

絈野

層厚は約５ｍ，海抜40〜60ｍの地形面をつく

おっしゃる通りです．かりに10万年前

URBAN KUBOTA NO.31｜30

っています．そして表層部にローム層をはささらに，その後も砂の供給が続き古砂丘を形たくさんでてくるのです．つまり，当時このみますが，その年代は約５万年前で，それ以成した．そういうケースです．

地域には，カラス貝が生息し，ヒシの生い茂

前に古砂丘がつくられていたわけです．

第一射水湖

る湖が広がっていたわけです．射水平野には，いみ ず

図３・21は，芦原から池上を通って日本海へ

編集

抜ける断面図です．芦原砂層の下位の細呂木

かけては，湖が広がっていたんですか．

と区別する意味で，この時期の湖を「第一射層は，さきに述べた高位段丘層，基盤は新第藤井水湖」とよんでおります．

三系です．

（図３・７，図３・８）をご覧いただきまし編集

西端の高位段丘は，中位段丘に周りを呉羽山丘陵の西から射 水 丘陵の北側に

さきに，呉羽山丘陵の地質図と断面図

とうげ ぢ ゃやく れはたが，その中の峠 茶 屋 礫・砂泥互層と呉 羽 火
き た だ い縄文海進時にも再び湖ができますから，それ第一射水湖は，図３・22のような広がりをもっていたと考えられますが，その北限につい囲まれていますから，海進時には，小さな島

砕層・北 代 砂層などが中位段丘堆積層です．

ては確かな資料がないのでわかりません．たになっていたんですか．

これと同じ時期の地層は，射水丘陵の北側にだ縄文海進時のときには，海岸に砂丘がつく

三浦も分布しておりまして，こちらでは，峠茶屋られ，その内側に湖ができるのですが，おそ

編集

そうです．
河口付近に堆積した三角州性の粗い砂

ひみ や礫・砂泥互層の相当層は日 の宮 礫・砂泥互層

らく第一射水湖の形成時にも同様な状況があの地層というのは……

とよばれます．

ったのではないかと思われます．

三浦

丹波の由良川は，丹波高地を北へ流れ

峠茶屋礫・砂泥互層と日の宮礫・砂泥互層は

金沢市街の河岸段丘て若狭湾に注ぎますが，その由良川の河口にいずれは，下位から礫層・泥炭層・粘土層・

編集

神崎という場所があります．ここには，規模

砂泥互層の順に重なっていますが，下部の泥の段丘がありますが，金沢城や兼六園のあるは小さいんですが，粗い砂ばかりの河口成の炭層からは，どちらからもエゾマツ・コメツ

ところが，この時期の段丘でしょうか．

三角州がつくられています．加越台地のもの

ガ・チョウセンゴヨウなどの氷期の気候を示絈野も，ちょうどこれと同じ性質のもので，ただす植物化石がでてきます．

く，地形も見通しのよいところに築かれてい規模が大きいんです．勾配の緩い大きな河川

その上位の粘土層になると，ブナ・オニグル

ますが，金沢城も例外でなく，一段高い中位の谷の出口が，たまたま河口であったという

ミ・ナンキンハゼなどが増えてきて，気候が段丘の先端に築城されています．さらに金沢ことだと思います．加越台地では，内陸から温暖になったことがわかるわけですが，ただの場合には，犀川と浅野川を中心に河岸段丘

砂が大量に，どんどん運ばれてきて，それがそれだけでなく，日の宮礫・砂泥互層の粘土がよく発達しているので，金沢の城下町とい海進・海退と重なって中位段丘をつくった．

層からは，多くのヒシや20cm大のカラス貝がうのも，城を中心にこうした地形に対応する

図3・19−能登半島珠州市における平床段丘の堆積物の模式図

金沢の市街地周辺には，川沿いに数段

だいたい昔の城というのは，地盤が固

図3・20−加越台地の地質図

図3・21−加越台地の地質断面図

URBAN KUBOTA NO.31｜31格好で発展してきております．

いきます．こうして両河川の中央部には浸食

両岸の山腹にも残されたわけです．おそらく

図３・23に金沢の河岸段丘の分布を，図３・を免がれた中位段丘が残った．それで，このこの時期の火砕流の先端は，富山平野南部に24にその断面図を示します．山手の野田山〜段丘上の先端に，金沢城や兼六園をつくるこまで達していたものと思われます．

とができたというわけです(笑)．

この火砕流堆積物の年代は，10〜９万年前頃

み つ

こ

う じ

た ち や ま三 小 牛 町周辺および館 山 町付近にある一番高

かさ まい

かさ まい

い段丘が高位段丘で，このうち野田上位段丘図の笠 舞 上位段丘と笠 舞 下位段丘とが，いまと推定されていますが，常願寺川流域の中位は海抜160ｍ〜180ｍに，野田下位段丘は海抜

述べた最終氷期の段丘で，低位段丘とされる段丘堆積物には，このときの溶結凝灰岩に由120ｍ〜140ｍの高さにあります．ただ分布はものです．この時期に２段の段丘がつくられ来する礫がたくさん含まれております．した

割合にせまい範囲に限られます．

たのは，この地域が隆起しているためです．

がって，中位段丘の形成は10〜９万年前頃よ分布の最も広いのは小 立 野 段丘とよばれる中

富山平野南東部の中位段丘り後ということになります．

位段丘です．ただしこの河岸段丘は，平床台

編集

富山平野の南東部には，たくさんの中

また立山火山の第３期の活動は，主としてカ地のような海成の中位段丘よりは少し後にで位段丘がありますが，堆積物や層相は似たよ

ルデラの周辺斜面で発生し，最後の第４期のきたものと思われます．小立野段丘は，犀川

うなものなんですか．

活動は地獄谷付近を舞台とします．いずれもの左岸から浅野川の右岸にかけて，海抜45〜藤井

富山平野南東部の段丘は，中位のもの

第２期のような大量の火砕流を噴出していな

60ｍの高さで下流から上流までよく連続してでも低位のものでも，だいたいが扇状地性のいので，常願寺川流域の段丘の形成には直接います．段丘堆積層は，全域を通じて礫層か礫層で，礫質の河岸段丘堆積物を特徴として的な関わりをもっておりません．いずれにしらなりますが，下流部では礫層の上位に泥質います．それでも，場所により堆積相はいろても常願寺川は，立山カルデラの膨大な崩壊層が重なります．

いろと異なります．ですから，さきの図３・堆積物を運び続け，それらの砕屑物を流域にこうした地層の分布と層相からみて，平床層

14の断面図でいいますと，地形面Ⅲをつくっ抱え込んでいるわけです．

が堆積した海面上昇期より少し後の10〜８万ていて，地形面Ⅱに覆われていないという地

図３・26は，常願寺川扇状地の扇頂付近の地

年前ごろには，古犀川と古浅野川は土清水町

形的特徴，それともう１つは，各地層に含ま形地質断面図です．中位段丘は３面認められのあたりで合流し，そこから下流域にかけてれる植物化石などの共通性，あるいは地層のますが，左岸の大川寺面は，上野面の浸食面

扇状地性の礫層を堆積したものと思われます．

最上位にのる土壌などから，中位段丘に対比

です．低位面も３面認められますが，低位３その埋積面が，いまの中位段丘面になっていしています．

面の大森面は下流部で沖積扇状地との境が不

こ

だ つ

の

うわ だん

うわ だん

るわけです．

富山平野南東部では，立山町上 段 の上 段 礫層

明瞭となり，沖積段丘面と考えられます．低その後，最終氷期になって海面が低下し，海が中位段丘の模式地になっており，その相当

位１面・２面が低位段丘です．中位段丘は堆が沖合に退いていくと，この地域は河川の上層は上段累層とよばれます．上段礫層には，積物がより固結しており，またその上部に黄流域に変わり，扇状地の浸食が始まります．

立山火山の砕屑物からなる泥流堆積物がはさ

褐色土壌をのせるので，低位段丘とは区別さそのさいに二つの河川は分離し，それぞれの

まれます．

れます．

流路に沿いながら主として左岸側を浸食して常願寺川流域の段丘と立山火山

図３・27は，天 林 付近の中位段丘の地質柱状編集

図です．ここでは，新第三紀の黒瀬谷累層の図3・22−第一射水湖の古地理

常願寺川流域の段丘の形成には，立山て ん ばやし火山の活動が関係しているんですか．

上に，厚さ約10ｍの上段礫層が不整合にのり藤井

立山火山の形成史については，地質図

ますが，この礫層には，花崗岩や片麻岩の礫などとともに表紙の裏面で簡単にまとめましとともに，いま述べた立山火山の第２期の溶たので，それを見ていただきます．常願寺川

結凝灰岩の礫が含まれます．上段礫層の上位流域の段丘の分布は，図３・25のようになっには，同じ溶結凝灰岩の大礫を含む厚さ約１ており，図のうち，和田川の合流点より上流ｍの泥流堆積物がのり，さらにその上には，域に分布する溶結凝灰岩は，立山火山の第２黄褐色土壌が重なります．

期の大規模な火砕流堆積物の一部です．

なおこの土壌には，山陰の大山火山が噴出し立山火山の中央部にカルデラが生まれ，いまた 大 山 倉 吉 軽 石 層 （ DKPテ フ ラ ） が は さ ま れ

みだだ い せ ん く ら よ しの弥 陀 ヶ原の台地をつくった第２期の火山活ます．この年代は約５万年前と推定されてい動はきわめて大規模なものだったので，図にみますので，中位段丘は５万年前より以前に堆えるように，当時の火砕流堆積物が常願寺川積したものと思われます．

URBAN KUBOTA NO.31｜32図3・23−金沢の河岸段丘の区分と分布

図3・25−常願寺川流域の段丘分布図<藤 ， 1975>

図3・24−金沢の河岸段丘の断面図<藤 ， 1975>

図3・26−常願寺川扇状地扇頂部の地形地質断面図

図3・27−天林の地質柱状図URBAN KUBOTA NO.31｜33

と，ごく単純化していいますと，氷河の拡大

チョウセンゴヨウマツがでてきます．年代はした分だけ，海水が陸地に固定されてしまい

約18,000年前です．

約２万年前頃の古地理ます．その結果，この時期には海面が約100ｍ

立山地域での氷河の形成

編集ほども低下してしまいます．

編集

終わって次の最終氷期に入る年代は，それぞ

図３・29は，約２万年前頃の北陸の古地理図

山崎カール(圏谷)は，この時期の氷河のあとれ何万年前頃になるんでしょうか．

です．海面が約100ｍほど下がったので，海岸

ですね．

絈野

最終間氷期の始まる年代については，

線は遥か沖合まで延び，若狭湾の大部分，加藤井

約15万年前とも約13万年前ともいわれて，い賀平野や能登半島西方の遠い沖合，能登半島

河がつくった浸食地形です．立山西斜面のこ⑥最終氷期の時代

最終間氷期の始まりの年代と，それがへ

く ら じ ま立山で，いま天然記念物になっている

そうです．山崎カールは最終氷期の氷

ろいろと意見が分かれております．最終間氷の北方では約50km離れた舳 倉 島 の沖あたりまのカール氷河は，明治35年(1902)に山崎直方期が終わり，最終氷期（ウルム氷期）の始までが，陸地に変わります．ただし富山湾の沿さんにより報告されたもので，それに因んでる年代は，約７万年前ということでは大方の岸地域は海岸線がいくぶん海側に張出すだけ

山崎カールとよばれているわけです．

考えが一致しているようです．ですから最終で，その姿は余り変わりません．

その後，この地域の氷河遺跡は，深井三郎さ

氷期は，約７万年前から約１万年前の期間にこのように海岸線が遠い沖合まで退いたので，んなどにより詳しい調査・研究がなされ，多なります．それで１万年前から現在にいたる

当時は，現在の水深約100ｍより浅い海底が沿くの氷河遺跡のあることが分かってきました．

期間は，別に後氷期ともいうわけです．

岸部の低地となり，そこに河川による扇状地

しかも氷河の形成時期は，大別すると２回に最終氷期に入っても，寒暖の変化を伴いなが性の礫層が堆積しました．この礫層が，いわわたることも明らかにされ，新しいほうの氷ら，つまり亜氷期と亜間氷期とを繰り返しな

ゆる第１礫層とよばれるもので，沖積平野を河が形成された時期は立山亜氷期，古いほう

がら，やがて約２万年前の最終氷期の最寒冷構成する沖積層は，この礫層の上に重なっての氷河が形成された時期は室堂亜氷期と名付期が訪れてきます．

います．

けられました．いずれも最終氷期のものです

地 球 上 で の 氷 河 の 分 布 面 積 は ， 現 在 約 1,600

最終氷期の時期の河川は，その中・上流域にが，立山亜氷期は約２万年前頃に，室堂亜氷

万km２ (陸地全体の約10％)ですが，ウルム氷期

浸食・堆積作用による浸食面や埋積面をつく

期は約６〜５万年前頃に形成されています．

の最寒冷期には，北半球を中心にいまの数倍

ります．それらのものが，いま低位段丘面を

立山亜氷期にまで氷河が拡大したと推定されています．

つくっているわけです．この時期の各地域の

図３・30は，立山地域の氷河遺跡です．図にとくに，スカンジナビアと北アメリカでは大古地理図は，次の第４章で平野ごとにまとめ見るように，立山亜氷期には，立山連峰の東

規模な氷床が発達しました（図３・28ｂ）．もてありますので参照してください．

側斜面にはカール氷河がずらりと並んでいまちろんアルプスの氷河も周辺に拡大したので，編集した．剣 沢 ・真 砂 沢 ・内 蔵 之 助 沢・御 前 沢なヨーロッパは，その大半がツンドラやステッるのでしょうか．

最寒冷期の植物遺体は，見つかっていつるぎ ざ わま

さ ご ざ わ

く

ら

の

す け

お

ま え

どのカール氷河です．
く ろ

こプに変わってしまいます．

三浦

敦賀平野には，黒 河 川沿いに小規模な

これらは，山頂ちかくの谷頭部につもった万このように，氷河の規模が数倍にも増大する

低位段丘礫層が分布しますが，ここからは，

年雪が氷河になったもので，氷河の融けたあ

図3・28a−北半球の現世の氷河と海氷の分布

図3・28b−最終氷期最盛期の氷河と海氷の分布

図3・29−最終氷期の約２万年前頃の古地理

URBAN KUBOTA NO.31｜34図 3・ 31の 作 製 に 引 用 さ れ た 文 献 名(1)深 井 (1974;1975),町 田 ･新 井 (1979),Machida(1980)(5)小 野 ･平川(1975a)(2)古 畦 ほ か(1974)(6)小 野 ･正木(1980)(3)Kobayashi＆ Shimizu(1966),Shimizu(1972),(7)平 川 ･小野(1974)

小 野 ･正 木 (1980),小 野 /清 水 (1982)(8)Ono(1980;1981a)(4)五 百 沢 (1962;1963;1979)

た い せ き(9)Machida(1975),Kaizuka et al(1977)とには，お碗を半分に割ったような浸食地形

氷河の運んできた岩屑や礫を堆 石 ，その堆石

池の平カールや，内蔵之助沢の標高約2,000ｍが残されます．それがカール(圏谷)です．ヒ

のつくった丘や土手（堤列）をモレーンといの堆石丘がつくられています．また立山亜氷

マラヤ，アルプス，アラスカなどにもみごといますが，山崎カールの前面には，図にみる期の剣沢・真砂沢・御前沢カールの下流にあなカール地形がみられますが，これらに比べように，第１〜第３モレーンが小高い丘をつるＵ字谷も，室堂亜氷期のものと考えられてれば立山のものは小規模です．

くって並んでいます．このうち，第３モレー

い ま す ． く ろ べ だ い ら 駅 (標 高 1,980ｍ )を 囲

ンは標高約2,705ｍにあって小規模ですが，第む氷河遺跡も室堂亜氷期のもので，この駅は，

獅 子 岳 の東斜面にもつくられています．図に

１ モ レ ー ン は 標 高 約 2,520ｍ 〜 2,400ｍ に あ

室堂亜氷期のタンボ沢カールの側方モレーン

は載っておりませんが，飛騨山脈には，日本

り，第２モレーンは標高約2,620ｍから第１モを切りひらいて建設されたものです．駅舎のレーンのすぐ上までつづきます．つまり，こ後方の崖には，花崗岩類の角礫からなる氷河

郎 岳や黒 部 五 郎 岳 のカール氷河もよく知られこでは，ほぼ同じ規模の端部モレーンが２段成礫層が見られます．

ております．これらはいずれも立山亜氷期にになって形成されているわけで，そのため，編集形成されたもので，カール底の高度は，そのこの２つのモレーンをつくった時期は，立山氷期の氷河遺跡の方が低いところにあるのは，大部分が標高2,500〜2,700ｍの範囲です．

亜氷期のⅠ・Ⅱとして区別されています．ま室堂亜氷期の氷河の方が規模が大きかったの

なお飛騨山脈では，後立山連峰の白 馬 岳にもた立山地域の氷河では，浄土山カールの形成でしょうか．

カール氷河が形成されています．飛騨山脈以時期が一番新しいとされ，それが立山亜氷期

藤井

そういうことです．

外では木曽山脈と赤石山脈に，それと北海道のⅢになります．

編集

日本のほかの氷河遺跡地域でも，立山の日高山脈にみごとなカール氷河が発達して室 堂 亜氷期

じょう ど

や ま

りゅう お う や ま

お に だ けカール氷河はまた，浄 土 山 ・ 竜 王 山 ・鬼 岳 ・
し

し

だ け

や く

し

だ け

の

ぐ ち

ご

一といわれる薬 師 岳 のものをはじめ，野 口 五
ろ う

く ろ

べ

ご

ろ う だ けし ろ う まむ ろ ど うむ ろ ど う だいら

立山亜氷期の氷河遺跡よりも，室堂亜亜氷期と室堂亜氷期に相当する２つの形成時います．日高山脈のものを除くと，飛騨山脈

室 堂 平 からその西北西方向にかけての，標高期があるんですか．

のものが規模が大きく数も多いんですが，こ2,300ｍ 付 近 に は ， 室 堂 西 の 台 堆 石 丘 と い わ

藤井れは主として降雪量の多さに起因するものとれるモレーンが広がっており，室堂礫層とよ成時期については，周氷河現象も含めて，小思われます．分布高度は赤石山脈のものが最ばれます(図３・30)．

野 有 五 さ ん (北 海 道 大 学 )が ， 図 3・ 31の よ う

も高く，標高2,800〜2,900ｍです．

この礫層は，その堆積状況から，立山火山のにまとめておられます．図にみられるように，

日本では，カール氷河の大部分が東斜面につ第３期に噴出した溶岩のすぐ後のものである

日本では最終氷期の最寒冷期の以前に，室堂

くられていますが，これは，冬の厳しい北西とみなせます．それで立山亜氷期の以前にも，亜氷期とほぼ同じ時期に氷河が形成されておからの季節風に対して，風下側のほうが雪が室堂礫層をもたらした氷河がつくられていた

り，また，この時期の方が氷河の規模が拡大

集積しやすいからです．ただ山崎カールは，ことが分かり，この氷河の形成された時期をしていたことが分かります．

立山の地形的特徴から西斜面につくられてお室堂亜氷期とよんでいるわけです．年代は，

日本海の海底土が語る日本海の古環境

り ま す が ， カ ー ル 底 の 高 度 は ， 標 高 約 2,715

さきに触れたように約６〜５万年前頃です．

編集〜2,810ｍといくぶん高くなっています．

室堂亜氷期には，剣岳北東の標高約1,980ｍの象」でお話しのあったように，この時期には

図3・30−立山地域の氷河遺跡

最終氷期における日本の氷河地形の形ということは，一番最初の「北陸の気図3・31−日本の高山地帯にみられる氷河遺跡の対比<小 野 ， 1982>

URBAN KUBOTA NO.31｜35

海面がだいぶ下がってはいたけれども，暖かターの安田喜憲さんが，福井県の三方湖の湖

海水準変動とそれをめぐる諸問題」がテーマ

古地理図で，日本列島の高山には氷河が形成

い対馬暖流は入っていた．それで，北陸にも底で深さ32ｍのボーリングを行い，花粉分析をになりました．そして，日本海の古環境，海された時期です．そのため，多量の降雪を必

雪がたくさん降った．一方では，夏の気温もしておられますが，その結果では，５〜４万水準変動，対馬海峡や津軽海峡の陸橋問題，

要とし，海峡は開いており，淡水とともに暖低下していて万年雪となり，氷河が拡大した．

年前は積雪量が多く，対馬暖流が流入してい気候の変遷，氷河地形などが討論されたわけ

流も入っていた．海面の低下は約100ｍと考え

そういうことでしょうか．

たとされています．

です．私，富山にいるものですから，これを

ています．

藤井

このように，いまのところは，陸域での氷河お世話することになったわけですが，やはり

図3・34dは，約２万年前の立山亜氷期の古地

ころなんですがね（笑）．

地形や湖底の花粉分析の研究からの結論と，各方面での調査・研究が進むにつれて，新し理図です．この時期は，最終氷期の最寒冷期

絈野

日本海の海底のコアの研究からの結論とが食い問題がいろいろと提起されてきます．

にあたりますが，飛騨山脈に氷河が形成され海の隠岐海嶺から採取した２本のピストン・

い違っている，というのが現状です．

いまの海水準低下量の問題もその一つなのでているので，海峡は開いており，一部に暖流コアを調べた結果からは，この時期の日本海

これについては，例えば，対馬暖流が入ってすが，ここでは，スペースの関係もあってそが入っていた．海面の低下は約80〜100ｍと考には，対馬暖流の流入はなかったろう，と推いなくとも，シベリアからの季節風がより冷

れぞれの根拠を詳しく述べるわけにもいきまえています．

定されているのです．図3・32aがコアの採取

たく，日本海の表面水温との温度差がある程せん．それで最近，その後の研究の成果をふ

以上が，最終氷期までの古地理図です．つい地点，図3・32bが２本の海底土のコアの柱状度まであれば多雪が生じるのか，といったよ

まえて，私なりに，日本海沿岸の更新世以降

でに，完新世の古地理図についても，ここで図です．これらのコアは，大場忠道さん（金うな問題もありますが，いずれにしても解決の古環境の変遷をまとめましたので，ここで簡単に触れておきます．

沢大学）などによってくわしく分析され，古は将来に残されています．

は，その一部を見ていただきます．

図3・34eは，約１万年前の入善沖海底林の時

水温や水塊構造などにもとづいて，最終氷期

日本海沿岸の古地理の変遷

図３・34aは，約16万年前の最終間氷期の前の代の古地理図です．海面は，いまよりも40〜

以 降 の 日 本 海 の 古 環 境 の 変 遷 が ， 図 3・ 33の最終氷期にはもう一つ問題がありまして，そ氷期(リスⅡ亜氷期)の古地理図です．最終氷45ｍほど低下しており，気温も２〜３℃低かように想定されました．

れは約２万年前の海水準の低下量と，それに期の最寒冷期よりも，このときの氷期の方がったと考えられます．

図の説明で分かるように，8.5〜2.7万年前，関連して対馬海峡が開いていたのか，閉じてより寒冷です．そして，大陸棚外縁での地形

図 3・ 34fは ， 約 6,000年 前 の 縄 文 海 進 期 の 古

2.7〜2万年前の時期には，対馬海峡からの流いたのかという問題です．

変化点の深度などから，このときの海面は，地理図です．この頃は，海面はいまよりも数入はありますが，それは対馬暖流ではなく，以前から，大方の一致した考えとして，最終

いまよりも約140ｍ低下していたと考えられま

ｍ高く，気温も２〜３℃高かったと思われま

黄河からの冷たい水で冷却された表層水や，氷期の最寒冷期の海水準低下量は約140ｍとさす．その結果，この時期には，対馬海峡・朝す．対馬暖流が流入しています．

あるいは黄河からの大量の淡水で薄められたれており，したがって，対馬海峡はほとんど

鮮海峡，また津軽海峡は閉じていて陸橋にな問題を残したままの図ではありますが，いま

塩分の少ない水が想定されています．

閉じていただろうといわれておりました．しり，日本海は陸橋に囲まれ，淡水化が進んだのところは，だいたい以上のように考えてお１万年前〜8,000年前になると，始めて対馬暖かし最近になって外国でも日本でも，海水準と思われます．

ります．

流が入るようになり，この時期以降からは，低下量は約80ｍという考えが主張され始めてき

図３・34bは，約12万年前の平床層を堆積した

陸域での研究結果とほとんど一致した結論がております．

時期の古地理図です．海面はいまよりも数ｍ得られています．

じつは，10年程前に富山で第四紀学会の総会

高く，もちろん暖流が入っています．

藤井がありまして，そのときに「最終氷期以降の

図３・34cは,約６〜４万年前の室堂亜氷期の大筋としては，そのように考えたいとそう考えたいのですが，じつは，日本

あと陸域では，国際日本文化研究セン

図3・32−日本海の隠岐堆から採取された２本のコア

図3・33−日本海の最終氷期以降の古環境変遷史 <大場，1986>

図3・34−約16万年前以降の日本海沿いの古環境の変遷

URBAN KUBOTA NO.31｜36・37

富山平野
藤井昭二＝富山大学教養部教授①富山平野の基本的特徴

世中期以降，飛騨山脈が激しく隆起しつづけ藤井

これまでの話しでお分かりのように，ていること，それに伴って富山平野そのもの

富山平野は，背後には，激しく隆起を続けるが，独特な形を付与されながら発達している

飛騨山脈があり，前面には，沈降の著しい深ことがよく分かります．

海性の富山湾が広がります．このように，陸富山平野は，呉 羽 山 丘陵を境に，東の富山平と海の性格に際立った特徴をもつ，その両者

野(狭義)と西の射 水 平野に，さらに砺 波 山 丘のはざまにできているのが富山平野です．で

陵と射水丘陵の間の砺波平野とに分かれます．

すからこの平野では，ふつうの海岸平野がそ②富山平野(狭義)

なえている地形はあまりみられません．

黒 部 川扇状地

海岸平野，つまり海に接した沖積平野は，ふ

黒部川扇状地は，海抜125ｍの愛本を扇頂に，つう，扇状地，自然堤防帯（後背湿地を含む），

約60ﾟの角度で北西に広がります．扇頂から河三角州，砂丘，潟埋積低地などからなります

口までの距離は13.4km，扇状地の勾配は11‰が，図４・１で一目瞭然のように，扇状地だです．図４・３が黒部川扇状地の地形分類図

けが顕著に発達しているのが富山平野で，こです．東西の山麓部には，高位・中位・低位

うした海岸平野はあまり例がありません．表の段丘群が分布し，高位段丘は３面，中位と４・１は，北陸地方のほぼ同じ規模の河川の低位の段丘は，それぞれ２面の地形面を有し扇状地と，その扇頂付近に発達している地形

ま す ． こ れ ら は す べ て 開 析 扇 状 地 (隆 起 扇 状面，つまり“隆起扇状地”の段丘を比較して地)です．

まとめてみたものです．

黒部川扇状地は，昔から“黒部四十八ヶ瀬”
く ろべ

この表で分かるように，富山平野の黒 部 川・じょう が んじ

じ ん つ う

しよう

く れ

く ろ

は

や ま

い

み ず

と

べ

といわれ，放射状・網状の流路がよく発達しています．江戸時代に描かれた何枚かの古図

扇頂の周辺には，高位段丘から中位，低位，にも，いまとは違った流路が示されており，さらに完新世に形成された段丘までがすべて

黒部川が東西に河道を変遷しながら，いまの揃っており，多くの段丘が２段以上の地形面

扇状地をつくってきたことが分かります．

をもっています．そして扇頂周辺の面区分を

黒部川扇状地の西部の海岸付近では，砂州や調べると，いずれも東側に地形面が多く，西砂丘が発達しています．そして砂州・砂丘と側では少ないという特徴があります．

扇状地扇端部との間には後背湿地がみられ，

ど り

これに対し，加賀平野の手 取 川扇状地の扇頂

ここは地下水の湧水帯となっています．かっの周辺では，中位段丘面がみられるだけですては，この湧水帯付近にスギサワなどの森林

く

ず りゅう

し，また福井平野の九 頭 竜 川では，扇状地の帯が広がっていたのですが，いまでは入善町

発達がみられません．

吉原地区の一画だけが“杉沢の沢杉”としてこのように，北陸地方の互いに隣接した平野

天然記念物に指定され，保存されるだけになにみられる地形面の大きな違いからも，更新ってしまいました．

図4･2−富山平野北部の東西方向の模式断面図<富山 湾の地形と 底質分布 は 海上 保安庁水路部 ，1952； 藤井， 1969による>な み や ま常 願 寺 川・神 通 川・庄 川の各河川の扇状地のて

図4･1−富山平野とその周辺の第四紀地質図<藤 井 ，1972を 改 変>

URBAN KUBOTA NO.31｜38･39

黒部川扇状地の扇端は直接海に接しますが，ばれてきたものです．このように，常願寺川

層以降の地層が堆積しているはずですが，そ

この海は，海岸から急に深くなります．ですの扇状地をつくる勢いは非常に強いので，隣れらの地層もみな礫層ですか．

から，扇状地の北西縁の河口付近では，後背の神通川を西へ西へと追いやっています．

藤井

地からどんどん礫が運ばれるので堆積が継続

富山の旧市街には，20ｍ等高線に沿って，今一番下には呉羽山礫層があって，新第三紀のしていますが，東側の扇状地の北縁では，沿泉，大泉，小泉，清水，泉，新清水，水橋清地層を広く覆っています．その上には，地表岸流によって浸食された堆積物は，海底へと水などの地名が並びますが，これらは，扇状で高位段丘，中位段丘，低位段丘をつくって運び去られてしまいます．そのため，海底の地末端の湧水帯です．またこの地帯では，30〜いるものと同時期の礫層が，順々にのってい

100m等深線にみられるような同心円の形が崩

90ｍの深さの掘抜井戸から被圧地下水が採取る．そして表層を沖積の扇状地礫層が覆ってれ，この扇状地は，北東側の扇端が削られてされていましたが，近年では地下水位が低下いるわけです．ですから，この平野の地下に歪んだ扇形になっています．

しているようです．扇状地扇端の湧水帯から下ある第四紀層は，そのほとんどが礫層からな

片 貝 川扇状地と早 月 川扇状地

流は，自然堤防帯になります．ふつうは，自っている．しかも，富山平野のなかでは，こ片貝川扇状地は，山地・丘陵が海岸近くまで然堤防帯のさきには三角州が形成されますが，の地域の第四紀層が一番厚いんです．

せまっているので小規模です．きれいな同心

ここではデルタをつくることなく，自然堤防

以前，黒部川の河口の生 地 で，ガス鉱床を探

円を描く早月川扇状地は，海岸線近くの標高帯が直接に海に接します．

査するため，帝国石油によってボーリングがか た か いは や つ きじ ん つ う富山平野(狭義)の地下の第四紀層は，

い く

じ10ｍ付近の扇端に上小泉，小泉，清水といっ

神 通 川扇状地

行われました．このときには，３ヵ月ぐらいた湧水に関係した地名が並んでいます．

神通川は，流域の面積が広い割合には堆積物で深さ2,000mまで掘る予定だったんですが掘このように，黒部川，片貝川，早月川の各扇が少なく，常願寺川扇状地に押されて呉羽山っても掘っても礫ばかりなので，作業が難航

状地の扇端は，いずれも直接海に接するか，丘陵の近くを流れるようになり，いまでは扇し，３ヵ月かかっても予定の３分の１程しかあるいは海岸線のすぐ近くにあるので，これ状地の形もやや不明瞭になっています．ただ進まない．結局，作業は途中で中止になったらの扇状地沖の海底には，伏流した地下水がし，常願寺川はいつもはカラカラに乾いて水のですが，このボーリングで基盤の第三紀層湧出しているものと思われます．

は余り流れていませんが，神通川の方は，常と 呉 羽 山 礫 層 と の 境 は ， 地 下 約 600ｍ 付 近 に願寺川扇状地からの伏流水が供給されるのであることが確かめられています．

常願寺川扇状地は，海抜165ｍの上 滝 に扇頂が水はいつも豊富です．

富山平野を海岸線沿いに東西方向で切った地あり，扇頂から河口までの距離は18km，扇状

神通川扇状地は，標高110ｍの笹津を扇頂に，質断面は，図４・２に示しました．呉羽山断地の勾配は約９‰です．常願寺川は，その流約30ﾟの角度で北に広がります．10ｍの等高線

層より東の富山平野(狭義)では，沖積層の下域に，日本の三大崩壊地の一つといわれる立から自然堤防帯になり，そのまま海に接しまにある第四紀層は礫層からなっており，堆積山カルデラの膨大な崩壊堆積物を抱えるのです．神通川の沖の海底には，神通海底谷が刻物の厚さは，黒部川扇状地では約600ｍに達し日本有数の暴れ川です．ふだんの流量はさほ

まれています．その海底谷の末端の水深は約ます．それに対し西の射水平野では，一番下

ど多くないのですが，融雪時にはものすごい

700ｍまで追跡できますが，この海底谷の形成は礫層ですが，その上には粘土層がのります．

流量となり，大量の砕屑物を運びます．扇状

は，おそらく，何回かあった氷期の始め頃ま堆積物の厚さも約200〜300ｍと薄くなります．

地面には，鳶石とか鳶泥と呼ばれる片麻岩やで遡るのではないかと思われます．

④富山湾の海底下の沖積層

安山岩の，径が数ｍもある巨石が点在します③富山平野(狭義)の地下編集が，これらは，安政５年（1858）の洪水で運編集層ばかりが重なるところでは，どのようにしじよう が んじ

常 願 寺 川扇状地
う わ た き富山平野(狭義)の地下には，呉羽山礫

沖積の扇状地も礫層でしょうから，礫て沖積層の下限を見分けるわけですか．
表4･1−北陸の平野にみられる各扇状地の扇頂付近の地形面の比較

藤井

おっしゃるとおりで，礫ばかりが重なっているので，この地域だけでは，沖積層の下限を確かめることは殆ど不可能です．ただ西隣の射水平野では，沖積層の下限は，第一礫層の上に泥や砂などの潟埋積層がのってくるので，容易に識別できます．
それでまず，この沖積層の富山湾の海底下での分布を知りたいと思いまして，射水平野のURBAN KUBOTA NO.31｜40

海岸線に直角方向の測線で，沖合の大陸棚を

図4･3−黒部川扇状地の地形分類図

スパーカーによって音波探査してみました．
図４・4bがその記録ですが，これにみるように，射水平野の沖では，どの測線からも水深
70〜 120ｍ 間 に 非 常 に 明 瞭 な 反 射 面 が あ ら わ
れました．射水平野の海岸線付近の沖積層基底の深度は60ｍですから，平野下の沖積層基
底面は，大陸棚の反射面にみごとに連続していることが分かったわけです．
それで次には，この反射面を富山湾の海底下に広く追求してみました．黒部川扇状地の沖合では礫層が多いので，反射面がでるかどうか危惧していたのですが，各測線とも予想以上に明瞭な反射面があらわれました．そして
ここでも，水深70〜120ｍに沖積層基底面のあることが分かりました．図４・4cが，黒部川
扇状地の吉原沖の記録です．
もう１つ紹介しますと，図４・4aは富山湾西部の氷見沖の記録です．図にみるように，この地域では沖積層も薄いのですが，更新世の堆積物が非常に少なく，沖積層の下位には新第三紀の地層がでてきます．しかも新第三紀層の傾斜している状態まではっきりと示され

図4･4−富山湾海底下の沖積層ており，この地域では，更新世には基盤の新第三紀層が浸食されていたらしいことが窺え
ます．いずれにしても富山湾の大陸棚では，海面下120ｍより深いところには，沖積層は分布しておりません．
⑤黒部川扇状地の沖積層基底面
以上のように，黒部川扇状地沖合の各測線で

図4･5−黒部川扇状地の沖積層の等深度線図 (ｍ )沖積層基底面が明らかになりましたので，次に，それらを扇状地の扇頂と結んで，扇状地の沖積層基底面と見做しました．図４・５は，こうした方法で求められた黒部川扇状地の沖積層の等層厚線図です．図４・２に記されている沖積層基底面も，同じ方法で求められたものです．黒部川扇状地の沖積層の厚さは河口付近で約50m，場所によっては粘土層がはさまれます．また常願寺川扇状地の沖積層の厚さも，河口付近では約50ｍです．
なお，図４・５の等層厚線図と扇状地沖の海底の谷地形をみれば，概ね最終氷期最盛期のURBAN KUBOTA NO.31｜41

庄川扇状地と宝達丘陵との間には，小矢部川

図４・７は，海岸線に直角方向で切った断面

汀線付近には砂洲あるいは砂丘がつくられ，は，低位段丘付近から入 善 沖の方へ延びていぞいに沖積低地が南北に細長く延びています．

図で，基盤の礫層は，約２万年前の海面が最これによって海から遮断された内陸側には湖く谷地形が読み取れますが，その入善沖では

これも，庄川扇状地の勢いが強いので，小矢も低下していた時期の礫層，いわゆる第一礫が形成され，その湖には，ときには海の入り

1980年に海底林が発見されました．この海底部川が西に追いやられてしまったもので，常層です．この礫層の上には，下位から上位へ，込んでいた様子が窺えます．そのことは，ボ林は，約１万年前には，現在の大陸棚に森林

願寺川と神通川の関係と同じです．庄川には下部砂層，中部泥層，上部砂層という順に重ーリング・コアの分析からも裏付けられておのあったことを証明した世界で唯一つの例で，ふだんは水が少ないのに，小矢部川は，庄川なり，表層に泥炭を挟みます．中部泥層は，りまして，中部泥層からは，層準により，汽非常に貴重なものです．しかも，海水準上昇

扇状地の伏流水が供給されるので，いつも水

ふつう１〜２枚の砂層を挟みますが，中部泥水〜海生，淡水生，淡水生と海生の両方，との証拠ともなるものなので，これについては，が多いのも全く同じ関係です．なお，砺波平

層が全くみられず，すべてが砂層からなっていった珪藻が産出します．

別に章を改めて紹介いたします．

野の地下の第四紀層の厚さは，砺波付近が最いる場所もあります．

それが，中部泥層の最上部になると腐植土質

大で約400ｍです．

射水平野の形成史に変わり，ここからは，埋木や淡水貝のほか扇状地の姿が浮かび上がってきます．ここににゆう ぜ んとな み

⑥砺 波 平野
しょう か わいみ ず砺波平野の大部分を占める庄 川 扇状地は，庄⑦射 水 平野

図４・8aが，約２万年前の射水平野の古地理

淡水性〜汽水性の珪藻遺体がたくさんでてき

川町青島を扇頂とし，約100ﾟの角度で北西に潟埋積平野の沖積層図です．射水丘陵の先端には，第一射水湖にます．この中部泥層の直上には，上部砂層が広がります．青島の標高は110ｍ，扇状地の扇

射水平野は，その大部分が潟埋積低地です．

堆積した日の宮礫砂泥互層が頭を出していま重なりますが，この砂層になると，一転して端は標高20ｍにあり，ここまでの勾配は5‰で最終氷期の最盛期が過ぎた後，海面は次第にすが，この時期には，その射水丘陵と呉羽山

汽水性のカキや浅海性の貝類がたくさんでて

さかい の

し ん

す．扇状地扇端は湧水帯となっており，そこ上昇してきますが，この地域では，この上昇

丘陵との間に，境 野 新 扇状地礫層が堆積しま

きます．しかも上部砂層は，断面図にみるよから下流は自然堤防帯になります．この自然に対応して湖〜潟がつくられます．そして縄す．この礫層が第一礫層に相当するもので，うに，内陸の一番奥まで入り込んでいます．

堤防帯は，北陸本線ぞいに小 矢 部 川の氾濫原

文海進時には，内陸の奥まで広がる大きな湾

その延長は平野の下に潜り込み，海岸付近でこうした事実から，この時期には，急激に海で浸食され，完新世の段丘がつくられています．

域が形成されますが，間もなく，湾は潟に変は40〜80mの深さにあります．この時期の海岸面が上昇し，湖が内湾に変わったこと．海面

扇状地のなかには，旧流路の中洲状の微高地

わり，その後，この潟の埋積が急速に進み，線は，海底地形の水深約100ｍほどのラインに

上昇の規模も大きく，湾域は，内陸の一番奥が島地形をつくっていますが，この部分は砂ほとんど埋積されてしまった姿がいまの射水ありますが，当時の河川あとが，海底の谷地にまで広がっていたことが分かります．縄文地が多く，表面には土壌がいくらかできてい平野です．

形として残っています．

海進といわれるのがこの時期です．

るため，畑地として利用され，集落の集中す

図４・６が射水平野の地質図で，この図には，やがて氷期の最寒冷期が過ぎると，海面は次

図４・8b は，約 6,000 年前の縄文前期の古地理

お

や

べ

第に上昇し，第一礫層の上には下部砂層が堆図です．この時代の代表的な遺跡としては蜆

この集落は，散 居 村 とよばれる全国でも珍し

砂の多いところや泥の多いところが一見して積し始めます．この砂層は，海岸付近では深ヶ 森 貝塚や小 竹 貝塚が知られていますが，こい集落形態で，各家屋は互いにある間隔をお分かるように，沖積層の砂泥率を図に示しま度50〜60mにありますが，地質図でその分布をこからは，海の貝も少量でてきますが，ヤマ

いて散在し，強い風を防ぐために周囲に屋敷した．この図から，海岸付近の沖積層は50〜

みると，とくに神通川河口から海岸線沿いに

トシジミ・マルタニシ･ドブガイなどの汽水・林をもっているのが特徴です．散居村は，だ

60ｍと厚いが，同時に砂の多いこと．沖積層

西方へのびていく姿が目立ちます．そしてこ

淡水生の貝が圧倒的に多くでてきます．それ

いたい日本の扇状地ではよく見られますが，は内陸側に向かって薄くなり，砂から泥へとの内側には泥が堆積しています．

らにまじって，縄文前期の遺物がでてくるの砺波のものが典型的です．

移り変わっていくことが分かります．

こうした状況から，海面の上昇に対応して，ですが，その 14C 年代は 4,800±200 年 B.P.です．

b縄文前期 (6,000年 前 ， シ ジ ミ − タ ニ シ の 時代)

c縄 文 後 期 〜 弥 生 時代 (3,000〜2,000年前)

d 土 師 ・ 須 恵 器 の 時 代(1,500〜1,000 年前)

さん きよ そん

図4･7−射水平野沖積層の模式断面図

しじみ

沖積層の基底等深線と共に，同じ沖積層でもるところとなっています．

図4･6−射水平野の地質図

が

もり

こ

た け

図4･8−射水平野の古地理変遷
a最 寒 冷 期の海面低下と海底谷の形成(2〜 1.8万年前)

図4･9−射水平野の泥炭分布

URBAN KUBOTA NO.31｜42・43

この時期の湖(潟)は，最終間氷期の第一射水62年刊）を著わされた奥田新作さんは，海岸真がよく紹介されておりますが，もし250年前

湖と区別して，第二射水湖(潟)とよばれます．

浸食のすぐれた研究者としてもよく知られてに同じ位置から写真を撮ったとすれば，前面

この潟の前面には，当然，いく列かの砂州がいる方ですが，この本のなかで奥田さんは，の女岩周辺の海域には，おそらくきれいな砂発達していたものと思われますが，図には縄海岸浸食による汀線の後退(土地の喪失)に伴浜が広がっていたと思われます(笑)．

文後期の遺跡の分布を手掛かりに，これらのって，明治の終わり頃から昭和46年頃までの1945年以降の顕著な海岸浸食の例

砂州を推定して描いてあります．

間に，移動を余儀なくされた集落の状況を家次に，1945年以降に起こった顕著な海岸浸食

縄文海進のピークが過ぎると，海面は少し低屋ごとに克明に調べておられます．図４・10について，数例を紹介します．

下し，汀線は少し海側に張り出して，その付がその１例です．

①ヒスイ海岸近には砂丘が形成されます．一方，後背湿地

また奥田さんは，同じ本のなかで，昭和21年

下新川海岸の東部に宮崎という場所がありまの内陸部では，この間に，埋積がどんどん進に描かれた下新川の海浜の様子を12葉のきれすが，ここでは漁港をつくるために，1950年

んで上部泥層が堆積します．この過程で，蛇いな色彩のスケッチで紹介し，これらが，そから突堤を建設し始めます．この工事は，図行した河川の流路跡や埋積され残した低まりの後の海岸浸食で消失していった経過を逐一

４・12のように，順次，海側に防波堤を突きの部分には池沼が形成され，そこには泥炭が記し，それぞれの現在の姿を写真で対応させ出し，1970年に形が整いますが，この間，突堆積します．その泥炭の分布を示すと図４・て海岸浸食のすさまじさを語っております．

堤の東側ではどんどん砂浜が広がり，1969年

９のようになります．

約250年前に生じた古街道の消失には約150ｍにもなります．

こうして内陸部には，典型的な軟弱地盤が形

海岸浸食はまた，古地図と現在の地形図とを

ところが西側の泊海岸では，海岸浸食が激し成されるていくわけですが，一方，この時期

比べて読み取ることもできますし，古文書にくなる一方で，防波堤を夏につくると，冬のと前後して，沿岸砂丘の内側に生じた凹地に浸食の事実が記されている場合もあります．

波で壊されるという状態が繰り返され，浜茶も泥炭が生成し，スギ・ブナなどの林を枯死

その１例を紹介します．

屋のでていた大岩までがいつの間にか浸食さし ん みなと

こ し

か た

よ

か た

ひ

み

あ ま はらしさせます．こうして，新 湊 ・越 の潟 ・四 方 ・

氷見 の雨 晴 海岸の南端に岩崎鼻と呼ばれる場

れてしまいます．

神通河口などには“埋没林”が残されます．

所がありますが，この岩崎鼻は，元禄年間の

越中宮崎駅から親不知トンネルの手前まで，その年代は3,500〜1,500年B.P.です．

越中御絵図射水郷によれば，現在の海岸線よ

JR北陸本線が海岸を走る地帯は，昔からヒス

図４・8cが，約3,000〜2,000年前，縄文後期

りも300ｍ以上も海側に突き出ております．そイの拾える海岸として有名で，ヒスイ海岸とから弥生時代にかけての古地理図，図４・8d

れが，この時代の海岸浸食により失われていいわれます．1968年には海岸近くの丘陵で，ることが当時の古文書に記録されています．

奈良時代のヒスイの工房（浜山遺跡）が発掘

は

じ

す

え

が，1,500〜1,000年前の土 師 ・須 恵 器の時代

きも いりの古地理図です．これらの図から，潟が急速

それは，明和２年11月(1765)，太田村肝 煎 のされ，さらにその近くの境Ａ遺跡では，縄文中に埋積されていく過程がよく分かるかと思い平右衛門が，奉行より地形について尋ねられ

期 の ヒ ス イ の 加 工 片 3,000点 が 発 見 さ れ ま します．この潟の名残りが放 生 津 潟で，現在のたときの文面で，以下のようになっています．

た．またつい最近まで，人口がそれほど多い

富山新港がその改変された姿です．

「岩崎山之内新道は，元文５年(1740)にできとはいえない宮崎で，石みがきの専門店が３

潟埋積平野では，ふつう海岸付近では砂層があがり，女岩(現在は海上にある)の外側の道

軒もありました．

発達するので地盤がよく，後背湿地を埋積しは宝永年間(1704〜1710)まで往来していたが，ヒスイの産地は，隣の新潟県の青 海 川と姫川た内陸側の方が軟弱な地盤になるのですが，

岩 崎 金 山 之 下 畑 600歩 あ ま り と と も に 波 の たの流域だけですから，両川から海にでたヒス

射水平野はその好例です．

めに崩れさり，明和２年(1765)には全くなく

イが，東から西へ流れる沿岸流によって宮崎⑧富山湾岸の海岸浸食なった｣．

まで運ばれてくるわけです．ほかの重鉱物もこ の よ う に ， 今 か ら 僅 か 250年 ほ ど 前 の 汀 線調べましたが，みな東から西へと運ばれてきることでも有名です．下 新 川 海岸（黒部川扇は，現在の海岸線より遥か沖合にあり，そこます．このように，ヒスイ海岸の砂浜は，沿状地の扇端周辺の海岸）は，特に海岸浸食のに街道のあったことが記録されているわけで岸流により東から西に運ばれてきた漂砂のつ

激しいところですが，ここも含めて富山湾のす．図４・11は，これらの古絵図や古文書をもったもので，それは数千年もの以前からず海岸には海岸浸食がつきもので，その対象ともとに，当時の失われた古街道を推定してみうっと続いているわけです．

なる砂浜・礫浜は約56kmにも及びます．

たものです．最近では，富山湾を象徴するもこのような海岸で防波堤を海に突き出せば，海岸浸食による集落の移動のとして，雨晴海岸から，女岩や義経岩を近その東側では土砂が堆積し，西側では波浪に「黒部川扇状地の歴史と風土」(桂書房，昭和景に入れて立山連峰を遠望する見事な風景写

より浸食が進むのは，きわめてあたりまえの

ほ う じよう づ

富山湾の海岸はまた，激しい海岸浸食が起こ
し も に い か わ

おおみ

URBAN KUBOTA NO.31｜44

④寄り廻り波による被害の例

その結果が表４・2aです．表４・2bは，このされ，大 屋 （東草野）では埋没林なども発見

また，富山湾特有の寄り廻り波のすさまじさ

表から求められた年代別の浸食・堆積の傾向されます．泊では，長い間，浸食防止に奔走と，それによる被害の例を紹介しますと，です．なお，神通川以西の西部海岸の方は，しますが，泊海岸に離岸堤をつくることによ(a)1963年1月7日夕刻から8日にかけて，富山

スペースの関係もあり，また著しい浸食地域

事実です．こうして，泊海岸では浸食が加速
だい

や

しんみなと

え

び

え

り，漸く浸食が治まるようになります．離岸

湾に高波が襲い，新湊 ，海 老 江 ，堀岡で家屋が少なかったので省略します．この表から明堤は波浪を防ぐと共に，漂砂を少しづつでもの全半壊19棟，浸水家屋166戸，負傷者14名のらかになった主な点を列挙しますと，堆積する効果があるからです．

被害が生じました．また入善地区の海岸で護

1)海岸浸食は，東部海岸の全域にわたり，江よかた

戸時代末からあった．

②四 方 漁港

岸堤防が破損しました．

富山市の四方漁港では，1965年に延長89.5ｍ(b)1972年12月2日，滑川市高月に寄り回り波2)汀線の経年変化をみると，浸食と堆積の傾の突堤がつくられましたが，1966年４月18日が押し寄せ，越波によって防波堤側の２階家向は必ずしも一定ではなく，同じ場所でも台風(台湾坊主)が通り過ぎた後，風もないのが叩き壊されております．

時代によって変わる．

に大きなうねりが押し寄せ，89.5ｍの突堤の1850年以降の海岸浸食の実態調査

うち60ｍが跡形もなく持ち去られ，その跡を以上，最近における海岸浸食の数例を述べま

南北方向の海岸線は汀線変化が少ない．

調べると，それまで９ｍの水深が22ｍにも深したが，では，富山湾沿岸の全域的な海岸浸4)1910〜1968の58年間で浸食の最も激しかっく抉られていました．

食の実態はどうなのか．この点を明らかにしたのは，測点６の小川の東側と測点16の黒③雨 晴 海岸たいと思い，グループを組んでこの難しい仕部川の南側で，約140ｍが浸食されている．

雨晴海岸では，1950年代の２度の被害の経験事に取り組んでみました．明治以前の絵図・

5)人工構造物をつくると，その東部は堆積し，から265ｍの階段式護岸をつくり，1963年に完文書，地藉図などを，多くの人の協力をえて

西部は浸食される．また表４・2bからは，成させました．しかし，これにより波浪は防収集し，また明治43年の地形図を始め，それ年代が新しくなるにつれて，浸食から堆積げても，汀線の後退を止めることはできず，以降の主要な地形図や空中写真などを集めてに転じる傾向がみられる．これは，護岸な1969年３月頃から急激に浜が浸食をおこし，それらを解析してみたわけです．

どの人工構造物の影響と考えられる(後述)．

護岸基礎まで浸食されます．そのため，ダン

結局，明治以前の資料は，測量年月日が不明

6)恒常的に海岸浸食の役割を果たしているのプカー延ベ270台を使用し，1,400ｍ の砂を海だったり，縮尺がなかったりで，実際に使用は，堆積・浸食の状態からみて，東から西岸に投入して人工海浜をつくります．

できた古地図は，1850年代に制作されたもの

ところが，この人工海浜は１ヵ月ももちませだけだったのですが，この古地図は，手順を

この実態調査では，海岸浸食に対する沿岸流

んで，再び元の姿に戻ってしまいます．そこ

ふんで明治43年の５万分の１の地形図と照合の大きな影響力が明らかになった点に意義がで1970年から離岸堤をつくりますが，そうししました．そして富山湾東部海岸で47ヵ所のありました．ほかの地域ではともかく，富山

ますと短期間の間にみごとなトンボロ(砂州)

測定点をえらび，各測定点における年代別の湾の場合には“寄り回り波”という，破壊力が発生し，海浜が復元しました．

浸食・堆積量を求めました．

抜群の浸食活動が起こるので，この派手さに

あま はらし3

図4･10−吉原東部地区の集落の移動<原図・奥田 新作>

図4･11−岩崎鼻古街道の図

3)東西方向の海岸線は一般に浸食が卓越し，へ流れる沿岸流と考えられる．

図4･12−宮崎漁港の突堤建設に伴う汀線変化

URBAN KUBOTA NO.31｜45

表4･2a−富山湾東部海岸における海岸浸食 〔各測点 における年 代 別の侵 食， 堆 積量 (単 位： ｍ)〕

目を奪われて，地味な沿岸流の影響がともす
れば軽視されがちになるんですが，その影響力は，寄り回り波に優るとも劣らぬものがあるわけです．
富山湾をめぐる地形と海岸浸食
このように富山湾では，沿岸流・寄り回り波に伴って，激しい海岸浸食が生じておりますが，これらをもたらす基本的要因は，富山湾特有の海底地形と周辺の地形にあります．
富山湾は，その西側から北西側を，日本海に突き出た能登半島によって抱えこまれ，唯一
北東側のみが外洋に面した入り海になっています．こうした地形のため，北西ないし西の風は能登半島に遮られるので弱く，ふだんは湖のように静かです．それに対し，北東の風
は，富山湾では直ちに波浪の発達につながります．そのため，冬に北東の風が多くなると事態は一変し，強い波浪が海岸に打ち寄せてきます．この北東の風が，富山湾の沿岸では東から西への沿岸流をつくり，海岸浸食に大

表4･2b−上表における年代別浸食・堆積の傾向

きな役割を演じます．
一方，海底の地形をみると，海岸のすぐ近く
から急に深くなり，黒部川沖では，わずか15kmほどの沖合で水深1,000ｍにも達します．そして湾底には，多くの海底谷が発達しています．こうした急勾配の深い海底地形と，海底谷の谷頭が海岸近くまでせまっているために，
富山湾では，入り海にも拘らず，北東から打ち寄せる波浪は，そのエネルギーを少しも減殺されることがなく，強大な力を貯えたまま海岸まで運ばれます．
この強い波浪のために，浸食のスピードも加速されるわけですが，富山湾の海底地形にあっては，浸食された土砂が周辺に堆積することがなく，急に深くなる湾底へと，どんどん運び去られてしまいます．このことがまた，浸食をより激しくする原因になっています．
太平洋側では，駿河湾の沿岸が海岸浸食の激しい地域として有名ですが，ここもまた深海湾で，事態は富山湾と同じです．この両湾の浸食対策が，最も難しいとされる所以もここにあります．

URBAN KUBOTA NO.31｜46

秋から冬にかけて，低気圧が，西から北東に的に施工されるようになり，いまではトンボ

それで，1980年前後に市振駅の周辺で何があ

向かって日本海を進み，北海道の西側の海上

ロ（砂州）が成長し始めています（写真）．しったかを調べましたところ，駅の東側で市振付近に達したとき，しばしば，うねりが発生

かし，この海岸特有の浸食の激しさは，堤防

漁港がつくられていたのです．この漁港の防します．そのうねりが日本海を伝播し，北東の前面を洗掘して水深を深くしているようで，

波堤工事は，図４・14のように1965年から始方向に口を開いた富山湾に，激しい高波となこのために昭和56年頃あたりから，波浪のエ

まり，1970〜1975年に漁港の形が整います．

って襲うのが“寄り廻り波”です．

ネルギーを弱める緩傾斜のブロック堤や副離

その頃には，西の市振駅付近では海岸浸食がうねりが発生してから，それが富山湾に到達

岸堤の施工が始められています．

進み，70mあった砂浜が2Omたらずに減ってしするまでには約24時間かかります．それで富ヒスイ海岸でのJR北陸本線の不通

まい，高波が防波堤に容易にとどく状況に変山では，低気圧が通り過ぎ，晴れて風もない

なお最後に，現在起こっている深刻な海岸浸わってしまっております．

ときに，突如として激しい高波に襲われるこ食について触れておきます．さきにお話ししそのため，少し異常な高波は護岸を破壊したとになります．

たヒスイ海岸には，JR北陸本線が新潟県に入り，護岸を越えた波が土砂で北陸線を埋める

いちふり

この高波は，湾岸の全域を一斉に襲うわけでったところに 市 振 駅があります．

ようになってきたわけです．こうした状況かはなく，ある特定の地域を寄り廻るように襲

1989年11月2日，市振駅の前の護岸約100ｍがらみれば，おそらくこれからも，冬になればうので“寄り廻り波”といわれます．東部の轟音をあげて崩れ，線路を支えている路盤も北陸線の不通が起こるだろうと思います．ヒ

波にさらわれて，線路まで僅かに2ｍを残すだ

スイ海岸の海岸浸食は，いま深刻な問題となけとなり，北陸線は上下とも１日以上ストッっています．

湊 ，伏 木 地区などに発生します．寄り廻り波プしました．

じつは，さきほど述べた宮崎は，市振から僅もまた，富山湾の海底地形が深くかかわって市振駅での海岸浸食による北陸線の不通は，か６kmの近くにあります．1965年頃は，そのいるわけです．

1980年から始まりました．1980年12月には護宮崎で漁港をつくったために泊海岸の浸食が下新川海岸の浸食防止事業

岸が60mにわたって破壊され，越波による土砂

進んで，その対策に奔走しているときです．

海岸浸食の非常に激しい下新川海岸では，約が下り線を埋めて列車は不通．この護岸は，その貴重な経験が，市振では全く省みられて30年ほど前から建設省直轄の海岸事業が施工

1981年11月までには修復されますが，その後，いないわけで，あるいは，そのことのほうがされております．その結果，図４・13にみる

1981年12月，1982年１月及び４月にも，越波一層深刻な問題なのかも知れません．

ように，昭和40〜45年頃には汀線の後退はとによる土砂のため不通となり，1983年に護岸まり，昭和54〜55年頃からは浜は進出し始めの前面にテトラポッドが設置されます．こうています．

した経過をへて，1989年11月の事態が発生しこの事業では，昭和46年頃より離岸堤が積極たわけです．

図4･13−下新川海岸の汀線変化

写真−離岸堤によってできたトンボロ

なめり か わく ろ

べにゆう ぜ んあ さひ

海岸に顕著で，滑 川 ，黒 部 ，入 善 ，朝 日 地区
し んなどに多く発生しますが，西部の海岸では新
みなと

ふ し

き

図4･14−市振駅と市振漁港の汀線変化

URBAN KUBOTA NO.31｜47

加賀平野
絈野義夫＝金沢大学名誉教授①加賀平野のあらましにも薄く分布しているようですが，よく確か②加賀平野の地下の構造絈野

加賀平野は，石川県中部および南部にめられません．図にはでてきませんが，扇状

加賀平野の地下の構造は，図５・４のように広がる沿岸低地帯の総称で，金沢平野ともよ

地の南部を流れる手取川沿いには，完新世の推定されます．この図は，南は大聖寺から北

扇状地礫層が分布します（図５・４）．

は河北潟の北縁まで，海岸線に平行に，砂丘寺 川の河口までを含みます．北東〜南西方向

いまかりに，現在の扇状地にみられる同心円の内側を切ってみたときの加賀平野の南北断に延びる長さ約60km，最大幅約10kmの細長い状の等高線の地形を，そのままの傾斜で地下面です．さきにも触れましたように，加賀平平 野 で ，大別 して ，北 部 の河 北平 野 ，中 部のに延ばしますと，図５・２の０ｍ〜−40ｍの野の北部と南部とでは，平野の地下の構造が手 取 扇状地，南部の小松・江 沼 平野に分けら

等深線(破線)が描けます．この深度を，金沢

だいぶ違います．

れます（図５・１）．

北西の平野の地下や小松北西の平野の地下の

手取川以南では，更新世の地層は非常に薄く，ボーリングで調べられた，沖積層基底の礫層

新第三系からなる基盤は浅いところにありま

河北平野は，沿岸に長大な内 灘 砂丘が発達し，（第一礫層）の上面の深度と比べてみますと，す が ，北 部で は，更 新 世 の大 桑 累 層や卯 辰 山

その内側に河北潟を抱きます．河北潟は，北両者は，ほとんど一致してしまいます．

累層が堆積し，新第三系の基盤は著しく深く

陸で最大の汽水湖でしたが，1960年から1971

このことから，沖積層が堆積する直前の最終なっていると考えられます．

年にかけて行われた大干拓事業により，潟の氷期（約２万年前）には，手取扇状地は，河卯辰山累層の上には，中期更新世の礫・砂・３分の２が干拓され，いまは南部の約３分の

北平野や小松平野にまたがって，大きく広が泥などの地層が重なりますが，これは，高位

１が湖面として残されているだけです．

っていたことがわかります．さきに述べまし段丘と同じ時期に堆積した地層です．この地

かっては，この平野にも海が侵入して，ほぼたように，最終氷期の最寒冷期には，海岸線層になると，小松・江沼平野の地下にも分布

全域が湾域となっていたわけですが，その前ははるか沖合にありました．ですから，当時しています．

面に発達した砂丘のため，湾は潟となり，その手取扇状地は，河北平野や小松平野に広がその上には，平床層と同じ時期の地層，すなれが次第に埋積されて，現在の平野ができあっていただけでなく，いまの海岸線を越えた

わち後期更新世の海成の砂層・泥層がのってがりました．この潟埋積平野の形成過程につ遠い沖合にまで延びており，壮大な景観をついると考えられます．ただこの地層について

いては，後に述べます．

くっていたものと思われます．

は，南の小松から北の河北潟北縁まで普遍的だ い しょう

ばれます．北は河北潟の北縁から，南は大 聖
じ

て

ど り

え

ぬ ま

河北平野
う ち な だ

こ

手取扇状地

ま つ

え

ぬ ま

ぎ

手取扇状地は，標高80ｍの鶴 来 町付近を扇頂

う

た つ や まに分布しているのか，あるいは分布は部分的

小 松 ・江 沼 平野
つ る

お ん ま

は し

小 松・江 沼平 野の 海 岸 側 に は，小 松 砂 丘 と橋
た てなのか，その点は明らかではありません．

とし，角度120ﾟで北西に広がります．扇端部

立 台地があって海と隔てられます．北の小松

この海成層の上にのるのが，更新世最末期のは，波浪による浸食のため直線状に切られて平野と南の江沼平野の間には，橋立台地とや

手取扇状地の礫層です．この礫層は，いま述いますが，礫層は海底へと続きます．
図５・３は，手取扇状地のほぼ中央部を縦断

し ば や まつ き

づや低い台地（柴 山 台地・月 津 台地など）が連
い ま

な っ て ，両者 を分 け て い ま す．小 松 平 野 は今
えきば

べたように，加賀平野の中央部から南北に大きく広がっていて，北の河北平野や南の小松する断面図です．図にみるように，扇状地礫

江 潟と木 場 潟を，江沼平野は柴山潟を抱き，平野の沖積層の基盤をつくっています．ただ層は，主として最終氷期に形成されたものが合わせて加賀三湖といわれますが，現在ではし，中央の地表にでている部分では，礫層の主体をなし，層厚は約50ｍと非常に厚いのが干拓により一部が残されているだけです．小

最上部に完新世の扇状地礫層がのっているよ特徴です．完新世の扇状地礫層は，扇頂部周松平野も江沼平野も，屈曲した山麓に囲まれうなのですが，確かめられません．手取川と辺と扇端部に分布します．扇状地中央の表面

た閉鎖的な潟が埋積されてできた平野です．

犀川の流域には，図に示したように，完新世

図5･3−手取扇状地中央の縦断面図

図5･4−加賀平野の南北断面想定図(海岸線に平行に砂丘の内側を通る断面)

URBAN KUBOTA NO.31｜48

の扇状地礫層が分布します．

図5･1−加賀平野とその周辺の第四紀地質図③加賀平野の沖積層基底面
図５・１の加賀平野の地質図には，沖積層基底の等深線を示してありますが，北部と南部の違いは，沖積層の基底面の姿にもよくあら
われています．
北部では，沖積層基底面の東縁は，直線状にのびた急崖によって地下40ｍまで境され，そこから西に向かってさらに深く広がっていき，
全体に船底形の凹みをつくっております．内
灘放水路付近には，−70ｍ以深の凹みもみら
れ，海側へ延びていきます．
それに対して南部の方は，沖積層基底面は全体として，浅い谷が入り組んだ格好になっています．木場潟からは，小松市南部を通ってあ た か

安宅 ノ関址の方向へぬける谷がみられ，柴山
潟からは篠原の方へぬける狭く小さい谷があります．さらに犬沢町から出村町の方向にも狭い小さな谷がみられます．このように南部の沖積層基底面は，浅い小規模な凹地が集まった姿になっています．

図 5･2− 加 賀 平 野 の 地 形
区分と手取扇状地の地形

URBAN KUBOTA NO.31｜49

って詳しく調査・研究されていますので，こ新しい砂丘が上に重なるので，当然，規模は三 里 浜 から能登半島高浜までの砂丘群

こでは，藤さんの研究成果にもとづいて，加最も大きくなります(図５・６の左側)．

日本海側の海岸平野には，一般に海岸砂丘が

賀平野の砂丘を中心にお話しします．

小松砂丘

よく発達していますが，北陸もその例外では並列する砂丘と上下に重なる砂丘

小松砂丘は，手取川河口の少し北から加賀市ありません．なかでも，南は福井県北部の三表５・１は，完新世の北陸の海岸砂丘の形成

小 塩 まで延長約25kmにわたって分布します．

里浜から加賀平野の沿岸を経て，北は能登半のあらましです．ふつう砂丘は，海岸線にそ

図５・７は， 梯 川から南の，小松砂丘南部の島 中 部 の 志 賀 町 高 浜 に い た る 総 延 長 100kmのって２列〜３列に並列していますが，これら砂丘の分布と断面です．内列砂丘は，南端で海岸地帯には，多くの砂丘群が連なります．

の砂丘列は，内陸側から海側にかけて，内列は中位段丘を基盤とし，北へ延びていきます．

この海岸は，砂丘の発達にかけては日本屈指

砂丘・中列砂丘・外列砂丘と呼ばれます．こ小松空港はこの砂丘の上にあります．

の地域です（図５・５）．

れらの砂丘の形成時期は，それぞれ異なって

中列砂丘は，今江潟と柴山潟の前面で規模が北東−南西方向にほぼ一直線に延びるこの海

おり，海側のものほど形成時期が新しくなり

最も大きく，幅約800ｍ，高さは約45ｍです．

岸線は，北西からの激しい季節風をまともにます．また内列砂丘は，概して規模が小さく，この区域では，中列砂丘は内列砂丘の前面をうけます．そのため，強い波浪や沿岸流が発中列砂丘に大きいものがみられます．

覆いますが，このほかでは，他の砂丘列から生し，漂砂は集められて砂州となり，海浜に

これらの３つの砂丘列を海岸線に直角方向で独立して分布します．梯川から北では，幅も打ち上げられて浜堤をつくり，あるいは砂嘴切ったときの模式断面を示すと，図５・６の高さも小規模になります．

となって海上に伸びていきます．これらが土右側のようになります．ただし多くの場合，

外列砂丘は 梯 川以南では小規模ですが，梯台となって風成砂が堆積し，砂丘がよく発達

内 列 砂 丘 の 前 面 (海 側 )は 中 列 砂 丘 の 後 面 (陸川以北では３つの砂丘列のうちで規模が最もするわけです．

側 )に 覆 わ れ て い て ， 外 見 上 は ２ 列 の 砂 丘 列

大きくなります．外列砂丘の下位には，とき④加賀平野の砂丘
さ ん

り

は ま

砂丘の発達は，しばしばその内側に潟をつく

せ ん

り

は ま

になっています．千 里 浜 なぎさドライブウエ
は く い

お

し お

かけはし

かけはし

に草炭質の泥炭層がはさまれます．梯川以北
よ し わ ら か ま

やり，それが平野の形成につながっていきます．

イで知られる羽咋 砂丘もその例です．

の吉 原 釜 屋 では海抜−１ｍの海底下に，南部

加賀平野，とくに河北平野の場合には，前面これに対して，古い砂丘の上に新しい砂丘がの加賀舞子では海抜−１ｍ〜−２ｍの海底下の内灘砂丘の発達が，この平野の形成に密接のっているという重層構造の砂丘があり，こに，この泥炭層が分布します．

な関係をもっています．北陸の海岸砂丘につれがいわゆる内灘砂丘です．このタイプは石内 灘 砂丘いては，金沢大学の藤則雄さんが長年にわた川県では，内灘砂丘のほかにはみられません．

内灘砂丘は，南は大野川河口から，北は大海

図5･5−北陸の海岸砂丘の分布<藤， 1975に 加筆 >う ち な だお お み

図5･6−砂丘の累積状態を示す模式図<藤 ， 1975>

表5･1−完新世における石川県の海岸砂丘形成の概要<藤，1975による>

URBAN KUBOTA NO.31｜50

で，新・旧の両砂丘が重なっている２重構造

土壌も生成し，縄文・弥生人の生活の場であ砂丘の累積状態の違いから，宇ノ気 町宇気 をの砂丘です．延長約10km，幅1.5〜2km，最もったことがわかります．そして，古墳時代初

境に北部と南部に分かれます．南部がいわゆ

高いところは海抜61.3mに達し，日本の代表的頭以降になってから，旧砂丘の上に新砂丘がる内灘砂丘(狭義)です．

な山状の海岸砂丘です．

形成されてくるわけです．

この砂丘の２重構造は，砂丘を横断して河北さらに，約2,000年前の弥生時代には，前面の内灘砂丘北部は，高松町二ッ屋 から宇ノ気 町

潟の放水路がつくられたときに，みごとにそ

海抜−２ｍの付近に泥炭を堆積した凹地のある

う け

宇気 にかけて，形成時期の異なる３つの砂丘の姿をあらわしました．図５・８が，河北潟ことから，この時期には，海面がいまよりも列が累重しながら走っています．内列砂丘は，放水路付近の平面と断面です．この図で旧砂少し低い水準にあって，汀線もいくぶん沖合

中位段丘を基盤にせまい範囲に分布します．

丘は，他の地域での内列砂丘と中列砂丘にあにあったと考えられます．そして，前面の汀

中列砂丘も中位段丘を基盤として発達し，こたり，旧砂丘の上にのる新砂丘が，他の地域

線付近には，当然のことながら，砂丘が形成の地域では規模が最も大きく，北へいくほどでの外列砂丘にあたります．

されていたものと思われます．

高くなり，高松では高さ約25mになります．た

図にみるように，新・旧の砂丘の境には，腐さきの表５・１に“失われた砂丘”と記しただし，その下半分は中位段丘です．

植土をまじえた厚さ30〜50cmの黒色砂質土がのがそれです．この砂丘は，古墳時代に入り,

宇ノ気町大崎では，中列砂丘の上面に厚さはさまれていますが，この砂層は海側に向か海水準が現在のレベルに上がってくるのに伴

30〜50cmの黒色土層がのりますが，この地層って低くなり，海抜−２ｍのところでは，黒って浸食され消失してしまいますが，砂丘をからは，縄文時代前期から弥生時代にかけて色砂質土層は泥炭層になっています．

構成していた砂の多くは漂砂となり，新砂丘の遺物が出土します．ほかの地域にでてくる

黒色の砂質土層からは，縄文時代中期から古（ほかの地域では外列砂丘）の形成へと最推

遺物は，この時期より以降のものに限られま

墳時代初頭にかけての，土器のかけらや矢じ積していったのだろうと思います．

す．ですから，内灘砂丘の北部では，ほかのりなどの遺物がでてきます．また黒色砂質土

安 原 砂丘地域に先駆けて砂丘が形成され，縄文時代前や泥炭層からは，ハンノキやジュンサイなど

内灘砂丘の南には，金沢市大野町から手取扇川河口までの延長約20kmの長大な砂丘です．
う

の

け

う

け

《内灘砂丘北部地区》
ふ

た

つ

や

う

の

け

14

や す は らま つ と うと く み つ期の初頭には，すでに中列砂丘が形成されての植物化石や花粉が産出し，泥炭層の Ｃ年代

状地の扇端付近，松 任 市徳 光 町までの間に小いたことになります．

は2,110年Ｂ.Ｐ.です．

規模な安原砂丘が分布します（図５・９）．

《内灘砂丘南部地区》

こうした事実から，縄文時代中期から弥生時

この砂丘は，古墳時代初頭に形成された外列内灘砂丘の南部がいわゆる内灘砂丘（狭義）

代にわたる長い間，旧砂丘は植生に覆われて砂丘で，手取扇状地の礫層の上に黒灰色泥層

図5･7−小松砂丘(南部)の分布と断面図 <藤，1975>

図5･8−内灘砂丘における黒色砂質土と考古学的遺物の分布 <藤 ， 1975>

図5･9−安原砂丘の分布と断面図<藤，1975>

URBAN KUBOTA NO.31｜51

の砂丘の形成がみられるようです．

在の海面よりも約2ｍほど低下し，汀線は少し光，倉 部 ，打 木 の海岸では，この泥層に根を砂丘の発達と古地理沖合に後退します．旧砂丘や中列砂丘の上にはって立ったままの状態で埋もれた立木がみ

以上のことから，金沢周辺の砂丘の形成時期

は植物が生育し，凹地は小さな沼地に変わりられ，安原埋没林，打木埋没林と呼ばれます．

と各時期の古地理を示すと，図５・10のようます．前方の汀線には，砂丘が形成されていこの埋没林は，富山の魚 津 埋没林や四方 埋没になります．

たはずです．

林などとほぼ同じ時期のものです．

縄文時代早期末頃になると，海水準がほぼ現古墳時代の初め頃，海水準が現在のレベルま

埋没林の周辺には泥炭質層が発達しています

在と同じ水準にまで上昇してきますが，こので上がってくると，中列砂丘の前方にあったが，この地層からは，ミツガシワなどの冷涼

頃には，内灘北部の宇ノ気から高松にかけて

砂丘は浸食されて失われ，中列砂丘の前に外〜寒冷系の植物の種子がたくさんでてくるの砂丘が形成されます．この地域は，中位段丘

列砂丘が形成されます．内灘砂丘では旧砂丘ですが，それとともに弥生時代〜古墳時代初が最も海側に張り出しているところで，このの上に新砂丘が形成されます（図５・10d）．

め頃の遺物が出土します．そして，この泥炭台地を基点にして，まず砂洲が南西に伸びて⑤河北潟の変遷と加賀平野の形成史

質層は，内灘の泥炭層と同じように，倉部でいき，これを土台に砂丘が形成されていった

河北潟とその周辺地域では，大干拓事業に関は海抜−1ｍに分布し，この時期の海水準の低ものと思われます（図５・10a）．

連して，これまでに数多くのボーリング調査

下と，前面の汀線付近での“失われた砂丘”

縄文海進の極頂期には，河北平野や小松・江が実施されてきました．このうち，図５・11が発達し，その上に砂丘がのっています．徳
く ら

べ

う つ

ぎ

う お

つ

よ か た

お う

ち

の存在を想定させます．

沼平野，あるいは邑 知 低地にも，海は奥深くのＰ−１，Ｐ−２の深度80mのボーリング・コ

また，砂丘の下部には数枚の草炭層がはさま

入り込みます．この時期には，内灘では北部

アについては，藤則雄さんなどによって詳しれますが，その厚さは上位になるほど薄くなからの砂丘が次第に伸びてきて，旧砂丘の下い花粉分析が行われています．また，図のＤ

ります．これにより，古墳時代初め頃の海面部が形成されます．海進のピークが過ぎた頃の深度28ｍのボーリング･コアについては，小上昇に伴って，この地域が次第に，湿地からからは，小松砂丘や羽咋砂丘の内列砂丘が形

島和夫さんによって珪藻分析が行われていま

砂丘へと移り変わったことがわかります．さ成されてきます（図５・10b）．

す．表５・１は，これらの分析結果を，ボー

きに触れましたように，小松砂丘の外列砂丘

海進のピークが過ぎると，海水準は次第に下リングNo.１の地質柱状図と対応させ，砂丘のの下位にも類似の草炭層がはさまれます．

がっていきますが，この海退期には，内列砂発達史も含めて，河北潟の地史的変遷を総括

なお図５・９には，犀川の左岸に室町時代の丘の前に，あるいは内列砂丘の前面を覆うよしてみたものです．

遺跡と記してありますが，この普 正 寺 付近に

うに中列砂丘が形成されます．内灘砂丘では

また図５･13は，約２万年前以降から約500年

は室町時代以後に堆積したと推測される砂丘

旧砂丘の上面が形成されます．その時期は，前頃までの，加賀平野と邑地低地の古地理のがあります．これは，おそらく外列砂丘の一遺跡の出土状況からみて，縄文時代中期初め

変遷です．河北潟の地史は，加賀平野の形成部が，何らかの事情で再移動したものと考え頃と考えられます（図５・10c）．

と密接に関連していますので，以下，これらられます．北陸のほかの地域にも，この時期

縄文時代後期から弥生時代には，海水準は現の表や図を中心に，河北潟の変遷と加賀平野

ふ しょう じ図5･10−金沢付近の砂丘の形成と古地理
a．縄文時代早 期末<藤 ，1975に よ る ． 一部 省 略>
b．縄文時 代 前 期 末

c． 縄 文 時 代 中 期

d． 古 墳 時 代 初 期

URBAN KUBOTA NO.31｜52

の形成のあらすじに触れます．

状地の礫層です．

時の海岸低地に堆積したものです．

河北潟の変遷

図5・13aがこの時期の古地理です．海岸線は

なお河北潟中心部のボーリングNo４，No.８で

表５･２にみるように，花粉帯は，深度41ｍで20kmほど沖合にあり，当時の手取川によっては，深度40ｍまでのコア試料について，各種

AゾーンとBゾーンに分けられ，両ゾーンとも形成された大扇状地は，今の海底にまで大きの物性試験が行われています．表５･２がその４つのサブゾーンに分けられています．各ゾ

く張り出していました．厚い砂礫層からなる結果ですが，これを見ますと，深度30ｍ付近

ーンの境には推定年代が記されていますが，

手取扇状地の原形はこの頃にできあがったわを境にして，粘土の物理的性質，特に自然含

こ れ は ， Ｐ − ２ の 深 度 58mの 試 料 か ら 15,240

けで，扇頂から同心円状に緩い傾斜で広がる

水比・間隙比・単位体積重量などに，著しい

年B.P.の C年代が得られており，この値をも礫層は，河北潟はもちろん小松平野の下にも違いが生じています．深度30ｍより上部層のとに，堆積速度を一様と仮定して求められた

張りだしていました．またこの時期には，ほ粘土は，数値にかなりの幅があり，水分の多ものです．気候条件は，各サブゾーンの花粉

かの地域でも，中小の河川によって大小の扇

い，より軟弱な性質を示しますが，深度30ｍ

組成にもとづいて推定されています．

状地がつくられていました．

以深の下部層の粘土は，全体に安定した数値

深度28ｍのボーリングＤの珪藻分析は，検出

約１万年前頃の古地理を示します．これは，両者の堆積環境の違いされた珪藻遺体57種について行われました．

その後，海水準は急速に上昇し，約１万年前によるものと考えられ，下部層は河成の堆積表のように，深度28〜16ｍは海水生，深度16頃には−40ｍ付近まで上がってきます．この物，上部のシルト質粘土層は，海成〜潟成の〜９ｍは淡水〜汽水生，深度９〜０ｍは汽水時点では，まだ海は，いまの平野部に進入す堆積物であることを裏付けています．

生を示します，特に深度16〜９ｍでは，海水ることはなく，海岸線は少し沖合にありまし約6,000年前頃の古地理の進入はきわめて弱かったとされています．

た．図５・13bがこの時期の古地理です．

約 6,000年 前 頃 に な る と ， 海 水 準 は 最 も 上 昇

約２万年前頃の古地理

扇状地の範囲は，前の時期にくらべてはるか

し，海面はいまよりも５ｍほど高くなります．

表５・２の左端は，ボーリングNo.１の地質柱に縮小し，海岸低地が大きく広がっています．

図5・13cが，縄文海進のピークといわれるこ状図ですが，ここでは深さ67ｍから下に礫層

地質柱状図には，深度67ｍから32ｍまで，礫の時期の古地理です．海は内陸の最も奥深くがみられます．この礫層は，海水準が−120m層の上位に粘土・シルト・砂の互層が重なりまで進入し，河北平野と小松・江沼平野は海〜−100mにあった最終氷期に堆積した手取扇

ますが，この地層が，海の進入する前の，当面下となります．邑 知 低地にも海が深く入り

14

表5･2−河北潟の地史的変遷の総括と砂丘の発達史<絈 野 ほ か，1990>

お う

ち

図5･11−河北潟のボーリング地点

図5･12−ボーリングNo.4，No.8の深度40ｍまでのコア試料の物性試験結果

URBAN KUBOTA NO.31｜53

の

と

べ

お う

ち

込みますが，この海は能 登 部 あたりで止まっ

昇し始め，やがていまの海面のレベルにまで⑥邑 知 低地帯ており，七尾湾まではつながりません．

上がってきます．そして，淡水湖であった河編集

表５･１の地質柱状図には，深度約20ｍに火山

北潟にも海水が流入し始めます．こうして広具合になっているんですか．

灰層がはさまれますが，これは，琉球列島北大な汽水湖が誕生し，その後，周辺から埋積絈野

端の鬼界カルデラから飛んできたアカホヤ火が進んで河北潟を残すことになったわけです．

で約20ｍ，南東部では約10ｍです．その下位

山灰で，その Ｃ年代は6,300年B.P.です．

また，河北潟とほぼ同じ経過をへて，小松・には更新統が分布し，その厚さは数10ｍ程度

この時期には，河北潟の北部から内灘にむか

江沼平野には，今江潟，木場潟，柴山潟の加です．図５･14に邑知低地帯周辺域の地質図とう砂丘が海面上に少し姿を現わしています．

賀三湖が生まれ，邑知低地には，邑知潟が誕

低地帯のほぼ中央部を南北に切る地質断面図

その後，加賀平野の砂丘群がどのように発達生します．

を示します．この断面図にみるように，邑知

したかは，さきに述べたので繰り返しません．

約500年前頃の古地理

低地帯では，第四紀層の下位には新第三紀中

いずれにしても，海進のピークが過ぎると海図 5・ 13dは ， 歴 史 時 代 の 約 500年 前 頃 ， 室 町

新世中期の砂礫岩層が分布し，さらにその下

面 は 次 第 に 下 が り 始 め ， ほ ぼ 5,000年 前 頃 に

時 代頃の古地理です．当時の海岸線は，いま位には飛騨片麻岩類がみられます．

は，河北潟をほとんど閉鎖するまでに砂丘はよりもわずか沖合にあり，砂丘の幅はやや広邑知低地帯の北西側は逆断層で境され，古期成長したものと思われます．

く，河北潟・加賀三湖・邑知潟は，いずれも花崗岩などが地表に顔を出しています．この

海面の緩やかな低下傾向は依然として続き，

今よりはかなり広かったものと思われます．

断層が動いたのは，石動 変動や富樫変動が発

約3,000年前頃には，海水準はいまよりも２〜

これらの潟湖は，歴史時代を通じての小規模生したのとほぼ同じ頃，中期更新世の時期と３ｍほど低下しました．ボーリングＤの珪藻な干拓と埋立て，ならびに自然の埋積作用に考えられます．断層より北西側の能登半島基

分析は，この時期の河北潟地域が，海水の流よって，次第に縮小していきます．そして近部では，古期花崗岩の上には，厚い新第三紀

入のほとんどない淡水湖であったことを示し

年の大規模な干拓工事によって，今江潟は完の火山岩（岩稲累層）がのっており，断層のています．

全に姿を消し，ほかの潟湖も一部に湖域を残

南東側とは様相がだいぶ違っています．つまそ の 後 ， 約 2,000年 前 頃 に な る と 海 水 準 は 上

すだけになっています．

り，低地帯の北側の断層は，中新世の頃に活14

邑知低地帯では，地下の地層はどんな

邑知低地帯の沖積層の厚さは，北西部

い す る ぎ

図5･13−加賀平野(七尾以南)の古地理の変遷
a.約2万年前頃(海水準 -120〜 100ｍ )<絈野，1982に よ る >b.約 1万 年 前 頃 (海 水 準-40ｍ )c.約 6,000年 前 頃 (海 水 準 +5ｍ)

d.約500年 前 頃

URBAN KUBOTA NO.31｜54

動した古い断層が，中期更新世に再び活動しとむ ろ

万 年 前 の 火 山 で す ．ま た 北 か ら 南 へ ，戸 室 ・は く さ んま る や まび

し ゃ も ん だ けません．

て逆断層になったものと考えられます．

白 山 ・丸 山 ・毘 沙 門 岳 と連なるのが白山火山

約２万年前頃になると，新白山火山の活動が⑦白山火山列で，これは中期更新世から完新世にかけて始まります．山頂部の御前峰 もこの時期につ編集活動している火山です．

くられるわけですが，山頂部周辺からは溶岩

富樫変動のあと，加賀平野の沈降中心部は河北潟の南端部周辺にあるということでかが手取川源流域に形成された白山火山は，加 賀
む ろ か ざ んこは く さ ん か ざ ん

し ん は く さ ん

ご ぜ ん が み ね

や火砕流をあいついで噴出します．しかしそすが，最終氷期になると，犀川の方ではなく，

室 火山 ，古 白 山 火山 ，新 白 山 火山の３つの活の量は，10万年前頃の古白山火山の時期に比沈降中心部より少し南にずれた手取川の方に動時期に分かれます．加賀室火山は，白山主

べると，それほど多いものではありません．

大きな扇状地が形成されますが，これはどう

峰の北北西にあり，約40〜30万年前に生成しまた火山活動の後には，山頂部で大崩壊がおいう事情によるのでしょうか．

た火山です．現在は開析されて火山地形を残きて馬蹄形のくぼみもできます．新白山火山

絈野

しておりません．

は，歴史時代に入っても小規模な噴火活動をは，最終氷期の時期の海水準低下によって，

約15〜10万年前になると，古白山火山が本格繰り返しており，古文書に記された噴火の記

後背地の侵食作用が活発になったことにより的に活動し始めます．いまの白山の山頂部に録も少なくありません．

手取川下流に大扇状地が形成されるのお お なんじ み ねます．それとならんで，大量の砕屑物をもた残る大 汝 峰 の溶岩はこの時期のもので，当時このように手取川源流域では，とくに古白山らした供給源の存在が考えられます．では，の古白山火山は，大汝峰の北方を山頂とする火山の急速な浸食により膨大な量の岩屑物がその新しい供給源はどこかといいますと，手海抜3,000ｍの成層火山を形成していたものとつくられ，これらが手取川に運ばれる砕屑物

取川の源流域にある白山火山と思われます．

思われます．古白山火山は，約10万年前にはの供給源になっていたと考えられます．

図５・15は，白山周辺の鮮新世から完新世に活動を終了しますが，その山体の崩壊・浸食

かけての火山の分布です．このうち，図の南は，最終氷期の寒冷な気候下で一段と促進さ

く

ず りゆう

部に北西−南東方向に連なるのが九 頭 竜 火山
だ い に ち や ま

きょう が

た け

が ん きょう じ

や まだ い に ちがだ け列（大 日 山 ・ 経 ヶ 岳 ・願 教 寺 山 ・大 日 ヶ 岳 ・
え

ぼ

し

だけ

烏 帽 子 岳 など）で，これは約350万年前〜約80れたはずです．そして大量の砕屑物が，たび
おた び の 大 崩 壊と 大 洪 水 に よっ て ，手 取川・尾ぞ う

添 川を通じて下流域へ供給されたに違いあり

図5･14−邑知低地帯とその周辺の地質図および断面図

図5･15−白山周辺の鮮新〜完新世の火山<山 崎 編 図 >URBAN KUBOTA NO.31｜55

福井平野と若狭地方の平野
三浦

静＝福井大学名誉教授

あ す①福井平野の概要

平 野 の 東 側 に，北 か ら 竹 田 川，九 頭 竜 川 ，足わ

ろで約100〜150ｍです．

日本ではふつう，海に接した沖積平野

羽 川の各扇状地がみとめられますが，加賀平

図６・３は，福井平野を東西方向で切ったとを平野といい，山に囲まれた沖積平野は盆地

野の手取扇状地や富山平野の諸河川の扇状地

きの地下の断面です．Ｃは粘土層，Ｇは礫層をと呼ばれますが，そうした意味では，福井平に比べると，いずれも著しく小規模で発育不表わしますが，Ｃ 1が完新世の粘土層，Ｇ 0は完

野は盆地的な性格をもった沖積平野です．

良な点が，この平野の特徴になっています．

新世の扇状地礫層です．

図６・１が福井平野地域の地質図で，図にみ沖積低地は，一般にきわめて平坦ですが，西更新世の礫層は３層準がみとめられますが，ないし北西にゆるく傾斜し，北西部ほど低湿

このうちＧ 1 がいわゆる第一礫層で，これは平になります．特に，竹田川の自然堤防と加越野の地下20〜30ｍの深さのところに広く分布し

三浦

に ゅ う

るように福井平野は，西側は丹生 山地，東側
かえ つ

は越前中央の山地，北側は加 越 台地に囲まれ，
く

ず

りゆう

九頭竜川，日野川などの諸河川によって埋
さば

え

あ

わ ら

台地との間の芦 原 周辺，あるいは九頭竜川とよのづます．層厚は約10ｍ，水質はあまりよくない

三里浜砂丘とに囲まれた米 納 津 周辺は，現在のですが，豊富な地下水をもたらし，北部でと武 生 を含む鯖 武 盆地が連なっていて，これでも非常に低湿な状態を示しています．九頭は 天 然 ガ ス を 含 み ま す ． Ｇ 2 は 地 下 60〜 85ｍ

らとあわせて，南北に細長い“福武低地帯”

竜川の流路が，平野の西縁に沿って北西に流に，Ｇ 3 は100ｍ以深に分布し，いずれも帯水を構成しています．この福武低地帯は，さきれ日本海に注ぐのも，このことの端的なあら層となっています．

ほど述べましたように，三方変動によって誕

われです．

Ｃ 2以深の粘土層は，供給側(東側)にむかって薄生したものです(図３・12)．

②福井平野の地下構造

くなっていき，更新統は全体として，平野の福武低地帯の北限は加越台地で境され，北西

福井平野の場合は，だいたい100ｍぐらい掘る

中央部で沈むような感じでたわんでいます．

部 は 海 岸 砂 丘 (三 里 浜 砂 丘 )に よ り 日 本 海 とと深層地下水が得られるので，それより深い

そしてＧ 1 の上にかさなる完新世の粘土層だけへだてられますが，全体の輪郭は，東・西のボーリング調査がほとんど行われておりませが水平に堆積しています．福井平野の地下の両縁がかなり直線状なのに対し，南縁は著しん．それで，平野の地下については詳しいこ

構造は，おおむね以上のような格好になってく屈曲しています．

とはわからないのですが，なかには深い資料いるわけです．

低地帯の中には，孤立した小さな孤立丘陵がもありますので，それにより，福井平野の中③福井平野の沖積層基底面あり，また西側の丹生山地には，海岸沿いに央部を南北に縦断して鯖武盆地の南縁に達す

図６・１には福井平野における沖積層の基底は中位の海成段丘が分布し，中央部には高位る地下の断面を描いてみますと，図６・２の等深線も示してあります．沖積層基底のいちの河岸段丘が南北方向に連なります．これら

ようになります．図のように，福井と鯖江とばん深い部分は三里浜砂丘の地下にあって，も，この地域の特徴の一つです．

の間，地表に孤立丘陵のあるあたりには基盤

現海面下約55ｍほどの深さです．海岸部から福井平野は，概観的には扇状地，氾濫風，三の高まりがあって，福武低地帯を南北に分けは，丹生山地の東縁に沿ってのびる，やや幅

角州からなり，扇状地と氾濫原の境はほぼ10ています．更新統の下底は福井平野北部の方の広い埋没谷がみとめられます．この地形面

ｍの等高線付近に，氾濫原と三角州の境はほが深く，一番深いところで約250〜300ｍほど

は，九頭竜川河口沖合の約20kmさきにある大ぼ３ｍの等高線付近にあります．扇状地は，です．一方，鯖武盆地の地下では，深いとこ

陸棚の平坦面（海面下約100ｍ）へと続いてい積された沖積平野です．さらに南方には，鯖 江
た け

ふ

せ い

ぶ

図6・3−福井平野の東西方向の地質断面図

図6・4−更新世末期の古地理

図6・5−縄文海進時の古地理

URBAN KUBOTA NO.31｜56

ます．これらの事実をもとに，約２万年前の

図6・1−福井平野の地質図

最終氷期の最寒冷期の古地理を描いてみると，
図6・4のようになります．
④福井平野の沖積層
図6・7は，福井平野北部の地質断面図です．
図にみるように沖積層は，下部砂泥層，中部泥層(海成層)，上部砂層(汽水成層)，最上部
泥層(陸水成層)に細分できます．
縄文海進時の古地理
中部泥層は，青灰〜暗灰色の泥層で，いわゆる縄文海進時の内湾浅海成の地層です．この地層からは，いろいろな海生の貝類化石が産出します．また加越台地の南の平野側には，縄文時代中期の貝塚が点在します．
図 6・ 5が 約 5,000年 前 の 縄 文 海 進 時 の 古 地 理
で，この時期に福井平野に進入した海は古九頭 竜 湾 と 呼 ば れ ま す ． 図 6・ 6に は ， 平 野 北
部の番田の柱状図を示してありますが，これにも見られるように，中部泥層の上限の深度はおよそ地下10ｍ付近にあります．それで，
この泥層の範囲を追求して，図のような古九頭竜湾の湾域を描いたわけです．
また，縄文海進の最盛期の海面がいまよりも
約５〜６ｍ高かったとして，平野中心部の資料から当時の水深を推定してみますと，中部泥層のたまったときの水深は約15ｍという値がでます．ですから古九頭竜湾は，ごく浅い内湾であったと想像されます．
図6・6−古九頭竜湾の10ｍ水深線(推定)

図6・2−福井平野中央部を南北に通る模式地質断面

URBAN KUBOTA NO.31｜57

三里浜砂丘の形成

大地震につぐともいわれていますが，そのさの埋没谷がつくられたものです．

縄文海進の最盛期が過ぎると，海面は次第にいに活動したのがこの地震断層です．

段丘の分布も，この地域ではせまい範囲に限

下がりはじめ，平野部では，中部泥層の上にボーリングによって，この断層の東側と西側

られますが，それでも各河川の出口には，そ上部砂層が堆積します．この砂層は，主としの落差を調べますと，丸岡の西あたりでは，

れぞれ小さな平野が開けており，その周辺にて粗粒砂からなり，平野北部に広く分布しま

第一礫層の場合では約７〜10ｍの落差が生じは更新世中・後期の堆積物が分布し，段丘をすが，海岸部では旧砂丘の砂層をつくります．

ており，基盤になるとその食い違いは約つくっています．このうち，三方地区の堆積

そして，この旧砂丘の上には新砂丘が重なり，

100〜150ｍに達しています．ただし誤解のな物は比較的厚いのですが，これについては，

三里浜砂丘を形成します．

いようにつけ加えますが，これらの落差は長

さきに図３・９に示したとおりです．ここで旧砂丘堆積物と新砂丘堆積物との境には，日年の間に集積して形成されたものです．

は，美浜地区と敦賀平野について述べます．

本海側のこの時期に形成された他の砂丘と同⑤若狭地方東部の平野

美浜地区

様 に ， 層 厚 30〜 50cmの 腐 植 質 の 黒 色 砂 層 (ク

図６・９は若狭地方東部の地質図です．だい

三方五湖の東側が美浜地区で，図６・10がこロスナ層)がはさまれます．三里浜砂丘ではこたい若狭地方の主要部は，新期花崗岩と中・の地域の地質図です．図３・９のすぐ北になのクロスナ 層は２枚みとめ られ，その 14 Ｃ 年

古生層のつくる山地からなり，多くの断層にります．この地区には，高位段丘層の三方礫代は，それぞれ約1,800〜2,300年B.P.および

よって地塊化されているのが特徴です．とく層，中位段丘層の気 山 層，それに低位段丘礫

約 3,400年 B.P.で す ． ま た 腐 植 質 の ク ロ ス ナに東の柳ヶ瀬断層と西の熊川断層にはさまれ層が分布し，耳 川 の下流に小さな沖積平野が層の花粉分析をしますと，ヨモギが一番多くた地域は大小の断層がよく発達しているとこ形成されています．

50％ぐらいの割合ででてきます．そのほかハろで，以前から若越破砕帯と呼ばれてきまし気山層は，三方五湖の東側に分布し，標高約

ンノキなどもでてきます．図６・８は，三里た．ただそのなかでも，三方断層より東では20ｍのかなり平坦な中位段丘をつくっていま

浜砂丘の白方付近の横断面図です．

南北性の断層の発達が著しく，山稜も南北方

す．下部は層厚20ｍ以上の泥層，上部は層厚

なお，さきほど図３・20で示したように，加向にのびていますが，三方断層と熊川断層に５ｍ以下の砂礫層からなります．下部の泥層

越台地の海岸側にも，中位段丘あるいは更新

挟まれた地域は，さきに述べたように三遠三には植物化石と生痕がふくまれ，また硫化物

世の古砂丘堆積物の上に，完新世の新砂丘が角地と呼ばれる沈降帯で，山地は開析され，の粉が析出されますから，汽水環境のもとで形成されております．図５・５で，北潟砂丘

山麓線は著しく屈曲しています．そして三方堆積したと考えられます．最終間氷期の海面とされているのがそれです．

五湖を抱えているわけです．

上昇期に堆積した地層です．図６・11が気山

福井地震断層

若狭湾を抱く海岸は，日本海側を代表するリ層の地質断面図です．

図６・１には，福井平野の東部に北北西方向

アス式海岸で，大小さまざまな無数の半島が低位段丘礫層は，耳川の左岸沿いに細長く分に走る福井地震断層の存在を示してあります．

海に突き出したような海岸線が続いています．

布し，標高約15〜35ｍの河岸段丘をつくって

1948年，福井地方に発生した福井大地震は，

この地形は，基本的には段丘が形成される前います．沖積面とは斜交し，耳川の下流では多くの犠牲者をだした点では，関東・濃尾のにできており，完新世の縄文海進によりいま沖積面下に没します．

図6・7−福井平野北部の沖積層の地質断面図(東西方向)

きや ま

み み か わ

沖積層は，耳川の下流では扇状地性の砂礫層
くぐ

しは す か わがみられますが，久久子 湖付近や鰣 川 下流域
では軟弱な泥層からなります．三方町の鰣川
下流には，縄文時代前期を中心とした有名な
図６・７―福井平野北部の沖積層の地質断面図(東西方向)

鳥浜貝塚があります．ここの地層には，標高−0.6ｍ付近に6,300年前のアカホヤ火山灰，
標高−2.5ｍ付近に9,300年前の欝陵島起源の三方火山灰がはさまれます．これらのことから，標高−3.5ｍ付近の地層が約１万年前と推図 6・ 8− 三 里 浜
砂丘の横断面図

定されています．

(白方付近)

敦賀平野
敦賀平野は，敦賀断層と野坂断層に囲まれた
沖 積 平 野 で ， 敦 賀 断 層 の 東 は 大 黒 山 (891.5

URBAN KUBOTA NO.31｜58

ｍ)，野坂断層の背後には野坂岳(913.5ｍ)が

図6・9−若狭地方東部の地質図せまるなど，周辺には海抜600ｍ〜900ｍの山
項が連なっています．
図６・12が敦賀平野の地質図です．この地域には，周辺の花崗岩の山地からもたらされた
亜角礫と粗粒砂からなる旧期扇状地〜低位段
く ろ

こ

が わ

丘堆積物が分布します．黒 河 川 沿いの低位段丘礫層からは寒冷気候を示すチョウセンゴヨ
ウマツを産出し，その年代が約18,000年前であることがわかりました．つまり，最終氷期
最寒冷期の海退期に堆積したわけです．なおこの地層は，図６・９に示されているように，
み ち

の

く ち

道 ノ ロ から琵琶湖の北部へと点々と連なって
います．
しょう

敦賀平野は，主として笙 の川水系によってつくられた沖積平野で，南半分が扇状地，北半
分は三角州で，標高−20ｍ付近までシルト〜てづ つ粘土層からなります．敦賀市天 筒 町の調査では，地表より約５ｍ下に自然貝殻層が存在し，

図6・10−若狭地方美浜地区の地質図

図6・12−敦賀平野の地質図

その上位の地表より約３ｍ下には泥炭層の分布することが明らかにされました．またその年代は，前者は5,320年B.P.，後者は4,460年B.P.
が得られました．調査地点は，いまの海岸線
よ り 約 １ km内 陸 部 に あ り ま す ． 他 の ボ ー リ
ング資料をも含めて判断すると，縄文海進時の湾中央部は天筒町のあたりにあり，海岸線
はいまよりも約2.5kmほど内陸に入っていたと思われます．
その後，縄文時代中期になると海面は少し下がり，海進時に堆積した砂層が地表に現われて松原浜堤列が形成されます．そのため湾は閉じられ，浜堤列の内側には潟〜沼沢が生まれ，泥炭層が堆積したわけです．泥炭層の下半分からは，ジュンサイ・ハス・ヒシなどの水生植物の花粉が，泥炭層の上半分からはハ
ンノキ・アカガシ・イネなどの湿地周辺の植物の花粉が産出します．

図6・11−気山層の地質断面図

このように敦賀平野の形成過程には，他の北陸の海岸平野の場合にみられるように〔縄文海進→砂層の堆積と自然貝殻層の形成→海退→砂丘(浜堤列)の形成→潟・沼沢の形成と泥炭層の堆積〕という変遷がみとめられます．

URBAN KUBOTA NO.31｜59

海底林と海水準変動―富山湾周辺を中心に―
藤井昭二＝富山大学教養部教授

さ杉は陸域にあるが，こうした陸域の沈水林

くに多く発見されている(図７・１)．

は，川や谷が堰止められて湖沼が生成し，そ木の大きさは，樹高が90cmのものが最高で，海底林の発見とその調査れに伴って形成される．大正池の沈水林も川多くのものは，30〜40cmのところで折れてい1980年 5月 ， 北 陸 ダ イ ビ ン グ ク ラ ブ の 人 々 にが堰止められて出現したものである．

る．折れたところの樹幹の直径は15〜30cmのより，黒部川扇状地の入善町吉原沖600ｍ，水

このように従来の知見では，水深が40ｍもある

ものが多く，太いもので56cmであった．樹令

深40ｍの海底で木材が見つけられ，次いで周辺大陸棚の海底からは，沈水林の存在はまだ知は，19年〜33年のものが多かった．

の水深22〜40ｍの海底谷の崖沿いに木が幾本られていなかったのである．これまで大陸棚

海底林の産状をみると，海水中にでている部も立っているのが発見された．それらは切りの沈水林については，1913年にC.Reidが，世分は，多かれ少なかれ二枚貝のフナクイムシ株のように，根元近くの高さ30cmほどの樹幹

界の大漁場の一つである北海のドッカーバンに食べられてアバタ状で，水を含んで膨潤しで，立木の姿のままで海底に生えていた．不ク(水深約40〜50ｍ)で，漁船のトロール網にており，手で容易にもぎとることができた．

思議に思った同クラブの堀越勇会長と下田喬ひっかかった樹根を収集したものが唯一つのしかし，倒木や根の部分で土中に埋もれてい士さんは，海底から樹根と泥炭を採取し，私例であった．

る部分は，爪をたてることができない程度のの研究室に訪ねてこられたのである．

このときには，樹根だけでなく獣骨も引揚げ

堅さに保存されていた．

だいたい世界の沈水林は海岸沿いに分布し，られているが，C.Reidはそれらを研究して，こ

樹根は，いつも30〜50cmの厚い礫を含んだ泥中国，北アメリカ，ヨーロッパには，台風なれらの動・植物は現在よりもっと北に分布し層の上にあった．泥層は必ずしも泥だけでな

どのため潟や砂丘などの地形が変化し，林がていること，当時は寒冷で北方の動物が南にく，しばしば泥炭を伴い，一部では砂丘砂を沈水したものが多くみられる．イングランド

移動していたと述べている．その後，北海石伴う場合もあった．泥層の中に分布している

北部海岸には約8,000年前の沈水林があるが，油の採掘のため，ドッカーバンクは詳細に調ので，ヒゲネなど細根はよく保存されていた．

これは，最終氷期の氷河が融解した後，それ査されたが樹根は発見されず，C.Reidの研究

礫は，拳大から人の頭ぐらいの大きさの扇状まで氷河に被われていた土地が約20ｍほど隆起した樹根は，流木なのか，大陸棚の立木の残地に堆積する円礫であった (注 ２ ) ．樹根の下のし，現在の姿になったと考えられている．

存物であるかは不明のままに，獣骨とともに礫層には，浸食されて棚状になっているもの

日本の沈水林では，魚津の埋没林や芦ノ湖のいまも大英博物館に保存されている．

がみられ，その陰が魚の休み場になっていた．

逆さ杉がよく知られている．魚津埋没林の成約２万年前頃の最終氷期の最寒冷期には，海海底林の樹種因は地盤沈下によるとされているが，この点水準は約100ｍほど低下しており，大陸棚の広樹種は，ハンノキ，ヤナギ，ヤマグワ，アオについては，後に詳しく述べる．芦ノ湖の逆汎な部分が陸地となっていた．従って，そのハダ，カエデ，コナラ，ヤブツバキ，ガマズ

広い陸地には当然，森林や草原がひろがってミなどで，深度による樹種の違いはほとんどいたはずであるが，それらの植生は，その後なかった．91本のうちハンノキとヤナギで86の海水準の上昇の過程で，波浪の営力により％をしめており，後述する魚津の埋没林がス

すべて洗い流されてしまい，その証拠をどこ

ギを主とする針葉樹から構成されているのににも見ることができなかった．ところが，そ対して，この海底林は，ハンノキを主とするの大陸棚に自生していた植生の証拠が，入善

落葉広葉樹林で，針葉樹は遂に一本も発見さ

沖の水深40ｍの海底で，世界で始めて発見されなかった．

れたのである．

海底林の年代と水深事態の重要性を直感した私は，直ちに文部省

放射性炭素による海底林の年代測定は，学習に科学研究費を申請した．こうして1980年か

院 大 学 （ GaK） で ８ 試 料 ， 金 沢 大 学 （ KL） でら1982年の３ヵ年にわたり，多くの研究者の12試 料 ， 名 古 屋 大 学 （ NUTA） で 12試 料 ， 総

協力を得て海底林の調査がおこなわれること

計32試料についておこなった．測定試料は１となり，その大要が明らかとなった (注 １ ) ．

試料のみがヤナギで，他はすべてハンノキで海底林の分布と産状ある．いずれも水辺に生育するもので，これ海底林は，入善町吉原沖600ｍ〜1,000ｍ，水らの樹木は，扇状地の末端で泥炭が形成され

深20〜40ｍ，海岸距離にして約３kmにわたっるような環境下で生育したものと推定される．

て分布し，特に吉原沖の海底谷の谷頭や崖近従って年代測定をおこなった立木は，いずれ①黒部川扇状地入善沖の海底林

図7・1―入善沖の海底地形と海底林の分布

URBAN KUBOTA NO.31｜60

注 1＝藤井昭二・奈須紀幸編「海底林―黒部川扇状地
入善沖海底林の発見を中心として―」，東京大学出版会，1988．にまとめられている
注 2＝松井ら(1977)は，現在の黒部川扇状地の扇端にある杉沢の土壌調査をおこない，杉沢の中の低地，高地，中間の３ヵ所の土壌断面を調べ(図７・３)，地下水位が高く，根は横に広く張るので樹体の支持力は弱く，樹高 8〜10ｍで倒伏する傾向が強いとしている．
〔松井栄光・清水満・安田洋「気象・土壌杉沢の沢ス
ギ」，入善町教育委員会，1977〕によるも汀線付近に生育していたものと考えられる．

中〜低緯度の南の海底では木造船の木部で水げしい隆起によって，堆積作用も異常にさか

図７・２が，各大学における年代測定の結果中に露出している部分は，フナクイムシに食べらんな地域である．

で，この図には，各試料の年代と水深との関れてすぐに無くなってしまうということであった．

そのため，海辺近くの低地の森林は，年間係も示してある．最も古い年代値は，水深40《海底林付近での地下水の湧出》

17〜18mmにおよぶ急激な海水準上昇の過程で，ｍの最も深い地点から採取されたもので，

ただし淡水中にあっては，フナクイムシやキあるものは海岸浸食により流失したが，それ10,150±230年B.P.（GaK）であった．また一クイムシがいないので，材は水中にあっても以上に堆積のスピードがまさっていたため，

番新しい年代値は，水深22ｍの最も浅い地点保存される．その例が，箱根の芦ノ湖にある森林の多くは，海岸浸食に遭う前に，洪水堆

か ら 採 取 さ れ た も の で ，7,570±170年 B.P.

「逆さ杉」である．逆さ杉は，芦ノ湖形成時

積物によって埋められてしまったのであろう．

（ NUTA） で あ っ た ． そ の 他 の 値 は ， す べ てにその一部が水没し，大部分は，その後の地

こうしたことが何回となく繰り返され，そのこの中間を示し，深度に応じて深いものは古震に伴う地すべりなどで，芦ノ湖に沈水した

結果，礫層に覆われて根元近くの樹幹が保存

く，浅いものは新しいことが明らかになった．

と考えられているが，水中での保存は概してされることになったものと思われる．

いま仮りに，年代測定試料の採取された水深良好のようである．

こうした事態のおきたことは，倒木が上下方が，その年代当時の海面にごく近いと仮定す

厚い礫層からなる黒部川扇状地では，地下水向に偏平になっていること，さらに，顕徴鏡

れば，各研究機関の測定結果から描かれた図が豊富で，扇状地沖合の海底にも地下水が湧写真により材の組織の偏移した木を調べ，そ

７・２の各グラフは，約１万年前〜7,500年前出していることが知られており，海底林の付れらの木の深度別の分布を見ると，ある深度の海面上昇曲線に近似する．各研究機関の測近でも，その地層中から採水した水の分析結に集中せずに，上から下まで広く分布してい定結果から算出される年間の海面上昇の速度

果から，地下水の湧出していることが明らかること，などにより推定される(表７・１)．

は，金沢大学の方法で17.Omm／年，学習院大にされている．従って，かって地下水が多量

大陸棚の森林の証拠は，いまのところ入善沖

学の方法で18.1mm／年，名古屋大学の方法でに湧出していた時には，地下水が海底林をフのものが唯一の例であるが，今後，黒部川扇18.3mm／年の値が得られる．わかりやすく言

ナクイムシの食害から守り，また水温を一定状地のように堆積作用の速いところを探せばうと，この時代には100年間で約２ｍ弱にも及に保って海底林の保護に力を貸したのであろ発見されるかもしれない．

ぶというものすごいスピードで，海面が上昇う．ただし，地下水はまた酸素を供給するの《海底谷沿いの浸食と樹根の露出》していたのである．

で，還元的環境下で保存される海底林にはマ

海底林の樹根の産状からわかるように，海底

海底林は，なぜ１万年間も海水中に存在するイナスの影響を及ぼし，その効果は単純では林は，発見された姿のままで１万年間も海中ことができたのか．

ない．

にあったのではない．海底谷沿いに浸食がおところで海底林は，さきに述べたように，水《浸食を上回る扇状地の洪水堆積物》

こなわれて，海底林の樹根の一部はすでに失中にでた樹根はブヨブヨの状態である．こう

黒部川扇状地の海岸はまた，海岸浸食の激し

われ，ある時点から，礫層に覆われていた樹した姿のままでは，とうてい１万年間も海水い地域としてよく知られているが，同時にこ根が新しく海中に露出し，それらが，発見時中に存在し得たとは思われない．

の扇状地は，第四紀の礫層の厚さだけで600ｍの姿を呈していたのである．

《フナクイムシによる食害》にも及ぶというように，背後の飛騨山脈のは最近わが国でも水中考古学の研究が盛んにな

図7・2−海底林の年代および水深との関係

図7・3−杉沢の土壌断面

り ， NHKで は ， 1983年 に は 「 韓 国 新 安 沖 ， 謎の沈没船」を，1985年には「幕府軍艦開揚丸」を放映し，引揚げられた沈没船の様相を紹介している．また茂在寅雄氏は，元冦の遺跡を伊万里湾で引揚げている．それらを見たり，問い合わせしたりした結果では，水中に木部があった例はなく，木部が保存されていたのは泥に埋もれている場合だけである．さらに

表 7・1−材の組織の偏移した木の深度分布

コロンビア大学のR.W.フェアブリッジ教授に
海底林について問い合わせたところ，高緯度の北の海底では木造船の船体は保存されるが，URBAN KUBOTA NO.31｜61

海底林の形成過程

食はかなりの海底林を消し去った．海水準の1954年には埋没林博物館が建設され，樹木は以上のことから，海底林の形成過程を模式的上昇がある程度進むと海岸浸食は止まり，す館内のプールに保存され，乾燥標本としてもに示すと，図７・４のようになる．約２万年でに枯死した海底林は礫に覆われ，海底下に展示されている．1955年に文部省により“地前の最終氷期には，大陸棚は陸地であったが，埋もれて安定したかにみえた．

盤 沈 下 "を 示 す 例 と し て 特 別 天 然 記 念 物 に 指

その後の海水準の上昇に伴い，約１万年前頃

一方，海底浸食は依然として進行し，礫層の定された．

には海面は−40ｍ付近まで上昇していた．そし部分が崩壊し，さらに海底谷沿いに浸食がす

最近になって，魚津埋没林の敷地内に県道をて当時の扇状地の末端には，現在の杉沢にみすんだ．そのため，堆積物中に保存されてい通す計画が生し，1989年に同博物館の東側でられるような地下水の湧水する小川にそって，た樹木が海水中にさらされることになり，水事前調査が行なわれた．25×14×４ｍ 3 の穴が湿地の水辺を好むヤナギ，ハンノキなどが生分により膨張してフナクイムシの食害にあい，掘られたが，地層は，上部層が土壌と人工堆育していた．

海草や生物による海底風化をうけるにいたった．

積物，中部層は円礫層をはさむ砂層で洪水堆

一方，海浜には浜堤や砂丘ができ，その背後

だいたい以上が，黒部川扇状地入善沖の海底積物，下部層は埋没林含有層で海抜−２ｍ以

地は，水はけの悪い湿地や潟となった．その林の概要である．この調査により，約１万年浅にあり，北東側は泥炭層で南西側は砂層にため，それまで水の流れのよい所が水はけが前頃から約8,000年前頃にかけての海水準変動

漸移している．樹種は，スギの樹幹のほかハ悪くなり，樹勢がおとろえた．そこに，たまの実態が明らかになった．

ンノキ，コナラなどが見出されている．材のたま扇状地特有の洪水がくり返し発生して，

年 代 は 1,350〜 1,760年 B.P.で ， 約 1,500年 前

泥(炭)層の上を30〜50cmの礫層がおおい，樹②海岸沿いの沈水林(埋没林)に 年 代 が 集 中 し て い る ， 泥 炭 の 年 代 は 1,700

木は枯死し，礫層から上の幹や枝は失われ，さきに述べたように，大陸棚以外の沈水林は，

年B.P.であった．

礫層に覆われた樹根や根元近くの樹幹が残さ

世界の各地で現在の海岸沿いに分布している．

《四方(沖)埋没林》れることになった．

富山湾周辺にも，魚津埋没林をはじめ，多く

戦後，魚網が海底の木に引っかかり破れる事

さらに海水面は急激な上昇をつづけ，海岸浸の沈水林が知られている．図７・５は，各埋件が発生した．潜水によって，それらの木は没林の主要な樹種および樹根周辺の泥炭から伐採されたが，それにより埋没林の存在が明産出した主要な植物化石である．これらの年

らかにされた．埋没林は，水深３ｍ付近にあ代と海抜高度については，自然貝層のそれもり，樹種はハンノキ，ツバキ，ブナなどが知含めて表７・２に一括して示し，また埋没林られている．年代は2,730±90年B.P.である．

の分布は図７・９に記した．

《神通川河口埋没林》

富山湾周辺の埋没林の概要

富山火力発電所の工事にあたり，資材運搬の《魚津埋没林》ために河口の掘削が行われた時に発見された．

魚津の信濃浜には，以前から汀線付近に樹根

樹根のまわりに泥炭がついていたこととヒゲの分布が知られていたが，その大要は，1930

根が残っていたため，現地性のものであるこ〜1931年の魚津漁港改修工事のさいに調査さとが確認された．樹種は，クリ，ケヤキなど

れ明らかになった．多くの樹幹が見出されてで，年代は1,950±90年B.P.である．

いるが，樹種のほとんどがスギで，大きなも《東草野(大屋)埋没林》のは直径１〜２ｍである．根は「あたかもタコ

1960年代の初め，黒部川扇状地東端の泊海岸の足を広げたように広く張って主根というもは，激しい海岸浸食に襲われた．そのとき越のはなく，底面は１枚の板のごとく水平とな

波した海水は，護岸堤防の犬走りの内側を掘り遠くまで伸びている(石井，1955)」．

削し，深さ２ｍほどの大きな溝をつくった．そ樹根は，図７・６のように２層の泥炭層で覆こにハンノキやエゴノキを主とした埋没林がわ れ て い る ． 上 部 の 泥 炭 層 は 海 抜 − 0.5ｍ 付発見された．樹根は海抜２ｍ付近にあり，こ近にあり，年代は1,750±90年B.P.である．樹

こでも泥炭が樹根をとりまいていた．樹根の根の下から縄文後期の土器が発見されている．

年代は1,560±110年B.P.である．

樹 根 の 年 代 測 定 も 行 わ れ て お り ， 1,960±70

樹根周辺の泥炭層と海水準

年B.P.の値をえている．

これらの埋没林には，いずれも樹根の周辺に

図7・4―海底林形成の模式図

URBAN KUBOTA NO.31｜62

泥炭層が発達しており，それが大きな特徴とことが始めて明らかにされた(田山ら，1952)．

ところがその後，高岡市太田の仮基準点は，なっている．この泥炭層は，浜堤や砂丘の形

一方，埋没林の樹根周辺の泥炭からはブナの東京と輸島を結ぶ水準測量の結果，沈んだと成に伴って，樹林のある場所が海浜の後背湿殻斗が発見された．現在，立山のブナの自然考えられた60mmだけ上昇していることがわか地へと変わり，そこに堆積したものである．

林は，海抜800ｍの高度にある．これらのこと

り，結局，魚津は沈降していないことが明ら従って，この泥炭層が堆積した地形面は，当が埋没林の成因と短絡的に結びつけられ，埋かになった(深井，1958)．

時の海水面とほぼ等しい高さにあったことが没林の沈下はかなり大きいと考えられた．

また，1960年代頃からは，わが国でも第四紀わかる．つまり，樹根の年代や高さが海水準以上のような背景の中で，研究をさらに進めの研究が急速に進み始め，第四紀の気候変動を示すのでなく，泥炭の高度と年代が海水準た石井逸太郎先生は，1955年，埋没林の成因に伴う植生の変遷や氷河性の海面変動に関すの レ ベ ル や 年 代 を 示 す の で あ る が ， 1,000年を地塊傾動による地盤沈下と考えた．すなわ

る新しい事実が次々に明らかにされ，それま

単位の時間尺度で議論するときは，樹根の位

ち「埋没林の根株の頭が高低種々であること

では，半ば闇の中にあった第四紀の地史に関置や年代で海水準のレベルを議論しても大きから，断層作用によって海水に没し，海面上する知見を一新してしまった．放射性炭素にな誤差は生じない．

で樹が折れたものではない」と指摘し，当時，よる年代測定の方法もこの時期に確立した．

こうして，富山湾周辺で調べられた埋没林の根株の下層から縄文後期の土器が発見された

魚津埋没林の材や泥炭の年代が明らかになっ年 代 お よ び 泥 炭 層 の 深 度 か ら は ， 2,730年 前

事実から，樹が折れているのは「古代人が樹たのも，1955年以降のことである．

〜 1,400年 前 の 時 代 ， つ ま り 弥 生 時 代 に は 海

木を伐採したに相違ないと判断」された．

こうして，第四紀の地史の解明にあたっては，水準は−２ｍのレベルにあったこと明らかにな

そして「昔はかりに２km位も沖に汀線があっ

地殻変動にしろ環境変遷にしろ，第四紀の地った．一方，加賀平野の内灘砂丘でも，旧砂て，ここは海抜10ｍ内外高かった地形を想像史を貫いている海水準の昇降を無視しては論丘を覆うクロスナ層が，海側では泥炭に漸移すると，海波の浸食とくに“寄り廻り波”とじられないこと，また海水準昇降の時間スケ

し，海抜−２ｍに分布している．泥炭の年称する巨涛によって浸食され汀線が後退する

ールは，地殻変動のそれとは異なることなど

代 が 2,110±80年 B.P.で あ る こ と か ら ， 弥 生と同時に，他方地盤が海の方へ傾動して，こが自明のこととなった．

時代には海水準が−２ｍのレベルにあったことの辺の地盤が沈下し今の海岸線なった」とし，つまり立山運峰は隆起し，富山湾は沈降してが明らかにされている(第５章)．

「落葉泥炭層が海面下にあることは，地塊傾いるのであるが，それらは200万年という時間

魚津埋没林の地盤沈下成因説

動による地盤沈下のためと考えた」．

規模で生起している事件である．それに対し

魚津埋没林は，地盤沈下を示す例として1955

しかも，当時，高岡市太田を仮基準点とするて ， 海 底 林 や 埋 没 林 の 事 件 は 1,000年 単 位 で年に国の特別天然記念物に指定されている．

水準測量（岡田ら，1952）で，魚津が年間５の時間規模で起きた事件なので，このケース

この背景には，魚津埋没林の調査・研究・保㎜，12年間で60㎜沈降しているとされ，地盤では，特に海水準変動の方を重視しなければ存に甚大な努力を払われた石井逸太郎氏が，沈下を立証する状況が生じていた．こうして，ならないのである．

1955年に地盤沈下成因説を主張されたことに埋没林の成因は地盤沈下によると見做された．

ところが残念なことに，1955年以前にあってあるが，それまでにも，埋没林についてはい

図7・5−富山湾周辺の埋没林の樹種

図7・6−魚津漁港地質断面図

ろいろの成因説が考えられていた．
1934年，脇水鉄五郎氏は，史前時代に急激な断層作用による大きな地変が起こり，その結果，樹林は海中に沈水した．その後，永年の間に海面上の部分は枯れて，そこから腐り折れ，海に流れ去ったのだろうとした．
1936年，嶋倉巳三郎氏は，魚津埋没林の材を研究し，その殆どがスギの大木であることに注目して，秋田の能代杉のような環境を想定
し，埋没林の生育環境は，海抜100〜200ｍの高度にあったろうと考えた．
戦後になると，富山湾の詳細な研究がおこな
われ，海 底 谷 が 800ｍ の 深 さ ま で 続 い て い る

URBAN KUBOTA NO.31｜63

は海水準変動の問題は，研究者レベルではま要以上に詳述した．かって筆者は，入善沖の層・中村貝層，七尾北湾北側の穴水貝層，氷だ視界に登場していなかった．そのため埋没

海底林について，その成因が海水準の変動に

見市の十二町潟貝層の上部などにみられる．

林の問題は，ただ地殻変動の観点からだけであることをかなり詳しく話をしたことがある

年代は5,700〜4,850年．B.P.である．十二町潟

考察せざるを得なかったのである．こうしたが，終了後の質疑で，「海底林は地盤が40ｍ沈貝層上部からは，縄文前期の土器が産出して状況にあっては「落葉泥炭層が海面下にある降した結果ですね」という質問を受けて愕然いる．氷見市中村貝層は，上庄川の河口からことは，地塊傾動による地盤沈下のため」ととした経験をもっている．富山では，埋没林

４ km内 陸 に 入 っ た 地 点 に あ り ， 貝 層 は 海 抜

考えるしかなかった．現在の知識でこれをいという言葉そのものが，地盤沈下と結びつい６ｍの高さで発見されている．

うなら「北陸の海岸沿いで，泥炭層が海面下てイメージされているという事情があるので，縄文中期の自然貝層は，能登島の八ヶ崎貝層に見出されるのは，当時の海面が低下してい敢えて詳述したものである．

と氷見市の沖布貝層にみられる．後者は，山麓の水田面に近い海抜６ｍの高さにあり，貝たため」ということになる．
なお一言付け加えると，もともと扇状地とい③埋没林以外の海水準変動を示す証拠

類を多産し穿孔貝の穴跡もみられる．年代は

うのは，礫と砂からできているので地盤沈下

離水海岸地形八ヶ崎貝層が4,500年B.P.，沖布貝層が4,400

しにくいところで，黒部川扇状地ではむしろ能登半島の東側の灘浦海岸は，新第三系の泥年B.P.である．

隆起を考慮するところである．これに対して岩やシルト岩が海食崖となって海に接していなお氷見市の十二町潟貝層では，海抜−1.5ｍ

射水平野のように，泥でつくられている潟埋る．これらの堆積岩は適当に硬いので，このの最上部層からヤマトシジミを産出し，その積平野では地盤沈下を考えなくてはならない．

海岸には，完新世に形成された海食洞・波食

年代は1,470年B.P.である．十二町潟貝層は，因みに日本の沖積平野では，一般的には，人窪・海食台や穿孔貝の穴跡がよく発達し，ま下から上へ，海棲貝，イボウミニナ，ヤマト

為によらない自然の地盤沈下量は年１㎜といた海食崖のため，人為による破壌も少ない．

シジミを産出し，その年代はそれぞれ7,200，

われている．

一方，日本海は，太平洋側と違って潮汐の変4,850，1,470年B.P.である．この地域の海か

以上，魚津埋没林の地盤沈下説について，必化に乏しく，干満の差は20cmと小さいので，ら潟へ変遷は，以上の事実がよく示している．

これらの離水した海岸地形の海抜高度は，そ貝塚

れらがつくられた当時の海水準にほぼ近似し貝塚は，それが形成された時代と，当時の海た値を示す（正確には，地殻変動を考慮しな

水準のおよその位置を教えてくれる．日本海ければならない）．

は干満の差が非常に小さいので，日本海側で

図７・８が離水海岸地形の分布と，それらのは潮干狩りが余り行われない．そのため貝塚

海抜高度である．これらから，完新世のあるは，関東地方や北上川流域あるいは九州の有時期には，海水準が図示した高度にあったこ

明海周辺にくらべると極端に少ない．

とがわかる．ただし，これらの離水海岸地形か

富山湾の南部では，氷見市の朝日貝塚と富山らだけでは，年代までは知ることはできない．

市の蜆ヶ森貝塚(小竹貝塚)の２つが知られて自然貝層いる．朝日貝塚は，海抜５ｍの丘陵と平野の自然貝層からは，海水準変動の事実を年代ま接点にある．海生貝を主とする４層の貝層がで含めて知ることができる．自然貝層には，あり，縄文前期〜中期の貝塚であるが，貝層自生型の貝層と，他所から風波ではき寄せらの上部と表土からは弥生〜須恵器の土器が出れた他生型の貝層とが見られる．図７・９は土する．傍らに十二町潟の自然貝層がある．

富山湾沿岸の自然貝層の分布図，表７・２が蜆ヶ森貝塚(小竹貝塚)は，呉羽山丘陵の末端

それらの海抜高度と年代で，この表には，沈水が平野と接する海抜５ｍの所にある．ヤマト林の樹根や泥炭のそれについても示してある．

シジミを主とする汽水性の貝塚で，その年代

約7,000年前頃の縄文早期の自然貝層は，氷見

は4,800±200年B.P.で，放生津潟のかっての市の十二町潟貝層，新湊市の堀岡貝層，氷見

広がりを示している．縄文中期の遺物を主と市の雀森貝層などで，いずれも海抜−３ｍにして産出するが，その後の時代の遺物も，ほ分布する．年代は7,200〜6,650年．B.P.であぼ連続して産出する．

る．縄文前期の自然貝層は，氷見市の九澱貝

このほか北陸では，石川県に上山田貝塚・柴

図7・7−灘浦海岸の離水海岸地形と海抜高度

URBAN KUBOTA NO.31｜64注３＝水に木を浮かべ，手で押さえるとその圧力に従って水中に潜るが，押さえる力が弱まると，木片は浮かぶ．これと同様に地殻に厚さ 2,000〜3,000ｍの氷河がのっかると，その重さで地殻は凹む．しかし，その氷河が融けてなくなると地殻はもとに戻るため上昇を始山貝塚，福井県に北堀貝塚・鳥浜貝塚が知ら前頃になると，現海水準に回復している．

める．最後の氷期にスカンジナビアやイギリス北部を被っていた氷河が後氷期になって融解し，軽くなった
ため，スカンジナビア半島やイギリス北部では隆起している．イギリス現海岸線に 8,000 年前の沈水林があるが，そこは約 20ｍ上昇したと説明されている．

Newman（ 1985） は ， 人 為 の 影 響 の な か っ た
約１万年前から現在までの完新世の海水準変れるが，ここでは省略する．
⑤おわりに動について，世界各地の資料4,000点を集成し④富山湾周辺における完新世の海水準変動

近年，地球の温暖化とそれに伴う極地氷床のた図を描いている．その図をみると，各地域

以上のように，富山湾周辺域では，完新世に融氷による地球規模の海面の上昇が，世界的の変動がばらばらで，世界共通の海水準変動

おける海水準変動を示す証拠が数多く発見さに問題になっている．確かに人間の産業活動の標準曲線を描くことは不可能である．

れ，それらの年代も確かめられている．

の影響で， CO ２ ガスや温室 効果をもたらす ガ

以上からわかるように，海水準変動について

図７・８は，これらのデータにもとづき，横スは確実に増加しているのであるが，しかしは，世界の各地域ごとで，その実態を明らか軸に年代，縦軸に海水準を示し，約１万年前

世界各地の資料を細かく検討すると，温室効にすることが非常に重要になっている．こう以降の海水準の変動を示したものである．

果による温度の上昇や検潮儀による海水準のした事情から，1987年にカナダで行われた国

約１万年前に水深40ｍ付近にあった海水準は，上昇は，各地域でかなりまちまちで，世界的際第四紀研究連合の会議では，早急に結論は

約8,000年前頃になると，水深20ｍ付近まで上に同一方向を示しているとはいい難い．

出さずに少し慎重に研究を進める，というま昇した．そして7,000〜6,500年前の間に現海

こ れ に つ い て は ， CO 2 ガ ス の 温 室 効 果 と 極 地とめになった．富山湾周辺では，完新世にお水面に達している．

氷床の融氷には時間的ズレがある，とする意

いて２〜３℃の気温変化に対応して，海水準6,500〜4,000年前には，現海面より４〜５ｍ

見もあり，また「Scottの矛盾」説のように，

は1,000年単位のスケールで変化していたこと高くなっていたが，この現海面より高い時期

地球が温暖化すると海面からの蒸発が盛んにが明らかにされている．人間の活動により，が，いわゆる縄文海進の最盛期である．

なり，極地の氷床は増大する，という意見さ

若 し 100単 位 で 海 水 準 が 変 化 す る よ う な こ と3,000〜1,500年前には，再び現海水準より低えある．

になれば，きわめて重大な事態が発生するこくなり，最低期には現海面より２ｍ低くなっ

さ き に Walcott(1972)ら は ， 大 陸 氷 河 の 融 解とになろう．

た．この現海面より低い時期は，縄文晩期かはアイソスタシーをともなうので，地表にはら弥生時代における海退期で，これは弥生小

高海水準になる地域とそうでない地域が生じ

海 退 期 と も よ ば れ て い る ． そ し て 約 1,500年

ることを明らかにしている (注 3) ．

表7・2−富山湾周辺の自然貝層及び沈水林の年代

図7・8−富山湾周辺の資料にもとづく完新世の海水準変動図

図7・9−富山湾周辺の自然貝層及び沈水林の分布図URBAN KUBOTA NO.31｜65