アーバンクボタ

NO.39 MARCH 2001

株式会社クボタ

特集＝続・大阪層群−古瀬戸内河湖水系−

市原

実＝大阪市立大学名誉教授●目次

１大阪堆積盆地−その形成と古瀬戸内河湖水系−･･･････････ 2

３別府−島原地溝･･････････････････････････････････････ 34①はじめに①四国地方北部および中国地方南部の大阪層群相当層②大阪平野地下の地層②別府湾の地質構造③大阪湾湾底下の地層③猪牟田(埋没)カルデラと広域火山灰層④紀ノ川堆積盆地④別府−島原地溝⑤紀伊水道南方海底下の地層･･････････････････････････ 42①中国東部大平原下の第四紀層⑥古瀬戸内河湖水系
２地震後の調査・研究から

４中国東部睦・海域の第四紀層･･････････････････････････････ 14②渤海・黄海・東海(東シナ海)大陸棚の形成①大阪湾，明石海峡，紀淡海映〜紀伊水道北東部の反射波地③中国東部大陸棚地区の第四紀海進層

震探査と東灘1700ｍボーリング(GS-K1)④瀬戸内沈降帯西部と中国大陸・朝鮮半島間の陸橋問題②大阪湾の断層分布と基盤深度

５鮮新・更新統の境界問題･･････････････････････････････ 54③和歌山平野根来地区の深層ボーリング−中国黄土層・泥河湾層・深海堆積物を中心に−④阪神地域の反射法地震探査と深層ボーリング①中国黄土層⑤大阪市域における反射法地震探査と深層ボーリング②泥河湾層⑥上町断層糸と上町上昇帯③深海堆積物の酸素同位体記録と鮮新統・更新統境界⑦大阪南部(大和川以南)地域の反射法地震査とボーリング●参考図書および引用・参考文献････････････････････････ 64⑧大阪平野東部(河内平野)と生駒山地西縁の反射法地震探査⑨奈良盆地の反射法地震探査とボーリング⑩京都盆地とその周辺の地震探査とボーリング⑪淡路島北部の反射法地震探査と野島断層沿いの観測井⑫内陸直下型地震と活断層

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
発行日＝2001年3月

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.39｜1

大阪堆積盆地−その形成と古瀬戸内河湖水系−①はじめに『古瀬戸内河湖水系の同じような地層が各地に分布しています．

編集

今回は，「続・大阪層群−古瀬戸内河

市原(1966)は，大阪層群とその相当層が堆

それで，この地質区を瀬戸内区と呼んでいる

湖水系−」というテーマでいろいろとお話を積した第２瀬戸内沈降帯の古地理図を画いわけです．中新世前期に瀬戸内区に生じた沈伺いたいと思います。

て，第２瀬戸内前期(鮮新世)・第２瀬戸内

降域が第１瀬戸内沈降帯で，この沈降帯に堆

市原

私は，10年ほど前(1988年)に大阪市大後期(更新世前・中期)の水系についてのべ積した地層群を第１瀬戸内累層群といいます．

を定年で退職しまして，そのとき退職の記念たことがある．その内容を要約すると次のまた鮮新・更新世に瀬戸内区に生じた沈降域事業として「大阪層群」という本をつくるこ

とおりである．

が第２瀬戸内沈降帯で，この沈降帯に堆積しとになりました．しかし，「大阪層群」の編第２瀬戸内前期：淡路島や大阪盆地（大阪た地層群を第２瀬戸内累層群といいます．こ集は予想以上に困難な作業でした．まず最初堆積盆地の略）南部の大阪層群最下部の層

れらについては，また後で述べる予定です．

に地質図の作成から取りかかったのですが，準には，中央構造線の南側から供給された

要するに，大阪層群最下部が堆積した鮮新世

これに大変な時間がかかりました，幸いなこ

結晶片岩類の礫が存在する．これらの結晶の西南日本には，中央構造線の北側に西へ西とに，この地質図は「大阪層群」とは別にア

片岩類の礫の存在は，現在の紀伊水道域にへと流れる大きな河湖水系があった．その大ーバンクボタ誌に特集してもらえることになあった分水嶺から河川が北流し，大阪盆地

きな河川は，瀬戸内から九州の有明海地域をりまして，それが1991年に出版された本誌30域に流入していたことを示している．北流とおって，東シナ海(東海)のどこかで海に注

号の「大阪とその周辺地域の第四紀地質図」

し，大阪盆地域に流入した河川の水は，おいでいただろう．それは，揚子江(長江)流域

です．

そらく西流し，瀬戸内から現在の有明海域

や黄河流域の水を集めた河川と合流していた

この地質図が出たものですから「大阪層群」

をとおって，九州の南西方で海にそそいでかもしれない，あるいは別々に東シナ海のどの方もやや書きやすくなりまして，その２年いたであろう．また，この淡水の水系と大こかで海に注いでいたかもしれない．いずれ

後の1993年に，ようやく創元社から「大阪層陸の河川との連絡も考えられる．

にせよ，大陸と日本は陸続きだったので，大群」を出版することができました．退職した

第２瀬戸内後期：第２瀬戸内後期には，現阪層群の広域的な古地理を明らかにするには，年の翌年に出すといっていたのが，結局５年

在の紀伊水道域(古紀伊水道)から大阪盆地

今後は，その辺りの実情を解明していくこともかかってしまったわけです．「大阪とその域に海水が浸入したと考えられる．

が必要な課題になる．そう指摘しておいたの周辺地域の第四紀地質図」と「大阪層群」は

吉 田 (1992)も ,第 ２ 瀬 戸 内 前 期 の 東 海 層 群です．

いずれも好評でしたが，1995年に阪神・淡路・古琵琶湖層群・大阪層群の各堆積盆地(淡もちろん，「大阪層群」の「まとめ」の部が大震災が起こったために，さらに多くの人々

か水 域 )は 河 川 に よ っ て つ な が っ て い て ， 嘉
れ がわ

不十分なことは私自身が重々承知しておりまに活用されたようであります．

例 川 火山灰などの火山灰は，東海堆積盆地

した．それで私は「大阪層群」刊行の直後かところで「大阪層群」を出すさいに，その刊から大阪堆積盆地に運搬されたらしいとのら，大阪堆積盆地の形成や九州の別府−島原行が大幅に遅れていたものですから，最後のべている．このように，第２瀬戸内前期の地溝の問題，さらに同時代の中国東部および「まとめ」の部を仕上げるのに十分な時間が瀬戸内には，各堆積盆地に河湖域がひろが東シナ海(東海)の堆積盆地についての資料をなく，ここのところを簡単にすませてしまいり，各堆積盆地は河川でつながり，水系は収集・検討し，大阪層群研究史についての多ました．しかも，この簡単な「まとめ」のな全体として東から西に向かって流れていた

少の追加とあわせて，これらを「続・大阪層

かに，「主要地域の大阪層群の地質柱状図」と考えられるのである．この水系を古瀬戸群」というようなタイトルで一冊の本にまとと「大阪層群の総合層序表」のほかに，あえ

内河湖水系とよぶことにする．

めようと思い，懸命に原稿を書き始めていまて「大阪層群と中国黄土層・深海底コアの対

古瀬戸内河湖水系の問題は，第２瀬戸内沈し た．

比」の図をのせました．これは，大阪層群の降帯の古地理を明らかにするためだけでな

ところが，その途中で思わぬ大病にかかり，広域的な古地理を明らかにするには，当時のく，中国大陸を含めた広域の古地理を明ら危うく命だけはとりとめるというような状態

水系から考えて，中国大陸との関係を解明しかにするため，是非とも解明されねばならになりました．退院後，また気を取り直してていくことが必要になるからです．

ない課題である．』

原稿を書き続け，ともかくもまとめることがそしてこの水系を「古瀬戸内河湖水系」と呼ここで少しだけ注釈しますと，現在の瀬戸内できましたが，それが「大阪層群と中国黄土ぶことを提唱しました．その文章（「大阪層海を東西に延長した地域，東は長野県南部か層」という本です．これは1996年に築地書館群」の第24章の３）は簡単ですから，その全

ら西は九州中部までの，中央構造線の北側のから出版されました．

文を以下に再録します．

地域には，新第三紀中新世以降の，同じ時代

ところが，やはり病み上がりで書いたもので

URBAN KUBOTA NO.39｜2

すから推敲が足りません．また多くの図版を昇帯が隆起し，東西の両平野地域が沈降してこの範囲でも８本の温泉ボーリングが基盤に新たに作成したのですが，すべて単色なものいることがよくわかります．上町上昇帯のＯ

達しています．大阪平野の地質断面図は，主ですから，どうもなじみにくいのです．それＤ2では，アズキ火山灰層(Ｍａ3層準)は47ｍ

として前述の深層ボーリングと，こうした温で私は，できればこれらの図を色刷りにして深 と 浅 く ， 基 盤 の 領 家 花 商 岩 類 は 656ｍ 深 に泉ボーリングのデータにもとづいて作成する

理解しやすいものにしたい，さらには地震後伏在します．一方，田中元町のＯＤ１ではアことができたのです．なかでも江戸堀２丁目の調査から明らかになった問題にも触れてみズ キ 火 山 灰 層 は ぐ ん と 深 く な っ て 414ｍ 深 にのデータは，本誌30号の地質断面図作成の際，たいと思っておりました．ちょうどそうしたあります．ＯＤ1の掘削深度は907ｍ，深層ボ

締切期限の直前になって判明したので大いにときに，アーバンクボタ誌の方から，30号はーリングのなかでは一番深いのですが，この助けられたのを覚えています．その基盤深度地質図が主体なので，その続きができるかど

深度では基盤に達しません(なお，ＯＤ1地点

は1，474ｍもあって，それまでの私の予想をうかという相談がありました．そこで私の方

では，ボーリングの直前に，爆発による反射

こえる深さでした．

からも是非にとお願いし，「続・大阪層群−

法地震探査が行われ，同地点の基盤深度は約

温泉ボーリングには，本誌30号の出版前には

古瀬戸内河湖水系−」というテーマで，本日1,500ｍ深と推定されました)．またＯＤ３でそのデータを入手できなかったものもありまお話させて頂くことになったわけです．

も ， ア ズ キ 火 山 灰 層 は 413ｍ 深 と 深 く な っ てした．図１・１には，桃谷の温泉ボーリング②大阪平野地下の地層

い ま す ． 掘 削 深 度 は 701ｍ で ， も ち ろ ん 基 盤の南南西約４kmの田辺の温泉ボーリングと，

まず最初に大阪平野の地下の地層，つぎに大には届いていません．

Ｏ Ｄ 1の 南 西 約 １ kmの 港晴 の 温 泉 ボ ー リ ン グ

阪湾の湾底下の地層について述べますが，話結局，深層ボーリングで基盤にあたったのはを示してありますが，これらがその例です．

の都合上，地震後の調査結果から明らかにな

ＯＤ２の１本だけであったうえに，ＯＤ２で

田辺では1,300ｍ深まで掘削し，1,254ｍ深でったことがらは次章でまとめてお話することは，435ｍ深〜656ｍ深の地層は，現在では大基盤の領家花崗岩類に達しています．一方，にいたします．また，今回は本誌30号の続編

阪層群であることが判明していますが，当初

港 晴 で は 1,500ｍ 深 ま で 掘 削 し て い ま す が ，にもあたりますから，同号の地質図・地質断は中新統の神戸層群とされました．ですから基盤に届いていません．ですから，大阪市臨面図および解説書を参照してください，

この時点では，平野下の大阪層群が予想以上

海部で基盤に達しているボーリングは，地震

大阪では，天然ガス開発のために1950年代のに厚いことがわかったのですが，その厚さは，の前には，江戸堀２丁目のものが唯一であっは じ め に ， い ず れ も 500ｍ 深 の ２ 本 の 試 掘 井

上記のデータと地質構造から推定して，おそたわけです．

(試１井，試２井)が掘削されました．そのごら く 1,000ｍ 内 外 だ ろ う と さ れ た わ け で す ．

地下の地層を調べるには，ボーリングのほか

1960年代には地盤沈下対策に関連して，大阪

1980年代以降になると，大阪平野やその周辺に反射法(＝反射波)地震探査による方法があ市とその周辺域で全部で９本の深層ボーリン域では地下深くに温泉源のあることがわかり，ります．これは，石油探査のために開発されグ(ＯＤ1〜ＯＤ９)が行われています(図1・1)．

いろいろな場所で温泉ボーリングが行われるたもので，陸の上でも海や湖の上でも活用さこれらの深層ボーリングでは，コア(岩芯)をようになりました．これは温泉が目当てです

れています．陸上では，起震車（バイブレー

採取して海成粘土層や火山灰層を調べました

か ら ， 平 野 部 で は ， 少 な く と も 1,000ｍ か らターまたは油圧インパクター）で地盤に大きから，それらの鍵層となる地層が，どの場所深いものでは1,500ｍぐらいまで掘ります．

な打撃を与えると，弾性波が地中を伝わり，ではどの深さにあるかがわかり，平野下の地

ただ，泥水とともに上がってくるのはスライ

地層と地層の境界や地層と岩盤の境界にまで

質構造の概略がほぼ明らかになりました．

ム(切粉・切片)だけで，コア(岩芯)は採取し達して戻ってくる．その反射波には，地層や図１・２は，これらの深層ボーリングのうち，ませんから，海成粘土層や火山灰層について

基盤岩の性質を反映して強弱があるので，こ

大阪平野の３つの代表的な深層ボーリングのは確かめられず，電気検層によって，粘土質

れを受震器(地震計)で捉えると，地下の様子

地質柱状図です．臨海部の港区田中元町のＯあるいは砂礫質といった層相の推定ができるをいくつかの反射面が重なる記録として得るにすぎません．しかし非常に深くまで掘るのことができます．１つの測線に沿う多くのこ

厨 のＯＤ3は東大阪平野(河内平野)の地下ので，いくつかのボーリングでは基盤岩にあたれらの記録データにもとづいて，時間断面おそれを示し，上町台地のすぐ北にある都島南っていて，その種類や深度など貴重なデータ

よび深度断面を作成することができます．岩通のＯＤ2は，大阪平野を東西に分けている上を提供してくれます．

盤(基盤岩)の上面には，一般に顕著な反射面

町上昇帯の地下の状態を示しています．

図１・１には，温泉ボーリングで基盤岩に達があらわれ，地層の傾斜や撓曲の姿，断層のこれら３本の柱状図で，それぞれの海成粘土

し た も の と ， 掘 削 深 度 が 1,500ｍ に 達 し た も所在なども浮かび上がってきます．ただ，深層・火山灰層の深さを比べてみれば，上町上のをあわせて示しました．図にみるように，

度断面中の各反射面が何を意味するのか―み

Ｄ1は西大阪平野の地下の様子を，東大阪市御
くりや

こうせい

URBAN KUBOTA NO.39｜3

地層の境界なのか，火山灰層なのか―など

法地震探査が行われました．図１・１で，Ａ，は大阪層群上部上半で，Ⅱ層とⅢ層の境はＭ

は，深度断面だけではよくわかりません．そＢ，Ｃを付した太い線がこの探査が行われた

ａ６層上限，Ⅳ層は段丘堆積層と沖積層です．

れで測線付近のボーリング・データや地表地測線です．ただ，この方法で，大阪市域の地

まずＡの大阪南港南測線ですが，私はこの測質と対応させて検討するわけです．

下1，500ｍ深内外からそれ以深を探査するの線での基盤深度は1,700〜1,800ｍ深と考えま

海上や湖上の場合には，船で発震装置（エアは非常に難しいようです．実際の記録をみてした．これは，ＯＤ１や港晴の温泉ボーリンガン）と受震器(ハイドロホーン)を曳行しま

も，反射面が不明瞭であったり，岩盤を示す

グのほか，1990年に大阪北港付近で行われたす。エアガンなどを使って海水・湖水に衝撃ようなラインも僅かに出ているだけというケ

反射法地震探査の結果，またこのＡ測線ではを与えますと，弾性波が海・湖底に達し，さースが多いようです．

ア ズ キ 火 山 灰 層 下 限 (Ｍ ａ ３ 層 )の 深 度 が 440

らに海・湖底下の堆積物中を伝わり岩盤に達図１・３の地質断面図は，これらの反射法地ｍ深と推定されることによっています．

して戻ってくる．その反射波を受震器（ハイ

震探査による深度断面にもとづいて，深層ボ

Ｂの中之島測線では，測線近くに江戸堀２のドロホーン）でキャッチし，陸上の探査と同ーリングや温泉ボーリングのデータを考慮し温泉ボーリングがあり，図中にその掘削深度

様に測線にそって記録された多くのデータかて私が作成したものです，図で一番下位は基1,500ｍと基盤深度1,474ｍを示しました．こら深度断面を作成し，同断面について検討し盤岩で，これは領家花崗岩類です．Ⅰ層は大の基盤上面すなわち反射面は，東方へは御堂ます．陸上の探査にくらべて，非常によい結阪層群最下部・下部で，ここにはＭａ０層と筋付近まではたどれるのですが，上町断層に果が得られています．

Ｍａ１層の反射面を推定しました．Ⅱ層は大近づくにつれて不明瞭になり，識別できませ大阪市域では，1987年に吉川宗治氏らによっ

阪層群上部下半で，Ⅰ層とⅡ層の境がアズキん．この測線では，上町断層以西の基盤深度て，油圧インパクターを用いた本格的な反射火山灰層下限(Ｍａ３層準)になります．Ⅲ層は1,500〜1,600ｍ深と考えられます．

図 1・1−大阪平野の天然ガス試掘井(試 1 井・試 2 井)，深層ボーリング(ＯＤ1〜ＯＤ9)，主要な温泉ボーリングおよび反射法地震探査測線を示す図URBAN KUBOTA NO.39｜4

Ｃ の 大 阪 城 測 線 で は ， 約 850ｍ 深 の 反 射 面 が基盤との境とみなせます．図１・１で，上町

図１･２−大阪平野の代表的な深層ボーリングの地質柱状図

上昇帯の基盤深度を北からみると，ＯＤ２が656ｍ深，温泉ボーリングでは高津が1,014ｍ
深 ， 桃 谷 が 1,034ｍ 深 で ， 北 か ら 南 に む か って深くなっていきます．ほぼその中間にある
Ｃ 測 線 の 基 盤 深 度 が 約 850ｍ 深 と い う の は う
なずけます．
またＢ測線では，上町断層より東側の基盤の深 度 を 約 800ｍ 深 に し て あ り ま す が ， こ の 深度も，Ｂ測線がＣ測線よりやや北側にありますから妥当なところでしょう．上町断層は東上がり西落ちの逆断層です．Ｂ測線での上町断層以西の基盤深度を1,500〜1,600ｍ深とす
ると，この断層による基盤の垂直変位量は700〜800ｍになります．

図１・３−大阪南港南測線(Ａ測線)，中之島(Ｂ測線)および大阪城測線(Ｃ測線)の反射法地震探査震度断面にもとづく地質断面図

URBAN KUBOTA NO.39｜5

③大阪湾湾底下の地層

測線の南端部に位置しています．このボーリ

測線南半にやや凹凸がみられますが，概して大阪湾での本格的な反射波(＝反射法)地震探

ングでは，Ｍａ３層の下部にはさまれるアズ

なだらかで，湾中央部で撓んでいます．

査は，岩崎好規氏らによって行われました．

キ 火 山 灰 層 が 海 水 面 下 353ｍ 深 に 認 め ら れ ，

最後にＢ測線，大阪湾を東西に横切る約28Km

その調査結果は，1990年に土質工学研究発表

同火山灰層に対応する反射面がⅠ層とⅡ層のの測線です．この地質断面図は非常に興味深

会で，1994年には日本地震学会誌「地震」に墳になっています．基盤の反射面は同地点でいもので，大阪盆地の形成の特徴を最も端的公表されています．図１・５が，探査の行わは約1,500ｍ深にみられます．この測線では，にあらわしています．基盤深度は，測線の東れた３つの測線(Ａ,Ｂ,Ｃ)の位置図です．図アズキ火山灰層の深さも基盤の深さも，南か端 で は 約 1,500ｍ 深 で す が ， 西 に 向 か う に つ

１・４の地質断面図は，岩崎氏らの深度断面

ら北に向かって徐々に深くなっていくのが特れて深くなり，淡路島の海岸から約10㎞ほどにもとづいて，私が，大阪湾沿岸部のボーリ

徴で，大体の感じでいうと，アズキ火山灰層の と こ ろ で 最 も 深 く な り ， そ の 深 さ は 3,000

ング・データを考慮し作成したものです．この深度を４倍にしたあたりが基盤の深度にな

ｍをこえます．

の図では，一番下位が基盤岩，Ⅰ層が大阪層っていて，大阪層群最下部・下部が非常に厚この最深部の西を限るのが，西上がり東落ち

群最下部・下部，Ⅱ層が大阪層群上部で，Ⅰいことがわかります．

の大規模な逆断層(Ｆ断層)で，これが大阪湾層とⅡ層の境がアズキ火山灰層の層準です．

Ａ測線は，友ヶ島の北から尼崎の沖合にかけ

西部を北東方向に走る大阪湾断層です．このⅢ層が段丘相当層・沖積層になります．

ての約40Kmにわたる長い測線です．基盤の深断 層 の 西 側 の 基 盤 の 深 さ は 約 2,000ｍ ， 大 阪

まずＣ測線ですが，これは，関西国際空港を

度 は ， 南 西 端 の 友 ヶ 島 の 北 で 約 1,200ｍ 深 ，

湾 断 層 に よ る 基 盤 の 垂 直 変 位 量 は 約 1,000ｍ

つ く る と き に お こ な わ れ た 400m ボ ー リ ン グ

湾 中 央 部 が 最 も 深 く 約 2,500ｍ 深 ， 北 東 端 のにも達します．大阪湾断層は，盆地形成の当(57-30)地 点 を 通 過 す る 測 線 で ， 同 地 点 は Ｃ

湾 奥 部 は 約 2,000ｍ 深 で す ． 基 盤 の 上 面 は ，初から活動しつづけてきた成長断層ですが，

図１･４−大阪湾のＡ測線，Ｂ測線およびＣ測線の反射波地震探査深度断面にもとづく地質断面図

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約 1,000ｍ 深 以 浅 に な る と 断 層 は 不 明 瞭 で ，

帯は，北は有馬−高槻構造線によって丹波帯④紀ノ川堆積盆地

地層は撓曲しているにすぎません．その西にと境され，南は中央構造線によって三波川帯《紀ノ川下流域の地下の地層》

あ る ｆ 断 層 も 成 長 断 層 で し た が ， 約 500ｍ 深と境されます．北の有馬−高槻構造線は，右

西南日本を内帯と外帯に区分し，領家帯の南以浅の地層には，この断層による変位はみら

横ずれ・北上がりの逆断層で，その垂直変位を限る中央構造線は，近畿地方では和泉山脈

れません．またこれらの断層の西方には，淡量は200〜300ｍ以上です．一方，南の中央構の南麓を東西方向に延びています．その南側

路島東岸沿いに仮屋断層（30号・本文の図４

造線も右横ずれ・北上がりの逆断層ですが，には，紀ノ川沿いに東西に細長い紀ノ川堆積参照）が走っていますが，この断層の西側にこの断層は，次にお話するように，北に傾動

盆地が広がり，ここには菖蒲谷層とよばれるは，基盤の領家花南岩類が地表に顔を出して沈降する紀ノ川側の基盤ブロックの上に低角

大阪層群相当層(大阪層群最下部・下部)が堆います．

で 衝 上 し ， そ の 垂 直 変 位 量 は 800ｍ 以 上 に も積しています．盆地の南側は，結晶片岩類か

このように大阪堆積盆地の主部は，大阪湾断達します．このように大阪堆積盆地の形成にらなる三波川帯です．

層にむかって西に傾動沈降している，つまりは，東西性と南北性という２方向の圧縮が働

紀ノ川堆積盆地は大阪堆積盆地の形成とは切同断層以西の淡路島側の基盤ブロックに対しいているのですが，東西性の圧縮は基盤ブロ

り離せない関係にあり，その地下地質について，大阪湾側の基盤ブロックが大きく傾動沈

ックの西への傾動沈降として，南北性の圧縮ては以前から注目していたのですが，近年，降していることが大きな特徴です．ただし南は基盤の褶曲による沈降となってあらわれて

吉川宗治氏らによってこの地域の反射波地震

北方向では，基盤は湾の中央部で撓んでいているわけです．

探査が行われ，その輪郭が浮かび上がってき

異なった様相を呈します．

ました．図１・６Ａは，1992年に同氏らが反大阪堆積盆地の主要な基盤となっている領家

射波深度断面にもとづいて作成した地質断面

図１･５−大阪湾の反射波地震探査測線位置図

図１･６−紀ノ川下流域の中央構造線を南北に横切る反射波地震探査にもとづく地質断面図および同探査測線位置図URBAN KUBOTA NO.39｜7

図で，その測線は和泉山脈の志野峠から中央が堆積し始めた頃，紀ノ川流域では中央構造

層(菖蒲谷層相当層)は讃岐山脈によって隔て

構 造 線 を ほ ぼ 直 角 に 横 切 り ， 紀 ノ 川 川 岸 (竹線の活動と基盤の三波川帯（三波川結晶片岩られていますが，鮮新世には，これらの地層房)にいたるＳ−Ｔ測線です(図１・６Ｂ)．

類）の沈降によって，菖蒲谷層が堆積し始めは一連の地層として堆積したのです．

図１・６Ａに示されている同氏らの研究結果ます．この時期，和泉山脈はまだ低平な準平

ところで，紀ノ川下流域に分布する菖蒲谷層の要点を述べますと，原状の姿を保っており，また紀伊水道も開い

からは，これまでに(地震前まで)紅簾石片岩

1.和泉山脈と紀ノ川の間には，基盤の三波川てはおりません．

の礫が見出されてないのです．これがいかに

変 成 岩 類 を お お っ て 厚 い 新 期 堆 積 層 (菖 蒲

中央構造線は，現在，紀ノ川ぞいから淡路島も不思議で以前から気にかかっていたのです

谷層と考えられる)が発達している．

の南端をかすめ，四国の吉野川ぞいに西に走が，さきの地質断面図(図１・６Ａ)を見たとります．その北側には，和泉層群からなる山

きに，この疑問は氷解しました．中央構造線

2.新期堆積層は，中央構造線付近では海水面

ゆ づ る は下 約 400ｍ 深 の 強 い 反 射 面 に よ り ， 上 部 と地―和泉山脈，淡路島南部の諭鶴羽 山地，の垂直変位が非常に大きく，紀ノ川下流域に下部に分けられる．

讃岐山脈―が連なります．中央構造線の南

伏 在 す る 菖 蒲 谷 層 の 層 厚 は 800ｍ に 達 し て い

側は外帯となり，結晶片岩類からなる三波川

ます．図の新期堆積層(菖蒲谷層)下部は大阪

く な り ， 中 央 構 造 線 付 近 で 最 も 厚 く 約 800

帯が帯状に延びています．

層群最下部に相当しますから，多くの紅簾石ｍに達する．新期堆積層の反射面は北に緩ところで，中央構造線の南側にしか露出して片岩の礫はこの部分に埋積されているはずで，

く傾斜しているが，その傾斜角は下位のもいないはずの結晶片岩類が，礫になって，中このことは，地震後の調査によって確かめらのほど大きい．したがって基盤の三波川変

央構造線より北側，和泉層群よりさらに北側れました(図２・７，図２・８)．

成岩類は，新期堆積層の堆積期間を通じてに分布する大阪層群の最下部と一部ではその⑤紀伊水道南方海底下の地層

北への傾動沈降運動を継続していた．

直上の地層に含まれているのです．大阪ではつぎに，中新世から鮮新・更新世にかけての

4.それと同時に，中央構造線にそって和泉層

泉南地域の内畑付近と同地域西端の岬町付近，

外帯(南海区)の様子も一瞥しておきます．地群が新期堆積層(菖蒲谷層)の上に傾斜角約

淡路島では西岸の五色ヶ浜や北端の松帆岬な質調査所は，1974・75年にかけて紀伊水道南3.新期堆積層の層厚は南から北にむかって厚20°Ｎという低角で衝上した．

こうど が 分 布 域 で，泉 南 地 域 や 五色 ヶ 浜 で は，紅れん せき

方海域を調査し，20万分の１の「紀伊水道南このように菖蒲谷層は非常に厚く，その最大簾 石 片岩というきれいなピンク色をした結晶

方海底地質図」と「同表層堆積図」を刊行し

積 算 層 厚 は 約 1,000ｍ ， 基 盤 の 三 波 川 変 成 岩

片岩の礫も合まれます．また高松の南西方のています．その際に行われた反射波地震探査

み とよ

類 の 最 大 伏 在 深 度 は 約 900ｍ に 達 し て い て ，

三 豊 層(大阪層群相当層)からも同様に結晶片の結果―とくに紀伊水道南方の上部大陸斜

右横ずれが卓越するとされてきた中央構造線

岩類の礫がでています．

面から室戸舟状海盆をへて，外縁隆起帯の土が大きな垂直変位をもつ断層系であることがこれらの礫の存在は，鮮新世には，紀伊山地佐碆 にいたる海域の地質断面図(図1・7)―

明らかになってきました．

と四国脊梁東部山地(剣山地)を結ぶ線上，つについて検討した井内美郎氏らは，1978年に，

一方，地表地質調査にもとづいて，水野清秀

まり現在の紀伊水道の中部を横断する線上にその研究結果を「紀伊水道南方の上部大陸斜氏 ら は ，1993年 に 菖 蒲 谷 層 を上 部 層・下部 層

太平洋と瀬戸内を分ける分水界があり，その面成立時期」として公表しております．それ・最下部層に区分し，菖蒲谷層の上部層・下分水界から北流する河川が，三波川帯の岩盤によれば，紀伊水道南方海底下の地層は，下部層には，それぞれ大阪層群のピンク火山灰を削って結晶片岩類の礫を運び，まだ低平で位より，層・福田火山灰層に対比される火山灰層がはあった和泉山脈や諭鶴羽山地を横切って，大1.Ｔ 層 (中 新 世 前 期 ・ 中 期 )・ Ｋ １ 層 (中 新 世

さまれること，菖蒲谷層の下部層と巨礫を含阪堆積盆地や播磨堆積盆地に流入していたこ

後期・鮮新世前期)・Ｋ２層(鮮新世中斯・む同最下部層の関係は不整合の可能性があるとを語っています．

後期)・Ｋ３層(更新世前期)・Ｐ層(更新世ことを指摘しています．現在の知識では，図また現に，当時の北流した河川の跡と推定さ１・６Ａの新期堆積層上部は菖蒲谷層の上部れる地層も残っておりまして，泉南の岬町か2.Ｐ層は室戸舟状海盆を水平に埋立てるよう層・下部層，つまり大阪層群下部に，新期堆らその南方，和泉山脈西端の標高100〜200ｍに堆積していて，その分布は，現在の海底積層下部は菖蒲谷層の最下部層，つまり大阪の 低 平 な 山 地 の 尾 根 上 に は ， 標 高 150ｍ 近 く

地形と調和している．一方，Ｋ層の分布は層群最下部に対応すると考えられます．

まで大阪層群の砂礫層が南北に細長く連なっ

現在の海底地形と不調和で，たとえばＫ１《結晶片岩礫の存在と河川の北流》ています．現在，大阪層群と紀ノ川ぞいの菖層の分布は上部大陸斜面の地形と斜交し，鮮新世の中頃，現在の大阪湾域で基盤の領家

蒲谷層は和泉山脈によって，また高松付近のＫ３層の最大層厚部は上部大陸斜面に位置

帯(領家花簡岩類)が沈降し，大阪層群最下部

三豊層(大阪層群相当層)と吉野川ぞいの森山

している．

ばえ

中期以降)に分けられる．

URBAN KUBOTA NO.39｜8

3.紀伊水道南方の上部大陸斜面が成立した時にとぼしい平坦面であったに違いありません．

降帯で，ここに堆積した湖成・海成の地層群

期は，Ｋ３層堆積後，Ｐ層堆積前である．

ところで，紀伊水道の東を限る紀伊山地では，が第１瀬戸内累層群です．また，この時期に陸上における更新世前期末ないし更新世中中新世中期に，西南部には田辺層群，南東部形成された広い海域を古瀬戸内海と呼んでい期はじめの六甲変動最盛期には，海底でもには熊野層群が堆積し，潮岬では潮岬火成複ます．

同様の地質構造運動があり，上部大陸斜面

合岩類の活動があります．その直後には，中これに続いて中新世中期には瀬戸内火山岩類が形成されたと考えられる．

軸部に南北に連なる大峯酸性岩類と南東部のが活動します．これらの火山岩類は，東から

ここでＴ層というのは，「紀伊水道南方海底

熊野酸性岩類の活動があり，紀伊山地の隆起

いうと，設楽・室生・奈良・二上山・小豆島地質図」によれば，紀伊半島の田辺層群・熊が中新世に始まったことを示しています．ま・香川・石槌山・松山周辺・山口大島という野層群に対比されていますから，これは大阪た紀伊水道の西を限る四国脊梁東部山地（剣ように，ほぼ中央構造線に沿ってその北側に，周辺の神戸層群・二上層群（第１瀬戸内累層

山地一室戸岬を中軸とする山地）も，紀伊山

ま た 九 州 で は ， 大 分 県 の 大 野 周 辺 (代 三 五 山群）に相当する地層群です．そしてＫ層はＴ地と同様に中新世以来の隆起地塊で，両山地・ 三 宅 山 な ど )に 分 布 し ， 第 １ 瀬 戸 内 沈 降 帯層を不整合におおっていますから，これは大に東西を限られた紀伊水道地域は，中新世以の方向とはやや異なって，瀬戸内方向（東西

阪層群に対比されます．またＰ層はＫ層を不来の沈降帯であったと考えられます．

方向)に配列するのが特徴です．

整合におおっているので，これは段丘堆積層

ただし紀伊水道南部の海底下には，図1・7か《鮮新世はじめの準平原面》

・沖積層に対比されます．

ら判断して，Ｔ層･Ｋ層･Ｐ層が伏在している

そのご瀬戸内区では，凡そ500〜600万年の長図にみるように，Ｋ層(大阪層群相当層)の基と推定できますが，紀伊・四国両山地の脊梁

期にわたって静穏な時期が続きます．その結盤となっているＴ層は大きく変位・変形して部を結ぶ線上に位置している紀伊水道中部の果，浸食・削剥作用による平坦化が進み，広いて，この基般上面の形状は，上部大陸斜面

海底下にＴ層・Ｋ層が伏在しているかどうか

域的に起伏の小さな準平原が形成されます．

から室戸舟状海盆にかけて下がり，同海盆かは，いまのところ明らかではありません．

現 在 ， 中 国 山 地 に は ， 高 度 1,000ｍ 内 外 に 脊ら土佐碆にかけて上がるＶ字形になっていま⑥古瀬戸内河湖水系

梁平坦面(中国準平原)，高度400〜600ｍに吉す．もちろんＴ層の変位・変形は，Ｔ層の堆《第1瀬戸内と瀬戸内火山岩類》

備高原面が発達しています．多井義郎氏らは，積後，鮮新世以降の六甲変動によって生じた

中新世の前期・中期のはじめ，西南日本では，

この準平原を層序学的に研究し，これらの平

し た ら

みずなみ

だいさん ごものですが，Ｔ層上面の深度つまり基盤深度

東は長野県の富草から，設楽 ・瑞浪 ・伊勢湾

坦面上には海成の第１瀬戸内累層群がみられは海水面下500〜2,000ｍ深で，大阪湾湾底下周辺地域，さらに京都・奈良・神戸へ延び，ることから，両平坦面は第１瀬戸内累層群堆

み よしの基盤深度の2,000〜3,000ｍ深に比べればず

岡山・津山・三 次 などの中国地方をへて日本積後のほぼ同時期に形成された浸食平坦面でっと浅いのです．鮮新世初頭には，紀伊水道海側にいたる地域が沈降します．この中新世あり，その後おもに断層運動を伴った地殻変から南方海底下のこの基盤上面は，まだ起伏

前期・中期のはじめの沈降域が第１瀬戸内沈動によって両者間の高度差が生じたことを明

図１･７−紀伊水道南方海域の反射波地震探査にもとづく地質断面図および同探査測線位置図

URBAN KUBOTA NO.39｜9

らかにしています．つまり，中国準平原・吉なっています．この地域の基盤は，中・古生第２瀬戸内累層群は，一般に湖沼成・河川成

備高原が準平原化作用を受けたのは，中新世層の丹波帯および湖東流紋岩・花崗岩類からの地層からなりますが，大阪とその周辺地域

後期から鮮新世のはじめにかけてで，鮮新世なりますが，その基盤上面は起伏が著しく南や九州中部など一部には更新世の海成層がはの中国地方には，起伏の小さな準平原が広が北方向に４〜５列の凸部と凹部，つまり山地さまれます，図１・９が第２瀬戸内累層群のっていたということです．

と河谷が配列しているのです(図１・８Ａ，Ｂ).

分布図で，各地層(層群・累層)の名称を図に

近畿の瀬戸内区とその周辺地域にも，鮮新世

琵琶湖湖底下の基盤上面の形状は，鮮新世か記しました．伊勢湾とその周辺地域に堆積しはじめには中国準平原・吉備高原に相当する

ら更新世はじめにかけての地形の姿を止めたた地層群は東海層群，伊賀上野盆地・近江盆

準平原が広がっていたのですが，この地域は，ものです．おそらく鮮新世の時代，中・古生

地とその周辺地域に堆積した地層群は古琵琶

鮮新世以降に地殻変動(六甲変動)が生じて，層からなる丹波山地や美濃山地は，低平な準湖層群，そして大阪とその周辺地域に堆積し隆起域と沈降域とに細かく分割されてしまい

平原ではなく，琵琶湖湖底下の基盤と同様にた地層群が大阪層群です．中央構造線沿いのます．そのため隆起域では，当時の準平原はかなり起伏に富んだものであったのでしょう.

沈降帯に堆積した紀ノ川流域の菖蒲谷層や吉変位・変形・浸食を受け，現在では，その原

丹波高原面や美濃山地の接峰面は，中新世は野川流域の森山層も，大阪層群に入れるのが形を山地・山脈の接峰面（山地・山脈の頂をじめの準平原面であったと考えられます．

よ い と 思 い ます ．四 国 の三 豊層・岡 村 層・郡

つらねた面）として残すに止まります．すな

外帯では，前節で述べたように中新世から紀わち，淡路島脊梁山地・六甲山地・生駒山地

伊山地，四国脊梁東部山地の中軸部が隆起し・和泉山脈・鈴鹿山地などの接峰面に，当時てきます．また石槌山周辺での面 河 酸性岩類

も第２瀬戸内累層群の地層です．

の準平原面が残されているわけです．

の活動に示されるように，四国脊梁西部山地《古瀬戸内河湖水糸》

一方，沈降域では，沈降による変位・変形を(石槌山−足摺岬を中軸とする山地)の隆起もさきに述べたように，大阪層群最下部とその受けても，そこには新しい地層が堆積するの同じ時期に始まっています．これらの３つの直上の地層に含まれる結晶片岩礫の存在によで浸食をうけません．そのため変動前の凡そ山塊の接峰面も，中新世はじめの準平原面でって，大阪堆積盆地，播磨堆積盆地と紀ノ川の地形は，堆積盆地地下の基盤上面として残あったと考えられます．

堆積盆地の形成が始まった鮮新世には，現在されることになります．さきに図１・４や図こうして見てきますと，いわゆる近畿三角地の紀伊水道中部にあった低平な分水界から河１・３で見たように，大阪湾湾底下や大阪平

帯を限る丹波・美濃・紀伊山塊と，四国の２川は瀬戸内側へ北流してしたことが分かりま

野地下の基盤上面の形態は，大阪湾断層や上つの山塊は，第１瀬戸内の時代から隆起地塊

す．じつは，このことを最初に述べたのは，町断層沿いの変位・変形と大阪湾南部の小さとして存在していたのでしょう．そして第１1966年に，中国の研究者を招いて開催されたな起伏を除けば概してなめらかです．鮮新世

瀬戸内累層群の堆積後，中新世後期から鮮新

地学団体研究会20回記念総会の「第四紀」討初頭には，こうしたなめらかな地形が近畿の世のはじめにかけての準平原化作用により，論会での私の講演です．そのさい，私が作成

瀬戸内にも広がっていたわけで，中国地方と中国・近畿の瀬戸内には，広大な平坦面が発した古地理図が図１･10と図１･11です．私の同様に，この地域にも準平原が形成されてい達し，さらにそれは紀伊水道やその南方海域

講演「大阪層群と六甲変動」，中国の第四紀

たことがわかります．

下にもひろがっていたものと思われます．

地質・地震地質学者として有名になった若きこうした準平原ができたのは，近畿地方では《第２瀬戸内沈降帯》

日の丁国瑜氏らの講演「中国北部の第四紀盆

瀬戸内が主に領家帯にあり，また中国地方で鮮新世になると，瀬戸内の長い静穏期も終わ地の堆積について」などの内容は，同年に，は，中国山地が脊梁部まで広く第１瀬戸内累り，この地域は変動の場へと変わっていきま

地球科学85・86号として出版されています．

層群におおわれていて，いずれも基盤が浸食

す．西は有明海・島原湾付近から瀬戸内海を

図1・10と図1・11は，もちろん，当時の知識・平坦化をうけやすかったからでしょう．さへて，播磨平野・大阪平野・奈良盆地・京都にもとづいて描いたものです．ありのままにきに図１・７でみたように，外帯の紀伊水道

盆地，そして琵琶湖を含む近江盆地・伊賀上

いえば，その数年前に公表された笠間太郎・

南方海域でも，基盤のＴ層（第１瀬戸内累層

野盆地へと連なり，さらに伊勢湾周辺から木

藤田和夫氏の古地理図を踏襲したもので，相群相当層）上面の形態は，変動による変形を曽谷にいたる地域が沈降します．この沈降域違する点は，結晶片岩礫の由来にもとづいて，除けば起伏にとぼしい平坦面になっています．

が第２瀬戸内沈降帯で，そこに堆積した鮮新第２瀬戸内前期(鮮新世)には，現在の紀伊水《準平原周辺の隆起地塊》

・更新世の地層群が第２瀬戸内累層群です．

道中部に瀬戸内側と太平洋側とを分ける分水

しかし同じ沈降域にあっても，古琵琶湖層群

また，この沈降帯に発生した鮮新世以降の地界があり，そこから河川が北流したという点が堆積した琵琶湖湖底下の基盤上面の形は異殻変動を六甲変動と呼んでいます．

と，第２瀬戸内後期(更新世前期・中期)にな

おも ご

ぐん

ちゅう

さいじょう

せきなん

中 層，広島の東方の西 条 層，九州中部の碩南
くち のつ層群・大分層群や口 之 津 層群などは，いずれURBAN KUBOTA NO.39｜10

ると，低平化した分水界をこえて，海が太平

図１･８Ａ−琵琶湖湖底下における基盤伏在深度

洋側から瀬戸内側へ浸入したとしていることです．
では，第２瀬戸内前期(鮮新世)に，現在の紀伊水道中部から北流し，大阪堆積盆地や播磨堆積盆地に流入した河川は，そこから東と西のどちらに向かい，どの地域で海に流出していたのか．鮮新世の瀬戸内の古地理では，この点が一番重要になるのですが，私は，当時(鮮新世)の中国大陸との関係や産出する化石からみて，この水系は，大阪層群堆積盆地や古琵琶湖層群堆積盆地の水系だけでなく，東海層群堆積盆地の水系をも合わせて瀬戸内を西へ流れ，九州の南西方で海に注いでいたと考えております(図１・10)．そして，この第２瀬戸内沈降帯を西流した河川と湖沼からなる大きな水系を，古瀬戸内河湖水系と呼んでいるわけです．
古瀬戸内河湖水系については，今後，解明していかねばならない多くの問題があります．
紀伊水道と豊後水道にあったと推定される瀬戸内側と太平洋側とを分ける分水界の問題，
東海層群堆積盆地の水系と古琵琶湖層群堆積
盆地の水系とのつながり，九州における古瀬戸内河湖水系の問題，さらに古瀬戸内河湖水系と中国大陸の長江(揚子江)水系・黄河水系との関係など，多くの未解明の問題があります．中国大陸を含めた鮮新・更新世の広域の古地理を明らかにするためには，古瀬戸内河
湖水系の問題は，是非とも解明されねばならない課題であると思います．
図１･８Ｂ−琵琶湖湖底下1,422.5ｍボーリング地点を北東方向に横切るＡ−Ｂ−Ｃ測線の反射波地震探査にもとづく地質断面図

URBAN KUBOTA NO.39｜11

《大阪層群堆積盆地への海の浸入》

ほぼこれと同様な低平化した分水界で，海はまだ難しいのです．

第２瀬戸内後期(更新世前期・中期)になると，容易に第２瀬戸内沈降帯に浸入したと考えら

東海層群の５万分の１地質図幅調査に長年に大阪層群堆積盆地にはたびたび海が浸入し，れます．また豊後水道も，ほぼ紀伊水道と似わたって従事してきた吉田史郎氏は，1992年

多くの海成粘土層が堆積します．現在の知識た状況にあったのだろうと思います．

に，瀬戸内区の発達史を整理し，中新世以降

では，最初の海成粘土層は大阪層群下部に挟なお誤解を招かないように，さきの古地理図の古地理変遷図を発表しております．そのう

まれるＭａ−１層で，その年代は更新世前期について一言付け加えますと，この図では淡ち，鮮新・更新世については３枚の古地理図

後半の約120万年前です．この海は，西の有明

水域が延々とつながって大きく広がっていまが描かれています．瀬戸内区東部の鮮新・更海の方からではなく，南方の太平洋側から浸す．これは，30数年前の研究段階では各堆積新世の古地理図としては，これらの図に現在入したと考えられます(図１･11)．

盆地に堆積した地層群の対比もまだ不十分で，の知識がまとめられていると思いますので，兵庫県の氷上町石 生 付近には，日本海側へ流こうした図しか描けなかったのです．古瀬戸

それを図１・12に紹介し，あわせて同氏の解れる由良川支流の竹田川と瀬戸内海側に流れ

内河湖水系は湖と河川のつながりですから，

説を要約し，若干の私見を加えて記しておきる加古川との分水界がありますが，この分水

淡水域が図のように広大なことはなく，そのますので参照して下さい，

界の境界は地形的に明確なものではなく，河点は修正する必要があるのです．ただ修正す

阪神・淡路大震災の発生する前までに，大阪川の争奪に起因する谷中分水界として知られるためには，各堆積盆地の地層群の広がりを堆積盆地とその周辺について分かっていたこています．更新世則期に，紀伊水道中部にあ調査し，これらの地層群どうしを正確に対比とをまとめてみますと，だいたい以上のようった瀬戸内側と太平洋側を分ける分水界も，しなければなりませんから，それも現状ではになります．

い そう

図１･９−第２瀬戸内累層群の分布図

URBAN
URBAN KUBOTAKUBOTA NO.39｜12図１･10−第２瀬戸内前期(鮮新世)の古地理図

図１･11−第２瀬戸内後期(更新世前期−中期)の古地理図

図１･12−瀬戸内東部の鮮新世・更新世古地理URBAN KUBOTA NO.39｜13地震後の調査・研究から《はじめに》
1995(平成７)年１月17日に発生した兵庫県南部地震は，阪神・淡路大震災と呼ばれるように，淡路島北部から阪神間の神戸市，芦屋市，西宮市，宝塚市などの地域に大きな被害をもたらしました．
広島大学の中田高らは，地震後，ただちに淡路島北部地域を調査して，「西岸ぞいに走る
野島断層が地震断層としてずれ動いた」と，最初に報じました．地質調査所も，同地域の調査を行なって，地表に出現したこの地震断層は，長さ約10km，水平変位(右横ずれ)が最
大 で 1.8ｍ ， 垂直 変 位 (東 上 が り ・ 西 落 ち )が最 大で１.3ｍ，断層面は70〜80度南東傾斜であることを明らかにしました．
一方，明石海峡をこえた神戸側では，神戸市須磨区から西宮市西部にかけて，海岸より内陸部で，幅約２km・長さ約25kmにわたる地域
が甚大な被害を被り，“震災の帯”とよばれるようになりました．そして，多くの研究者が調査・研究を行いましたが，“震災の帯”
内に，野島断層のような地震断層は発見されませんでした．
地表に地震断層が出現していないのに，どうして“震災の帯”ができたのか．その原因としては，いくつかの説があったのですが，結局，「深部地下構造によって地震波エネルギ
ーが゛震災の帯〝に集中したため」と考えられました．このようにして，地震後，深部地
下構造の調査・研究は，活断層の発掘調査とともに，地震防災の最も重要な課題の１つとなり，国や自治体などさまざまな関係機関により，多額の費用をかけて多くの調査が行われてきました。
図２･１は，おもに地震後に，深部地下構造とその構造を構成している岩体・地層の実体を明らかにするために，大阪湾とその周辺地域を中心にして，大阪層群の各堆積盆地すなわ
ち大阪盆地・播磨盆地・紀ノ川盆地・奈良盆
地・京都盆地で行われた地震探査の測線（ほとんどがＰ波による反射法地震探査），深層
ボーリングおよび観測井ボーリング地点を示URBAN KUBOTA NO.39|14･15

したものです．

図２･２−東灘 1700ｍボーリング(GS‑K1)，測線 GS‑NP および GS‑6 における海成粘土層の対比

この章では，これらの調査・研究のうちその主要なものについて簡単に説明し，最後に，
近畿の主要活断層の発掘(トレンチ調査)にもとづく地震危険度＝地震発生確率についても触れておきます．
①大阪湾，明石海峡，紀淡海峡〜紀伊水道北東部の反射波地震探査と東灘1700ｍボーリン
グ(ＧＳ‑Ｋ１)
大阪湾を中心とした海域の(Ｐ波による)反射
法地震探査は，地震前には，岩崎ほか(1990，
1994；図１･４，図１･５)によって，地震後は，兵庫県(ＨＧ)，地質調査所(ＧＳ)，海上保安庁水路部(ＨＤ)によって行われました．図２・３ に は，地 震後 の 調 査 に よる 代 表 的 な ７つの 深度断面図を示しました．
さて，東灘1700ｍボーリング(ＧＳ‑Ｋ１)では，
1545.7ｍ以深に伏在する基盤岩(花崗岩)をお
おう堆積層(大阪層群・段丘相当層)中に，Ｍ
ａ ‑1層 ， Ｍ ａ 0層 ， … … Ｍ ａ 12層 の 海 成 粘 土層が 認 め られ てい ま す(図2･1〜2， 図2･10〜
11)．地質調査所は，このボーリング孔を利用

図２･３−大阪湾における反射法地震探査深度断面図

して音波検層とＶＳＰ（垂直速度測定）を，またボーリング地点を通るＧＳ‑ＮＰ測線の反射法 地震探査を行って，Ｍａ‑1，Ｍａ3，Ｍａ6，
Ｍａ10の層準に振幅の大きい反射面があることを確かめました(図２･２)．これらの層準は，ＧＳ‑ＮＰ測線と交差するＧＳ‑６測線を介して，
大 阪 湾全域に追跡されていて，湾底下の大阪層群中に不整合関係は認められていません(図２･３)．紀伊水道北東部に分布している菖蒲谷層(大阪層群)にも，Ｍａ‑１，Ｍａ０，Ｍａ１層準付近の海成粘土層が挟まれている可能性がありますが，それは今後の問題です．
兵庫県によるＨＧ‑１‑１Ｍ測線の反射法地震探査の深度断面図(図２･３)では，地層・岩体を，ま ず ， 基 盤 岩 (花 崗 岩 ， 淡 路 島 側 に 一 部 神 戸
層 群 )， 大 阪 層群 ， 段 丘 相 当 層 ＋ 沖 積 層 の ３
つ に 大 分 し ，つ ぎ に ，大 阪 層 群 を Ｍ ａ ３ (アズ キ 火 山 灰)層 準 を 境 にし て 上 部 と 下部 に 分
けました．
水路部によるＨＤ‑４，ＨＤ‑７測線の反射法地

URBAN KUBOTA NO.39｜16

Ⅱ章図版の出典は、64 ページに掲載．

URBAN KUBOTA NO.39｜17

震探査の深度断面図では，地層・岩体を，基②大阪湾の断層分布と基盤深度並行する断層は，その多くが活断層であって，

盤岩，大阪層群，段丘相当層＋沖積層の３つ

地質調査所の横倉ら(1998，1999)と水路部の断層・撓曲構造が大阪層群からさらに上位のに分けました(図2･3)．大阪層群を２つの不岩淵ら(2000)は，反射法地震探査の深度断面地層にまで発達していて，断層・撓曲による整合により３つに細分する水路部の区分を採図にもとづいて，大阪湾の基般上の断層分布

地層の変位量は下位ほど大きく，上位にいく

用しなかったのですが，その理由は，ＨＤ‑4，

図と基盤深度図を作成しました(図2･4〜６)．

ほど小さくなります．なお，岩淵らは，津名ＨＤ‑7測線の深度断面図では，沿岸部の段丘

横 倉 ら の 基 盤 上 の 断 層 分 布 図 (図 2･4)に 示さ

沖の西落ちの断層を津名沖断層と呼んでいま相当層と大阪層群の間に，不整合が認められれているように，大阪湾断層(Ａ)は，全長約す(図２･６)．

るにすぎないからです．泉南では，沿岸部か40km，大阪湾の長軸のやや西に南南西−北北大阪湾断層の変位について，横倉らは，大阪

ら内陸に向かって，大阪層群とくに同層群上東に延びていて，神戸沖で３つの断層，すな

湾中部での同断層の垂直変位は1,000ｍ以上，部の地層の層厚が減少します．その状況を，

わち西から和田岬断層(Ｗ)，摩耶断層(Ｍ)，また，同断層の一部での変位速度(垂直成分)

深度断面図上で不整合と判断されたのだと考六甲アイランド断層(Ｒ)に分岐しています．

は ，過 去 100万 年 間 ，0.5〜 0.6ｍ ／ 1000年 でえます．これと同様の状況は，陸上では，開大阪湾断層の東側には断層はわずかしかありあったとしています．そして，近畿の広域応発前の泉北の光明池周辺で，よく観察するこませんが，西側には同断層に平行に多くの断力場は東西圧縮であるから，同断層は，大きとができました．

層が走っています．大阪湾断層とその西側にな水平成分の変位をあわせもつ活動度の高い

図２･４−大阪湾における基盤上の断層分布図

図２･５−大阪湾の基盤深度図

URBAN KUBOTA NO.39｜18

Ⅱ章図版の出典は、64 ページに掲載．

断層だと述べています．

③和歌山平野根来地区の深層ボーリング

砂礫まじりシルトと中・細礫の互層(深度215〜

基盤深度について見ると，横倉らの基盤深度

地質調査所は，岩出町根来地区東坂本の白亜301ｍ，深度290ｍにＶ290火山灰層)，ＮＧ‑4

図 (図 2･5)で は， 基 盤 の 最 深 地 点 は 大 阪 湾 断系 和 泉 層 群 の 小 丘 陵 上 (標 高 108ｍ)で ， 中 央

は 礫 優 勢 層 (深 度 301〜453ｍ ， 結 晶 片 岩 礫 を

層 の 東 側 で 3,000ｍ を 越 え て い ま す が ， 岩 淵

構造線ぞいの菖蒲谷層の地下水を観測するた

含有)，ＮＧ‑5はシルト･砂質シルト優勢層(深ら の 基 盤 深 度 図 (図 2･6)で は ， 須 磨 南 沖 12km

め に ， 625ｍ の 深 層 ボ ー リ ン グ を 行 い ま し た

度453〜625ｍ，結晶片岩礫を含有)です．

付 近 で 最 も 深 く ， 深 度 は 2,700ｍ 以 上 で す ．

(図 2･7， 同 付 図 )． 水 野 ら (1999)は ， 同 ボー

大型植物化石の研究では，ＮＧ‑4より下位か

基 盤の上面は，大阪湾断層の東では，多少のリ ングのコアについて，岩相，大型植物化石，

らイヌカラマツ，フウ，メタセコイアなど大起伏をもちながら，緩やかに北西に傾斜して火山灰層を詳しく調べています．

阪層群最下部から産出する化石が見つかっています．大阪湾断層の西では，多くの断層のその研究結果によれば，地下の地質は上位かいます．古地磁気極性の研究では，菖蒲谷層ために，淡路島東岸沖に小さな堆積盆地や高ら，ＮＧ‑1,ＮＧ‑2,ＮＧ‑3,ＮＧ‑4,ＮＧ‑5の５(ＮＧ‑2からＮＧ‑5)は，上位から，磁極帯１(逆まりがあって，基盤上面の形は複雑です．しユ ニ ッ ト に 分 け ら れ て い て (図 2･8)， Ｎ Ｇ ‑1

帯磁)，磁極帯２(正帯磁)，磁極帯３(逆帯磁)かし，大きくみて，大阪湾断層より西方では，は和泉層群の破砕岩類(深度35〜137ｍ)，ＮＧに分けられ，磁極帯１は松山逆磁極帯，磁極

大阪湾断層ぞいの急傾斜面，明石海峡東縁−‑2からＮＧ‑5は菖蒲谷層(深度137〜625ｍ)で，帯２はガウス正磁極帯に対比されています．

淡路島東岸ぞいの急斜面が特徴的です．

ＮＧ‑2は礫優勢層(深度137〜215ｍ)，ＮＧ‑3はまた，ＮＧ‑3に挟まれるＶ290火山灰層は，淡図２･６−大阪湾の基盤深度図

図２･７−紀ノ川堆積盆地の地質断面図

図 ２ ･８ − 根 来 地 区 深 層 ボ ー リ ン グ の 地 質 柱 状 図 と 古 地 磁 気 極性および大型植物化石産出層準図２･７付図−根来観測井位置

URBAN KUBOTA NO.39｜19

路島の大阪層群最下部の研城ケ丘１火山灰層

図２･９−阪神地域の反射法地震探査にもとづく深度断面図に対比されています．
図 ２ ･７ の 地 質 断 面 図 は ， ボ ー リ ン グ と 吉 川
ほ か の 深 度 断 面 図 (図 １ ･６)に も と づ い て 作
成されています．同図で見られるように，ここでは中央構造線系の断層として根来断層と根来南断層があります．根来断層は高角断層，
根来南断層は低角断層であり，根来断層ぞいには菖蒲谷層がはさみ込まれています．
紀 ノ 川 河 口 の 河 西 公 園 (図 ２ ･１ )で 地 質 調査所が行った反射法地震探査でも，吉川らの図
１･６，水野らの図２･７に見られるのと同様に，中央構造線系の断層があって，和泉層群
が菖蒲谷層に衝上しています．
④阪神地域の反射法地震探査と深層ボーリング

兵庫県南部地震後、阪神地域の地下地質構造を明らかにするために，多くの(Ｐ波による)
反射法地震探査と深層ボーリングが，主に兵庫 県 と 地 質 調 査 所 に よ っ て 行 わ れ ま し た (図2･11)． こ れ ら の 反 射 法 地 震 探 査 の 深 度 断 面
図と深層ボーリングの地質柱状図については，
関西地盤情報活用協議会編(1998)「新関西地盤−神戸および阪神間−」に詳しく記述されました．ここでは，それにもとづいて簡単に説明します．
14の測線で実施された反射法地震探査の深度
断 面 図 は ， 図 ２ ･９ に 示 し ま し た ． こ れ ら 14の深度断面図は，横田・末広らがとりまとめたものであって，地下の地層の層準をＭａナンバー(Ｍａ0，Ｍａ1，……Ｍａ10)で示してあるのが特徴的です．そして，深度断面図の反射面とＭａナンバーとの関連を決めるための基準となったのが，地震後に行われた深層
ボーリングです．これらのボーリングのうち，主 要 な も の の 地 質 柱 状 図 を ， 図 2･10に 示 しました．ただし，ポートアイランドのＫＨ‑1
は神戸市が地震前に掘削したものです．これらのボーリングには，大阪湾の深度断面図のＭａナンバーの基準になった東灘1700ｍボー
リングも含まれています．
図２・９の深度断面図には，基盤岩が地下深くに伏在していること，基盤岩を切る六甲断

URBAN KUBOTA NO.39｜20

Ⅱ章図版の出典は、64 ページに掲載．

図 2･10−阪神地域の深層ボーリングの地質柱状図

図 2･11−阪神地域の反射法探査測線および深層ボーリング地点

URBAN KUBOTA NO.39｜21

編注：2001年1月より文部科学省

層系の多くの断層が，大阪層群を変位させて

図 2･12−大阪市域における上町断層周辺のボーリング地質柱状図いることが示されています．また，これらの断層が大阪層群より上位の段丘・沖積層(Ｍａ11〜 Ｍ ａ 13層を 含 む )を 変 位 さ せ て い る こ とも分かってきています．
ここで，大阪層群の不整合問題について，少し だ け 触 れ て お き ま す ． 図 ２ ･９ の 深 度 断 面
図に示されているＭａ0，Ｍａ1，……Ｍａ10の各海成粘土層の累重関係に不整合は認めら
れ て い ま せ ん し ， Ｍ ａ 0層 か ら 基 盤 上 面 ま での大阪層群にも不整合は示されていません．
また，満池谷不整合が存在するとされている
小林測線の西端でも，Ｆ０・Ｆ１・Ｆ２断層(甲陽 断 層 ， Ｆ ０ 断 層 は 市 原 が 追 加 記 入 )に よ る
基盤の落差を考慮すると，大阪層群最上部(Ｍａ 6層 よ り 上 位 の 地 層 )が そ こ に 分 布 す る 可
能 性はありません．大阪層群中に不整合が存在するか否かは，海成粘土層(Ｍａ層)や火山灰層など単層の追跡によって，同層群の地質図を作成し，はじめて明らかにされることです．ただ不整合があると主張するだけでは，不整合による地層の欠如・時間のギャップ(間 隙)を具体的に示すことはできず，科学的ではありません．
⑤大阪市域における反射法地震探査と深層ボーリング
大阪市域では，地盤沈下対策のために，1960
年 代 に Ｏ Ｄ 1〜 Ｏ Ｄ 9深 層 ボ ー リ ン グ と 爆 破に よる基盤深度の探査が行われました．前章で述べた吉川ら(1987)の中之島・大阪城測線(図 １ ･３ )， お よ び 山 本 ら (1992)に よ る 淀 川
長柄橋付近測線の探査が行われ，その後，阪神大震災をへて，これまでに，地質調査所，

図 2･13−神崎川測線の深度断面図

図 2･14−淀川長柄橋付近測線の深度断面図

大阪市，科学技術庁(編注)などがＰ波による反射波地震探査を，また大阪市が３本のボーリング，地質調査所と科学技術庁がそれぞれ１本の地下水・地震観測用の深層ボーリングを行いました(図２･１，図２･15)．
図2・12は，大阪市域の主要ボーリングである
ＯＤ1，ＯＤ2と地震後掘削のＴＳ,ＹＵ,ＯＴ,
ＨＡの地質柱状図です．同図に示されている
よ う に ，上 町 上 昇 帯 西 縁 の 西 落 ち ･東 上 が り

URBAN KUBOTA NO.39｜22

Ⅱ章図版の出典は、64 ページに掲載．

図 2･15−上町断層周辺の反射法地震探査測線およびボーリング地点

図 2･16‑Ⅱ測線の深度断面図

図 2･17‑Ｉ‑Ａ測線・Ｉ‑Ｂ測線の深度断面図

URBAN KUBOTA NO.39｜23図２･18−上町断層系の分布図の断層は上町断層と呼ばれてきました．これ

コアは数層準から採取されているにすぎませらの地質柱状図と温泉ボーリングは，深度断ん．主にこれらの試料にもとづき，密度検層,面図の地質的解釈の基準として役立ちます．

音波検層などを参考にして，舞洲観測井では，

地質調査所(平成８年度)が行った神崎川測線

基 盤 岩 (花 崗 岩 類 )は 1,595ｍ 以 深 に 伏 在 し ての 深 度 断 面 図 (図 2・ 13)で は ， 上 町 断 層 (撓いて，それを大阪層群が不整合におおってい曲 )が 認 め ら れ ， 大 阪 層 群 は ， 西 落 ち ・ 東 上ると推定されます．なお参考までに，温度検が り に ， 少 な く と も 200ｍ 以上 ， 変 位 し て い

層 の 結 果 を 記 し ま す と ， 2,000ｍ 深 の 地 温 はる と考えられます．つぎに，淀川長柄橋付近

約 80℃です．

測 線 の 山 本 ら (1992) の 深 度 断 面 図 ( 図 2 ･ 14)⑥上町断層系と上町上昇帯

で は ， 上 町 断 層 (撓 曲 )は 鮮 明 で ， Ｏ Ｄ 8ボ ー

大阪南部(大和川以南)地域では上町断層はど

リ ン グ で ア ズ キ 火 山 灰 層 が 195ｍ 深 に あ り ，

うなるのかを説明する前に，上町断層系と上その傾斜が約50度であることから，基盤岩は，

町上昇帯について述べておきます(図2･18)．

西 落 ち ･東 上 が り に ， 大 き く 800〜 700ｍ ほ ど

戦後，大阪平野下の天然ガス開発の基礎調査

変位していると判断されます．

として，千里丘陵の地質調査が行われ，私も大阪市(平成７年度)による反射法地震探査測

この調査に参加しました．海成粘土層，アズ線II(江戸堀２丁目−芦原橋)の深度断面図が

キ火山灰層，ピンク火山灰層などの鍵層を追

図 ２ ・ 16， 同 測 線 Ｉ − Ａ ・ Ｂ (芦 原 橋 − 天 王

跡して，地質図が作成され，千里丘陵の鮮新寺 − 布 施 )の 深度 断 面 図 が 図 ２ ・ 17で す ．測･更新統は大阪層群と命名されました．また，線IIの深度断面図(図２・16)では，基盤上面，

同丘陵西縁を南北に走る仏念寺山断層によっ

Ｍａ0･Ｍａ3･Ｍａ6･Ｍａ10層準，江戸堀２丁て，同断層付近の大阪層群が急傾斜し，東上目温泉ボーリングと桜川(汐の宮)撓曲−断層が り ･西 落 ち の 変 位 は 200〜 300ｍ に も 達 し て(図２・18)が示され，同撓曲−断層の基盤上いることも分かりました．

面 で の 変 位 は 約 400ｍ ， 上 位の 地 層 ほ ど そ の

仏念寺山断層は，アーバンクボタ30号の「２変 位は小さくなっています．一方，測線Ｉ−

万５千分の１千里丘陵とその周辺の地質図」

Ａ・Ｂの深度断面図(図２・17)では，基盤上に示したように，北大阪急行緑地公園駅の南面，福田火山灰層･Ｍａ0･Ｍａ3･Ｍａ6･Ｍａ9

東方で平野部に入り，神崎川測線の大吹橋付

層準と夕陽丘ボーリングが示されていますが，近から，前述のように堺筋日本橋へとつなが上町断層の延長にはごく小さな断層が存在しります．

ているに過ぎません．

大阪堆積盆地は，千里丘陵−上町台地−泉北大阪市地域の上町断層は，既存の中之島の深丘陵を連ねる南北方向の上昇帯によって，狭度断面面(図１・３)，阪神高速堂島川ボーリ

義の大阪堆積盆地と河内堆積盆地に分けられングと近鉄難波線のデータを加えて考察するています．この上昇帯は，大阪山脈（基盤のと，北から神崎川大吹橋，淀川長柄橋，中之埋没山脈），また大阪市域では上町上昇帯と島公園(円形バラ園)，堺筋日本橋付近までた呼ばれていて，同上昇帯西縁の東上がり・西

どれますが，それより南の天王寺では，その落ちの断層が上町断層です．

変位はごく小さくなるようです．

私は，千里丘陵−上町台地−泉北丘陵を連ね

科学技術庁(平成８年度)の舞洲測線と観測井る上昇帯を千里・上町・泉北上昇帯，仏念寺(図２・１)については，ボーリングの概要を

山断層・上町断層とその南方延長および分岐述べるだけにします．舞洲ボーリングは，地断層を上町断層系と呼ぶことにします．

震 計 を 孔 底 に 設 置 す る た め に ， 2,038ｍ 深ま⑦ 大 阪 南 部 (大和 川 以 南 )地 域の 反 射 法 地 震

で 掘削されました．ボーリング試料は，その探査とボーリング

ほとんどがカッティング(切片，スライム)で，大阪南部(大和川以南)地域では，地盤沈下対

URBAN KUBOTA NO.39｜24

Ⅱ章図版の出典は、64 ページに掲載．

図 2･19−大和川河口・大和川・堺第１・堺第２測線

図 2･20−大和川河口測線の深度断面図

図 2･21−大和川測線の深度断面図

図 2･22−堺第１測線の深度断面図

図 2･24−府中町−箕形町測線と久米田池断層(撓曲)

図 2･25− 府 中町− 箕 形 町 測 線 ぞい のボーリング柱状図

図 2･23−堺第２測線の深度断面図

図 2･26−府中町−箕形町測線の深度断面図

URBAN KUBOTA NO.39｜25

策のために，1960年代に，堺臨海地域で，大ためのボーリングが，地質調査所・大阪府・が 大 で ， 最 大 300ｍ 以 上 に 達 し て い る よ う で

阪府が６本のボーリング(250〜500ｍ)，関西

科学技術庁によって実施されました(図２・１，

す ．戸田らは，1992年に，大和川河口測線の電 力 が １ 本 の ボ ー リ ン グ (300ｍ )を 掘 削 し ，

図２・19，図２・24，図２・29)．

すぐ上流の大和川測線で反射法地震探査を行

1970年代には，大阪府が，岸和田市岸城町で地質調査所は，平成７･８年度に，大和川河口っています．同測線の深度断面図(図２・21)

O.K.S.1(240ｍ)，泉佐野市下瓦屋町でＯ.Ｋ.

測線で反射法地震探査を行いました．同測線

では，反射面は緩やかに東に傾斜しています．

Ｓ．2（200ｍ）の２本のボーリングを掘削しの深度断面図(図２･20)には，２つの撓曲が認

近鉄南大阪線の西の矢田温泉ボーリングは，ました．反射法地震探査は，阪神大震災以前

められます．西側の阪神高速４号湾岸線大和1,200ｍ 深 ま で 掘 削 し て 基 盤 に 到 達 し て い まには，戸田ら(1992)の１測線があるにすぎま川橋付近の撓曲が住之江撓曲（図２･18），東

せん．しかし，矢田の東南東約3.7kmの松原市

お

り

お

の

せんでした．しかし震災後には，多くのＰ波

側の大阪和泉南線遠 里 小 野 橋付近の撓曲は上別所の温泉ボーリング(図１・１)では，1,398

による反射法地震探査と探査結果を検証する

町断層の南延長です．変位は住之江撓曲の方ｍ深で基盤岩(花崗岩)に到達しているので，

図 2･27−住之江撓曲部群列ボーリングにもとづく地質断面図

図 2･28−阪神高速 15 号堺線・大和川架橋工事ボーリングと潜函排土にもとづく地質断面図

図 2 ･ 29 − 群 列 ボ ー リ ン グ
及び大和川架橋工事ボーリングと潜函の位置図

URBAN KUBOTA NO.39｜26

Ⅱ章図版の出典は、64 ページに掲載．

基 盤 深 度 は 矢 田 付 近 で 約 1,300ｍ 深 ， 大 阪 市の 深度も200ｍ内外と推定されます.

があります．大阪府は，平成８〜10年度に，

大 付近で約1,200ｍ深と推定されます．

第２測線の深度断面図(図2・ 23)には，２つの同断層を横切る反射法地震探査，トレンチ，

地質調査所は，また，平成８年度に，堺第１

撓曲があって，大鳥神社付近の撓曲が上町断

群列ボーリングを行いました．図２・26，図

測線(仁徳陵前から西方)・堺第２測線(大鳥−層の延長と推定されています．

２・25は，府中町−箕 形 町測線の深度断面図浜寺)で反射法地震探査を行いました．

坂本断層(図２・18)は，地形面の段差から存と久米田池撓曲(断層)をはさんで掘削された第１測線の深度断面図(図2・ 22)では，大阪女在が予測されている断層です．大阪府は，平No.1・No.2 ボーリングの地質柱状図です．

子大付近に上町断層の南延長に相当すると考成８・９年度に，坂本でトレンチと浅いボーリ

これらの図は，久米田池断層による基盤の変

え ら れ る 撓 曲 が あ り ま す ． 臨 海 地 域 ５ 区 300

ングによる調査をしましたが，断層は見つか

位 が 約 300ｍ ，同 撓 曲 に よ る ア ズ キ 火 山 灰 層

ｍ ボ ー リ ン グ で は ， ア ズ キ 火 山 灰 層 が 224ｍっていません．

の変位が約150ｍ，段丘・沖積層の層厚が約100深にありますから，第１測線での同火山灰層

坂本断層の南西には，久米田池断層(図2・24)

ｍとたいへん厚いことを示しています．久米

図 2･30−大阪平野東部と生駒山地西縁の反射法地震探査測線

み がた

図 2･31−大阪平野東部 LineＡ・LineＢの深度断面図

図 2･32−八尾測線の深度断面図

図 2･33−生駒山地西縁 Line１の深度断面図

URBAN KUBOTA NO.39｜27

おぶ

田池断層は，岡山町から尾 生 町まで延長され⑧ 大 阪 平 野 東 部 ( 河 内 平 野 )と 生 駒 山 地 西 縁

300〜380ｍ，大阪層群を切る金剛断層(北部)ていて，尾生町では変位は認められなくなりの反射法地震探査

・山田断層は西傾斜の低角逆断層で，これらます．上町断層の南延長は尾生町までと考え

大阪平野東部(河内平野)と生駒山地西縁でのの断層は基盤岩中で１本の断層に収斂していられているようですが，尾生町は南北に走る

反射法地震探査には，阪神大震災以前に行わるようです．大阪層群下部・上部の区分は，

神 於 山 撓曲の北縁にありますから，それは妥れた堀家ら(1995)の研究，同震災以後の堀家

林堂100ｍボーリングでＭａ3層準が56ｍ深に，当な考えです．

ら(1996)と地質調査所(平成８年度)の研究・

平 岡 の 東 (標 高 120ｍ )で ア ズキ 火 山 灰 層 が 淡

大阪南部地域の説明のおわりに，関西国際空調査があります(図２･１)．これらのうち代表

水成層中にあることにもとづいています．な

港前島の観測井と大和川河口の群列ボーリン

的な探査測線(図2･30)について説明します．

お，深度断面図の東端に，金剛断層系と考えグについて述べておきます．

図２・31は，大阪平野東部の測線Ａおよび測られる西傾斜の断層(Ｆ)があります．

科学技術庁は，平成８年度に，関空前島に地線Ｂ(LineＡ・LineＢ) の深度断面図(堀家ら，

地質調査所(平成８年度)は，奈良市の南で，震観測井(図２・１)を掘削しました．観測井

1996)で す ． 堀 家 ら は ， 両 測 線 の 深 度 断 面 図

奈良盆地東縁断層系の調査・研究を行いましの 掘 削 深 度 は 1,535ｍ で ， 地 震 計 が 孔 底 に 設に 見 ら れ る 強 い 反 射 面 (ａ 〜 g)を 一 致 さ せるた（図２・36）．５測線で実施された反射法震置されています．カッティング(切片，スライ

ために，測線Ｂの深度断面図を深さ方向に探査測線のうち，Ｐ３測線の深度断面図と同ム )と ６ 層 準 の コ ア の 記 録 ， お よ び 反 射 法 地

８％圧縮しています．このようにして，基盤

測線上の２ボーリング（図２・37） を示して，

震 探査の深度断面図にもとづいて，地下地質

上 面 の 深 度 は ， 測 線 Ａ の 西 端 で 1,500ｍ 深，地下地質構造について説明します．

は ， 地 表 〜 15ｍ 深 が 沖 積 層 ， 15〜 約 700ｍ深

測 線 Ｂ の 東 端 で 1,700ｍ 深 と推 定 さ れ ま し た ．

大阪層群は，基盤の花崗岩類と中新統の藤原が 大 阪 層 群 ， 約 700ｍ 以 深 が 領 家 花 崗 岩 類 で

図２・32は，地質調査所(平成８年度)の八尾

層群を不整合におおい，段丘・沖積層におおあると推定しました．

測線の深度断面図です．この深度断面図からわれています．帯 解 断層，天埋撓曲は東傾斜

大和川河口部のボーリング(図２・29)によるは，生駒断層系には少なくとも２つの衝上断

50〜60度の逆断層であり，かつ活断層でもあ

地質断面図を，図２・27と図２・28に示しまし層があって，これらの断層によって地層が撓っ て ， 幅 200ｍ程 度 の 撓 曲 帯 を と も な っ て い

た．地質調査所(平成９年度)の住之江撓曲部

曲していること，平野側では地層(大阪層群，

ま す．帯解断層によるピンク火山灰層の変位

群列ボーリングにもとづく地質断面図(図2・段 丘 ・ 沖 積 層 )は 東 に ゆ る く 傾 斜 し て い る こ

は約80ｍです．高 樋 断層と三 百 断層は，奈良27)では，天満層上部を沖積層に含めました．

と ， 平 野 下 の 基 盤 岩 伏 在 深 度 は 1,500ｍ を 越

盆地の東縁を画している断層であり，三百断

その理由は，天満層中・下部(図2・27の天満

えていることが分かります．

層の西側にも撓曲が見られます．

層 )ま で が 撓 曲 に 参 加 し て い る と 記 述 さ れ て

図２・33は，堀家ら(1955) の生駒山地西縁の⑩京都盆地とその周辺の地震探査とボーリングいるからです．私が作成した阪神高速堺線・

測線１（Line１）の深度断面図です．基盤伏まず京都盆地南西方の楠葉 の淀川河川敷(図２

大和川架橋部の地質断面図(図２・28)では，

在深度は不明ですが，東端(図の右上)に生駒・1， 図２・38)での地震探査から説明します．

上 町 層 ・ 天 満 層 を 不 整 合 に お お う 沖 積 層 (海断層系の衝上断層と基盤岩が認められます．

戸田らは，1995年に，有馬−高槻構造線を横成 層 を 挟 む )は， 遠 里 小 野 橋 か ら 杉 本 町 付 近⑨奈良盆地の反射法地震探査とボーリング

切る楠葉の淀川測線でＰ波による反射法地震の台地に向かって尖滅します．しかし上町層

奈良盆地の反射法地震探査とボーリングにつ探査を行いました．同測線の深度断面図(図２・天満層は， 遠里小野橋付近の撓曲(図２・20)

いては，地質調査所(平成８年度)の金剛断層

・39)に示されているように，陥没帯の基盤深によって，杉本町付近の台地に分布すると考系と奈良盆地東縁断層系の研究・調査があり

度（Ｄ層上面の深度）は約600ｍで，陥没によえられます．大阪市大の小倉ら(1992)によるます．

る変位は，北側で約350ｍ，南側で約200ｍでと，杉本町付近の大和川左岸には，中位段丘

金剛断層系は，奈良盆地南西縁にあって，同す．

層の上町層中・上部(厚さ約８ｍ)が露出し，断層系北部の御所以北では，３本の断層−西京都盆地南部では、狐崎らが，1971年に山崎

それを，低位段丘層の常磐層(厚さ５ｍ)が不から山口断層・金剛断層(北部)・山田断層−−黄 檗 山測線(図２・38)で屈折法地震探査を行

整合におおっています．低位段丘層の時代にが南北に並走しています．地質調査所は，金いました．その探査結果にもとづいて作成さは，遠里小野から杉本町・浅香・常磐町にか剛断層系北部域の新庄町でＰ波による反射法

れた地下断面図が図２・40です．この断面図か

けての堆積域はつながっておりました．一般

地 震 探 査 (２ 測 線 )と 林 堂 100ｍ 層 序 ボ ー リ ン

らは，京都盆地南部の地下には，大阪層群がに，中位段丘層(上町層)の堆積面とされてきグを行っています(図２・１，図２・34)．２測

厚 く 堆 積 し ， 基 盤 岩 の 伏 在 深 度 は 700ｍ に達た上町台地に，低位段丘層がどのように分布線のうち，北側の測線の深度断面図(図２・35)

し ていること，また，測線東端部の黄檗断層しているかは，まだよく分かっていません．

について説明します．基盤(花崗岩)の深度は(Ｆ)が，京都盆地南東縁を限っていることがこう の やま

おび とけ

たか い

さんびゃく

くす は

おうばく

URBAN KUBOTA NO.39｜28

Ⅱ章図版の出典は、64 ページに掲載．

分かります．

うに，京都盆地地下の基盤岩（中・古生界のして，下部・上部に２分されます．大阪層群

京都盆地の反射法地震探査とボーリングは，

丹波層群を主とする）の伏在深度は，南部のは，京都盆地南部に典型的に発達し，宇治川

兵 庫 県 南 部 地 震 後 に ， 地 質 調 査 所 (平 成 ８ 年

約800ｍから北部の100ｍ以下と変化し，やや付近で断層−撓曲によって，大きく変位して度)によって，そのご，京都市(平成10･11･12

起伏に富んでいます．この深度断面図の測線

います．京都盆地の中・北部にも，今出川通

年 度 )に よ っ て 本 格 的 に 行 わ れ ま し た (図 2・

沿いで行なわれた鉾立町公園ボーリングでり以南には，大阪層群上部が厚く堆積してい38)． こ こ で は， 京 都 市 に よ る 調 査 の う ち ，は ， 225.2ｍ 深で 基 盤 の 丹 波 層 群 の 頁 岩 に 着て，何層もの海成粘土層と淡水成層の互層が

平成10年度のＰ波による反射法地震探査と平岩していて，Ｍａ3層は213.5〜207.9ｍ深に，発達していると考えられます．段丘・沖積層

成11年度のボーリングに限って説明します．

ア ズ キ 火 山 灰 層 (厚 さ 約 50cm)は Ｍ ａ 3層 の 最(厚 さ 数 10ｍ )は ， 大 阪 層 群 (一 部 で は 丹 波 層

上賀茂から堀川通り沿いに巨 椋 池 にいたる測上部にあります．大阪層群は，基盤を不整合

群 )を 不 整 合 に お お っ て い て ， 京 都 盆 地 面 を線の深度断面図(図２・41)に示されているよにおおっていて，アズキ火山灰層下限を境に形 成しています．

お ぐら いけ図 2･34−金剛断層系北部の反射法地震探査測線とボーリング地点

図 2･36−奈良盆地東縁断層系の反射法地震探査測線とボーリング地点

図 2･35−金剛断層系北部の探査測線の深度断面図

図 2･37−奈良盆地東縁Ｐ３測線の深度断面図

URBAN KUBOTA NO.39｜29

⑪淡路島北部の反射法地震探査と野島断層

位(右横ずれ)1.8ｍ，垂直変位(東上がり・西

曲し，段丘・沖積層も変位していることを示

沿いの観測井落ち)1.3ｍでした．

しています．

《淡路島北部の反射法地震探査》

地質調査所(平成７年度)は，水越撓曲西端部

図２・44は，室津沖測線の深度断面図の地質

淡路島北部の西岸地域では，丘陵と山地の境の育波測線，同測線の海上延長の室津沖測線，

解 析 図 で す．この 地 質 解 析 図に は ，陸 上の志界に野島断層と浅野断層があり，富島から室東岸の東浦沖測線で，Ｐ波による反射法地震

筑断層の延長が認められ，同断層によって，津にかけての海岸部には水 越 撓曲があります．

探査を行いました(図2･1，図2･42)．

基盤の神戸層群(Ｆ)は垂直に約400ｍ変位し，はじめに述べたように，兵庫県南部地震では，

図２・43は，育波測線の深度断面図です．こ

大阪層群(Ｃ〜Ｅ)も大きく撓曲していますが，活断層と考えられてきた野島断層のほか，水の断面図は，水越撓曲の直下に高角逆断層(野上部洪積層(Ｂ)は変位をうけていません．

越撓曲の一部や浅野断層の一部も地震断層と

島 断 層 の 南 西 延 長 )が あ っ て ， 基 盤 岩 の 垂 直

図2・45は，東浦沖測線の深度断面図の地質解して活動しました．その最大変位は，水平変

変 位 が 約 300ｍ に 達 し ， 大 阪 層 群 が 大 き く 撓

析図です．この地質解析図には，沖合約10km

みず こし

図 2･38−京都盆地とその周辺の地震探査測線とボーリング地点

しづき

図 2･39−有馬−高槻構造線を横切る楠葉淀川測線の深度断面図

図 2･40−屈折法による京都盆地南部(東西方向)の地下断面図

図 2･41−京都盆地を堀川通り沿いに南北に走る測線の深度断面図

URBAN KUBOTA NO.39｜30

Ⅱ章図版の出典は、64 ページに掲載．

に大阪湾断層(撓曲)，沖合約３kmにもう１つ

剖計画−東大・京大など−，平成７年度）の平林２(防災科学技術研究所観測井)：掘削はの撓曲が認められているにすぎません．しか５本の観測井が掘削されました（図2･1，図2

1,838ｍで，1,140ｍ付近に断層破砕帯，温度し，私は，この測線の北西端には，かなり大・42）．これらの観測井は，Ｃ観測井以外は，測定．

きな撓曲があり，仮屋沖断層の延長がこの撓

基盤岩の花崗岩類を掘削したものです．観測

富島Ａ(断層解剖計画観測井Ａ)：掘削800ｍ，曲にあたると考えています．

井による調査･研究の詳細については，「断層孔底に，歪計，地震計，温度計を設置．

《野島断層沿いの観測井》

解剖計画」月刊地球，1998年，号外21を見て

富 島 Ｂ (断 層 解 剖 計 画 観 測 井 Ｂ )： 掘 削 1,760

地下深部における断層の様子を調べるために，ください．以下に，各観測井について簡単に

ｍ ， 1760ｍ 付 近 に 破 砕 帯 ． 1,700ｍ 付 近 に 地

野島断層沿いに，北淡町平林１（地質調査所，

説明します．

震 計，温度計を設置．

平成７年度）・同２（防災科学技術研究所，

平林１（地質調査所観測井）：掘削747ｍ，断富島Ｃ(断層解剖計画観測井Ｃ)：掘削551ｍ，

平成７年度）と北淡町富島Ａ･Ｂ･Ｃ（断層解

層破砕帯526〜708ｍ，孔内に地震計を設置．

60〜70度の傾斜掘り，地表〜118ｍは大阪層

図 2･42−淡路島北部の反射法地震探査測線と観測井

図 2･44−室津沖測線の探査結果の地質解析図

図 2･43−水越撓曲を横断する育波測線の深度断面図

図 2･45−東浦沖測線の探査結果の地質解析図

URBAN KUBOTA NO.39｜31

Ⅱ章図版の出典は、64 ページに掲載．

群，118〜192ｍは神戸層群，192〜389ｍは花⑫内陸直下型地震と活断層

駿河・南海トラフ沿いの巨大地震は，約90年

崗 岩 類 ， 389ｍに 野 島 断 層 ， 389〜 411ｍ は 大《巨大地震》か ら 150年 の 間隔 で 発 生 し て い ま す ． 1707年

阪 層群，411〜494ｍは神戸層群，494〜551ｍ

巨大地震は，Ｍ（マグニチュード）が8.0程度の 宝永地震(東海・南海道)，1854年の安政地は花崗岩類．野島断層の断層面は南西へ83度

以上の地震です．このような巨大地震は，太震（東海・南海道），1944年の東南海地震，

傾斜．同断層による基盤岩の変位は東上がり

平洋側の海洋プレートが，日本海溝や駿河・

1946年の南海道地震がそれらの巨大地震です．

・西落ち約 200ｍ．

南海トラフ(舟状海盆)沿いに，日本列島の下海域で発生するため津波を伴います．1944年にもぐり込むために発生すると考えられてい・1946 年の地震については，記憶されている

ます．

方も多いと思います．

図 2･46−大阪とその周辺地域の活断層分布図

URBAN KUBOTA NO.39｜32

《内陸直下型地震と活断層》

おける主要活断層の調査結果と地震危険度」

兵庫県南部地震は，内陸直下型地震の典型で(平成10年度)にしたがって，大阪とその周辺

す．まず，活断層から説明します．活断層と地域の活断層（近畿三角地帯西部の活断層；は「最近の地質時代に繰り返し活動していて，

図2・46）の地震危険度＝地震発生確率を，高将来また活動すると考えられる断層」と定義い方から順に示すと，以下のようになります．

されています．この定義のなかで注意してほ〔 大 阪 と そ の 周 辺 地 域 の 活 断 層 の 今 後 100年

しいのは， 最近の地質時代 が第四紀(約200以内の地震発生確率(％)〕

万年前〜現在)， 繰り返し の周期が短くて12‑1

琵琶湖西岸(饗 庭 野 )12〜38％

も 1,000年 前 後， 長 い と き は 数 万 年 か そ れ 以

2‑2

中央構造線(根来)0.6〜30％上 ，と長大なことです．日本の活断層は主に

2‑4

中央構造線(金剛)

0.0〜17％

あい ば

せ

の

ぎ ばやし

内陸部に分布しています．近畿では，とくに，

11‑2

京都西山(世 木 林 )0.0〜7％

同地方の中央構造線を底辺として，若狭湾東

6上町

0.0〜5％

部(湖北)を頂点とした三角地帯，すなわち紀4

志筑

0.0〜4％

はな おれ

伊 山 地 ， 美 濃 山 地 ， 丹 波 山 地 (北 摂 ・ 六 甲 ・

13‑2

花 折 (北白川)

淡 路 島 脊 梁 山 地 を 含 め る )に 囲 ま れ た 近 畿 三

2‑1

中央構造線(紀淡海峡) 0.0〜0.2％

角地帯に活断層の発達が顕著です．

12‑2

琵琶湖西津(比良)0.0％?

兵庫県南部地震は，内陸直下型地震（震源深

7

生駒

0.0％

度15〜20kmまで）であり，規模はＭ7.2で，そ

9

木津川

0.0％

のエネルギーは広島型原子爆弾に相当します．

3‑1

有馬−高槻

0.0％

内陸直下型地震では，震源の岩石が破壊され

3‑2〜5 六甲ると同時に，剪断破壊面＝断層面にそって岩

今 後 100年 以 内 の 地 震 発 生 確 率 は わ か り に く

盤がずれ動いて，地震波が発生します．地震

い表現ですから，一般には，琵琶湖西岸（饗波を発生させた地下の断層は震源断層と呼ば庭野），中央構造線(根来)，中央構造線(金剛)れ，また，震源断層が地表にまで達した場合，が，危険なようだと理解されるでしょう．

0.0〜0.3％

0.0％

それは(地表)地震断層と呼ばれています．兵
庫県南部地震では，約1700〜2000年前に活動した前歴のある野島断層が，再活動して，岩盤・地層を約１〜２ｍも動かしましたから，野島断層は活断層であり，地震断層でもあり
ま す ． 活 断 層 は ， Ｍ 7.0程 度か そ れ 以 上 の 内
陸 直下型地震によって動き，そのずれは１回に １ 〜 ２ ｍ 程 度 ， 最 大 は Ｍ 8.0の 濃 尾 地 震 の
１ 回に８ｍです。
したがって，近畿に大震災をもたらすＭ７級以上の内陸直下型地震の予知は，活断層の分布位置と活動周期が分かると可能といわれています．しかし，活断層の位置は比較的容易に確かめられますが，各活断層の活動周期を正確に求めるのは困難で，歴史時代の古地震記録と活断層発掘の試・資料によるその周期決定に努力が払われています．
地質調査所が公表した報文「近畿三角地帯に

URBAN KUBOTA NO.39｜33

別府―島原地溝①四国地方北部および中国地方南部の大阪

すが，それより以西には分布しません．

辺および大阪湾湾底下の地層と非常によく似層群相当層②別府湾の地質構造ております．

さて，再び古瀬戸内河湖水系の西流の問題に

別府湾の地質構造については，京都大学の由

以上のように，別府湾湾底下には鮮新・更新

話をもどします．四国地方北部の鮮新・前期

佐悠紀氏らが反射法地震探査と海底重力計に統が厚く堆積し，その周辺陸域にも大阪層群

更新世の地層としては，香川県では讃岐山脈

よる重力探査を行って，その研究成果を1992

相当層が分布します．ですから，古瀬戸内河

北麓の丘陵地および讃岐平野の地下に三 豊 層

年に公表しております．それによりますと，

湖水系がこの地域にまで達していたことは間が分布し，備讃瀬戸の海底下にも三豊層相当

別 府 湾 は ， 図 ３ ･１ に 見 る よ う に 別 府 湾 横 断

違いありません．

層が確かめられています．さらに愛媛県では

断 層(ＢＢ)を境にして西側のＡ・Ｂブロック③猪牟田(埋没)カルデラと広域火山灰層

小松町から西条市・川之江市にかけての新居と東側のＣブロックに分けられています．

別府湾の西方には，由布・鶴見火山群や九重

浜平野周辺に岡村層とその相当層が分布し，

まずＢ･Ｃブロックの東西断面を図３・３のⅡ火山群が連なります．この地域には，こうし

松山平野周辺には郡 中 層とその相当層が分布− Ⅱ ’断 面 で 見 ま す と ， Ｂ ブ ロ ッ ク に は 最 低

た新しい火山だけでなく，その周辺やその下します(図１・９)．これらはみな湖成･河成の

重力異常値−58ミリガルを示すスリ鉢型の盆位にはより古い火山岩類が広く分布し，陥没堆積層で，産出する化石も大阪層群最下部・状構造(図３・２)が発達し，その底は海面下した基盤の上を厚くおおっています．それで下部のものと変わりません．

4,000ｍ 深 に も 達 し ま す ． こ の 姿 か ら ， 別 府

この地域は，豊肥火山地域とか九重−別府地

中国地方南部では，三次 市付近の甲 立 礫層を湾のＢブロックは，厚い堆積層でおおわれた溝などと呼ばれています．じつは本誌30号のはじめとし，広島県南東部・岡山県南部の標火山性の陥没地であると考えられます．なお刊行後，大阪層群の重要な鍵層であるアズキ

高400〜100ｍのところに山砂利層が点在し，Ａブロックでは堆積層は南に傾斜し，海面下火山灰層とピンク火山灰層の噴出源がこの地

また東広島市西条付近に西条層，宇部市では300ｍ 深 に 達 す る 東 西 方 向 の 断 層 群 が よ く 発

域にあることが明らかになりました．30号の海底下に草江シルト層が分布します(図1･9)．

達しています．

２刷以後にはこのことを簡単に追記しました

甲立礫層・山砂利層からは化石が発見されてＢブロックの東側がＣブロックです．ここでが，まずはその点を補足しておきます．

いませんが，その層相からみて大阪層群最下は，中央構造線に平行する舟状構造が発達し

図３・４は，鎌田浩毅氏のまとめた豊肥火山

部・下部に相当する河成層とみなされていま(図３・１)，基盤の領家帯(北側)と三波川帯地域とそのブーゲー重力異常で，図の丸点のす．一方，西条層と草江シルト層は，大阪層(南側)は直接に接していて，その境界線(RS)

ラインに囲まれたところが豊肥火山地域です．

群上部に相当する中期更新世の地層で，前者は ， 舟 状 構 造 の 最 深 部 (海 面 下 約 3,500ｍ 深 )丸点のラインは構造線で，西側は小倉−田川

は湖成層，後者は海成層です．当時（更新世の南を舟状構造の底部沿いに走っています．

断層帯の南方延長線，南側は大分−熊本構造中期），西条地域にはかなり広い湖が形成さ

図３･３のⅠ‑Ⅰ 断面に示されているように，線とされます．図のブーゲー重力異常は，相れ，また宇部地域には海が浸入しました．

この舟状構造基盤は厚い堆積層でおおわれて対的に負の異常値であれば，地下に密度の小

このように第２瀬戸内沈降帯は，第２瀬戸内

います．そして南側の三波川帯を覆う堆積層

さな軽い物質があり，その部分が陥没し，岩前期(鮮新世)には，現在の瀬戸内海よりも南にくらべて，北側の領家帯をおおう堆積層に盤が深いことをあらわします．鎌田氏は，こに広がっていました．その南限は，讃岐山脈

は断層の発達が著しいのが特徴です．

れら３つの断層に区切られた地域は火山活動

北麓と愛媛県西部の中央構造線を結ぶ線あた

別府湾南岸の大分平野周辺の丘陵部や平野地

によって陥没し，そこを火山性の堆積物が厚

み とよ

ぐんちゅう

み よ し

こう たち

せき なん

りですが，第２瀬戸内後期（更新世前期・中下には，鮮新・更新統の碩 南 層群(下位)・大く埋めている火山構造性陥没地としています．

期）には，沈降帯は北に移動したと考えられ分層群(上位)が分布し，その年代は碩南層群

この地域は日本有数の地熱発電地域で，近年ます．古瀬戸内河湖水系は，第２瀬戸内前期の 最 下 位 の 層 準 で も 300万 年 よ り 若 い と さ れでは大規模深部地熱発電のために地質調査所の湖沼をつないで西流していたのでしょう．

ています．碩南・大分層群は，主として淡水が精力的に調査・研究を行っております．そ中央構造線は，四国地方北部でも和泉層群と成のシルト・砂礫からなっていて，大分層群

うした調査・研究が進むにつれて，この地域

三波川帯の境界断層となっていて，西端の松にはアズキ火山灰層に対比される火砕堆積物には，大阪層群のアズキ火山灰層やピンク火

まがり

山市の南西で海に入り，伊予灘から別府湾を( 曲 火砕流堆積物)も挟まれます．さらに大分山灰層に対比される火砕堆積物が広く分布し，抜けて中部九州に向かいます．別府湾の海底層群の最上位には内湾成の地層がはさまれ，それらの噴出源が，この地域にあることが下では，領家帯と三波川帯は，直接に接して中期更新世に海が入り込んだ様子がうかがえ次々に指摘されてきました．

います．三波川変成岩類は，地表では佐田岬ます．このように，別府湾周辺および別府湾

まず1986年に下川浩一氏らが，大分層群片島

半島から中部九州の佐賀関半島へと連なりま東部からその東方の海底下の地層は，大阪周層に挟まれる曲火砕流堆積物（降下軽石層とURBAN KUBOTA NO.39｜34

火砕堆積物）をアズキ火山灰層に対比し，ここ う し て ， 約 100万 年 前 に 猪 牟 田 カ ル デ ラ か

日本の前期・中期更新世の地層を対比するたの火山灰層の噴出源が九州にあると指摘しまら噴出した耶馬渓火砕流堆積物由来の火山灰めの重要な鍵層になっています．

す．次いで1989年に鎌田浩毅氏は，中部九州

は，大阪ではピンク火山灰層として堆積した④別府−島原地溝だけでなく，遠く関東地方にまで飛んでいて，《別府−島原地溝》

田 を中心とした直径約10kmの低重力異常域に房総半島では上総層群大田代層中にＯ７火山

図３・５は，久保寺章氏らが測定した中部九あり，この異常域の地下にはカルデラが埋没灰層として挟まれることが明らかになります．

州のブーゲー重力異常図で，低重力異常域のされているとして，それを猪牟田(埋没)カル

またその10万年後の90万年前には，再び猪牟

中心部にはＬの記号が付されています．図にデラと名づけます(図３・４)．

田カルデラが活動し，カルデラ周辺地域に今見るように，Ｌの目玉は東の別府湾から西の

市火砕流堆積物を噴出します．このときの火

島原湾まで，中部九州を横断する形で連なっ

山灰は，大阪ではアズキ火山灰層として堆積ています．松本 夫氏は1979年に，この重力しし むに広がる耶馬渓火砕流堆積物の噴出源は猪 牟
たさらに翌1990年には，吉川清志氏らによって，ひがしわさ だ

耶馬渓火砕流堆積物（碩南層群 東 稙 田 層最上こく もと部）がピンク火山灰層に対比されます．そしし ， 房 総 半 島 で は 上 総 層 群 国 本 層 中 に Ｋ u6c

異常図と，この地域一帯に広く厚く分布するて1994年には鎌田浩毅氏らが，中部九州の今火山灰層としてはさまれることも明らかにな

中新世以降の火山岩類の存在・基盤岩類の深市火砕流堆積物をアズキ火山灰層に対比し，りました．

度・地殻の変形などにもとづき，この地域は

今市火砕流堆積物の噴出源も，耶馬渓火砕流

これらの火山灰層は，房総の上総層群だけで地溝性陥没(構造)地域であるとして，これを堆積物の噴出源と同じく猪牟田(埋没)カルデ

なく古琵琶湖層群や東海層群にはさまれ，さ別府−島原地溝と名づけています．ただしこうお ぬまラであると指摘します．一方，この間には，らにピンク火山灰層は，新潟の魚 沼 層群にもの地溝内には３つの不連続点があり，それら

全国的な火山灰層の対比も進展します．

はさまれているなど典型的な広域火山灰層で，を境に九重−別府地溝，阿蘇−九重地溝，島図 3･1−反射法地震探査による別府湾の構造区分と基盤深度

図 3･3−別府湾ＣブロックのＩ−Ｉ´測線と別府湾Ｂ・ＣブロックのⅡ‑Ⅱ

図 3･2−別府湾における海底重力測定によるブーゲー重力異常

測線における反射法地震探査結果

URBAN KUBOTA NO.39｜35図 3･4−豊肥火山(火山構造性陥没)地域とブーゲー重力異常

URBAN KUBOTA NO.39｜36

原−熊本地溝に細分し，これら３地溝の合体

生貝化石・淡水生の魚類化石・ゾウ化石が産

各断層の垂直変位量をみますと，北部の桑野したものが別府−島原地溝であるとしていま出しますが，それらのほとんどが第２瀬戸内− 大 行 司 断 層 で は 1,000ｍ 以上 ， 中 ・ 南 部 です．また別府−島原地溝は，天草灘地溝（北前期を代表する化石類です(後述)．

は 西 側 の 日 田 − 日 草 線 が 600ｍ 以 上 ， 日 田 −北 東 − 南 南 西 方 向 に の び る )に 連 続 す る か のまた，上述の久住山南麓の地下には大野火山

白 草 線 の す ぐ 東 側 を 走 る 大 山 断 層 で は 500ｍ

ようにみうけられると述べています(図3･6)．

岩類の上位に堆積層がみとめられますが，こ以上です．とくに大山断層以東の地域は，更上述の豊肥火山地域は，別府−島原地溝の東の堆積層は，長谷義隆氏らの1993年の研究に新世前期末の100万年前以降の沈降が大きく，部に位置します．

よれば，玖珠盆地の太田川層に対比されてい木戸氏は，図３・９のアカ線でかこった地域《豊肥火山地域と古瀬戸内河湖水系》

ます．このように豊肥火山地域の鮮新世の堆を「九重−別府地溝」としています．こうしところで松本氏は，別府−島原地溝内の瀬戸

積層は，同火山地域の北部に限らず南部にもてみますと，鮮新世には，豊肥火山地域西縁

内系火山岩類(大野火山岩類)およびグリーン

みとめられ，西流した古瀬戸内河湖水系が，の障壁はまだ大きなものではなく，第２瀬戸

タフ系火山岩類(鯛 生 ・宇佐層群など)を中新

豊肥火山地域までは到達していたことがわか

内前期の古瀬戸内河湖水系は，同地域の西縁

世中期〜後期の火山活動によるものとし，地ります．

を越えてさらに西流したと思われます．

溝の形成のはじまりを中新世中期としていま

じつは，別府−島原地溝内の古瀬戸内河湖水《中部九州の鮮新世の河湖成堆積層》

す．一方，鎌田・小玉氏は，豊肥火山地域の系を考えるとき，問題になるのは豊肥火山地

長谷義隆氏らは，1993年の研究で，中部九州

約 100個 に お よぶ 火 山 岩 の 放 射 年 代 値 （ Ｋ −域を区切る西縁の断層の存在です．というのにおける鮮新世・更新世の堆積層の分布地点

Ａｒ年代値）がすべて600万年前より新しいこも，第２瀬戸内前期(鮮新世)に入る前に，こをまとめています．このうち，鮮新世の堆積と か ら ， 同 地 域 の 火 山 活 動 は ， 約 600万 年前の断層の活動によって東側の豊肥火山地域が層についてみると，すべてが河湖成で，その（中新世最末期)〜約500万年前(鮮新世初頭)

大きく落ち込んでしまっていれば，それが障

分布地点は，図3・9，図3・5，図3・6に示しの開始期−最盛期をへて，その後は単調に衰壁となって，古瀬戸内河湖水系は西流を阻またようになります．以下，地点ごとに簡単にえ た と し ， た と え 600万 年 前の 火 山 活 動 が あれてしまうからです．それで，次にこの点を説明します．

ったとしても，同地域の火山噴出物の約90％検討してみます．

①は長崎半島基部の橘湾に面した茂木海岸の以上は600万年前以降のものとしています．

豊肥火山地域の北西部を中心に，同火山地域

崖にみられる茂木植物化石層．この植物化石

別府−島原地溝は，西南日本の瀬戸内区と琉の地質構造を調査・研究している木戸道男氏

層には，大阪層群のメタセコイア植物群繁栄

球弧の会口部に位置しますから，その地質構

らは，1991年・1993 年の論文でその結果を公期を代表する樹種が含まれます．

造発達は，純然たる瀬戸内区のそれとは異な表しております．それによりますと，豊肥火②は島原半島南部の口 之 津 層群の最下部の大ります．しかし，豊肥火山地域のすぐ南側に山地域の西縁を画しているのは小倉から南に屋層（鮮新統）です。口之津層群は，下位よりは瀬戸内火山岩類の大野火山岩類が分布し，向かって延びてくる小倉−田川断層帯の南方

大 屋 層・加 津 佐 層・ 南 串 山 層・西 正 寺 層・北豊肥火山地域南部の久住山南麓の地下では，

延長ではなく，つぎの３つの断層(帯)です．

有馬層に分けられていて，更新統の加津佐層ボーリングによって大野火山岩類の存在が確

すなわち，豊肥火山地域西縁の北部は，北北より上位の地層には浅海成層がはさまれます．

たい お

かめられています．ですから豊肥火山地域で

だいぎょう

西−南南東方向に延びる東落ちの桑野−大 行
じ

くち の

おお や

か

づ

さ

つ

みなみくし やまさいしょう じ口之津層群は，東海層群・古琵琶湖層群・大は，少なくとも瀬戸内火山岩類の活動があっ司 断層によって画されます．そして西縁の中阪層群と並んで，日本の鮮新・更新世を代表たことは否定できません．

・南部は，ほぼ南北方向に並列して走る２本する各種のゾウ化石を産出することでよく知

ひ

た

はく そ

ただいずれにしても，豊肥火山地域の地下のの東落ちの断層，つまり日 田 −白 草 線と，そられています．

地層・岩体の様相は，東方の瀬戸内区のそれの東側を大山川(筑後川の上流部)沿いに走る

日 本 の 鮮 新・更新 世 の ゾ ウ 化石 の 大 き な 特徴に比べれば一変します．落ち込んだ基盤の上

大山断層という２本の断層によって画されては ，時 代 ご と にゾ ウ の 種 類 が入 れ 代 わ っ て出を埋積しているのはほとんどが火山岩類で，いるのです(図３・７，図３・９)．

現することで，古い方から順にいいますと，

これらの火山岩類の間には厚い堆積層ははさ

これら３つの断層は，いずれも鮮新世前期か

シンシュウゾウ＝鮮新世中期，アケボノゾ

まれていないといわれています．

ら活動を始めています．しかし，桑野−大行

ウ ＝鮮新世後期〜更新世前期，シガゾウ＝更司断層と大山断層が更新世をつうじて活動し新世前・中期，トウヨウゾウ＝更新世中期，ているのに対して，日田−白草線は耶馬渓火ナウマンゾウ＝更新世中・後期に分帯されま部の玖 珠 盆地には鮮新統の太田川層が分布し砕流堆積物を切っておらず，同線は更新世前

す．鮮新世を代表するシンシュウゾウは，中ます．これらの地層からは，植物化石・淡水期末以降にはほとんど活動していません．

国大陸東部のツダンスキーゾウあるいはコウ

あ

じ

む

しかし，豊肥火山地域北縁の安心院 町には鮮
つ ぶさ かわ

新統の津 房 川 層が堆積し，また同火山地域北くす

URBAN KUBOTA NO.39｜37

ろく り

ガゾウの近縁種または同一種，アケボノゾウ⑤は久留米市の南方丘陵に分布する久留米層．

⑦は鹿 里 層で，福岡県八女郡星野村鹿里付近

は，現在ではシンシュウゾウから進化した日⑥は八女市東方の黒木丘陵に分布する黒木層に分布します．

本の固有種と考えられています．

で，久留米層の下部・中部に対比されます．

⑧⑧´は星 原 層です．⑧は熊本県鹿 本 郡鹿 北

口之津層群では，最下位の大屋層下部層から黒木層は，淡水湖に形成された三角州堆積物町星原付近に分布します．⑧´は，その東南はシンシュウゾウ，大屋層下部層と加津佐層で，シンシュウゾウの化石を産出します．黒東約12kmの地点，穴川峠・兵 戸 峠・観音岳付からはアケボノゾウ，口之津層群最上位の北木層・久留米層は八 女 層群ともよばれますが，近に分布する湖成層です．星原層の命名者の有馬層からはアケボノゾウ・シガゾウが産出

首藤次男氏は，1963年の菊地秀夫氏の研究に山岡一雄氏は，同層を新第三紀層としていまします．このように口之津層群からは，第２もとづいて，八女層群の基底最深部は柳川付

す．星原層は，産出植物化石から黒木層に対瀬戸内前・後期を代表する化石類が産出しま

近 に あ っ て ， そ の 深 度 は − 900ｍ を 越 え る こ

比されるようです．

す．このことは，古瀬戸内河湖水系が別府−とから，鮮新世の筑後平野地域には大きな堆⑨は小 五 馬 層．大分県日田郡大山の中間〜小島原地溝(別府−天草灘地溝？)を西流し，さ積盆地が形成されたとしています(図１・９)．

五馬の大山川沿いにみられ，玖珠盆地の太田らに第２瀬戸内前期の西南日本が中国大陸とまた，有明海研究グループは，筑紫平野の地

川層下部に対比されます．ごく最近の中島ら陸続きであったとする考えの重要な根拠の１

下 に は 礫 層 ・ 泥 層 の 互 層 が 厚 く (330ｍ 以 上 )の研究(2001年)によると，小五馬層からは，つになっています．

発 達 し ， ボ ー リ ン グ (188ｍ 深 )試 料 の 珪 藻 ・コイ科魚類の咽頭歯化石として，クセノキプ③は天草下島の本 渡 市北部に分布する佐伊津

有孔虫化石の分析から，同互層には何層ものリス亜科のクセノキプリス属とディステーゴ

層で，口之津層群大屋層に対比されます．

海成層が挟在していることを明らかにしていドン属，クルター亜科のアナバリリウス属，④は天草上島と宇土半島の間の大矢野島北部

ます．これらの礫層・泥層の互層は，八女層

およびコイ亜科のフナ属とコイ属を産出しまに分布する大矢野層で，口之津層群大屋層お群の上部に含められる地層であると考えられす．この魚類相は，日本列島の鮮新世から更よび天草下島の佐伊津層に対比されます．

ます．

新世にかけての典型的魚類相であり，またこ

ほん ど

や

め

ほし ばる

か もと

へ

か ほく

こ

こ いつ ま図 3･5−中部九州のブーゲー重力異常図

URBAN
URBAN KUBOTAKUBOTA NO.39｜38

れらの化石から推定される環境は，沿岸帯が⑪は久住山南麓の地下に分布する太田川相当

アジアにかけて生息するものと非常によく似発達した開けた湖であると考えられています．

層です．新エネルギー・産業技術総合開発機ているということです(図３・８)．

⑩は玖珠盆地の太田川層．玖珠盆地は，中部

構は，地熱資源調査のために久住山南麓でも⑬は碩 南 層群東庄内層．大分郡野 津 原 町（大九州では，鮮新・更新統が分布する代表的な

多くのボーリングを行い，そのデータを公表

分市の南）およびその西方に分布します．東地域の１つです．玖珠盆地の鮮新世の堆積層しています．長谷氏らは，これらのボーリン庄内層からはメタセコイアなどの植物化石がが太田川層で，この地層からは，メタセコイ

グ資料にみられる堆積層(湖成層)・火山岩類

産出しています．

アを含む植物化石のほか，淡水生貝類化石でを，玖珠盆地の地表に露出する堆積層・火山⑭は碩南層群判 田 層．主として大分市南部のはマルタニシ属，カワニナ属，カラスガイ属，岩類と対比し，この地域の地下に太田川層相中判田から竹中にかけて分布し，メタセコイ

ドブガイ属が産出します．これらの貝類の仲当層が伏在していることを確かめています．

アなどの植物化石を産出します．なお碩南層

間は，大阪層群・古琵琶湖層群にもみられま

つ ぶさ かわ

あ

じ

む

いん

⑫は津 房 川 層．大分県宇佐郡安 心 院 町から院
ない

せき なん

の

つ はる

はん だ

群の上位には大分層群がかさなりますが，大す．さらにコイ科魚類の咽頭歯化石では，大内 町にかけて分布する湖沼性堆積物で，従来分層群の最上部の鶴崎層(中部更新統)からは陸型のクセノキプリス亜科のクセノキプリス

からヒシやメタセコイアなどの植物化石が産

トウヨウゾウの化石が産出し，また鶴崎層上属とプラギオグナトプス属，およびコイ亜科

出することが知られていましたが，1995年以

部には浅海成層がはさまれます．

のコイ属とフナ属が産出します．これらのコ

降，シンシュウゾウの化石をはじめ，魚類，《中部九州の古瀬戸内河湖水系》

イ科魚類は，小五馬層のコイ科魚類とともに，両生類，爬虫類，鳥類，哺乳類など，大量の以上，中部九州における鮮新世の河湖成堆積古琵琶湖層群から産出する化石とほとんど変化石群が発見され，脊椎動物化石の宝庫であ層について，ひととおり説明しました．

わりなく，遠く離れた中部九州と古琵琶湖のることが明らかになりました．このなかには，

これ らの 地層 の分 布(図3･9，図3･5， 図3･6)

淡水系につながりがあったことをうかがわせヨウスコウワニやオオアタマガメなどが含まからみると，中部九州の古瀬戸内河湖水系は，ます．

れ，その動物相は，現在の中国南部から東南

大分・別府，玖珠盆地，日田から，先行河川

図 3･6−中部九州の地質構造と別府−島原地溝

URBAN KUBOTA NO.39｜39

である筑後川ぞいに，筑紫平野（久留米・八図 3･7−「九重−別府地溝」北西縁の断層とその周辺の地質

女・柳川・佐賀）にいたり，さらに同平野から島原へと流れていたように考えられます．
しかし，図3･5，図3･6に示されているように，
有明海には，その中央部を東西に横切る高重
力異常連続域(基盤の高まり)があって，この考えはなりたちにくいようです．
一方，同じく図3・5，図3・6に示されている
ように，熊本平野周辺には低重力異常中心域のＬの目玉が並んでいます．熊本市内で
行 わ れ た 数 本 の ボ ー リン グ ・ デ ー タか ら は ，
熊本平野の地下には，約30万年前のＡso‑1火
砕流堆積物の直下に，海成のシルト・砂層 （水前寺層）が伏在していることが明らかにされています．一番深い力合小学校のボーリング
では，水前寺層は260〜300ｍ深に伏在し，熊本平野地下の基盤の沈降が相当なものである
ことがわかります．しかし，このボーリングの掘削深度は300ｍ深に止まっているために，それ以深に伏在する地層・基盤については残念ながらわかっておりません．筑後平野の地
下 で は ，八 女 層 群 の 基 底 深 度 は 900ｍ 以 深 に

図 3･8−津房川層産出の化石郡とその産出地点および層準達していますから，熊本平野の地下深くにも，同様に鮮新世の堆積層が伏在しているかもしれません．
また，さきに述べたように，熊本の北東方の地点⑧´の穴川峠・兵戸峠・観音岳付近には，鮮新世の湖成層である星原層が分布しています．ですから，阿蘇−九重地溝から島原−熊本地溝を抜け，島原にいたる水系についても考慮しておくべきです．現時点で，別府から島原にいたる別府−島原地溝の水系を否定してしまうのは，早急にすぎるのではないかと思います．
更新世になると，第２瀬戸内沈降帯には海が浸入してきますが，この海は，大阪湾には紀伊水道から，周防灘や燧灘には豊後水道から，
有明海には九州の西側から直接に海が浸入してくるのだろうと思います．いずれにしても中部九州の古瀬戸内河湖水系にまつわる問題
は，詳しい層序学的な調査・研究によって解決されるでしょう．

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図 3･9−中北部九州の地質構造と鮮新世の河湖成堆積層の分布

URBAN KUBOTA NO.39｜41

中国東部陸・海域の第四紀層①中国東部大平原下の第四紀層大平原などが使われています．

中国東部大平原は，大部分が中朝地塊に，一次は中国大陸の話になります．日本の新第三

この大平原下の第四紀層については，1989年

部が楊子地塊に属します．中朝地塊は，先震紀末(鮮新世)〜第四紀(更新世・完新世)の地に 刊 行 さ れ た 邵 時 雄 氏 ら 編 「 100万 分 の １中旦系を基盤とする地塊で，華北から朝鮮半島層と中国大陸の同時代の地層との関係を考え

国黄淮海平原第四紀地質図・同説明書（英文に延びています．揚子地塊も同じく先震旦系

る場合，朝鮮海峡や九州北西部から東海（東・中国文)」にまとめられています．これは，を基盤とする地塊で，この方は揚子江の中・シ ナ 海 )大 陸 棚 に か け て の 海 域 の 海 底 下 の 地

過 去 30年 以 上 に わ た っ て 行 わ れ た 5,000本 以

下流域に広がっています．

層についての検討が重要になります．しかし，

上 の ボ ー リ ン グ の 資 料 と 900本 以 上 の ボ ー リ

中国東部大平原では，こうした先震旦系の基何といっても中国東部の陸・海域の鮮新統・ングのコア(岩芯)の分析にもとづいて，大平盤を，震旦系(12億〜９億年前)，下部古生界

更新統についての知識が欠かせません．それ

原下の第四紀層について集大成した労作です．

(海成)，上部古生界(海成・陸成)，中生界(陸で中国東部陸・海域の鮮新統・更新統につい100万 分 の １ 地 質 図 ・ 地 質 断 面 図 の ほ か に も成)，新生界（第三系・第四系）がおおっていて，中国の研究者たちの研究成果を紹介し，200万 分 の １ で 描 か れ た ４ 枚 の 第 四 紀 古 地 理

ます．第三系はおもに河湖成層からなり，そ西南日本と中国大陸との陸橋問題に触れたい図もセットされおり，第四紀の環境変遷がよの層厚は4,000〜5,000ｍ，先第三系を不整合と思います．

くわかる研究です．

におおい，第四系に整合あるいは不整合でお中国というのは，日本と違ってともかく広大

そ の 翌 年 の 1990年 に は ， さ き に 触 れ た 張 宗

おわれます．

で す ． 例 え ば ， 日 本 第 四 紀 学 会 編 の 100万分

氏らが編集した「250万分の１中国第四紀地

中国東部では，中生代後期に大規模な火成活の１日本第四紀地質図（地形・地質・活構造

図・同説明書(英文・中国文)」が出版されま

動をともなう地殻変動(燕山運動)が起こりま図）はＡ0判の大きさで３枚におさまっていま

すが，これには中国東部大平原という名称がすが，そのご，古第三紀始新世にはじまるヒ

すが，張宗ら 編 の 250万 分 の １ 中 国 第 四 紀

使われています．「大阪層群と中国黄土層」

マラヤ運動による隆起・沈降によって，大平

地質図となると，同じ大きさのＡ０判でまとには，邵時雄氏ら編の説明書に載っている図原地域にはいくつかの堆積盆地が形成されまめられたもので全部で９枚にもなります．中を引用しました．それが図4・1です．ただし

す．新第三紀以降になると，この地域一帯が国では，そうした広大な地域の全域を調べて

図 の タ イ ト ル は ， 中 国 東 部 大 平 原 (黄 淮 海 平

広く沈降し，最終的には，統合された１つのいくわけですから，研究者の数も日本とは比原)としました．

堆積盆地として，現在の広大な中国東部大平

べられないほど多く，また地質の文献も次か

こういう調査・研究をしているのはどういう

原が形成されます．平原と山地のかたちは，

ら次にたくさん出ていまして，これらのすべ

人たちかといいますと，張宗氏は、河北省

一般に，隆起・沈降に伴う北北東・北東・北てを検討するのは不可能なほどです．

石家荘にある中国地質鉱産部水文地質工程地

西・東西方向の断層に支配されています．

そうした文献を読む場合，私のような年齢に質研究所の名誉所長で，邵時雄氏も同研究所《中国東部大平原下の第四紀層》

なると難しい中国語を最初から勉強するのはの第四紀地質研究室に所属しています．石家

図4・1には，ほぼ中央部に商丘，その西に新

容易ではありませんから，英語版で読みます．

荘の水文地質工程地質研究所は，中国の地下郷という地名がみられます．ここには，東西

ところが英語版では，肝心の地名の漢字がわ

水の調査・研究の中心であって，地下水の開方向に走る商丘−新郷断層があって，大平原

からないのです．それで手間ですけれど，同発も担当しているようです．

を北部と南部に分けています．第四紀層の層

じ文献の中国語版があれば，それを入手して《中国東部大平原の形成》

厚は，大平原北部では350〜450ｍ，最大で500

中国の辞典と地名辞典を使って，固有名詞をさ て 中 国 東 部 大 平 原 は ， 一 般 に 標 高 100ｍ以ｍになりますが,南部ではそれより薄く150〜

読み合わせながら読んでいきます．ですから，

下で，図４・１にみるように， 北を燕山山地，250ｍほどです．

英語版・中国語版の両方を使えば，時間がか

南を浙江山地，西を太行山脈，南西を伏牛山

中国では，第四紀層はＱ 1 層〜Ｑ 4 層に分けらかりますが，かなりの中国の文献を読むこと

脈・大別山脈，東を渤海・黄海・東海（東シれ，下位よりＱ 1 層＝下部更新統，Ｑ 2 層＝中ができます．

ナ海）にかぎられています．そして中央東部

部更新統，Ｑ 3 層＝上部更新統，Ｑ 4 層＝完新《中国東部大平原の第四紀地質図》には，山東半島(膠東半島)の山地と沂蒙泰山

統 に 区 分 さ れ ま す ． Ｑ 1層 の 下 限 は 松 山 ・ ガ

中 国 東 部 に は ， 北 は 北 京 か ら 南 は 揚 子 江 (長地があり，南部には，江淮・蘇北丘陵と揚子ウス境界(約248万年前)に，Ｑ 2 層の下限はブ江 )下 流 の 南 京 ・ 上 海 に か け て 大 平 原 が 広 が江下流の南京・銅陵間の丘陵があります．主リ ュ ン ヌ ・ 松 山 境 界 (約 73万 年 前 )に ， Ｑ 3 層っています．一般に，北部は華北平原，南部

要な河川系は，海河(の 下 限 は 約 15万 年 前 の 層 準 ， Ｑ 4 層 の 下 限 はは江淮平原と呼ばれますが，両者をあわせた河(沂河・名称としては，黄淮海平原あるいは中国東部

江の５つの水系です．

河を含む)，黄河，淮河を含む)，揚子江(長江)，銭塘

約１万年前の層準におかれています．
中国では，鮮新・更新統の境界および更新統

URBAN KUBOTA NO.39｜42

の区分は，黄土高原に広がる黄上層の層序をが 約 55ｍ ， Ｑ 4 層 が 10〜 40ｍ で す ． 渤 海 湾 沿

Ⅵ.江淮・蘇北丘陵基準とし，黄土層の基底が松山・ガウス境界

岸 部 で は ， Ｑ 1層 中 に 海 成 層 と 火 山 成 堆 積 層

第四紀層の層厚は一般に20ｍ以下，最大でもにあるという研究結果にもとづいて上記のよ(凝 灰 岩 層 )が そ れ ぞ れ ２ 層 ， Ｑ 2 層 中 に 海 成

50ｍほどです．代表的ボーリング・地表調査

うに区分しています．日本では，1985年の国層 が ２ 層 ， Ｑ 3層 中 に 海 成 層 が ２ 層 と 火 山 成によると，Ｑ 1 層は欠如し，Ｑ 2 層の厚さは５際層序委員会のとりきめにしたがって，鮮新堆 積 層 が １ 層 ， Ｑ 4層 中 に 海 成 層 が １ 層 は さ〜20ｍ，Ｑ 3 層の厚さも５〜20ｍ，Ｑ 4 層の厚・更新統の境界を松山逆磁極期中のオルドバ

ま れ ま す ． Ｑ 1層 は ， シ ル ト の 薄 層 を は さ む

さは２〜10ｍです．Ｑ 3 層からは四不像鹿(シイ 正 磁 極 亜 帯 の 直 上 (約 164万 年 前 )と し て い

赤褐・紫褐色粘土から構成されている明化鎮

フゾウシカ)・ゾウなどの化石を産出します

ます．この問題については，次章で詳しく説層(Ｎ 2 層)を平行不整合でおおっています．

Ⅶ.蘇北平原明するつもりですが，ともかく現状では，前Ⅲ.黄河平原

第 四 紀 層 の 層 厚 は ， 西 部 で 50ｍ ， 東 部 で 250

期更新世の始まりの年代は，中国と日本では第四紀層の層厚は一般に数10〜200ｍ，沈降域

ｍ ， 最 大 で 350ｍ で す ． 代 表 的 ボ ー リ ン グ に大きな違いがあるわけで，この点をお断りしで も 約 300ｍ です ． 代 表 的 ボ ー リ ン グ に よ れ

よれば，層厚は，Ｑ 1 層が約125ｍ，Ｑ 2 層が10て話を進めます．

ば，層厚はＱ 1 層が約116ｍ，Ｑ 2 層が約80ｍ，〜 120ｍ ， Ｑ 3 層 が 65〜 86ｍ ， Ｑ 4 層 は 20ｍ 以

中国東部大平原下の第四紀層のほとんどは河Ｑ 3 層が約55ｍ，Ｑ 4 層が約26ｍです．伏牛山

下です．海成層は，Ｑ 1 層とＱ 2 層中に各１層，湖成層・扇状地成層で，海成層は渤海・黄海

山 麓 部 地 下 の Ｑ 1層 中 に は ， ２ 層 準 に 氷 河 ・Ｑ 3 層中に２層，Ｑ 4 層中に１層の計５層が認・東海(東シナ海)沿岸部のＱ 1 〜Ｑ 4 層にはさ

融 氷 流 水 成 層 が 認 め ら れ ま す ． Ｑ 1層 の 下 位

め ら れ て い ま す ． Ｑ 1層 の 下 位 に は ， 新 第 三

まれているにすぎません．一方，氷河成の堆には，Ⅰ・Ⅱ地区と同様に，明化鎮層(Ｎ 2 層)

紀 層の塩城層(Ｎ 1 ・Ｎ 2 層)が伏在します．

積層，あるいは，氷河が溶けて，流出した水が伏在します．

Ⅷ.揚子江(長江)下流

流が運んでできた融氷流水成層といわれるもⅣ.沂蒙泰山地・山東半島

揚子江下流地域は，Ⅷ 1 の南京・銅陵とⅧ 2 ののがあり，これらは，燕山・太行・伏牛山山

Ｑ 1 層 は ， そ の 分 布 が 局 所 的 で ， 層 厚 は 30ｍ

揚子江(長江)三角州に分けられています．

地山麓部のＱ 1 層中にはさまれています．

以上，新第三紀層の瓜漏河層(Ｎ 1 層＝中新統)

邵時雄氏らは，中国東部大平原下の第四紀層を 不 整 合 に お お っ て い ま す ． Ｑ 1層 か ら は 原

この地区の地質調査は，おもに地表調査によは，層序学的にⅠ区〜Ⅷ区の８つの地質区に

歯 象 (ア ー キ デ ィ ス コ ド ン ゾ ウ )を ， Ｑ 2 層 にっています．第四紀層の層厚は数10ｍ程度で区分されるとしています(図４･１)．それぞれ相当する洞穴堆積層からは中国犀・鹿の化石

す．Ｎ 2 層(鮮新統)−Ｑ 1 層は，砂・礫・シル

Ⅷ 1 ．南京・銅陵丘陵の地区の第四紀層の特徴を要約しますと，以を 産 出 し ま す ． Ｑ 3層 は 沿 海 部 で は 海 成 層 をトからなり，厚さ約12ｍで，Ｎ 2 層・Ｑ 1 層を下のようになります．

と も な う 第 ２ 段 丘 層 (低 位 よ り 数 え て ２ 番 目

あ わ せ て 雨 花 合 層 と よ ば れ て い ま す ． Ｑ 2層

Ｉ.燕山・太行山山麓平原の 段 丘 層 )を つ く っ て い て ， 同 層 に 相 当 す るは 山 麓 部 に 分 布 し ， 厚 さ 20〜 30ｍ ． Ｑ 3 層 は第四紀層の層厚は200〜350ｍ，沈降域で最大

洞 穴 堆 積 層 か ら は 蒙 古 馬 (プ ル ジ ェ バ リ ス キ

第１段丘層をつくっていて，厚さ10〜20ｍ．

約 500ｍ ． 代 表的 ボ ー リ ン グ に よ れ ば ， 層 厚

ー ウ マ )・ 李 氏 猪 (ラ イ デ ッ カ ー イ ノ シ シ )をＱ 4 層の層さは約30ｍです．

は Ｑ 1 層 が 約 310ｍ ， Ｑ 2 層 が 約 90ｍ ， Ｑ 3 層 が産 出 し ま す ． Ｑ 4層 は 山 東 半 島 で は 海 成 層 を

Ⅷ 2 ．揚子江(長江)三角州

約 49ｍ ， Ｑ 4 層 が 10〜 30ｍ で す ． 燕 山 ・ 太 行

はさみます．

第 四 紀 層 の 層 厚 は 約 280ｍ ．代 表 的 ボ ー リ ン

山 山 麓 部 地 下 の Ｑ 1層 中 に は ， ２ 層 準 に 氷 河

Ⅴ.淮北平原

グ に よ れ ば ， 層 厚 は ， Ｑ 1 層 が 約 115ｍ ， Ｑ 2成・融氷流水成層が認められます．天津付近

第四紀層の層厚は，西部では一般に140〜200層が約55ｍ，Ｑ 3 層が約70ｍ，Ｑ 4 層が約38ｍ

か ら 渤 海 に か け て は ， 海 成 層 が Ｑ 1層 中 に ２

ｍ ， 東 部 で は 60〜 100ｍ に す ぎ ま せ ん ． 代 表です．揚子江三角州地下では，海成層が，Ｑ 1〜３層，Ｑ 2 層中に１〜２層，Ｑ 3 層中に２層，的ボーリング・炭坑坑道・地表調査によると，

層 ・ Ｑ 2層 ・ Ｑ 3層 中 に 各 ２ 層 ， Ｑ 4層 中 に １Ｑ 4 層中に１層はさまれます．なお，Ｑ 1 層のＱ 1 層は厚さ20〜80ｍ，Ｑ 2 層は厚さ20〜90ｍ，層 の 計 ７ 層 が は さ ま れ て い ま す ． Ｑ 1層 の 下下位には，暗褐・赤褐色粘土からなる明化鎮

Ｑ 3 層は厚さ10〜40ｍ，Ｑ 4 層は厚さ10ｍです．

位 に 伏 在 す るの は 新 第 三 紀層 の 塩 城 層(Ｎ 1・層(Ｎ 2 層＝鮮新統)が伏在します．

Ｑ 1 層からはサンメンウマ，Ｑ 2 層からはトウＮ 2 層 )で す ．

Ⅱ .津 沽 (天 津 ・ 塘 沽 )・ 冀 南 (南 部 河 北 )・ 魯

ヨ ウ ゾ ウ ・ 四 不 像 鹿 (シ フ ゾ ウ シ カ )， Ｑ 3 層

なお最近(1996年)，渋谷平八郎氏によって，からはナウマンゾウの化石を産出します．な

上海地質鉱産局水文地質工程地質隊編の「上第四紀層の層厚は一般に200〜350ｍ，沈降域

お，Ｑ 1 層は新第三紀層の明化鎮層(Ｎ 2 層)を

海市第四紀地質図(1988年刊)」が紹介されてで300〜450ｍ．代表的ボーリングによれば，

平 行 不 整 合 に ， ま た 唐 山 棚 層 (Ｎ 1 層 )を 不 整

おります．それによりますと，第四紀層の層

層 厚 は Ｑ 1 層 が 211ｍ ， Ｑ 2 層 が 約 69ｍ ， Ｑ 3 層

合におおっています．

厚は上海市北方の揚子江河口部で最も厚く，

北(北部山東)平原

URBAN KUBOTA NO.39｜43

約 360ｍ （ Ｑ 1 層 ＝ 210ｍ ， Ｑ 2 層 ＝ 60ｍ ， Ｑ 3 層

図 4･1− 中 国 東 部 大 平 原 (黄 淮 海 平 原 )の 第 四 紀 層 序 学 的 地 区 区 分

図 4･2− 中 国 東 部 大 平 原 (黄 淮 海 平 原 )の 第 四 紀 地 質 断 面 図＝ 30ｍ ，Ｑ 4 層 ＝ 60ｍ ），ま た 鮮 新 統（ Ｎ 2 層 ，
崇 明 層 ）の 厚 さ は 約 130ｍ で す ．で す か ら 上 海
市区域では，主として先新第三系から構成さ
れ て い る 基 盤 岩 類 の 最 大 伏 在 深 度 は 約 500 ｍ
深 で す ． 大 阪 層 群 の 層 厚 は 約 3,000ｍ に も 達していますから，大河揚子江の三角州地下の鮮新・更新統の層厚は，大阪層群のそれの約６分の１にすぎません．
《地質断面図で見る海成層の分布》
以上のような中国東部大平原下の第四紀層の特徴は，同じ第四紀地質図の地質断面図をみると非常によくわかります．地質断面図は，
東 西 方 向 や 南 北 方 向 の も の な ど 全 部 で 10枚 の断面図が描かれていますが，ここでは，海成
層や氷河成・融氷流水成層の分布状況がよくわかる５枚の地質断面図を選び，層相など細かい部分は省略し，簡略化して紹介いたします (図 ４ ・ ２ Ａ 〜 Ｅ )． 各 断 面 線 の 位 置 は ， 図
４・１に示してあります．
図４・２Ａは，燕山山地山麓から柏各庄を通って渤海湾岸にいたる南北の断面です．第四紀 層 は 450ｍ と 非 常 に 厚 く ， Ｑ 1 層 中 に ３ 枚 ，Ｑ 2層 ・ Ｑ 3層 中 に 各 ２ 枚 ， Ｑ 4層 中 に １ 枚 の 海
成 層 が は さ ま れ ま す ． Ｑ 1層 中 の 最 下 位 の 海
成 層 は 約 430 ｍ 深 に あ り ， 前 期 更 新 世 の は じ
め頃には，この地域にまで入り込んだ海進のあ っ た こ と が わ か り ま す ． 山 麓 沿 い の Ｑ 1層
中 には２層の氷河成・融氷流水成層がはさま
れ ま す ． Ｑ 1層 の 下 位 に 伏 在 す る Ｎ 2層 (鮮 新統 )は 明 化 鎮 層 で す ．
図 ４ ･２ Ｂ は ，北 京 石 景 山 か ら 天 津・渤 海 湾 岸に か け て の 地 質 断 面 で す ． Ｑ 1層 中 に は 沿 岸
部 に２層の海成層がはさまれていて，前期更新世の２回の海進時には，海は渤海湾から天津 付 近 に ま で 浸 入 し て い ま す ．海 成 層 は ，Ｑ 2
層 中 に １ 層 ， Ｑ 3層 中 に ２ 層 ， Ｑ 4層 中 に も １
層はさまれます．全部で６回の海進のうち，
完 新 世 ( Ｑ 4) の 海 が 最 も 内 陸 深 く ま で 入 り 込
ん で い ま す ． 西 側 の 山 麓 沿 い で は ， Ｑ 1層 は
西 上がり東落ちの断層で画され，２層の厚い
氷 河 成・融 氷 流 水 成 層 を は さ ん で い ま す ．Ｑ 1

URBAN KUBOTA NO.39｜44･45

層の下位の地層は明化鎮層(Ｎ 2 層)です．

ちの断層が伏在していて，両断層間の地域のそ の 基 底 が 一 般 に 200ｍ 深 ほど で ， 鮮 新 統 の

図４・２Ｃは，保定から滄州を通って渤海湾沈降している様子がわかります．また，この明 化 鎮 層 (Ｎ 2 層 )を お お っ て い ま す ． た だ 西

岸 に い た る 断 面 で す ． Ｑ 1層 は ， 山 麓 沿 い に

沈降域ではＱ 1 層の下位に明化鎮層(Ｎ 2 層)が部 に は Ｑ 1層 を 切 る 断 層 に よ っ て 形 成 さ れ た

非 常に厚い２層の氷河成・融氷流水成層をは伏在するのに対し，東縁の断層の東側ではＱ 2300ｍ 深 以 上 の最 大 沈 降 域 が あ っ て ， 前 期 更さみ，また滄州の東では２層準に凝灰岩層を層・Ｑ 3 層・Ｑ 4 層が新第三紀層(Ｎ層)を不整

新 世 (Ｑ 1 )の 厚 い 氷 河 成 ・ 融 氷 流 水 成 層 が 堆

はさんでいます．海成層は，Ｑ1層・Ｑ 2層・Ｑ 3合におおっています．西側の山麓沿いには，

積 し て い ま す ．黄 河 平 原 に は海 成 層 は み られ

層 に 各 ２ 層 ， Ｑ 4層 に １ 層 は さ ま れ ま す ． 後Ｑ 1層 中 に ２ 層 の 厚 い 氷 河 成 ・ 融 氷 流 水 成 層

ません．

期 更 新 世 (Ｑ 3 )の 海 が 内 陸 深 く ま で 入 り 込 ん

が はさまれます．海成層はどの層準にもみら蘇北丘陵では第四紀層は最も薄く，その層厚で い る の が 目 立 ち ま す ． Ｑ 1層 の 下 位 に は 明

れず，この地域には第四紀の海は入っていまは最大でも50ｍほどです．蘇北丘陵地域の西化 鎮 層 (Ｎ 2 層 )が 伏 在 し ま す ． 大 規 模 な 断 層

せん．

縁 の 徐 州 付 近 に は ， Ｑ 2層 ・ Ｑ 3層 ・ Ｑ 4層 をと し て は ， 山 麓 部 に Ｑ 1層 を 切 る 東 落 ち の 断

図4・2Ｅは，鄭州から商丘・徐州・灌南を通切 る 西 落 ち の 断 層 が あ っ て ， Ｑ 2層 が 新 第 三

層 ， 滄州と海岸の間には，Ｑ 1 層・Ｑ 2 層を切って黄海に抜ける断面です．さきの地区名で紀 層(Ｎ層)を不整合におおっています．徐州

る西落ちの断層，小規模なものとしては，滄

いうと，黄河平原・蘇北丘陵・蘇北平原をほの東方ではＱ 3 層・Ｑ 4 層が薄く分布している

州 と そ の 西 に Ｑ 1層 を 切 る ２ 本 の 断 層 が 認 めぼ東西に貫いた断面です．中国東部大平原はにすぎませんが，本丘陵東縁の駱馬湖付近にられています．

新郷−商丘のラインを境に南北に分けられ，は第四紀(Ｑ 1 〜Ｑ 4 )を通じて活動した５本の

図４・２Ｄは，石家荘から斉河にいたる華北

南の方が第四紀層が薄くなりますが，この図断層があって，Ｑ 1 層からＱ 4 層がみとめられ平原のほぼ中央部を北西−南東方向に切る断を上述の４つの図と比べれば，そのことがよて い ま す ． こ の 断 層 密 集 帯 で は ， Ｑ 1層 は 新面です．ここでは，西縁には太行山脈山麓沿くわかると思います．

第 三紀層(Ｎ層)をおおい，第三紀層(Ｎ層)はい に Ｑ 1層 を 切 る 東 落 ち の 断 層 ， 東 縁 に は 沂

黄河平原下の第四紀層は，東西両縁が断層に

基 盤 の 石 灰 質 岩 類 (Ｒ 1 )を お お っ て い ま す ．

蒙 泰山地山麓沿いにＱ 1 層・Ｑ 2 層を切る西落境された沈降域に堆積しています．Ｑ 1 層は，こ の地域にも，第四紀の海は浸入しておりません．

図 4･3−中国東部大平原(黄淮海平原)の第四紀海進層の対比

蘇北平原下の第四紀層は，東部の黄海沿岸部
で厚く，西部にいくほど薄くなります．海成
層 は Ｑ 1層 ・ Ｑ 2層 中 に 各 １ 層 ， Ｑ 3層 中 に ２
層 ， Ｑ 4層 中 に １ 層 ， 全 部 で 計 ５ 層 の 海 成 層が はさまれます．上位の海成層が内陸深くに達 し て い る の が 特 徴 的 で す ． Ｑ 1層 の 下 位 は
新 第三紀層(Ｎ層)の塩成層です．
《第四紀海進層の対比》
このように，中国東部大平原の臨海部の第四紀層には何層もの海成層がはさまれます．中国の研究者たちは，これらの海成層が堆積した各時期の海進に対して，各地域ごとに―河北平原(天津・北京)・魯北平原(恵民)・蘇北平原・揚子江三角州といった各地域ごとに―，それぞれの海進に対して特定の名称をつけ，それぞれの海進層を対比しています．
こ れ ら の 対 比 は ， 臨 海 部 の 150本 以 上 の ボ ー
リ ング・コアに含まれる微化石の分析にもとづいて行われております．その結果をまとめたのが図４・３です．
この図に見られるように，中国東部大平原臨

URBAN KUBOTA NO.39｜46図 4･4−中国東部海区及び陸域の地形図

URBAN KUBOTA NO.39｜47

海部には，前期更新世以降，海進Ｉから海進

図 4･5−中国東部海区及び燐域の新生代盆地図Ⅷまでの８回の海進がみられます．これらの海進による海の環境は，海浜・湾・沿海など
さまざまですが，Ⅰ−Ⅳの海進は大規模でその期間が長く，一方，Ｖ−Ⅷの海進は小規模で，海進の範囲も限られています．
また海進Ⅳを除き，海進Ⅰ・Ⅱ・Ⅲ・Ｖ・Ⅵ
・Ⅶ・Ⅷは，いずれも温暖な間氷期に起こっていますが，最寒冷の氷期Ⅲ(中期更新世)に起こった海進Ⅳ(嘉定海進)は揚子江三角州だけにみられ，これは基盤の沈降に起因する海進と考えられています．なお，海進Ⅷの年代が約220万年前，海進Ⅶの年代が約180万年前という点も注目されます．
ご存じのように，大阪層群の海成粘土層は前期 更 新 世 の 約 120万 年 前 頃 の Ｍ ａ ‑1層 か ら はじまって，縄文海進のＭａ13層まで計15層を数えます．これに比べると中国での海進は，約 220万 年 前 頃に は じ ま っ て ， そ れ 以 降 ， 完
新 世の海進まで８回にすぎず，ずいぶんと少なく感じられます．しかし，大阪層群の海成層が，中国の第四紀海進層とどのように対比されるのか，という年来の課題に対して，中国東部大平原の第四紀海進層を対比したこの研究(図４・３)は確実な足掛かりを与えていて，今後の研究に大きく寄与するでしょう．
②渤海・黄海・東海(東シナ海)大陸棚の形成
以上のように大平原臨海部では前期更新世以
降，８回の海進がみられます．一方，大平原の東側の海域，渤海・黄海・東海(東シナ海)の海底下にも，もちろん第四紀の河湖成層や海成層が分布しており，これらは主として海底ボーリングによって調査・研究されています．それで次に，陸域と海域下にみられる海進層の関係をみようと思いますが，ただその前に，この海域に広がる大陸棚の形成について一瞥しておく必要があるでしょう．
琉 球 列 島 の 南 東 側 の 海 底 に は ， 水 深 が 7,000ｍをこえる琉球海溝があります．また琉球列島の西側の海底には，列島とほぼ平行して沖縄舟状海盆(沖縄トラフ)が延びています．沖縄舟状海盆は，その水深が南部で2,000ｍ深，URBAN KUBOTA NO.39｜48

図 4･6−中国東部海区及び燐域の新生代盆地の地質断面図

URBAN KUBOTA NO.39｜49

中部で1,000ｍ深をこえ，北部では約500ｍ深の新生代層が堆積しています(図４・６)．主状海盆には古第三紀層がみられず，この海盆で，南端の台湾の東方から北端は九州の西方

要な含油層は古第三紀始新世・漸新世の地層は中新世に形成されはじめたことがわかりまにまで延びる長大な海底のくぼみです．こので，勝利油田もこの地層中から開発されたもす(図４・６)．

沖縄舟状海盆の西側に広がる海域，すなわちのです．第四紀層は，河湖成層と海成層からこのように渤海・黄海から東海(東シナ海)に

渤海・黄海と東海(東シナ海)陸架(大陸棚)は，構成されていて，その最大層厚は660ｍです．

かけての大陸棚では，第三紀を通じて形成さ水 深 200ｍ 以 浅の 緩 傾 斜 の 海 底 と な り ， 広 大(b)北黄海盆地

れた堆積盆地を埋積している最大層厚10,000な 大陸棚を形成しています(図４・４)．

基盤岩類は先震旦系−中生界で，新生代層のｍ を こ え る 第 三 紀 層 (古 第 三 紀 層 ・ 新 第 三 紀

1960年ごろから中国地質鉱産部は，中国海区

層 厚 は 2,000ｍを こ え ま す ． 新 第 三 紀 − 第 四層)の上を，厚さ数100ｍの第四紀層がおおっ大陸棚での海底油田開発のために，海洋地質

紀 層の厚さは約500〜600ｍです．

ています．その第四紀層は，大平原下の第四調査・海洋物理探査・海底ボーリングをおこ(c)南黄海北部盆地

紀層と同様に，第三紀堆積盆地の発達しなかなってきております．その研究結果の概要は

震旦系(12億〜９億年前)と中生界の白亜系のった大陸棚地域にも同じように分布し，大陸

1992年 に ， 劉 光 鼎 主 編 「 500万 分 の １ 中 国 海

基 盤 岩 類 を お お っ て ， 最 大 層 厚 5,000ｍ をこ

棚のほぼ全域を広くおおっているわけですが，

区 及び隣域地質・地球物理系列図・同説明書

え る新生代層が堆積しています．第四紀層のしかし，基盤が露出している場所も知られて(中国文)」として公表されております．また，層厚は200〜300ｍです．

います．

近年，中国科学院海洋地質研究所・中国地質(d)蘇北−南黄海南部盆地

まず渤海湾盆地と北黄海盆地の間にある渤海

鉱産部海洋地質研究所(青島)などは，海底下基盤岩類は古生界の二畳系と三畳系です．新海峡の廟島群島には，震旦系が露出していまの第四紀層の調査をおこなって，渤海・黄海

生代層は，おもに河湖成層からなり，その最す．また図４・５に示すように，朝鮮半島西・東海などについての研究結果を公表してお

大層厚は5,000ｍをこえます(図４・６)．古第端沖の白亜系と暁新統からなる大黒山群島とります．以下，これらにもとづいて説明しま

三紀の始新世・漸新世の地層には含油層がは

杭州湾口の上部ジュラ系からなる舟山列島をす．

さまれます．第四紀層は河湖成層と海成層かむすぶ線(黄海・東海の境界)上の海底表層か

渤 海 ・ 黄 海 か ら ， 東 海 (東 シ ナ 海 )陸 架 (大 陸らなり，層厚は200〜300ｍです．

らは，古第三紀層の岩片が採取されています．

棚 )に か け て 広が る 大 陸 棚 の 形 成 に は ， 中 国(e)東海陸架(大陸棚)盆地

さらに東海陸架(大陸棚)盆地域と同域東縁の東部大平原とほぼ同じような形成過程がみら

基盤岩類は，原生界の片麻岩と中生界の白亜

海底表層からは新第三紀層の岩片が採取されれます．この地域でも，中生代後期の地殻変系で，新生代層の層厚は13,000ｍをこえていています．こうしてみますと，この大陸棚に動(燕山変動)が起こり，そのご，古第三紀にます(図４・６)．古第三紀の暁新世・始新世

は，沈降帯と断層だけでなく隆起帯も存在し，始まる運動にともなって多くの堆積盆地が発の地層は海成層，古第三紀末の漸新世の地層

それらの地質構造の主要方向は，北東方向な生します．すなわち，渤海湾盆地，北黄海盆

は湖成層，新第三紀の中新世・前期鮮新世のいし北北東方向であることがわかります．

地，南黄海北部盆地，蘇北−南黄海南部盆地，

地層は河湖成層です．新第三紀の後期鮮新世③中国東部大陸棚地区の第四紀海進層

東海陸架(大陸棚)盆地が沈降し，それぞれのから第四紀にかけての地層は，海成・陸成互

この大陸棚下の第四紀層とその海進層につい盆地には，古第三紀の厚い地層が堆積します

層から海成層へと移り変わります．なお，始ての研究には，1991年・1993年に刊行された(図４・５，図４・６)．

新世・漸新世・中新世の地層には石油性天然

楊子

そのご，新第三紀・第四紀には，これらの盆ガスが含まれます.第四紀層の層厚は，375〜と国際対比(英文・中国文)」があります．以

地を含めた広域的な沈降が生じ，現在見るよ455ｍにすぎません．

下，主としてこれにしたがって述べます．

うな大陸棚が形成されます．この過程が，中(f)沖縄舟状海盆《黄海海底下の第四紀海進層−標準層序断面

国東部大平原とほぼ同じであることは，渤海

なお，東海陸架(大陸棚)盆地の東側の沖縄舟としてのＱＣ２海底ボーリング−》

湾盆地の分布が河北平原・黄河平原にまで及状海盆では，基盤の上部古生界と中生界変質

南黄海南部とその海岸域では，ＱＣ１−ＱＣ

び，蘇北−南黄海南部盆地が蘇北平原に入り岩を不整合におおって，新第三紀層・第四紀５の５本の海底ボーリングがおこなわれてい込んでいることにもあらわれています．以下，層が堆積していて，その最大層厚は10,000ｍ

ますが，そのうち，最も代表的なボーリング

各堆積盆地について簡単にふれます．

をこえています．中新世の地層は陸成・浅海は，蘇北−南黄海南部盆地の北東縁の水深50(a)渤海湾盆地

成・半深海成，鮮新世の地層は浅海成・半深ｍの海底でおこなわれたＱＣ２ボーリングで

先震旦系−中生界の基盤岩類をおおって，お海成，第四紀層は浅海成です．第四紀層の最す(図４・７)．このボーリングは，海底からもに河湖成層からなる最大層厚10,000ｍ以上

大 層 厚 は 3,000ｍ に も 達 し て い ま す ． 沖 縄 舟の 掘 削 深 度 が 108.8ｍ ， ８ つ の 海 進 層 を つ ら

・林和茂氏の「中国東部の第四紀進程URBAN KUBOTA NO.39｜50

ぬ き，その下底がオルドバイ正磁極亜帯に達図 4･7−ＱＣ２ボーリングの地質柱状図

しているので，中国沿岸地域の第四紀海進累層の模式断面とみなされています．８つの海進層は，図４･７と図４･８に示すように，上位から，黄海海進(Ｈ)Ⅰ・Ⅱ・Ⅲ・Ⅳ・Ｖ・
Ⅵ・Ⅶ・Ⅷ層と名づけられています．
黄海海進Ⅰ層(ＨⅠ層)：
Ｈ Ⅰ 層 は 厚 さ 17.8ｍ で ， 0〜17.8ｍ 深 に あ り
ま す．黄海海進Ⅰ(ＨⅠ)は完新世の海進です．
黄海海進Ⅱ層(ＨⅡ層)：
ＨⅡ層は18.5〜28.9ｍ深の間にあり，厚さ1.3ｍ の 陸 成 層 に よ り ， 下 位 の Ｈ Ⅱ 1層 と 上 位 のＨ Ⅱ 2層 に 分 け ら れ ま す ． 黄 海 海 進 Ⅱ は 後 期
更 新世末(21,000〜29,000年前)の海進 です ．
黄海海進Ⅲ層(ＨⅢ層)：
Ｈ Ⅲ 層 は 厚 さ 0.5ｍ ， 31.1〜31.6ｍ 深 に あ り
ま す．黄海海進Ⅲ(ＨⅢ)は後期更新世後半の軽微な海進で，海域だけにみられます．
黄海海進Ⅳ層(ＨⅣ層)：
ＨⅣ層は厚さ21.1ｍ，33.2〜54.3ｍ深にあります．黄海海進Ⅳ(ＨⅣ)は後期更新世の前半(75,000〜 127,000年 前 )の 顕 著 な 海 進 と 考 えられています．
黄海海進Ｖ層(ＨＶ層)：
ＨＶ層は厚さ7.7ｍ，54.4〜62.1ｍ深にあり，中期更新世の地層とされています．
黄海海進Ⅵ層(ＨⅥ層)：
ＨⅥ層は厚さ11.2ｍ，63.4〜74.6ｍ深にあり，中期更新世の地層とされています．
黄海海進Ⅶ層(ＨⅦ層)：
ＨⅦ層は厚さ11.5ｍ，79.8〜91.3ｍ深にあり，
ハラミロ正磁極亜帯から松山・ブリュンヌ境界(73万〜93万年前)にわたっています．本層は，前期更新世の地層です．
黄海海進Ⅷ層(ＨⅧ層)：
ＨⅧ層は厚さ約２ｍ，106.9〜108.8ｍ深にあり，その下限はオルドバイ正磁極亜帯中にあります．本層も前期更新世の地層で，その年代は約170万年前と考えられています．
なお，前述した大平原沿岸部の第四紀海進層を対比した図４・３では，前期更新世に３回の海進がみられますが，この黄海海底下では，URBAN KUBOTA NO.39｜51

前期更新世の海進は，黄海海進Ⅶ・Ⅷの２回比されています(図４・８)．

す．

だけです．ＱＣ２ボーリングでは，その下底Ｍ１Ｆ層(0〜8.6ｍ深)＝Ｍ１Ｆ海進は完新世さきに述べたように，河北平原・魯北平原にがオルドバイ正磁極亜帯に達した部分で止まの黄海海進Ⅰ(ＨⅠ)に対比されます．

は，前期更新世に３回の海進がみられます．

り，それより下位の河北平原・魯北平原にみＭ２Ｆ層(41.1〜49.2ｍ深)＝Ｍ２Ｆ海進は後し か し ， 渤 海 海 底 下 の 掘 削 深 度 240.5ｍ のＢ

ら れ る 約 220万 年 前 の 渤 海 海 進 は 確 か め ら れ

期更新世末の黄海海進Ⅱ(ＨⅡ)に対比されま

Ｃ １ボーリングでは，これらの海進層は確かておりません．

す．

められておりません．

《渤海海底下の第四紀海進層》

Ｍ ３ Ｆ 層 (79.6〜 104.5ｍ 深 )＝ Ｍ ３ Ｆ 海 進 は《東海(東シナ海)大陸棚下の第四紀海進層》

渤 海 と そ の 沿 岸 部 に は ， 層 厚 300ｍ 以 上 ，最後期更新世の後半の黄海海進Ⅲ(ＨⅢ)に対比

杭州湾と同湾以南の東海(東シナ海)大陸棚海

大550〜660ｍに達する第四紀層が堆積していされます．

域では，ボーリングによって３層の海進層のます．渤海海底下の第四紀層の代表的なボーＭ４Ｆ層(116.5〜141.9ｍ深)・Ｍ５Ｆ層 (150

存在が知られています．また音波(地震)探査

リングは，渤海中央部の水深約27ｍの海底で〜177.5ｍ深)・Ｍ６Ｆ層 (188〜201ｍ深)＝Ｍの結果によると，同海域の杭州湾口と奄美大おこなわれたＢＣ１ボーリングで，掘削深度

４Ｆ・Ｍ５Ｆ・Ｍ６Ｆ海進は，後期更新世前

島 の 中 間 の 大 陸 棚 下 で は ， 厚 さ 100ｍ を こえ

は240.5ｍです(図４・５)．ＢＣ１ボーリング

半の黄海海進Ⅳ(ＨⅣ)に対比されます．

る 第四紀層が12層に分けられ，海成層は上位

では，海進層は，上位よりＭ１Ｆ層，Ｍ２Ｆ

Ｍ７Ｆ層(220.0〜233.5ｍ深)＝Ｍ７Ｆ海進はよりⅠ・Ⅱ・Ⅲ・Ⅳ・Ｖ・Ⅵ層と名づけられ層……Ｍ７Ｆ層と名づけられ，黄海海進と対中期更新世の黄海海進Ｖ(ＨＶ)に対比されまています．それらの海成層は，図4・8に示す
ように，

図 4･8−中国東部大陸棚地区の第四紀海進層の対比

Ⅰ層＝黄海海進Ⅰ(ＨⅠ)
Ⅱ層＝黄海海進Ⅱ(ＨⅡ)
Ⅲ層＝黄海海進Ⅲ(ＨⅢ)
Ⅳ層・Ⅴ層＝黄海海進Ⅳ(ＨⅣ)
Ⅵ層＝黄海海進Ｖ(ＨＶ)に対比されています．
この音波探査結果では，より下位の黄海海進
Ⅵ・Ⅶ・Ⅷ層は確かめられていません．
《東海(東シナ海)大陸棚下の鮮新・更新統》
東海(東シナ海)大陸棚海域の石油探査のためのボーリングについては詳しくは公表されていませんが，その概要報告やいくつかの研究が公表されています．これらによりますと，
同海域に広く分布している第四紀層（更新統・完新統）は東海群(群＝層群)と呼ばれ，その 層 厚 は 一 般 に 300〜400ｍ， 最 大 500ｍ で，下 位から上位にむかって，海陸過渡層（海成・陸成互層）から海成層に移り変わります．
また，第四紀層に整合におおわれている鮮新統の三潭組(組＝累層または層群)は，層厚が西部では300〜500ｍ，東部では1,000〜1,500ｍ に 達 し て い ま す ． 三 潭 組 の 下 部 (下 部 鮮 新統 )は 陸 成 層 ， 同 上 部 (上 部 鮮 新 統 )は 海 陸 過
渡 層(海成・陸成互層)です．
東海(東シナ海)大陸棚海域では，第四紀層の基底(東海群の基底)は，海生浮遊性のグロボ
ロタリア・トランカトリノイデスが出現する

URBAN KUBOTA NO.39｜52

層準（オルドバイ正磁極亜期の海進とみなさ

ユニット１は明暗互層の堆積物からなり，約の層相について，下部鮮新統が陸成層，上部

れている）におかれています．したがって，120万 年 前 の 層準 を 境 に し て ， 上 位 の 明 暗 の鮮新統と下部・中部・上部更新統は海成・陸

東海(東シナ海)大陸棚下の第四紀層(東海群)

コ ントラストの強いユニット１ａと，下位の成互層，完新統は海成層としています．これに ， 黄 海 海 進 Ⅵ ・ Ⅶ ・ Ⅷ 層 (Ｈ Ⅵ ・ Ｈ Ⅶ ・ Ｈ

明暗のコントラストの弱いユニット１ｂに２は，いま述べた日本海の研究から得られた古Ⅷ 層 )が は さ まれ て い る の は 間 違 い な い で し分されています．明暗互層の明部は間氷期，環境の変遷とも矛盾しません．

ょう．

暗部は氷期を示しているので，日本海では，もちろん現在では，まだ東海(東シナ海)大陸

以上をまとめますと，東海(東シナ海)大陸棚

約 120万 年 前 頃 か ら 氷 河 性 海 面 変 動 の 影 響 が棚下の地層についても，また朝鮮海峡海底下海域における鮮新世以降の地層の層相は，下大きくなったと結論されています．

の地層についてもデータは不十分です．しか部鮮新統が陸成層，上部鮮新統から下部・中また鎮西清高氏は，1993年の論文「新第三紀

し少なくとも，西南日本と大陸とは，鮮新世部・上部更新統が海成・陸成互層，完新統がにおける日本列島海域の古環境」のなかで，・更新世には，何度となく，朝鮮海峡から東海成層，と変遷したと考えられます．

大桑・万願寺動物群（石川県の金沢周辺及び海(東シナ海)，黄海，渤海にかけて広がる大④瀬戸内沈降帯西部と中国大陸・朝鮮半島間秋田県の万願寺付近から多産，鮮新世・前期

陸棚を陸橋として，陸続きであったと結論すの陸橋問題

更新世の寒冷系貝化石群）や，新大桑動物群

ることができます．そして，揚子江(長江)水

つぎに，日本海海底下の地層から推定される（大桑・万願寺動物群より上位にあって，温系・黄河水系は，この陸続きとなった大陸棚

日本海の環境変遷という側面から，瀬戸内沈

暖帯の種を主とする貝化石群）など，おもに域を南流していたでしょう．

降帯西部と中国大陸・朝鮮半島間の陸橋問題

員化石群集の研究にもとづいて，鮮新世・更鮮新世から前期更新世のはじめにかけて，瀬について考えてみます．

新世の日本海域の古地理について，次のよう戸内地域を西流した古瀬戸内河湖水系が，九多田隆治氏は，1993年に「新生代における地に述べています．

州西方の大陸棚域で揚子江(長江)水系・黄河

球表層環境変化と日本海」という論文を発表「 お そ ら く 120万 年 以 前 に は ， 日 本 海 は 外水系と合流していたのか，あるいはこれら３しております．それによりますと，国際深海

洋 水の流入が少なく，太平洋から相対的につの大水系は，沖縄舟状海盆に位置していた

掘 削 計 画 (Ｏ Ｄ Ｐ )の 日 本 海 深 海 掘 削 (最 深 掘

孤 立 し て い た で あ ろ う ． そ れ が ， 120万 年

海にそれぞれ別々に流入していたのか，その削は海底下900ｍ深)は６つの地点でおこなわ

前頃から氷河性海面変動の振幅が大きくな

あたりのことは，現在はまだよくわかりませ

れ，海底下の第四紀から新第三紀中新世にわり，同時に朝鮮海峡の開口部が拡大されて，ん．それは，将来の調査・研究にまたねばなたる地層について研究がおこなわれています．

高海水面期には東シナ海を経由して暖流系

らない問題です．

これらの地層は，上位より，ユニット１・２

水が流入する……．日本海では，前期更新

・３・４・５・６に分けられ，各ユニットの世 の 後 半 の 120万 年 前 頃 か ら ， 現 在 と よ く

境界の年代は，似た海が間氷期に出現するようになった…

ユニット１/２境界＝約250万年前…」．

ユニット２/３境界＝570〜680万年前

つまり，ＯＤＰ日本海深海掘削コアの珪藻化

ユニット３/４境界＝約1,000万年前

石群集と日本海沿岸の日本の鮮新・更新統のユニット４/５境界＝1,400〜1,500万年前

貝化石群集からみて，前期鮮新世には大陸とユニット５/６境界＝1,700〜1,800万年前

西南日本は陸続きであり，後期鮮新世には朝と見つもられています．

鮮海峡から日本海へ暖流が流入するが，前期

これらのユニットのうち，ユニット２は珪藻

更新世のはじめになっても，なお日本海は太質堆積物からなりますが，それらの珪藻種の平洋から相対的に孤立していた．前期更新世

ほとんどが寒冷系のものです．これは，前期の 後 半 の 約 120万 年 前 頃 か ら ， 氷 河 性 海 面 変

鮮新世には西南日本と朝鮮半島が陸続きとな

動 にともなって，間氷期に暖流が本格的に日り，朝鮮海峡からの暖流系の流入が断たれ，本海に流入するようになったのです．

ユ ニ ッ ト ２ の 上 部 (約 350万年 前 )， す な わ ち

朝鮮海峡から日本海への暖流の流入の問題は，

後 期鮮新世になって，ようやく朝鮮海峡から

西南日本と大陸との陸橋問題でもあります．

暖流系の流入がみられるようになったためとさきに述べたように，中国の研究者たちは，考えられています．

東海(東シナ海)大陸棚下の鮮新世以降の地層

URBAN KUBOTA NO.39｜53

鮮新・更新統の境界問題−中国黄土層・泥河湾層・深海堆積物を中心に−

前章では，中国東部陸・海域の鮮新統・更新

・青海・河北省の黄土を調査して，中国の黄土層の層厚は，午城黄土層が40〜50ｍ，離石

統について，中国の研究者たちの研究成果を

土分布図が作成されました．

黄土層が約70ｍ，馬蘭黄土層が10ｍ以下，黒紹介し，西南日本と中国大陸の陸橋問題を説

1961年 の 第 ６ 回 Ｉ Ｎ Ｑ Ｕ Ａ (国 際 第 四 紀 研 究

炉土層が約1.5ｍです．

明しましたが，その中で，鮮新統・更新統境連 合 )大 会 (ポー ラ ン ド )に 参 加 す る に あ た っ

洛川の黄土層の古地磁気層序については，ヘ界については問題が残されていると述べまして，劉東生らは，中国科学院の李四光副院長

ラー・劉東生が1988年に，笹島貞雄・王永火

た．中国の第四紀層の標準層は風成の中国黄の指導のもとに，中国黄土層を，上位より，らが1983・84年に，劉東生らが85年に研究結土層であり，また，中国の鮮新・更新統の標

次生黄土層(完新統)・馬蘭黄土層・離石黄土果を報告しました．そのご，89(平成１)年８

準層は河湖成の泥河湾層です．それで，この層・午城黄土層の４層に分けました．これら

月には，安 生・ククラ・劉東生が，論文「洛章では，やや専門的になりますが，まず中国の４層のうち，次生黄土層と馬蘭黄土層（原川黄土地層学(中国文)」を公表して，地磁気

黄土層と泥河湾層について，つぎに深海堆積

生黄土層）は，23(大正11)年に，アンダーソ

極性逆転，磁化率と気候，黄土層のＬ・Ｓ(黄物層について説明し，鮮新統・更新統境界問ンが命名したものです．馬蘭は北京の西方約

土 ・ 古 土 壌 )サ イ ク ル ， 洛 川 黄 土 層 の 標 準 層

題について触れておきたいと思います．

50km，離石は山西省中西部，午城も山西省中

序 ，黄土層の磁化率と深海気候記録との対比①中国黄土層西部(離石の南約110km)にあります．

について研究・考察し，洛川黄土層の総括を

中国黄土層は，北緯29〜49度に分布していま劉東生らは，1953年からの約10年間の調査・おこなっています．

すが，北緯34〜41度の甘粛省蘭州付近から寧研究の成果として，64〜66年に『第四紀地質

私は，『大阪層群』(市原編著，1993年)のま

夏回族自治区，陜西省，山西省西部にかけて問題(中国文)』・『黄河中流黄土(中国文)』・とめの章で，安 生らの「洛川黄土地層学」の地域に広がっている黄土高原に最も良く発『中国の黄土堆積(中国文)』・『黄土の物質の層序にもとづいて，大阪層群と洛川黄土層

達 し て い て ， そ の 最 大 層 厚 は 200ｍ 以 上 に達成分と結構(中国文)』を，そのごの約20年間

・深海堆積物層との対比をこころみました(図し ています(図５･１)．

の 研 究 成 果 と し て は ， 85年 に 『 黄 土 と 環 境

５・２)．大阪層群と中国黄土層の対比の大枠《中国黄土層の研究史》（ 中 国文、英文)』を出版しています．また，は，古地磁気層序にもとづいています．そしドイツのリヒトホーフェン(李希霍芬)が，中

王永火(西北大学)と宋漢良(新彊石油管理局)て，その細部の対比では，大阪層群・段丘堆

国の黄土層(レス層)とライン川流域のレス層は，83年に出版した写真集のなかで，岩漠・積層・沖積層の淡水成層・海成層サイクルとを比べて，両層が同じ特徴をもった風成層

礫漠・沙漠(砂漠)・黄土が，一連のものであ(つ まりＭａナンバー)と中国黄土層のＬ・Ｓ

で あ る こ と を 明 ら か に し た の は ， 1877(明 治って，卓越風の風上から風下に向かって，岩(黄土・古土壌)サイクル，とくにアデクなど

10)年 の こ と です ． そ の ご ， ス ウ ェ ー デ ン の漠・礫漠・沙漠(砂漠)・黄土の順に，分布しの常緑広葉樹遺体を産出して温暖気候を示す

ア ンダーソン(安特生)が，北京政府の顧問とていることを明らかにしています．

Ｍ ａ 8層 と 磁 化 率 が 最 も 高 く 温 暖 気 候 を 示 す

して，1914〜25(大正３〜14)年の11年間，中《中国黄土層の研究の発展》

Ｓ５層最上部の対比と，グイマツなどの針葉国の地質学・考古学的調査研究に従事して，そ

西 安 北 方 約 200kmの 洛 川 地 域 の 黄 土 高 原 の 黄樹遺体を産出し寒冷気候を示すＭａ６層・Ｍの集大成を，32(昭和７)年に一般向けに『黄土層は，57年以来調査されてきました．洛川

ａ７層間の層準と磁化率が低く寒冷気候を示

土人形(スウェーデン語)』として出版しまし

地域の黄土層は，一連のよく連続する黄土・すＬ６層上部の対比を重視しました．

た．同書の日本語版が松崎寿和訳の『黄土地古 土 壌 サ イ ク ル ［ 氷 期 (黄 土 )・ 間 氷 期 (古 土

洛川地域以外でも，つぎつぎに厚い黄土断面帯』です．アンダーソンは，「黄土層(更新統)壌 )サ イ ク ル ］か ら 構 成 さ れ て い て ， 中 国 黄が発見されて，中国の黄土層の研究はさらにはカタツムリ，ダチョウの卵，ゾウなどの化土層を代表するものの一つです．劉東生らは，進展中です．ククラは，87年に，洛川の黄土石を産出し，赤色の三趾馬粘土層(鮮新統)を80年に，洛川の大露頭で黄土断面を詳しく調断 面 (層 厚 約 130ｍ )， 西 安 北 西 約 200kmの 西

おおっている」と述べています．

査し，さらにボーリングによってコア試料を

峰 の 黄 土 断 面(層 厚 約180ｍ)， 西 安 付近 の 劉

中国科学院地質研究所に中国最初の第四紀研連続的に採取しました．洛川では，谷底に露家 坡 の 黄 土 断 面 (層 厚 約 110ｍ )に つ い て 総 括究室が設立されたのは，1954年のことです．

出する基盤岩は三畳紀の砂岩・砂質頁岩で，をしました．また丁仲礼・劉東生は，新たに53年には，三門峡水庫計画が開始され，劉東基盤岩を不整合におおう紅粘土層の厚さは５発 見 さ れ た 西 安 西 方 約 160kmの 宝 鶏 の 黄 土 断生(中国科学院)ら中国の第四紀研究者は，黄〜 10ｍ か ら 最 大 で 30〜 40ｍ， 紅 粘 土 層 (鮮 新面 (層 厚 約 160ｍ )， 西 安 南 東 の 段 家 村 の 黄 土河中流の黄土の包括的調査研究に従事しまし統)の上には，下位より午城黄土層・離石黄土断 面，西安東方約60kmの渭南の黄土断面を調た．58年までに黄土高原の10ヶ所の主要な地層・馬蘭黄土層（更新統）と黒炉土層（次生査・研究し，露出が最も良い宝鶏の黄土断面

質断面，58〜61年には黄土高原の外側の山東黄土層，完新統）がかさなっています．各黄を基準にして，89年３月・90年に，中国黄土URBAN KUBOTA NO.39｜54

層の層序とその研究の新たな進展をとりまと層(Ｌ1，……Ｌ33層)が，また渭南の黄土断面

区分は，安芷生らの89年８月の区分(図５・２

めました(図5・1，図5・3)．丁仲礼・劉東生

でも，露出のない層準を除いて，Ｓ5，Ｌ6，の 洛 川 の 地 質 柱 状 図 )で は ， Ｗ Ｓ ・ Ｗ Ｌ ４ 区のまとめにしたがって説明しましよう．

……，Ｓ32，Ｌ33層の各古土壌・黄土層が認分 となっているので注意してください．

各地域の中国黄土層の対比に最も役に立つ厚められています．

《中国黄土層の層序のＬ･Ｓ(黄土･古土壌)サ

い鍵層は，離石黄土層下部の最上位のＳ５層，洛川・西峰の黄土断面では，Ｌ15層より下位

イクル区分》

同中位のＬ９層と同最下位のＬ15層です．Ｓ

の午城黄土層の従来の区分(ＷＳ・ＷＬ)が問

さて，中国黄土層の基準である宝鶏黄土断面

５ 層 (第 ５ 古 土 壌 層 )は 古 土 壌 層 ， Ｌ ９ 層 (第題です．図5・3に示されているように，ＷＳでは，ブリュンヌ・松山境界はＬ８層下部，

９ 黄 土 層)は 第 １ 粉 砂層 (第１ 砂 質 黄土 層)と１層はＳ15〜Ｓ23層，同ＷＬ１層はＬ24層，ハラミロ正磁極亜帯はＬ10層とＬ12層の間，

よ ば れ て い る 黄 土 層 ， Ｌ 15層 (第 15黄 土 層 ，同ＷＳ２層はＳ24〜Ｓ26層，同ＷＬ２層はＬ

オルドバイ正磁極亜帯はＬ25層中下部とＬ27

約 120万 年 前 )は 第 2粉 砂 層 ( 第 2砂 質 黄 土 層 )27層，同ＷＳ３層はＳ27〜Ｓ31層，同ＷＬ３層最上部の間，松山・ガウス境界はＬ33層下とよばれている黄土層です．また，Ｌ15層よ層はＬ32層に相当しますが，Ｓ32・Ｌ33層が部(黄土層基底の上位40cmの層準)にあります．

り下位の午城黄土層の対比に役立つ厚い鍵層

洛川・西峰にあるかどうかは明らかでありま

松山・ガウス境界は248万年前と見つもられ，は，Ｌ24・Ｌ27・Ｌ32の３層の黄土層です．

せん．しかし，最近の研究によれば，Ｓ32・

宝 鶏 断 面 で は ， 黄 土 層 の 基 底 の 年 代 は 250万

宝鶏・西安(段家村)の黄土断面では，37層のＬ33層は，肉眼での識別はむつかしいが，紅年 前と考えられています．段家村と渭南の黄古土壌層(Ｓ0，Ｓ1，Ｓ2‑Ⅰ・Ⅱ，……Ｓ5‑Ⅰ・粘土層の上部に含まれているそうです．なお

土断面の古地磁気層序も，宝鶏断面の研究結

II,……Ｓ9‑Ⅰ・Ⅱ,……Ｓ32層)と33層の黄土

図５・３の洛川の午城黄土層のＷＳ・ＷＬ３

果と一致するそうです．このように中国の黄図 5･1−黄土高原，山西地溝・盆地地域とそれらの周辺地域の概略図

URBAN KUBOTA NO.39｜55

土層は，37の黄土・古土壌サイクルに，37の
図 5･2−洛川黄土と大阪層群・深海堆積物の対比

黄土・古土壌サイクルは，74のステージとい
くつかのサブステージに分けられています．
黄土・古土壌サイクルすなわち気候変化には，
10万年を周期とする振幅の大きな変化と，約４万年と約２万年を周期とする振幅の小さな変化があることも明らかになっています．ただ洛川と西峰の黄土断面では，松山・ガウス
境界が紅粘土層最上部にあって黄土層基底の
年 代 は 240万 年前 ， ま た 西 安 付 近 の 劉 家 坡 では ，松山・ガウス境界が黄土層基底の上位７ｍ の 層 準 に あ っ て ， 黄 土 層 基 底 の 年 代 は 266万年前と推定されていて，まだ問題も残されております．しかし中国北部の気候は，砂漠の拡大と黄土の堆積が示しているように，約250万 年 前 に ，温 暖 か ら 寒 冷 へ と 大 き く 変 化
し ました．丁仲礼・劉東生は，「したがって，
中国黄土層の基底を鮮新統・更新統境界とするのが合理的である」と述べています．
中国の黄土層の区分には，従来，上位より，
黒炉土層・馬蘭黄土層・離石黄土層・午城黄土 層 の ほ か に，Ｌ (黄 土)・Ｓ (古 土 壌 )・Ｗ Ｌ(午 城黄土)・ＷＳ(午城古土壌)の黄土・古土壌サイクルが用いられてきました．丁仲礼・劉東生が，中国黄土層を，全層準にわたって，Ｌ(黄土)・Ｓ(古土壌)サイクルにもとづいて区分したのは，地球規模の鮮新世以降の気候変化に関する今後の研究に対応するためでしょう(図５・３)．
そのご，1992年に，鄭洪波・安芷生・ショー
・岳楽平は，西安南東方の藍田県段家坡村の
地質断面の研究結果を報告しました．段家坡の地質断面は，前述した丁仲礼・劉東生の段家村の地質断面と同地域に位置しているようです(図５・１)．段家坡断面では，ブリュン
ヌ・松山境界は断面の上限より48.7ｍのＬ８層中下部に，オルドバイ正磁極亜帯は同102.5〜 107.3ｍ の Ｌ26層 中 部 〜 Ｌ 29層 最 下 部 に ，
松 山 ・ ガ ウ ス 境 界 は 同 133.5ｍ の Ｌ 38層 中 下部に，黄土層と藍田層(紅粘土層，鮮新統)の
境 界 は 同 135ｍの Ｌ 38層 下 限 に ， ガ ウ ス ・ ギ
ル バ ー ト 境 界 は 同 147.5ｍ の 藍 田 層 中 に ， 基

URBAN KUBOTA NO.39｜56

盤 岩 (砂 岩 )を お お う 藍 田 層 の 基 底 は 同 195ｍ

平 に 堆 積 し ， 地 表 調 査 で は ， そ の 層 厚 は 150

研究によって，泥河湾層は鮮新世〜更新世中のギルバート逆磁極帯下限付近にあります．

ｍ内外であるにすぎません．しかし，ボーリ期の地層であることが明らかになりましたが，鄭洪波らの研究は，黄土・古土壌サイクルがン グ に よ れ ば ， 大 同 付 近 で は 基 盤 岩 (白 亜 紀

鮮新統・更新統境界をどこに引くかが問題と

Ｌ38層(午城黄土層＝Ｓ15〜Ｌ38層)まで拡大

層 )が 1218ｍ 深 ， 蔚 県 付 近 で は 基 盤 岩 (ジ ュ

して残されています．

さ れ る こ と ， 黄 土 層 の 下 限 が 約 250万 年 前でラ 紀 層 )が 710ｍ 深 に あ り ま す か ら ， 泥 河 湾

泥河湾層の層序，古地磁気層序，哺乳動物群，

あ る こ と ， 藍 田 層 (紅 粘 土 層 )が 約 250万 〜約

層 は，大同・陽原・蔚県盆地の中心部では地鮮新統・更新統境界については，楊子

500万 年 前 の 地層 で あ る こ と ， 藍 田 層 と 黄 土

下深部にまで伏在しているようです．最近10

和茂の91・93(平成３・５)年の『中国東部の層の間に時間間隙がないことを示しています．

数年間の層序，古生物，古地磁気層序などの第四紀進程と国際対比(英文・中国文)』にも

・林

②泥河湾層
河北省北西部・山西省北部の桑干河流域から，

図 5･3−宝鶏黄土断面における黄土層の黄土・古土壌サイクルと古地磁気極性，および中国の主要な
黄土断面間の対比

同省中部・南部の汾河流域にかけての地域には，鮮新世以降の堆積盆地である大同・陽原
・蔚県盆地，太原盆地，臨汾・侯馬盆地が連なっています．そして，これらの盆地は一括して山西地溝・盆地系とよばれています．
大同・陽原・蔚県盆地の河湖成の鮮新・更新
統が泥河湾層であり，太原盆地や臨汾・侯馬
盆地にも泥河湾層相当層が分布しています．
汾河が南に流れて黄河に合流するのに対して，
大同・陽原盆地を流れる桑干河は，山西省北部に源を発して，大同付近から東流し，河北省北西部の陽原をへて，小渡口で蔚県からの壼流河をあわせて，泥河湾をへて，北京北西
約80kmの官庁水庫に流入して，永定河となって南西流して，北京西郊の蘆溝橋をへて，天津にいたって，海河となって，渤海湾にそそい で い ま す ． 泥 河 湾 は ， 北 京 か ら 約 180kmと比 較的近 距離に 位置し てい ます (図 ５ ・ １ )．
《泥河湾層の研究史》
バーボアーは，1924(大正13)年に陽原・蔚県盆地を調査して，三趾馬紅粘土層をおおい黄土層におおわれている河湖成層を，泥河湾層と名づけて，同層を上部鮮新統としました．
そのご，30(昭和５)年には，テラール・ド・
シャルダンらが，泥河湾層の哺乳動物化石を泥河湾動物群と名づけて，同動物群を北イタ
リアのヴィラフランカ層(陸成層)のヴィラフ
ランカ動物群に対応するものとしました．このようなわけで，中国の地質学者は，泥河湾層を中国北部の鮮新・更新統の模式層とみなしてきました．
大同・陽原・蔚県盆地の泥河湾層は，ほぼ水URBAN KUBOTA NO.39｜57

とづいて説明しましょう(図５・４)．

です．これらの研究は，図５・４の骨組みとも な う鮮新世 の 西窯子 動物 群を 産 出 し ま す ．

《泥河湾層の層序と古地磁気層序》なっているものです．

東窯子頭動物群(賀風三趾馬動物群)：

従来，泥河湾層の層序学的研究は，数〜10km《三趾馬紅土層・泥河湾層・小渡口層の哺乳

泥 河 湾 層 下 部 (緑 泥 河 湾 層 ， 東 窯 子 頭 層 ， 下

以上も離れているいくつかの地質断面をよせ動物群》

泥 河 湾 層 ， 泥 河 湾 層 第 １ 段 )か ら は ， 長 鼻 三

集めた複合地質断面にもとづいて，おこなわ

つぎに，三趾馬紅土層(鮮新統)，泥河湾層(鮮趾馬をともなう賀風三趾馬動物群を産出しまれてきました．しかし，１つの地質断面で見新 ・ 更 新 統 )と 小 渡 口 層 (中 部 更 新 統 )の 哺 乳

す．賀風(ホウフェン)三趾馬は小型の三趾馬られるある地層境界を他の地質断面まで追跡

動 物群について説明します(図５・４)．

であり，長鼻(プロボシ)三趾馬は更新世前期

するのは非常に困難でした．この困難の解消

西窯子動物群：まで生存した特殊化した三趾馬です．この動に役立ったのが，李華梅ら(82年)の古地磁気

三 趾 馬 紅 土 層・大 紅 溝 層 か らは ，歩 氏（ ブ ラ

物群は，東窯子頭動物群ともよばれていて，層序の研究，湯英俊ら(83年)と劉錫清(89年)

ッ キ ー ）羚 羊 ，中 華 大 羚 ，大 唇犀 ，古 長 頸 鹿

渭 河 盆 地 の 陝 西 省 渭 南 遊 河 の 下 三 門 層 (遊 河の古地磁気層序にもとづく哺乳動物群の研究(古 麒 麟)，賀 風(ホ ウ フ ェン )三 趾 馬 な ど をと

層 ， 緑 三 門 層 )の 上 部 か ら 発 見 さ れ た 遊 河 象

図 5･4−泥河湾層の層序区分と鮮新・更新統境界(進化初期段階の真象)をともなう遊河動物群に相当します．東窯子頭動物群と遊河動物群
は，後期鮮新世の前期ヴィラフランカ動物群に対比されるものと考えられています．
辛窯子動物群：
泥河湾層上部(黄泥河湾層，上泥河湾層下部)の下半(泥河湾層第２段)からは，長鼻三趾馬，三門(サンメン)馬，四不像(エラフルス)鹿，納 瑪 (ナ マ デ ィ ク ス )象 ， 奥 米 加 鼬 鼠 (オ メ ガ
モ グ ラ )な ど を産 出 し ま す ． こ の 動 物 群 が 辛
窯子動物群であって，渭河盆地の陝西省大茘の 象 (エ レ フ ァ ス )， 牛 (レ プ ト ボ ス )， 馬 (エクウス)，奥米加鼬鼠をともなう后河村動物群に相当します．辛窯子動物群と后河村動物群
は，中期ヴィラフランカ動物群に対比されています．
下沙溝動物群(狭義の泥河湾動物群)：
泥河湾層上部(黄泥河湾層，上泥河湾層下部)の上半(泥河湾層第三段)からは，下沙溝で，
長鼻三趾馬，三門馬，納瑪(ナマディスク)象，牛(レプトボス)などの哺乳動物化石を多産します．そして，第三紀の遺存種は少なくなって，丁氏鼬鼠(ティンギモグラ)など新しい種が出現するようになります．テラール・ド・
シャルダンが30年に研究したのは下沙溝の動物群で，下沙溝動物群が狭義の泥河湾動物群
です．下沙溝動物群は，長鼻三趾馬，三門馬，
四不像鹿，南方(メリディオナリス)象などを産出する渭河盆地の上三門層(黄三門層)の動物群に相当し，後期ヴィラフランカ動物群に対比されています．

URBAN KUBOTA NO.39｜58

中期更新世動物群：

しかし，中国では一般に，黄土層が堆積しはルとよい一致を示すからです．図５･２の大阪

泥河湾層の最上部（上泥河湾層上部，小渡口

じめる松山・ガウス境界の頃を鮮新世・更新層群と深海堆積物層の対比は，大阪層群と中層、呉子栄らの泥河湾層第３層段）からは，

世境界としています．

国黄土層との上述のような対比を考慮したも梅氏(メルク)犀，古稜歯(パレオロクソドン)③深海堆積物の酸素同位体記録と鮮新統・更のです．

象，馬，桑干河大角鹿などの動物群を産出し

新統境界《深海堆積物の酸素同位体研究の進展》ます．この中期更新世の動物群については，

中国黄土層のところで述べたように，私はさて，1990年代の始めから中頃にかけて，深

まだ研究がすすんでいません．

『大阪層群』(市原編著,1993年)のまとめの章

海堆積物の酸素同位体に関する研究はめざま《泥河湾層と鮮新統・更新統境界》

で，大阪層群と洛川黄土層ならびに深海堆積しい進展をとげました．この研究分野の第一泥河湾層と鮮新統・更新統境界の関係につい物 層 − Ｖ 28‑239(シ ャ ッ ク ル ト ン ほ か ， 1976

人者であるケンブリッジ大学のシャックルト

ては，つぎの３つの意見があります(図５・４)．

年 )・ Hole552A(ツ ィ マ ァ マ ン ほ か ， 1984年 )ンは，東太平洋で掘削された深海底堆積物にその１は，泥河湾新生代層研究グループ(1974−との対比をこころみました(図５・２)．大含まれる有孔虫(炭酸石灰質殻)化石の酸素同年 )， 呉 子 栄 ら (80年)， 湯 英 俊 ら (81年 )，陳阪層群と中国黄土層・深海堆積物層の対比の位体比(δ 18 Ｏ)を測定して，1995年と97年に茅 南ら(86年)の研究にみられるように，泥河

大枠は，いずれも，古地磁気層序にもとづい公表した論文の中で，更新世・鮮新世の気候

湾層の基底を鮮新統・更新統境界とするものています．

変化と鮮新統・更新統境界について簡潔に説です．この境界−泥河湾層基底−は，李華梅大阪層群と深海堆積物層の細部の対比では，

明しています(図５・５)．

らの古地磁気層序の研究(82年)によると，ガ大阪層群・段丘堆積層・沖積層の淡水成層・シャックルトンが図５・５を作成するのに使

ウ ス 正 磁 極 帯 中 ほ ど の 層 準 (約 300万 年 前 )に

海成層サイクル(つまりＭａナンバー)と深海用した資・試料は，0〜62万年前がＳＰＥＣＭ

あることになります．

堆積物層の酸素同位体比にもとづく氷期・間Ａ Ｐ ス タ ッ ク (５ つ の 深 海 底 コ ア の 浮 遊 性 有

18

その２は，劉東生ら(82年)，湯英俊ら(83年)，

氷期ステージ(δ Ｏ)値は氷期では大，間氷期

孔 虫 化 石 の 酸 素 同 位 体 比 を 総 合 し た も の )，劉錫清ら(83年)の研究にみられるように，前で は 小 で あ る )の 対 比 を 重 視 し て き ま し た ．

62〜200万年前がＯＤＰ（国際深海掘削計画）

期ヴィラフランカ動物群に対比される東窯子

し かし，Ｍａナンバーと酸素同位体ステージ

サ イ ト 677の コア （ ガ ラ パ ゴ ス 諸 島 東 方 ， 水

頭 動 物 群 を 産 出 す る 泥 河 湾 層 下 部 (東 窯 子 頭の 対 比 で は ， 大 阪 層 群 の 満 地 谷 寒 冷 期 (Ｍ ａ

深 3461ｍ，掘削309.4ｍ)，200〜600万年前が層 ， 泥 河 湾 層 第 １ 段 )の 上 限 ， つ ま り 松 山 ・

６ 層 ・ Ｍ ａ ７ 層 間 の 層 準 ， グ イ マ ツ 層 )と 新ＯＤＰサイト846のコア(ガラパゴス諸島南方，

ガ ウス境界を鮮新統・更新統境界とするもの

香里温暖期(Ｍａ８層準，アデク層)などの大水深3307.5ｍ，掘削373.4ｍ)です．

です．泥河湾層の花粉分析の結果にもとづい型植物遺体産出層準を考慮にいれた納得のい

有孔虫化石の酸素同位体比は地球上の氷量をて，常緑広葉樹林の暖帯気候が針葉樹・落葉

く結論は，まだ得られていません．

示すもので，その値が大きいほど氷量は大き広葉樹林の温帯気候に移り変わる松山・ガウ

中国黄土層のところでの説明を繰り返します

く，その値が小さいほど氷量は小さくなりま

ス境界を鮮新統・更新統境界とする意見もあが，大阪層群と中国黄土層の細部の対比では，す．ですから，酸素同位体比はまた地球上のります．

大 阪 層 群 の 淡 水 成 層 ・ 海 成 層 サ イ ク ル (つ ま気候を示していて，その値が大きいほど気候

・林和茂

り Ｍ ａ ナン バ ー)と 中国 黄 土 層 のＬ ・ Ｓ(黄は寒冷，その値が小さいほど気候は温暖にな(91年)の研究にみられるように，狭義の泥河

土 ・ 古 土 壌 )サ イ ク ル ， と く に ア デ ク な ど のり ま す ．図５・５ で は ，縦軸 は酸 素 同 位 体 比

湾 動 物 群 ， す な わ ち 下 沙 溝 動 物 群 (後 期 ヴ ィ

常緑広葉樹遺体を産出して温暖気候を示すＭ(δ 18 Ｏ)で，上ほど値が小さく，気候が温暖，

ラ フ ラ ン カ 動 物 群 に 相 当 す る )を 前 期 更 新 世

ａ８層と磁化率が最も高く温暖気候を示すＳ

下ほど値が大きく，気候が寒冷になります．

の最初の動物群として，泥河湾層上部の上半

５層最上部の対比と，グイマツなどの針葉樹

一方，横軸は年代(万年単位)で，左端が現在(泥河湾層第３段)の下限，つまりオルドバイ

遺体を産出し寒冷気候を示すＭａ６層・Ｍａ(０万年)，右方・下方ほど年代が古くなりま正磁極亜帯の下限を鮮新統・更新統境界とす

７層間の層準と磁化率が低く寒冷気候を示す

す．また，同図Ａ,Ｂ,Ｃの下には，それぞれるものです．この境界は，84年に国際的に承Ｌ層上部の対比を重視しました．これは，大古地磁気極性年代スケールが示されています．

認された南イタリアのブリカ(境界模式地)の阪層群のＭａ８層とＭａ６層・Ｍａ７層間のこの年代スケール中の主要な磁気極性逆転の鮮 新 統 ・ 更 新 統 境 界 (オ ル ド バ イ 正 磁 極 亜 帯

層準を，それぞれ中国黄土層のＳ５層最上部

年代値は，シャックルトンが天文学的計算に上限の直下)よりやや下位の層準です．

とＬ６層上部に対比すれば，大阪層群の淡水よって求めたものです．これらの年代値と鮮これら３つの境界のうち，模式地の鮮新統・成層・海成層サイクル(つまりＭａナンバー)

新統・更新統境界年代値を示すと，つぎのと更新統境界の層準に近いものはその３です．

が中国黄土層のＬ・Ｓ(黄土・古土壌)サイク

おりです．

その３は，李伝虁ら(84年)，楊子URBAN KUBOTA NO.39｜59

78.0万年前

角，近日点）の変化がもたらす基本周期は５境界付近のいくつかの生層序学的層準（デイ99.0〜107.0万年前

つあります．それらは，離心率の変化によるタム）は，広い地域にわたって，数千年以内

ブリュンヌ／松山境界
ハラミロ正磁極亜帯

オルドバイ正磁極亜帯上限

177.0万年前

約10万年と41.3万年，地軸傾斜角の変化によの同時性をもっています．

鮮新統・更新統境界

179.6万年前

る 4.1万 年 ， 近 日 点 (気 候 歳 差 )の 変 化 に よ る

ブリカの鮮新統・更新統境界（つまりｅ腐植

オルドバイ正磁極亜帯下限

195.0万年前

2.3万年と1.9万年です．

をおおう粘土岩層の基底）は，当初，オルド

松山／ガウス境界

260.0万年前

つぎは，シャックルトンの図５･５Ａ，Ｂ，Ｃ

バイ正磁極亜帯上限の直上（正確には３〜６

カエナ逆磁極亜帯304.1〜313.1万年前の酸素同位体比記録について説明します．

ｍ上位）の層準とされていましたが，そのごマンモス逆磁極亜帯323.3〜333.1万年前

図５・５Ａの左半部の研究によって，オルドバイ正磁極亜帯上限359.4万年前

現 在 〜 100万 年前 の 酸 素 同 位 体 比 記 録 に は ，の直下(正確には約７ｍ下位)の層準であるこコチティ正磁極亜帯419.9〜431.6万年前

一 般に，大氷床のリズムである10万年サイクとが明らかになりました．大阪層群での同正ヌニヴァク正磁極亜帯447.9〜462.3万年前

ル が 卓 越 し て い ま す が ， 60万 〜 100万 年 前の磁極亜帯上限直下の層準は，福田火山灰層・ｼﾄﾞｩﾌｼﾞｬｰﾙ正磁極亜帯478.1〜487.8万年前

記 録 に は 10万年 よ り 短 い 周 期 も み ら れ ま す ．

三ッ松火山灰層間の層準です．

スヴェラ正磁極亜帯497.7〜523.2万年前

シャックルトンは，ステージ24の基底（90万図５・５Ｂの中央部〜同図Ｃ

約588万年前年前）から，それ以前より大きな氷河作用が約250万年〜約300万年前の酸素同位体比記録

これらの天文学的計算による年代値は，放射始まっているから，ステージ24の基底が中期には，地球上で氷河作用がだんだんと発達し元素によって求められた鮮新世・更新世の絶更新統の基底となる可能性が高いと述べていて ， 約 250万 年前 に は か な り の 強 さ に 達 し た

対年代値とよい一致を示しています．

ます．大阪層群ではＭａ３層にはさまれてい

こ とが示されています．ところで，最近，シ

さて，図5・5には，酸素同位体比(δ Ｏ)がるアズキ火山灰層の直下の層準，正確には，

シリー島南部のゲラを模式地として設定され鋸の刃のような波形で記録されていて，波の富田林市五軒家のアズキ火山灰層直下約１ｍ

た最上部鮮新統ゲラシアンの基底は，古地磁山は間氷期を，波の谷は氷期を示しています．

の泥炭層(五軒家寒冷期)の層準を中期更新統

気極性年代スケールの松山・ガウス境界(260

そして，これらの波の山(間氷期)と谷(氷期)の基底としていますが，その層準はステージ

万年前)，つまり酸素同位体比のステージ103には，新しいものから順に，ステージ１，ス

24の基底に相当します．

・ 104境 界 に ひか れ て い ま す ． 同 基 底 の 生 層

テージ２，……ステージ103，ステージ104と，

図５・５Ａの右半部〜同図Ｂの左端部

序学的層準(デイタム)は，ブリカの鮮新統・奇数が間氷期，偶数が氷期を示すステージ番

100万年〜約250万年前の酸素同位体比記録に

更新統境界の生層序学的層準（デイタム）ほど

号が付けられています．また同様に，ガウス

は ， 一 般 に ， 4.1万 年 の サ イ ク ル が 卓 越 し ての確かさはありません．しかし，シャックル

正磁極期以前の波の山と谷にも，Ｇ(ガウス)

い ます．このサイクルは，大氷河のサイクル

ト ン は ， ス テ ー ジ 100・ 102・ 104は は っ きり

１，Ｇ２，……Ｋ(カエナ)１，Ｋ２,……ＫＭに比べて振幅が小さく，ステージ24以前の小と定義できる事件であって，北大西洋では，(カエナ・マンモス)１，ＫＭ２，……Ｍ(マン氷床のリズムであって，その氷量は最終氷期

ス テ ー ジ 104に 氷 山 に 運 ば れ て き た 最 初 の 岩

モス)１,Ｍ２，……ＭＧ(マンモス・ギルバー

極相の氷量の２分の１または３分の２と考え

屑堆積物がみられ，また，中国黄土層の堆積

ト)１，ＭＧ２，……Ｇｉ(ギルバート)１,Ｇi

られています．

も こ の 頃 か ら で あ る と 述 べ て い ま す ． 300万

２，……と，記号とステージ番号が付けられところで，鮮新統・更新統境界は，南イタリ

年 以前にも，カエナ逆磁極亜期・マンモス逆ています．

アのブリカを模式地として，半深海成層中の磁極亜期の頃(310万年〜340万年前)に，ごく

どうして，このような永期・間氷期サイクル

ｅ 腐 泥 層 を お お う 粘 土 岩 層 の 基 底 (オ ル ド バ

小さな氷床のリズムではないかと推定されるがくりかえすのか，ユーゴスラビア（セルビイ正磁極亜帯上限の直下，179.6万年前)に設

ステージＫＭ２，ステージＭ２，ステージＭア）の地球物理学者ミランコヴィッチは，長定されています．そして，鮮新統・更新統境

Ｇ２が見られますが，それより前は，周期が年(1910〜1930年)にわたって研究しました．

界以前の酸素同位体比記録では，多様なサイ

短く振幅の小さいサイクル，つまり温暖な気

ミランコヴィッチの説によれば，氷期・間氷クルのために，その特徴をつかむのが容易で候がつづいたようです．

期サイクルのくりかえしは，地球公転の軌道ないのに対して，同境界以後の記録では，規図５･５(Ａ,Ｂ,Ｃ)全体をながめなおしますと，

要素(離心率，地軸傾斜角，近日点)の永年変

則 正 し い 4.1万年 サ イ ク ル が 特 徴 的 で す ． こ

地 球 上 の 気 候 は ， 350万 年 前頃 か ら 松 山 ・ ガ

化にともなって，地球表面の日射量が約２〜の ように，ブリカの鮮新統・更新統境界は重ウ ス境界，オルドバイ正磁極亜期，ハラミロ

10万年単位の長周期で変動するためです．な

要な気候事件には該当しません．しかし，ブ正磁極亜期にかけて，次第に寒冷化して，氷お，地球公転の軌道要素（離心率、地軸傾斜

リカの境界は外洋堆積層中に設定されていて，期・間氷期サイクルは松山・ガウス境界の頃

ガウス／ギルバート境界

ギルバート正磁極帯下限

18URBAN KUBOTA NO.39｜60

図 5･5Ａ−現在〜200 万年前の深海堆積物の酸素同位体記録

図 5･5Ｂ−200〜400 万年前の深海堆積物の酸素同位体記録

図 5･5Ｃ−400〜600 万年前の深海堆積物の酸素同位体記録

URBAN KUBOTA NO.39｜61

からはっきりとしはじめ，オルドバイ正磁極

現行のオルドバイ正磁極亜帯上限直下の層準界的な大生物進化事件がないことであり，ま亜期の頃から規則正しく小氷床の周期(4.1万から，松山・ガウス境界付近の層準に下げる

た，ほかの地質時代にくらべて，第四紀では年 )を 示 す よ う に な り ま す ． ハ ラ ミ ロ 正 磁 極ための提案を，国際地質学連合(ＩＵＧＳ)の非海成(陸成)層がとくに重要である．」と述

亜 期以後は，さらに寒冷化が進んで，氷期・国際層序委員会に提出しました．詳しいこと

べています．彼の意見は正論です．

間氷期サイクルの振幅が大きくなり，その周は省略しますが，1998年に，国際第四紀層序

地質学的な時間には，生物進化による地質年期も大氷床の周期(10万年)となります．

小委員会委員と国際新第三紀層序小委員会委

代と放射性元素による絶対年代があります．

《鮮新統・更新統境界問題》

員が，提案「鮮新統・更新統境界の再定義：

地質年代は，古い方から，始生代，原生代，

深海底堆積物に含まれている有孔虫化石の酸

同 境 界 を シ シ リ ー 島 の ゲ ラ シ ア ン (最 上 部 鮮

古生代，中生代，新生代に分けられています

素同位体比(δ Ｏ)の詳細な記録(図5・5)に新 統 )の 基 底 (ス テ ー ジ 103の 基 底 に 相 当 )にが ，始 生 代，原生 代 ，… …新 生代 のも と づ い て ， ス テ ー ジ 104に， 北 大 西 洋 で は下 げる」の可否を，郵便で投票しました．し生 物を意味しています．ですから，地質年代

氷山に運ばれてきた最初の堆積物がみられる

かし投票の結果は賛成票が足りず，提案は可の区分は，鮮新統と更新統の区分であっても，こと，また，中国黄土層の堆積のはじまりも決されませんでした．

生物進化にもとづかねばならないのです．氷

この頃であることなどが明らかになってきま

上海の同済大学の汪品先は，「境界を下げよ

床の出現，気候変化なども重要ですが，それした．そうして，国際第四紀層序小委員会は，うとする試みは失敗におわった．鮮新統・更らは主体ではありません．ブリカの鮮新統・鮮新統・更新統境界(第三系・第四系境界)を，

新統境界問題の核心は，新生代の最末期に世更新統境界の設定，ゲラのゲラシアン基底の

18

生

は

表 5･1−大阪層群(鮮新・更新統)の総合層序表

URBAN KUBOTA NO.39｜62設定は，いずれも海成層を対象とした微化石
層序学的な研究にもとづいています．しかし，第四紀を特徴づける大生物進化は，微生物の進化ではなく，人類の誕生です．鮮新統・更新統境界問題の解決には，人類化石の生層序
学 的 研 究 ， 陸 成 層 ・ 海 成 層 (深 海 堆 積 物 を 含む )の 層 序 学 的研 究 な ど ， 広 範 囲 に わ た る 今
後の詳細な研究が，なお必要であると考えられます．

表 5･2−地質年代表

URBAN KUBOTA NO.39｜63

参考図書および引用・参考文献

単行本としては，以下の３冊を参照してください．
市原実『大阪とその周辺地域の第四紀地質図』アーバンクボタNo.30，

図2･20＝杉山雄一(1997)，上町断層系の反射法弾性波探査．平成8年
度活断層研究調査概要報告書(地質調査所研究資料集No.303)．
図2･21＝戸田株式会社クボタ，1991年．

茂ほか(1992)，大阪平野中央部における反射法地震波

市原

実編著『大阪層群』創元社，1993年．

探査Ⅱ−大和川(遠里小野〜矢田)測線−，日本応用地質学会

市原実著『大阪層群と中国黄土層』築地書館，1996年．

平成4年度研究発表会講演論文集．

本誌のⅠ章・Ⅲ章・Ⅳ章・Ⅴ章の引用・参考文献のほとんどは，『大図2･22，図2･23＝杉山雄一(1997)，上町断層系の反射法弾性波探査．

阪層群』および『大阪層群と中国黄土層』に記載してありますので参平成８年度活断層研究調査概要報告書(地質調査所研究資料

照してください．Ⅱ章の図版作成資料およびその出典，また上記２書集No.303)．

に記載されてない引用・参考文献を，以下に記します．

図2･24，図2･25＝大阪府(1999)，平成10年度上町断層帯に関する調査
成果報告書●Ⅱ章図版の出典
図 2･2＝横倉隆伸ほか(1999)，神戸・芦屋周辺地域の反射法深部構造探査．地質調査所月報，50巻 4号．
図 2･3(測線ＧＳ‑7･測線ＧＳ‑8ＭＥ･測線ＧＳ‑2Ｍ･測線ＧＳ‑12)＝横倉

図2･26＝大阪府(1997)，平成８年度上町断層帯に関する調査成果報告書
図2･27＝七山太ほか(1998)，群列ボーリング及びＳ波反射法弾性波

隆伸ほか(1998)，大阪湾における反射法深部構造探査．地質

探査による上町断層系住之江撓曲の活動履歴調査．平成９年

調査所月報，49巻11号．

度活断層・古地震研究調査概要報告書(地質調査所速報

図 2･3(測線ＧＳ‑2)＝横倉隆伸ほか(1999)，神戸・芦屋周辺地域の反射法深部構造探査．地質調査所月報，50巻 4号．
図 2･3(測線ＨＧ‑1‑1Ｍ)＝兵庫県(1997)，阪神・淡路大震災と六甲変動(兵庫県南部地震域の活構造調査報告)．
図 2･3(測線ＨＤ‑4・測線ＨＤ‑7)＝岩淵洋(2000)，反射法音波探査に基づく大阪湾の基盤と活構造．水路部研究報告，36号．
図 2･4，図 2･5＝横倉隆伸ほか(1998)，大阪湾における反射法深部構造探査．地質調査所月報，49巻11号．
図 2･6＝岩淵洋(2000)，反射法音波探査に基づく大阪湾の基盤と活構造．水路部研究報告，36号．
図 2･7，図 2･8＝水野清秀ほか(1999)，和歌山平野根来地区深層ボーリング調査から明らかになった平野地区の地質．地質学雑誌，105巻，3号．
図 2･9，図2･10，図2･11＝関西地盤活用協議会(1998)，新関西地盤−
神戸および阪神間−．
図2･12＝吉川周作ほか(1998)，大阪市津守・大手前・浜ボーリングコ
アの岩相・火山灰層序．地質学雑誌， 104巻，7号．
図2･13＝杉山雄一(1997)，上町断層系の反射法弾性波探査．平成８年
度活断層研究調査概要報告書(地質調査所研究資料集No.303)．

no.

EQ/98/1)．
図2･28＝阪神高速道路公団(1970)，阪神高速道路地質資科ⅩⅠ，湊町〜堺編にもとづき市原作成．
図2･31＝堀家正則ほか(1996)，大阪平野東部における地下地質構造.
地震，第2輯．49巻．
図2･32＝下川浩一ほか(1997)，生駒断層系の活動性調査．平成８年度
活断層研究調査概要報告書(地質調査所研究資料集 No.303)．
図2･33＝堀家正則ほか(1995)，生駒山地と大阪平野境界部における反射法地震探査．地震，第2輯．48巻．
図2･34＝佐竹健治ほか(1998)，金剛断層系のトレンチ掘削調査(補備調 査 )． 平 成 ９ 年 度 活 断 層 ・ 古 地 震 研 究 調 査 概 要 報 告 書 (地質調査所速報no.ＥＱ/98/1)．

図2･35＝佐竹健治ほか(1997)，金剛断層系の総合調査．平成８年度活断層研究調査概要報告書(地質調査所研究資料集 No.303)．
図2･36，図2･37＝奥村晃史ほか(1997)，奈良盆地東縁断層系の総合調
査．平成８年度活断層研究調査概要報告書(地質調査所研究
資料集 No.303)．
図2･39＝戸田茂ほか(1995)，反射法地震探査の断面に見られる有馬−高槻構造線に沿う地溝帯．地震，第2輯．48巻．

図2･14＝山本栄作ほか(1992)，大阪平野中央部における反射法地震波

図2･40＝狐崎長琅ほか(1971)，地震探査からみた京都盆地南部の地下探査Ⅰ−淀川(十三〜柴島)測線−，日本応用地質学会平成４構造とこれに関連した地震工学上の若干の問題．京都大学防年度研究発表会講演論文集．

災研究所年報14号Ａ．

図2･16，図2･17＝大阪市(1996)，平成７年度上町断層に関する調査成果報告書．
図2･18＝大阪府(1999)，平成10年度上町断層帯に関する調査成果報告書．

図2･41＝京都市(1999)，平成10年度京都盆地の地下構造に関する調査
成果報告書(概要版)．増田富士雄・竹村恵二ほか(2000)，京都盆地コアの大阪層群第３海成粘土層．日本地質学会第 107
年学術大会講演要旨．

URBAN KUBOTA NO.39｜64図2･42＝粟田泰夫・角井朝昭(1996)，淡路島北部，楠本・東浦・野田

尾断層の活動履歴及び活動性調査．平成７年度活断層研究調
査概要報告書(地質調査所研究資料集 No.259)．
図2･43＝粟田泰夫・鈴木康弘(1996)，1995年兵庫県南部地震 を生起した野島断層系の活動履歴及び活動性調査．平成７年度活断層研究調査概要報告書(地質調査所研究資料集 No.259)．
図2･44＝吉岡敏和ほか(1996)，淡路島中部，志筑断層及び先山断層の活動性調査．平成７年度活断層研究調査概要報告書(地質調査所研究資料集 No.259)．
図2･45＝粟田泰夫・角井朝昭(1996)，淡路島北部，楠本・東浦・野田

尾断層の活動履歴及び活動性調査．平成７年度活断層研究調
査概要報告書(地質調査所研究資料集 No.259)．
図2･46＝杉山雄一ほか(1999)，近畿三角地帯における主要活断層の調
査結果と地震危険度．平成10年度活断層・古地震研究調査概要報告書(地質調査所速報

no.ＥＱ/99/3)．

●引用・参考文献追加
Ⅱ章
建設省近畿地方建設局(1997)，科学技術庁舞洲地殻変動観測井さく井
工事報告書．
建設省近畿地方建設局(1997)，科学技術庁関空前島地殻変動観測井さく井工事報告書．
総特集・断層解剖計画．月刊地球，号外21．海洋出版 (1998)．
Ⅲ章

Yamaoka, K. (1956), Geology of the northern central region of
Kumamoto Prefecture. Kumamoto Jour.Sci.,ser.B,sec.1.
有明海研究グループ(1965),有明・ 不知火海域の第四系−とくに有明
軟弱粘土層について−.地団研専報,11(地学団体研究会)．
首藤次男(1992)，九州地方の新生代の構造発達．日本の地質９「九州地方」，共立出版．
長谷義隆(1995)，熊本県の地盤．「地質と調査」1995年１号．
中島経夫・松岡敬二・北林栄一(2001)，大分県大山町の鮮新・更新統

小五馬層のコイ科魚類咽頭歯化石．地球科学，55巻１号．
Ⅳ章
劉光鼎主編(1993)，中国海区及隣域地質地球物理図集．科学出版社，
北京．

Ⅴ章

Shackleton, N. J. (1995), New Data on the Evolution of Pliocene
Climatic Variability. p.242-248.
In; Vrba, E. S. et al. (1995), Paleoclimate and Evolution with
Emphasis on Human Origins. Yale Univ. Press. 547p.
汪品先(2000),更新統下界的半世紀之争．第四紀研究,20巻,２期．

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