宍道湖の赤潮とアオコ●
秋山

優＝島根大学名誉教授

今頃では誰でも，赤潮とかアオコとかいった

海水を含んでいるため，藻類の種類によってに早合点するのも困ったものである．

言葉はよく耳にするし，それがどんなものでは，それに対する耐性の程度も異なり，これ

もっともアオコの場合，風波による局所的なあるかは別として，なにか汚い水域に出現すまでの観察結果や培養実験からも，宍道湖は集積が起こりやすい．また，汚さも目につきる微生物の仲間らしいくらいの想像めいた考

大部分の淡水産種にとっては最大限界濃度付

やすく，その特有な臭いも手に負えない．案

えを巡らす人も多い．

近であり，また同時に大部分の海産種にとっの定，1973年の干ばつによるアオコの一時的しかし，よく考えてみると，淡水赤潮の成因ては最小限界濃度付近であるらしく，いわば消失も，その後の塩分の低下とともに1976年と な る Peridinium や Ceratium ，ま た 時 に はフロラ変換の臨界点とでもいえそうである．

頃にはフロラの復帰が起こり，夏季におけるMallomonas の ブ ル ー ム や Uroglena の 異 常 増

すでに指摘したように，宍道湖には淡水の供

アオコによる水の華現象も再び見られるよう殖のような特別な場合は別として，ごく普通

給源としての斐伊川が湖の西端にあり，そのになった．

の海域沿岸に出現する海産種を主体とする赤

供給量は年間，湖沼の３倍にも達するというところで，このような現象は３年くらいを周潮現象と，藍藻類のアオコ類による淡水域でが，一方，中海を通じての美保湾からの海水期にして，1978，1982年にも起こっており，の水の華現象が，時を分けて同じ水域に出現の流入があり，宍道湖の塩分濃度は，潮の干その都度フロラの変換があり，淡水域におけするというのも，宍道湖という汽水ならでは

満はもちろん，降水量と関連して，斐伊川かる汚濁指標種としてのアオコによる水の華現の特質かもしれない．(宍道湖の場合，水の華

らの淡水の供給量とのバランスの上になりた

象と，沿岸帯における汚濁指標種としての現象は主にMicrocystis aeruginosaだけが成因っている．

Prorocentrum に よ る 赤 潮 現 象 の 交 替 的 出 現となっているが，場所によっては成因が同属

過去の経験によれば，1973年6〜7月の梅雨期

こそ，まさに不安定な水質特性をもった宍道の M.viridisや M.wessenbergiiであったり，その干ばつにより，夏季には，それまでの数倍

湖の素顔とでもいえよう．

れらの混生がみられたり， Anabaena やユレモ

(6，000ppm)の塩素イオン濃度に達したことが宍道湖に見られる特筆すべきプランクトンとの１種 Oscillatoria などがその主成分となるあった．この年には大部分の淡水産プランク

しては，緑藻クロロコックム目に所属する藻でことがある)．

トンは消滅し，それまでは毎年の夏季に出現

Amphikrikos nanus (F O T T ＆ H E YN I G )H I N DA K

宍道湖は，その西方から斐伊川の流入によるしていたアオコ(Microcystis aeruginosa)も例

は ， 本 邦では宍道湖以外からの報告はみられ淡水の供給を受けていると同時に，その東方

外ではなかった．そればかりではなく，従米ていない．

にある大橋川により中海と連結しており，こから優占種としては殆ど見られなかった双鞭

宍道湖沿岸帯の底生藻類として豊富に出現すのために境水道を通じて中海を経由して，美毛 藻 で 海 産 の 赤 潮 の 代 表 的 な Prorocentrum

る紅藻類のホソアヤギヌ(Caloglossa ogasawara-

保湾からの海水の影響を受ける複雑な水域で

minimum の出現が認められた．

ensis O KAMURA)は，元来，南方の海岸河口域ある．このことから中海では通常80〜50％，

アオコの現われなかったことは，干ばつによのマングローブ地帯のヒルギ類の表皮上に着

宍道湖では10％くらいの海水を含んでおり，る海水の流入に起因する．アオコの生存に対生発達する藻類で，本邦日本海沿岸ではそのそのプランクトン相も着生生物相もいずれもする塩分濃度がその臨界を越えると同時に，群落の大きさからも，北限最大のものといえが，宍道湖では淡水性，中海では海産性の種

赤潮藻 Prorocentrum の発生を誘起させるようる．また中海の本庄付近から大海崎あたりのによって占められ，なかには汽水特有の種のな環境的要因となったためである．アオコが湖底には，稀産種のウミフシナシミドロの１出現も認められている．

現われなくなったということだけで，人々の種（ Vaucheria sp.）が見られ る ．

汽水湖沼とはいっても，宍道湖は10％程度の

努 力 がかなって水質が良くなったと，短絡的アーバンクボタ

NO.32

JUNE 1993

株式会社クボタ●目次
特集＝海跡湖
１ 海跡湖をめぐって(座談会)
海跡湖

徳岡隆夫……………………………………………………

湖底堆積物に記録された環境変化
汽水湖の生物と漁業

2高安克已・池谷仙之………

6

中村幹雄……………………………………

14

海跡湖の利用・保全と今後の課題

徳岡隆夫……………………

（座談会補遺）日本沿岸の内湾性介形虫類の特徴

池谷仙之…

24
26

２ 湖底・湖底堆積物の新しい調査法 井内美郎 …………………… 30
３ 海跡湖の地史−１
中海・宍道湖 高安克已＋徳岡隆夫 ………………………………

38

４ 海跡湖の地史−２
浜名湖

池谷仙之……………………………………………………

48

５ 海跡湖の地史−３
霞ヶ浦

井内美郎＋斎藤文紀………………………………………

６ 湖岸低地および沿岸帯の環境変化

56

平井幸弘…………………… 64

地形図・空中写真にみる中海北部(本庄工区)の変遷
上段＝明治32年(1899)測量，同34年(1901)発行5万分の1地形図（国土地理院）
中段＝昭和22年(1947)11月3日米軍撮影（国土地理院）
下段＝昭和63年(1988)撮影（建設省中国地方建設局出雲工事事務所による）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＝1993 年 6 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.32｜1

海跡湖をめぐって

①海跡湖

①海跡湖

水域というのは汽水湖だけとは限りません．
河川が海と接するところでは必ず汽水域がで

徳岡隆夫＝島根大学汽水域研究センター長(理学部教授)海跡湖・汽水湖・汽水域

きており，どの大陸でも，大きな河川のある②湖底堆積物に記録された環境変化

編集

ところには大きな汽水域があり，外国で汽水

高安克已＝島根大学汽水域研究センター教授

も，海跡湖という場合もあれば汽水湖という域といえば，河口域をさすのが普通です．

池谷仙之＝静岡大学理学部教授場合もあるようなので，まず最初にその辺の淡水の密度は海水よりも小さいので，陸から③汽水湖の生物と漁業ことからお話し項きたいと思います．

海へと流れ出す淡水は容易には海水とは混じ中村幹雄＝島根県水産試験場三刀屋内水面分

徳岡

私は，本日の座談会のイントロダクシ

り合わず，汽水域では，淡水は海水の上には場長

ョンとして，海跡湖のごく一般的な事柄をおりだします．一方，海から陸域へ侵入する海④海跡湖の利用・保全と今後の課題

話します．まず汽水湖と海跡湖ですが，汽水

水は，同様にして淡水の下にもぐり込んでい徳岡隆夫＝島根大学汽水域研究センター長湖というのは，文字通り，淡水と海水が入りきます．こうして汽水域では密度成層が形成(理学部教授)混じっている湖で，水域の性状に基づいて使され，それが豊かな生態系をつくりだすもと

われます．それに対して海跡湖は，湖の成因にもなっているわけです．

に基づく用語です．これも文字通りの意味で，海跡湖の分布とその性格

最終氷期が終わった１万年前以降に，海面の表1・1は，日本の主要な海跡湖の一覧です．

上昇に伴って陸地に進入した海が，その後，この表で，各湖の最上段のアカ色の数値は，湖になったものです．

田中阿歌麿が明治44年(1911)に著した「湖沼おおまかにいうと日本では，縄文海進によっの研究」に記載されている海跡湖のデータでて海(湾)となったところでは，その後，湾口す．日本の湖沼の研究は田中阿歌麿から始ま部に砂州や砂嘴などができ，湾口が次第に閉っていて，海跡湖の用語もこのときに始めてざされて潟や汽水湖となります．その後，湾使われます．
「湖沼の研究」には，今は消滅し口部や湖域の埋積がさらに進み，海水の侵入た海跡湖を含めて約80年前の日本の海跡湖のがなくなれば，海跡湖は淡水湖に変わってい大略の姿が記されていますから，それで最上きます．湖域の埋積がさらに進んでくると，段に示しました．

湖はやがては湿原となり，最後は湖域の全域

そして，その後の変化の大略が推察できるよが埋めつくされてしまい，海跡湖としての一うに，この表では，これらの湖についてのそ

生を終えます．ですから汽水湖というのは，の後のデータを付け加えました．すなわち，海跡湖がその一生のなかで経過するある１つ

次段のアオ色の数値は，吉村信吉先生が1937の段階であるわけです．

年に著した「湖沼学」に載せられたもの，そなお“汽水湖”という用語は比較的新しく，の次のグレーの色は，堀江正治先生が1956年

中海・宍道湖の干拓・淡水化の問題が世間にに「陸水学雑誌」に発表した数値です．最下

広まってから，一般でも良く使われるように段のクロ色の数値は，1989年に環境庁から出なりました．ちなみに中国で“汽水”といえ版された「日本の湖沼環境」に示されている

ばサイダーのことで，塩分を多く含んだ水はデータです．なお「湖沼の研究」に記載がな

鹹水といわれます．それで日本でも，以前はくても，｢日本の湖沼環境｣で面積が約４km2 以

低鹹水といわれたり，あるいは淡水・海水に上の海跡湖については，その分のみ付け加え

対して汽水という用語が使われていたのです

ました．

が，今ではこれらは余り使われません．

これらの表やその付図からだけでも，海跡湖

淡水・汽水・海水は，塩分濃度または塩素濃というのは，海岸部の沖積平野にあって海面度の違いによって，図1・1のように区分されとの高度差が殆どなく，水深も非常に浅い特ます．このように，ある範囲の塩分濃度で淡殊な性格の湖であること，こうした性格のた

水と海水の入り混じるのが汽水ですから，汽め海跡湖は，人為によって改変しやすく，ま

図1･1−淡水･汽水･海水の区分

今回は海跡湖の特集ですが，同じ湖でURBAN KUBOTA NO.32｜2

た改変の度合いも大きいことがよく分かりま

表1･1−日本の主要な海跡湖一覧

す．この点は，またあとで触れます．
湖沼研究の歩みと汽水湖
湖沼や河川などの陸域の水を扱う学問は，海洋学に対して陸水学と呼ばれ，湖沼学は陸水学の一部門に入ります．田中阿歌麿の後，日本の湖沼の研究は，陸水学の一部門としてめざましい発達をとげますが，それらは主として３つの分野の研究機関が中心になって進められたといわれています．
１つは，大正３年(1914)に京都大学が琵琶湖畔に設立した大津臨湖実験所（創立の建言は
石川日出鶴丸と川村多實二）です．ここを拠点として，京都大学の生物学者が中心となって，淡水生物の分類と内陸の淡水湖の生態学的研究がぐんぐん進められます．
また東京文理科大学では，地理学教室の吉村信吉先生が日本各地の湖を調査・研究し，昭和12年(1937)に「湖沼学」を著します．この本は，水質・水理・底質・生物・湖底地形など，各専門分野ごとに分かれていた研究を体系化したもので，日本の陸水学の古典的教科書とされています．
もう１つは，名古屋大学理学部分析化学教室の菅原健先生が中心となって1920年代から開始された陸水の地球化学的研究で，湖沼の物
質代謝についてのすぐれた研究成果が次々に発表されます．
こうした素晴らしい研究が相次いで，日本の湖沼学(陸水学)は非常に豊かな内容のものになっていくわけですが，ただ研究の中心になっているのは内陸の淡水湖なのです．ですから一般的な陸水学の書物には，汽水湖のことが殆ど記載されていないのです．大津臨湖実
験所の所長であった上野益三先生が1977年に著した「陸水学史」は，湖沼学から近代陸水学への発達史を克明に記述された名著で，私自身たいへんに勉強になったのですが，ここでは汽水湖については殆ど記述されておりません．それで私は，これらの本に接したときには，陸水学と海洋学の境目にある「汽水」
は，淡水を扱う陸水学の中では考慮されない

URBAN KUBOTA NO.32｜3

のだろう，という感想さえもったわけです．

そして1984年に出版された｢陸水と人間活動｣

達と河川による埋積作用によって，河内潟のところがいろいろと調べていきますと，汽水では，霞ヶ浦，諏訪湖，中海，琵琶湖が非常時代，次いで河内湖の時代へと移り変わり，湖についての研究は，決して豊富とはいえなに重要な湖として取り上げられ，文部省でもやがては全域が沖積平野になり変るまでの過いにせよ，昭和初期から多くの先生方によっ

この４つの湖沼を「環境特別研究」のテーマ

程が，具体的な古地理図として見事に復元さて行われているのです。だいたい上野益三先にするといった状況になってくるわけです．

れています．この地域では，古淀川や古大和

生ご自身が，1930年代の後半から40年代の前

こうした事情を見てきますと，内陸の淡水湖

川から運び込まれる土砂の量が多く，埋積の半にかけて，北海道や日本海側の潟湖の生物とは同列に論じられない汽水湖に関しては，

スピードが非常に速かったために，海跡湖はについての貴重な研究を残されております．

特にその研究の必要性を痛感するのは，あな

比較的短命に終わったもので，これと同じよ

吉村先生も，日本海側の潟湖や浜名湖などにがち私一人だけではないと思います．

うな経過を経て，すでに消滅した海跡湖も少ついて，硫化水素を含む底層水の理化学的性

海跡湖の変遷と沖積平野形成史の研究なくないのです．現在の海跡湖について考え状について調査・研究されています．このほ

一方，地質学の方では，沖積平野の発達史をるときも，堆積の速度というものを常に考慮

か日本海側の潟湖の生物については，宮地伝明らかにする上で，海跡湖の研究が避けられし，重要視しなければならない所以です．

三郎先生を始めいろいろな先生方が調査・研ません．海跡湖の変遷史は，戦後の1951年に

湖沼と社会の関わりの推移

究されていますし，金沢大学(当時)の益子帰

北海道大学の湊正雄先生による「湖の一生」

ご存じのように，いま日本の多くの湖沼では，

来也先生は，1954年に動物性プランクトンとによって始めて明らかにされます．この本は周辺地域の開発に伴って水質汚濁に代表され塩分濃度の関係を明らかにされています．

中学生向けに書かれたものですが，アバシリ

る湖沼環境の悪化が進み，これが社会的に大さらに名古屋大学(当時)の菅原・小山両先生

湖(網走湖)やノトロ湖(能取湖)周辺の地層をきな問題になってきております．そのため昭は，1950年代に汽水湖・淡水湖の底泥におけ調べ，これらの地層に含まれる貝化石から，

和59年(1984)には，湖沼水質保全特別措置法

る硫化物と燐酸塩の挙動を研究され，海(潟)縄文海進時の海が，次第に水域を縮小しながいわゆる湖沼法が制定され，これまでに，霞成粘土と淡水成粘土の生成の違いを明らかに

ら汽水湖となり，さらには淡水湖へ変わってヶ浦，琵琶湖，諏訪湖，中海・宍道湖など，されています．また三方五湖の水月湖は，いい く こ と ，そ し て こ の 湖 は ，や が て は 泥 炭

特に水質環境基準の確保が急がれる９つの湖

ろいろな研究者によって取り上げられていま

地 に変わり，消滅するだろうことが非常に分沼が指定されています．しかし湖沼というのすが，1973年には，西條八束先生などが湖水かりやすく述べられています．このように「湖は，閉鎖性の水域であるために汚濁物質が蓄の酸化還元境界層での生産の問題を明らかにの一生」は，地質学的な研究方法によって始積しやすく，環境基準を達成するのは容易なし，また湖底堆積物の化学組成の調査・研究

めて海跡湖の発達段階や湖の特徴が明らかにことではありません．

から湖の歴史の一端を明らかにするなど，非なることを示し，地質学の果たす役割の大き表1・2は，1940年代頃からの湖沼と社会の関常にすぐれた研究をされています．

いことを示したわけです．

わりをごくおおざっぱにまとめてみたものでこのような研究があるわけですが，しかしこ

一方，1950年代から60年代にかけては，沖積す．まず戦後からの10数年間は，食糧の増産

れらの論文は，いずれも陸水学の研究史のな層の研究が社会的に要請されていた時期なのが国民全体の大きな目標であったため，1945

かには登場してこないのです．こうした事情

で，多くの地質研究者がさまざまな地域で，

年から1960年代にかけては，国による大規模ですから，まして「汽水湖」や「汽水生物」

潟湖を含む海岸平野の発達史に取り組んでいな干拓事業が進められます．そのさい，低平についてのまとまった研究は，一冊も出版さきます．こうして1972年には，梶山彦太郎・な平野部にあって利用しやすく，水深も浅い

れていなかったわけです．

市原実の両先生による「大阪平野の発達史」

ので，多くの海跡湖が干拓されてしまいます．

ところが1970年代に入って，湖沼の汚濁が社の論文が発表されます．両先生は，大阪平野

その代表が八郎潟や河北潟などです．

会的に大きな問題になってきますと，いつの各地の遺跡や多くの土木工事の現場で露頭を1960年代の高度経済成長の時代になると，今間にか汽水湖も陸水学の仲間入りをして，盛詳しく観察し，大阪平野の生い立ちを明らか

度は，霞ヶ浦や中海などでは大規模な総合開んに取上げられるようになってきます．1970にされているわけですが，その詳しい内容は発事業が計画されます．とくに霞ヶ浦では，

年代から80年代にかけて出版された陸水学関本誌の16号で特集され，市原先生ご自身がお周辺地域の工業・都市用水のための水資源開連の本には，汽水湖がどういう由来をもち，話しされておりますので，それをご覧いただ

発が目的とされ，淡水化のために海との連絡

どのような性格をもつ湖なのか，という記述

くのがなによりです(編注)．

も閉ざされるようになります．

もなしに，いきなり汽水湖の汚濁の問題が取そこでは，縄文海進によって海が陸地の奥深

そして1970年代以降になると，内陸の湖も含り上げられ，議論されています．

くまで侵入した河内湾の時代から，砂州の発め，湖周辺での都市的な土地利用の拡大とあURBAN KUBOTA NO.32｜4

編注：アーバンクボタ誌16号(1978)刊行の後，梶山彦
太郎･市原実共著による｢大阪平野のおいたち｣(青木書店，1986)が出版されている．この著書では，そのごの研究成果を加えて，さらに詳細な古地理図を収載し，大阪平野の発達史が詳しく解説されている．

いまって，水質汚濁の問題が顕在化し，アオ組むことになったわけです．

それで私どもは，井内さんに協力してもらう

コの発生にみられるように，多くの湖沼でこ

海跡湖は海と陸の変化に敏感に反応するなどして湖底堆積物の調査・研究を本格的にの種の問題が前面に登場してきます．閉鎖性

じつは，私が松江に赴任してきたのが1980年

進めることができました．こうして，この10水域の湖沼では栄養塩が蓄積しやすく，湖沼で，当時，地元では干拓・淡水化は是か非か

年程の調査で，中海・宍道湖の生い立ちからの水質浄化は容易ではないので，これが今日といった議論が盛んに行われておりました．

現在の湖へと移り変わってきた様子が詳しくの深刻な社会問題になっているわけです．

そのとき私自身としては，こうした大きな問分かってきたわけです．これについては第３一方，八郎潟では干拓工事が完成したすぐ後

題は，やはり湖の成り立ちや発達史を踏まえ章に記しますので省略しますが，ただここでには減反政策が始まるという具合で，この間湖の基本的な性格を把握した上で，これからは，両湖の変遷史から明らかになった海跡湖に，社会的状況も大きく変わってきます．こどうあるべきかを考える視点が欠かせないだの大きな特徴について，すなわち，陸と海のうして，湖沼の汚濁の問題に減反政策がからろう，と思ったわけです．

接点にある海跡湖というのは，どちら側の変

まって，この頃から湖沼に対する人々の意識

それで私は早速，そうした観点から中海・宍化にも敏感に反応して環境を変えるというこが変わり始め，干拓・淡水化を新たな角度か

道湖の資料をあたったわけですが，詳しいことを，中海・宍道湖の変遷史を例にして簡単ら見直す気運が生じてきます．

とを知ろうとすると意外に資料が少ない．しに触れておきたいと思います．

この問題は，干拓・淡水化工事の途中にあっかし湖の歴史は，湖底堆積物に必ず記録され縄文海進で内湾となった古中海湾が潟湖になた中海・宍道湖では，地域の人々全体をまきていますから，それを実際に調べようというるのは，約2,400年前頃の弥生時代です．このこむ論議となって長年にわたって続きますが，ことになって，島根大学の地質学教室のスタ

時代には，気候がやや冷涼化して海面がわず

漸く1988年になって，この事業は実質的に中ッフや学生たち，県水産試験場の中村さんら

かに下がり，そのため，弓ヶ浜の西縁に形成止されます．こうして，本州の海跡湖の殆どと調査・研究を始めたわけです．

されていた砂州が海面上に姿を現わして湾口が消滅するか大改変されるなかで，この２つ

それが幸いなことに，ちょうどこの頃，地質をふさぎます．それで，古中海湾は潟湖へとの湖は，浅からぬ傷を受けてはいるものの生

調査所の海洋地質部におられた井内さんたち

変わるわけです(47p.図16E)．

き延びます．同時にこの２つの湖では，今後が，湖の水質汚濁の問題がきっかけとなってそれが約1,200年前頃の奈良時代，出雲国風土

は，湖の保全と利用という大きな課題に取り

湖底堆積物の調査・研究を始められました．

記の時代になると，海面がほぼ現在のレベル

表1･2−湖沼と社会の関わり〈湖沼の成因 と 環 境 ・ 地 質

シンポジウム世話人会，

1990(地 質 学 論 集36)お よ び 赤 桐,1993(地 質 学 論 集39)に も と づ き 作 成 〉

URBAN KUBOTA NO.32｜5

にまで上がってきます．それに伴い，米子あ②湖底堆積物に記録された環境変化

です．採泥した堆積物中に貝化石が含まれていれば，その貝だけからでも堆積当時の水域

たりから海水が流入して，中海は再び内湾になり，弓ヶ浜西縁の砂州は島に変わります(47

はじめに環境を推定することが可能です．また貝化石

p.図16F)．このように，弥生時代から奈良時

高安を使って 14 Ｃ法による年代も測定できます．

代にかけては，この時期の海水面のわずかなの過去の環境は，湖底の堆積物の中にすべて珪藻化石

昇降に伴って，中海の水域は，内湾→汽水湖

記録されています．ふつう湖底では，古い堆

珪藻は，植物プランクトンの代表的なもので→内湾と移り変わっているわけです．

積物の上に新しい堆積物が順番に積もっていその種類はきわめて多く，海生，汽水生，淡そして現在では，奈良時代の「夜見島」は今ますから，これを乱さずに採取して堆積物の水生のものがいて，塩分濃度によって種類がの弓ヶ浜半島へと成長し，それにより当時の粒度や鉱物組成などを調べ，また，含まれる違います．また，きれいな水に棲むものもい

内湾は，再び今の汽水湖へと変わってきたわ

化石を分析することによって，堆積時の湖のれば，汚れた水に棲むものもおり，汚濁の指けですが，この場合には，海側ではなく陸域

古環境を復元することができます．

標種にもなっているので，最近ではご存知のでの変化が主たる原因です．この変化は“た湖底堆積物を採取する方法は，深層部までと方も多いと思います．

たら製鉄”によって，日野川流域の中国山地

なるとボーリングにたよるしかないので容易

珪藻は，葉緑素をもつ単細胞の植物で，光合の荒廃が進んだことから起こります．日野川

ではありませんが，湖底下2〜3ｍぐらいまで成をしますから，光のとどく表層の水域に浮から流出する土砂が急増し，その河口域ではの表層部までなら，柱状採泥器を手動で操作遊したり，水草の葉や藻などに付着して生活

弓ヶ浜の外浜が成長して，半島を形成してしして簡単に採泥することができます．表層のします．細胞は，珪酸質の弁当箱のような格まうのです．この時期には，宍道湖の方でも湖底堆積物には，歴史時代から現在にかけて好をした硬い殻に包まれていて，種類によっ

たたら製鉄による山地の荒廃のため，斐伊川

の湖の環境が記録されていますから，海跡湖て，殻の形や表面の模様が違います．

の氾濫・東流という事態が発生し，汽水湖かでは特に貴重な意味をもっています．

この生物は，死んだ後，珪酸質の硬い殻を湖

ら淡水湖に変わっています．

一方，音波探査によって，湖底地形や底質，底堆積物中に残します．珪藻のいない水域は

このように，この時期の中海・宍道湖の水域

湖底下の各地層の厚さや分布などを調査する

殆どありませんから，ほかの化石を産出しなの変化は，たたら製鉄業の燃料として，中国ことも重要です．また，堆積物の堆積年代をいときにも，湖央でも湖辺でも堆積物を調べ

山地の森林を広域的に伐採した人為が大きな知ることも欠かせません．最近では，放射性れば検出することができます．珪藻化石から210

いまのお話にもありましたように，湖影響を及ぼしているのです．こうした事実か

鉛(ら，海跡湖の水域環境は，いつも海と陸との積物の年代を10年〜数十年単位で算定できる

化石の分析は欠かせません．

両方の影響下にあって，どちらの側の変化でようになりました．

《珪藻化石が語る宍道湖の環境変化》

あれ，その変化にきわめて敏感に反応するここうした新しい調査・研究のあらましは，第図2・1は，宍道湖の湖央と湖東から採取されと，そうした中で湖の埋積が進んでいること

２章でまとめて紹介されるのでここでは省きた表層堆積物中の珪藻化石について，九州大が分かります．この点が，ほかの湖とは違っますが，いずれにしても，このような様々な学の鹿島薫さんが分析されたものです．湖央た海跡湖の大きな特徴の１つで，海跡湖の環方法で調べた結果を総合して，過去の環境との コ ア (SJ89-１ )は 湖 底 下 50cm， 湖 東 の コ ア

境保全と利用を考えるときにも，この点を忘その変遷の様相を復元していくわけです．

(SJ89-２)は湖底下65cmの長さです．これらのれてはならないわけです．

ここでは主として，環境の指標となる化石，コアの珪藻化石群集は，群集の特徴から，下貝類化石や，花粉・珪藻・有孔虫・介形虫な位よりⅠ・Ⅱ・Ⅲという３つのゾーンに分け

どの微化石を中心に，海跡湖の環境変化の若られます．

干の例をお話します．

湖 東 部 の ゾ ー ン Ⅰ で は ， 海 水 生 の Grammato-

貝類化石

phora sp.が優占し，全珪藻化石の80％を占め

貝類化石については，よく知られているのでます。この種は，いまのサロマ湖のような高とくにお話しすることもないと思います．さ

塩性湖沼や内湾域に生息し，現在の宍道湖にきほどのアバシリ湖の例にもありましたようは生息していません．従ってこの時代は，現に，貝類は，塩分濃度によって生息する種類

在の宍道湖よりも塩分が高かったことが分かが違います．内湾の奥部にかぎって棲むもの

ります．一方，SJ89-１コアにはゾーンⅠに対から湾口部に棲むものまで，種類はさまざま

応する層準がみられません．これは，湖央部Pb)による方法などが開発され，表層堆

堆積時の水域環境が分かることが多く，このURBAN KUBOTA NO.32｜6

の堆積速度が湖東部に比べて倍ほども速いのない事実です．また約50〜100年前の低塩性汽れた花粉はつねに湖底に積もりますから，時で，湖底下50cmという深度では，ゾーンⅠに

水域への変化には，昭和初期の大橋川の浚渫

間的な断続がありません．このため湖底の花対応する試料が得られないためです．

工事に伴って，宍道湖に海水の流入が多くな粉から，集水域の植生とその変化の様相を読ゾーンⅡの特徴は，諏訪湖などの淡水湖沼にったことが大きな要因になっています．

み取ることができるわけです．

棲む淡水生のMelosira granulataが優占し，淡ところが一方で，宍道湖の環境変遷を，世界それともう１つ，花粉化石から年代を知るこ水〜汽水生の Thalassiosira bramaputraeが随的な気候変化，特にヨーロッパと東アジアのともできます．ただこれは，花粉化石から直伴することです．両種とも，現在の宍道湖に

気候変化の中でみてみますと，淡水湖に変わ

接に年代が分かるというのではありません．

は生息していません．ただこのゾーンを詳しる時期は，中世の温暖期が過ぎた後，世界的花粉は，非常に広い範囲にわたってかなり均

く調べますと，現在の宍道湖に優占的に産出にやや寒冷化の始まる時期とほぼ一致し，ま質に堆積しますから，ある時期に散布されたする Cyclotella caspiaを多く産出する薄層(層た約50〜100年前の低塩性汽水域に変わる時期

花粉は，湖底でもその周辺地域でも，同じよ厚2.5〜５cm)が２層(a層，b層)挟まれます．

は，世界的にやや温暖化する時期とほぼ一致

うに堆積物に含まれます．ですから周辺地域

これらのことから，ゾーンⅡの時代の宍道湖しているのです．それで最近では，この寒冷に年代の判明した遺跡があれば，それとの関は，ごく僅かに塩分が混じる程度の淡水湖へ化・温暖化の時期に，僅かでも海水準の下降・連から，間接的に湖底堆積物中の花粉の年代と変わったこと，そして一時的に塩分濃度が上昇がなかったのかどうか．宍道湖の環境変も分かるわけです．ただし陸域では，堆積後増した時期が少なくとも２度あったことが分遷に，そうした海水準の変動の影響がみられの浸食などがありますから，花粉化石の時間

かります．

ないのかどうか，こういう側面からの検討が的連続性は完全ではなく，その点を考慮する

こうした変遷を経て，宍道湖はいまの環境へ必要になってきております．

必要もあります．

と変わってきます．それがゾーンⅢです．こ

花粉化石

花粉化石には，ある時代ごとに，それぞれ違の時代になると，Ⅱの時代に優占していた淡このように，宍道湖の水域環境の変遷は，珪った植物の組み合せが認められますが，その水生の種類はすっかり姿を消し，現在の宍道

藻化石の調査から明らかになってきたわけであるまとまった一連の花粉群集を花粉帯とい湖に優占的に産出するCyclotella caspiaが特徴

すが，一方，周辺の集水域の環境は，花粉化います．

的に現れてきます．また Diploneis pseudovalis

石を調べることにより明らかになります．

《宍道湖・中海周辺の植生の変遷》がこれに随伴して産出します．

植物の花が一斉に開くと，雄しべからは大量

図 2・ 2と 図 2・ 3は ， 宍 道 湖 と 中 海 の 湖 央 の《水域環境の変遷とその原因》の花粉が空中にとびだしますが，この花粉は表層堆積物中に含まれる花粉化石を調べたもこのように宍道湖では，珪藻化石の分析によ

やがて湖の底に沈積します．花粉の大きな特のです．コアの深度は，宍道湖（SJ85-11）でり，高塩性汽水域→淡水域→現在の低塩性汽

徴は，花粉を包む膜が非常に硬く，化学的には 湖 底 下 185cm， 中 海 （ NU86-6） で は 湖 底 下

水域へと，水域環境が変遷していることが明

も酸やアルカリに対してきわめて強いことで180cmです．花粉分析は，いま川崎地質(株)にらかになったわけです．しかし珪藻化石だけす．そのため，湖底に沈んだ花粉は，その強おられる渡辺正巳さんによって行われ，図のでは，これらの移り変わりの時期がいつ頃な靱な膜に守られて底質の一部となり，半永久ように，両コアとも５つの花粉帯に分けられのか，ということは分かりません．

的に堆積物中に保存されます．また，散布さました．以下，花粉帯の特徴を述べますと，

湖底表層部の堆積速度は，放射性鉛(

210

Pb)を

使って求めることができます．宍道湖でも，

図2･1−宍道湖湖央(SJ89-1)および湖東(SJ89-2)の表層推積物中の珪藻化石群集(鹿 島 ほ か,1990)

この方法により多くの場所で堆積速度が算定されていますから，それに基づくと，問題の水域環境の移り変わりの時期が分かります．
そうしますと，宍道湖では高塩性汽水域から淡水域に変わるのは，16〜17世紀です．また淡水域から現在の低塩性汽水域へと変わるのは，約50〜100年前です．
16〜17世紀におきた宍道湖の淡水化は，さきほど徳岡さんがいわれましたように，斐伊川
の東流が大きな影響を与えたことは間違いの

URBAN KUBOTA NO.32｜7

図2･2−宍道湖湖央SJ85-11地点の花粉分析図(主要産出花粉)<渡 辺 ほ か ，1988>〔宍道湖SJ85-11〕
Ⅰ帯(120〜185cm)：カシが優占し，マツ，ハ
ンノキ，カバノキ，クマシデ，ハシバミ，シイ，ナラが付随的に産出します．
Ⅱ帯(110〜120cm)：カシが優占し，マツがⅠ帯に比べてやや高率に産出してきます．
Ⅲ帯(50〜110cm)：マツが優占し，カバノキ，
クマシデ，シイ，ナラ，カシが付随的に産出します．
Ⅳ帯(25〜50cm)：マツが80％以上の高率を占め，その他の分類群の産出頻度が非常に低いのが特徴です．
Ⅴ帯(15〜25cm)：マツの出現率は60％以上で，次いでスギが10％以上出現します．
〔中海NU86-６〕
Ａ帯(130〜175cm)：シイ，カシが優占し，次いでブナ，ナラが産出します．スギは数％では

図2･3−中海湖央NU86-6地点の花粉分析図(主要産出花粉)<渡 辺 ほ か ，1988>

ありますが，出現しています．
Ｂ帯(120〜130cm)：Ａ帯と優占属は変わりませんが，マツ，カバノキ，クマシデなどが少し増えます．スギも出現しています．
Ｃ 帯 (45〜 120cm)： 特 に 優 占 す る 分 類 群 は な
く，マツ，カバノキ，クマシデ，シイ，ナラ，
カシが，それぞれ10〜30％の出現率を示します．70〜90cmでマツの出現率がやや高くなります．
Ｄ帯(5〜45cm)：マツが上位に向かって40〜90％と増加する傾向を示し，逆にシイ，ナラ，
カシは20％〜数％と減少する傾向を示します．
Ｅ帯(0〜5cm)：マツが40％以上を占め，下位
層準で低率であったスギが5.5％出現します．
〔各花粉帯の年代〕
一方，これ以前に島根大学の大西郁夫先生によって，宍道湖・中海周辺地域の上部完新統

珪藻化石および花粉化石の試料採集地点

表 2･1−花粉対比表の標準的な花粉帯が区分されており，それらの年代が遺跡の資料に基づいて明らかにされて い ま す ．そ の 花 粉 帯 と ，SJ85-11お よ び
NU86-6の 花 粉 帯 を 対 比 す る と ， 表 2・ 1の よ
うに各花粉帯の年代が分かり，宍道湖・中海周辺地域の植生の変遷が明らかになります．
〔弥生時代〜約８世紀〕
弥生時代から約８世紀までは，山地にはシイ・

URBAN KUBOTA NO.32｜8

カシなどの照葉樹林が広がっていました．大かも，単に海水が入ったことが分かるだけでいました．Ｃ群集は，水深や底質によってさら西さんは，この時期のスギの出現とイネ科のはないのです．有孔虫は，浮遊生のものと底に細分され，Ｃ 1は浅い泥底，Ｃ 2は閉鎖的環境

急増は，弥生の小海退によって出現した低地

生のものとがあり，浮遊生のものは海洋の表のやや深い泥底，Ｃ 3 は浅い砂底に形成されたにスギ林が進出し，また一部で稲作が始めら層部で海流と共に移動します．底生種は，湾群集です．この有孔虫の分布図からは，当時，れたことを示すと指摘しています．

域から深海底まで，水深，底質，底層水など海水の影響が強いのは湖口付近の水深が１ｍよ〔約８世紀〜16世紀前半〕の環境条件によって棲みわけています．です

り浅い地域に限られており，湖の大部分が汽

この時期も，山地には，シイ・カシなどの照から，これらの化石を調べることにより，古水生の群集であったことが分かります．

葉樹林が広がっていました．しかし山間の低環境を詳しく知ることができるわけです．

この石和田先生の調査が行われたのは1956年

地ではスギが減少し，それに代わってイネ・《外洋水の流入に伴う浜名湖の環境変化》

ですが，実は，私が静岡大学に赴任して最初ソバが急に増えています．おそらく低地のス

浜名湖では，1956年から1971年にかけてわずに手がけた仕事が浜名湖の有孔虫類の調査で，ギ林が開墾され，イネ・ソバの栽培が行われか15年程の間に，外洋水の流入によって有孔

これが1971年のことです．ですから私の調査たのでしよう．

虫の生息分布が大きく変わってしまいました．

は，浜名湖に海水が導入されてから15年の間〔16世紀前半〜20世紀前半〕

浜名湖については第４章を見ていただきますに有孔虫類の分布がどう変わったか，その変

宍道湖でも中海でも，16世紀になると周辺域が，この湖は，北部と南部では水域環境が全化を知る上で都合がよかったわけです．

の植生に劇的な変化が現れます．この変化はく違います．北部は，比較的水深が深く堆積15年も後の研究ですから，群集区分の方法も

宍道湖の花粉分析図に顕著に示されています

物は泥質ですが，南部は砂が卓越し，水深も違っていますが，分布の変化を知るためにあが，山地のシイ・カシが減少し，それに代わ非常に浅くなっています。遠洲灘の沿岸ではえて石和田先生の群集区分に合わせて調査結って，マツ(二葉マツ類)を主体とする二次林

砂が非常に激しく移動しますから，それが湖果を表示しますと，図2・4ｂのようになりま(おそらくアカマツ林)が急激に増え始めるの口をふさいで海との連絡を遮断し，過去には

す．

です．

完全に淡水湖になった時期が何度かあったわ

この図の有孔虫類の生息分布を見て項けば，

シイ・カシの減少は，さきほど徳岡さんが指けです．

海水が導入された後15年の間に浜名湖の水域摘されたように“たたら製鉄”にともなう広「今切口」とよばれる現在の湖口は，1498年

環境が変化したことは一目瞭然です．つまり，域的な森林の伐採によるものでしょう．出雲(明応７年)の地震による津波と翌年の暴風の15年前に汽水との漸移相としてＢ群集がいたと大洪水による斐伊川の東流は1635年に起こっために砂州の一部が壊れ，海と通じるようにころには外洋沿岸相であるＡ群集が進出し，一ていますが，この少し以前から，宍道湖が淡なったといわれていますが，なにしろ砂嘴の方Ｂ群集は，15年後には湖の中央部へ向かって

水化したことはさきに述べたとおりです．

成長が速く，湖口部の水深も浅いので，海水進出しています．また15年前にＣ 1〜Ｃ 3群集が〔20世紀前半から現在まで〕の流入は次第に少なくなってしまい，漁業に占めていた水域は，Ｃ 4〜Ｃ 7の別の群集に変わスギが再び増え始めたことが，この時期の特も影響がでてきました．

っています．さらに閉鎖的環境を特徴づけて徴です．おそらく山地部でのスギの植林が影そこで1956年に，今切口に幅200ｍの人工導水

いたＣ 2 群集は，湖の最奥部に追い込まれ各付

響しているものと思われます．

路をつくり，湖内には流水路「みお」を浚渫

属湖に見出されます．15年前に比べると海水

有孔虫化石

して，海水が入り易いようにしたわけです．

の影響は湖の全域に及び，湖内の海水化が進

池谷

有孔虫類は単細胞の原生動物で，ふつこの改修工事が始まる少し前に，地質調査所

んだことが分かります．このように有孔虫類

う石灰質の硬い殻を持っていますが，実は内が，天然ガス調査の一環として浜名湖の湖底の調査からも，湖域の環境変化がきわめて具湾に棲む種類には砂粒などを集めて殻を構築

堆積物を調べました．その調査の一部として，体的な形で明らかになります．

する「砂質有孔虫」と呼ばれる仲間が沢山お石和田靖章先生が浜名湖の有孔虫類の分布をなお，介形虫類の話は少し長くなりますのでります．殻の形態は，種類によってそれぞれ調べられたわけです．

皆さんのお話しがすべて終わった後で，時間違います．運動は，殻の外に糸状の仮足をだ

それが図2・4ａです．この図には，理解を容の許す範囲内で追加して項ければと思います．

して行い，またその仮足で珪藻やバクテリア

易にするために水深を加筆しましたが，海水堆積物の縞模様が示す湖の環境などの微生物を捕食しています．

がわずかに流入する湖口部には，外洋沿岸相《浜名湖の湖盆深部》

有孔虫類のほとんどは海生で，淡水生のものを示すＡ群集，その奥には汽水との漸移相を示

次に，浜名湖の湖底堆積物にみられる大変ユは化石になりにくいので，これが出てくればすＢ群集が分布し，湖の中央部から奥部にかけニークな堆積構造について，少しばかり触れ海の要素が入ったことの証拠になります．しては，浜名湖固有相とされたＣ群集が分布しててみたいと思います．

URBAN KUBOTA NO.32｜9

浜名湖の湖底地形は，さきに述べましたよう

したひどい環境にあっても，汚染に強い環形

で無層理の層準(Ｍ)とがあります．縞模様のに，南部が水深4ｍ以下と浅いのに対して，北動物やある種の軟体動物が生息しておりまし

白と黒の厚さはさまざまですが，いずれも１部の湖盆は水深6〜12ｍと深いのが特徴です．

て，これにはちょっと驚きます．

〜３mmの範囲にあって非常に薄いのが特徴で

ふつう汽水湖では，春から夏にかけて気温の《堆積物の縞模様》

す．こうした非常に細かい縞模様は，内陸の上昇とともに表層水温もあたためられますが，これまでに浜名湖内の数ヵ所でボーリングを火山性酸性湖を別とすれば，ほかの汽水湖で湖底では塩分を含んだ重い水が底の方に沈ん行い，採取した湖底堆積物を詳しく調べるこは見たことがありません．ですから，この縞

だままで水温はあまり上昇しませんから，湖とによって，湖の成り立ちや古環境の変遷を

模様は浜名湖の泥に特徴的なもので，湖盆深水は上下の２層に分かれ，いわゆる成層構造明らかにしてきました．これらのボーリング部の閉鎖的環境が尋常なものでないことを示が形成されます．

のうち，水深12ｍの湖盆の最深部(85Ｈ-１)でしているわけです．

このため，北部の湖盆の閉鎖性は著しく強まは湖底下16.75ｍの深さまで掘削しました．

《無酸素環境と縞模様の形成》

り，底層水や底泥中の酸素量はどんどん減少

図2・5が，85Ｈ-１のボーリング柱状図です．

では，この白と黒として現れるそれぞれの泥してしまいます．水深5〜6ｍ以深の湖底の酸図で16.5ｍ以下は砂層で，ここからは干潟に棲が，どういう季節に，どういう条件下で堆積

素量は春頃から減少し始め，夏季には全くのむウチムラサキ貝がでてきます．その 14Ｃ年代

したかとなると，残念ながらまだ充分に調べ

無酸素状態となってしまいます．また，底泥は7,140±140年前で，この砂層が沖積層の基がついておりません．

中では硫酸還元菌の活動が盛んになり，間隙底にほぼ近いことが分かります．その上位の底生生物がおりますと，泥は撹拌されてしま

水中の硫化水素濃度が最高140ppmに達すると堆積物は，下から上まで全部灰色の泥層で，うので縞模様はできません．泥が撹拌されなころもでてきます．底質の酸化還元電位は−

肉眼では全く一様に見えます．粒度分析をしければ，泥の粒子は地層に平行に，順々に積189mv，溶 存 酸 素 量 は 0.19mg/lと い う よ う なても，下位の16.5〜15.7ｍの層準で砂がいく

もったままの状態で残されます(平行葉理)．

最小値を記録し，底生生物の姿も全く見られぶん多いという以外は，下から上までシルト

そこに白と黒の縞模様ができるのは，堆積物

なくなります．

〜粘土の含有率が90％を越えていて殆んど区の性質に違いがあるということです．

この状態は，冬季になって，表層水が冷却し別できません．

湖水の動きには，冬季の循環期と夏季の停滞て水の対流が起こり，また季節風によって湖

ところが，この試料に弱いＸ線をあててみます

期が必ずありますから，堆積物の性質も，こ水が撹拌されることによってようやく解消さと，写真1のように白と黒の細かい縞模様(細れらの季節ごとの水域環境の違いが生じるわ

れます．このように，北部の湖盆の深部は，かな平行葉理がよく発達している層準)がきれ

けで，この違いが縞模様となって残されるの

溶存酸素量が非常に少なく，生物にとってもいにでてきます．コア全体では，この縞模様ではないかと思います．縞模様に厚い部分と劣悪な環境になっているわけです．ただこうがよく形成されている層準(Ｌ)と，全体に均質薄い部分があるのは，年々の気候条件を反映

図2･4−浜名湖の底生有孔虫群集の分布
a:1956年3月＜石和田による＞

b:1971年 8月 ＜ 池 谷 に よ る ＞

URBAN KUBOTA NO.32｜10

しているのだろうと推測はしているのですが，±180年前です．

前頃から海水準は再び上昇し始めて，ほぼ現

これらの点については堆積物をもっと詳しく

まず，約6,000年前頃までのＭの層準は，縄文在の水準に達します．湖 盆 深 部で は 再 び 無 酸

分析して確証を得ないことには何ともいえま

海進による海水準の急激な上昇に伴って，湖素層の形成がみられますが，この形成は1498

せん．いずれにしてもこの縞模様が，年間を盆が形成された時代です．この層準には貝殻

年の「今切口」の決壊による海水の流入以降

通じて底生生物の生息しない無酸素環境によ片が散在しますから，底生生物の活動も活発のものと推定されます．

ってつくられていることは間違いありません．

であったと思われます．

堆積物中のδ 13 Ｃ・Ｃ/Ｎ比と海水準変動《堆積構造が示す浜名湖の変遷》

海水準は6,000〜5,500年前頃に最高になり，以上のような湖盆深部の古環境の変遷は，ボー

ところでコア全体では，さきに見ましたようその後しばらくは高海水準を保ちますが，やリング試料中のδ13ＣおよびＣ/Ｎ比の分析結果に，縞模様がよくできる層準(Ｌ)と，均質・無がて海退がはじまります．湖口域は離水し始からも裏付けられています．

層理の層準(Ｍ)とが繰り返されています．つめ，湾央部には砂がどんどん堆積してバリアー

汽水湖というのは，いうまでもなく海水と河まり，無酸素層の形成で特徴づけられるＬのがつくられます．それにより，湖盆深部には川水とが流入していますから，そこには，海時代と，それが解消されて底生生物の活動が閉鎖的環境が形成され，湖底には縞模様の堆域と陸域の両方から運ばれるもの，あるいはみられるＭの時代とが繰り返されているわけ

積構造がつくられます．

湖の中で生産されたものが湖底に堆積します．

ですが，このような湖底環境の時代的な差は，

約3,000年前頃になると，海水準はさらに低下

その堆積物に含まれる有機物の供給源を，海当然，浜名湖全域の古環境の変遷の中で起きし，湾口には砂堤が成長して海との連絡を絶

洋性・湖沼性・陸性とに大きく分けてみますています．これについては第４章を見ていた

ち，淡水化が進んできます．柱状図では，こと，全有機炭素と全窒素の重量比(Ｃ/Ｎ比)おだくことにして，ここでは簡単に要点のみにの頃より均質無層理の層準(Ｍ)に変わってき

よび安定炭素同位体比(13Ｃ/12Ｃ比)(δ 13Ｃとし触れておきます．

ますが，この層準に含まれる珪藻化石は，低て表示)が，供給源からの量によって異なるこ

さきの柱状図(図2・ 5)には， Ｃ年代と火山

鹹汽水生の種に代わって，淡水生の種が優勢とが最近の研究で明らかになりました．海 洋

灰層を示してありますが，下位から見ますと，になってきます．湖盆深部の無酸素環境は解性・湖沼性の有機物は，プランクトンが主な

16.75ｍの貝化石の Ｃ年代は7,140±140年前．

消されて，底生生物が生息するようになりま

供給源になります．プランクトンは，脂質・14.25ｍ の Ahは 鬼 界 ア カ ホ ヤ 火 山 灰 で ， こ れ

す．これは，淡水化が進むにつれて湖水の成

炭水化物・タンパク質などからなっていますは 約 6,300年 前 で す ．6.56ｍ の Kgpは カ ワ ゴ

層状態が弱まり，水が撹拌されるようになっが，タンパク質をつくっているアミノ酸はＮ

平パミス，6.52ｍのOsは大沢スコリアで，こたためと考えられます．

(アミノ基)を含むのでＣ/Ｎ比は低く，全体でれ ら は お よ そ 3,000年 前 で す ．5.99ｍ か ら は

その後，海水準の低位期が続き浜名湖は完全6〜7です．逆にδ 13 Ｃの値は−19〜−23‰と材化石を産出しますが，この 14 Ｃ年代が3,080に淡水湖になったと考えられます．約1,000年

高くなります．

14

14

写真1−85H-1試料中の縞状の堆積構造

図2･5−85H-1柱状図

図 2･6− 85H-1･2試 料に よる 堆積 物中 有機 物質 の炭 素同 位体 比(δ 13 Ｃ)とＣ/Ｎ比の変化<中 井 ほ か， 1987に よ る >URBAN KUBOTA NO.32｜11

一方，陸性の有機物は，主として陸上の高等コアについて，δ13ＣとＣ/Ｎ比が分析されまし

まお話しのあった縞模様がはっきりと現れて植物によって供給されますが，陸上の植物はた．ただ85H-１のコアは，約7,000年前以降のきたのです．この試料を採取した場所は米子

主にセルロースやリグニンなどのＮを含まない堆積物ですから，それ以前については，少し湾の入口で，中海のなかでは最も閉鎖的な環有機物からできているので，Ｃ/Ｎ比は高く，

南の85H-２のコアについて分析され，両者を境で，しかもこの場所が一番くぼんだところ

全体で30〜40以上となります．δ Ｃの値は，合わせて約１万年前以降の海水準の変動が調です．ここは，1967年から1968年に宅地造成

逆に−25〜−30‰と低くなります．

べられたわけです．

用の土砂採取のために浚渫しています．浚渫

13

12

13

13

また，炭素同位体( Ｃ， Ｃ)は，水中のプラン

その結果が図2・6です．ご覧のようにδ Ｃとしたところはその部分だけがへこみ，周囲のク ト ン や 陸 上 植 物 の CO 2 の 光 合 成 反 応 の 過 程

Ｃ/Ｎ比の負の相関がきれいにあらわれ，約１

湖底に比べて約５ｍ深くなりました．そのたで，温度に関係してその動きが違ってきます．

万年前以降の海水準の変動が示されました．

め，浚渫跡のへこみには，その後周囲に比べ温度の高い間氷期では，重い同位体である Ｃ

図に見られるように，約6,500年前頃に縄文海て何倍かのスピードで泥が積もります．

13

進は最高に達し，その後，6,000〜4,000年前

このコアについては，いま分析し始めたばか

13の反応が速くなり，δ Ｃの値は大きくなりま13

すが，逆に温度の低い氷期では，δ Ｃの値はまで海進は続きます．そして3,500〜3,000年

り で す が ，全 有 機 炭 素 (TOC)は ，図 ２・７ の小さくなります．

前にかけて，海水準は低下し｢小氷期｣となりように縞目があらわれるところから急に高い

名古屋大学におられた中井先生らは，同一地

ます．1,000年前あたりから再び海水準が上昇

値を示しますので，浚渫跡の凹地に無酸素層点におけるＣ/Ｎ比とδ13Ｃの値は，互いに負のして現在にいたっております．このように，が形成されている点は間違いないと思います．

相関をもちながら，海水準の昇降に伴って大さきに述べた湖盆深部の古環境の変遷は，同縞目のもつ意味の検討はこれからの仕事にな

13

きく変動することを明らかにされました．つじ試料のδ Ｃ・Ｃ/Ｎ比の分析結果からも裏付っていますが，ただ白と黒の１組の縞が１年

まり，海進・海退の影響下にある１つの地点

けられます．

の堆積物であるとすると，この堆積物はだい

では，寒冷期の海退時には，陸性の有機物が

なおこの図には，約7,000年前を中心に一時的たい25年間で堆積したということになり，浚より供給されやすいので，堆積物中のＣ/Ｎ比

な｢寒冷化｣があらわれています．この現象は渫後の年数とほぼ一致します．また周辺の堆は上昇し，δ Ｃの値は低下します．逆に温暖

従来，8,000〜7,000年前の小規模な寒冷期と積物の通常の堆積速度は年間２mmですから，期の海進時には，海性の有機物がより供給さして知られていましたが，中井先生は，これいまの推定に誤りがないとすれば，浚渫跡地

れやすくなるので，Ｃ/Ｎ比は低下しδ Ｃの値を日本をふくめた世界的規模の小氷期としての堆積速度は，通常の堆積物に比べて約５倍は上昇するわけです．

“Mesoglaciation”と呼ぶことを提唱していの速さになります．

浜名湖では，さきほどの湖盆深部(85H-１)のます．

堆積物中の硫黄含有量

堆積物中の縞模様は浚渫跡のヘドロにも現れる

湖底堆積物の堆積環境が淡水か海水(汽水)か

編集を知る方法の１つとして，堆積物の硫黄含有1313

図2･7−米子湾の浚渫跡地に堆積したヘドロのX線CTスキャナ画像とTOC濃度の分析結果

中海でも，堆積物の軟Ｘ線写真は撮られているのでしょう．

量を測定する方法も従来から広く使われてい高安

宍道湖でも中海でも，軟Ｘ線写真は撮ます．ふつう標準的な海水には硫酸イオンがっています．ふつう底生生物の活動した跡な

2.6‰含まれていますが，火山の影響のない通どは肉眼ではなかなか見えないのですが，軟常の淡水域の硫酸イオンは，海水中のそれにＸ線写真で撮りますと，そうしたものがはっき

比べれば約1,000分の１程度しか含まれていまりと写し出されてきます．ただ宍道湖でも中せん．最近の研究では，淡水成堆積物の硫黄

海でも，浜名湖でみられたような明瞭な縞模量が0.5％以下なのに対して，海成堆積物は最様の堆積構造は写し出されておりません．と高６％ぐらいまでの広い分布幅のあることがころがごく最近，地質調査所の井内さんが軟知られています．

Ｘ線写真よりもCTスキャナにかける方が解像

宍道湖中央部の表層堆積物中の硫黄量につい力がはるかに良いといって盛んに勧めるものては，図２・11のようになっています．図にですから，試しに中海の浚渫跡に積もったヘは，コア試料中の全硫黄濃度の鉛直分布が示

ドロを採泥して，近くの病院に持ち込んで頼されていますが，ご覧のように湖底下120cm付

んでみたわけです(笑)．

近に大きなギャップが見られ，それ以深では

図2・7がその画像ですが，驚いたことに，い３％程度の高い値になっております．このこ

URBAN KUBOTA NO.32｜12

とから，120cm以深の宍道湖が塩分濃度の高いさまでに0.7〜0.9％と急に低くなり，ある深ま た 三 瓶 さ ん ら は ，TOCを 使 っ て ，表 層 数 10

海性環境にあったことが分かります．この結度から再び増加しています．増加する深度は，cmまでの有機物の分解速度を算定し，堆積環

果は，さきに述べた珪藻化石や花粉化石から東部で浅く西部に向かって深くなりますが，境と分解速度の関係を調べております．算定調べられた宍道湖の環境変化の時期ともよくこの深度は，いま述べた全硫黄濃度が急激に法など詳しいことは省略して，ここでは得ら一致しております．

増える深さと一致しています．

れた結果だけを紹介しますと，各地点の分解

全有機炭素渡度とＣ/Ｎ比の分布

し た が っ て TOC濃 度 の 深 部 で の 増 加 は ，斐 伊

速度定数は表2・1のようになります．

なお宍道湖では，堆積環境や堆積速度の違い

川流入以前の海性環境によるものと考えられそうしますと，有機物の分解速度は中央部付が有機物の分解量と保存量にどのように影響るのですが，その原因としては，斐伊川から近で遅く，西部で速くなっています．西部でしているかを明らかにするために，堆積物中の無機砕屑物の供給が少ないために自主性有は，いま触れましたように陸源高等植物に由の有機物の供給源とその分布，保存量や分解機物濃度の見かけ上の増加のあること，還元

来する有機物が多く，これにはリグニン，セ速度などについての調査・研究が，島根大学

性のより強い環境下で有機物の分解速度が遅

ルロースなどの分解しにくい有機物が多く含の三瓶良和さんらによって進められています．

いことなどが推定されています．

まれます．ですから，有機物の性質からみれ

図2・8は，宍道湖の最表層堆積物(0〜2.5cm)

次 に ，最 表 層 の Ｃ /Ｎ 比 の 平 面 分 布 を み ま すば，西部の方が中央部と比べて分解速度が遅のTOC濃度の分布，図２・９は同じく最表層と，東部・中央部では小さく，西部では13.4

いはずですが，実際には，西部の方が有機物

堆積物のＣ/Ｎ比の分布，また図２・10は，表と比較的大きい値を示します．さきに池谷先を分解しやすい湖底環境になっているわけで

層堆積物中のTOC濃度とＣ/Ｎ比の垂直分布で生のお話しにありましたように，Ｃ/Ｎ比は有す．この原因の１つは，西部の斐伊川河口付す．

機物の供給源を示しますから，Ｃ/Ｎ比の大き近では，溶存酸素量の多い淡水の流入によっ

ま ず 最 表 層 の TOC濃 度 の 平 面 分 布 を み ま す

い西部では，斐伊川からの陸源高等植物に由て湖水下層中でも溶存酸素量が多く，湖底がと，これは1.6〜3.0％の範囲にあって，中央来する有機物の供給が多く，Ｃ/Ｎ比の小さい

還元環境になりにくいことにあります．

部および西部で高くなっています．それが垂東部・中央部では，海生の動植物プランクト直分布をみますと，各地点とも10〜30cmの深ンの影響が大きいことが分かります．

図2･8−表層堆積物(0-2.5cm)のTOC濃度

図2･10−表層堆積物中のTOC濃度とＣ/Ｎ比の垂直分布<三 瓶 ほ か ，1992>

図2･9−表層堆積物(0-2.5cm)のＣ/Ｎ比

図2･11−表層堆積
物中のSの垂直変化
表2･1−表層堆積物中の有機物の分解速度定数

URBAN KUBOTA NO.32｜13産種も淡水産種も侵入してくるので，変化にた状態を保っています．このタイプの湖は，富んだ特色ある生物相がみられる．

定塩性汽水湖とよばれます．

《変塩性汽水湖と定塩性汽水湖》《汽水の生物相と塩素濃度》

汽水湖と汽水生物相の特徴

汽水湖には，塩分濃度の著しく変動しやすい

汽水は，生物の立場からも塩分濃度によって中村

タイプと，塩分濃度が比較的安定した状態で区分されますが，この場合には，生物の耐塩れでまず最初に，生物の環境という面からみ保たれているタイプとがあります．

性(浸透圧耐性)と対応して始めて意味をもった汽水湖の性格や，汽水の生物相の特徴など

例えば宍道湖は前者のタイプで，この湖ではてきます．現在，世界的に使用されているもについて，ごく簡単に触れておきます．

潮の干満や気象の影響によって，塩素イオンの は ， オ ラ ン ダ の レ デ ッ ケ (R EDEKE )に よ る《日本の汽水湖の一般的な特性》

濃度は500〜6,000ppm（0.5〜６‰）の幅で容もので，表3・1がそれです．

まず日本の汽水湖の一般的な特性を箇条書き

易に変化します．このように，塩分濃度が時

汽水湖には，さきに触れましたように，淡水的に述べますと，

間的な推移に伴って変動する汽水湖を，変塩域からは広塩性の淡水産種が，海からは広塩①水深の浅い湖が多く，狭い水路によって外性汽水湖といいます．河川が直接海に注ぐ河性の海産種が侵入して生活しております．も海と自由につながっている．そのため，潮汐口域の多くもこの型の汽水域です．

ちろん汽水域だけで生活する純汽水産の生物の影響による水の出入りがあって，外海との変塩性の汽水湖では，塩分が最小値に近づく

種もいるわけで，この純汽水の生物種にも狭物質交換がなされている．

につれて死滅してしまう海産種や，逆に塩分塩性のものと広塩性のものとがいます．

②河川が海に注ぐ手前にあるので，集水域かが最大値に近づくにつれて死滅してしまう淡では，こうした３様の生物が，それぞれどの

ら有機物や栄養塩が流れ込み，肥沃である．

水産種がみられ，塩分変化の激しさが生物のような塩分濃度の中で生活しているかという③水深が浅いので，水中の生物にとっては太

種数と量を制約しています．そのためこの型ことですが，これについては，金沢大学にお陽エネルギーを利用する上で有利となり，しの湖では，栄養塩ＮとＰの増加と，生物，とくられた益子帰来也先生の貴重な研究がありまかも肥沃であるから，生物の生産性が高い．

に基礎生産者である植物プランクトンの生産

す．先生は，日本の動物プランクトンとその④ただし湖水は停滞しやすく，自然の沈澱池量の増加とが，必ずしも平行して進むとは限生息水域の塩素量との関係を調べ，その結果の役割も果たしている．

りません．

をレデッケの区分に対応させております．

⑤塩分躍層が生じやすい．それに伴い，夏季それに対して，例えば中海などでは，塩分躍

図3・1がそれですが，この図から，純汽水種の底層水は酸素不足になり，底泥からの燐酸層が形成されているので，塩分濃度は垂直的が 占 有 し て い る の は 塩 素 濃 度 が 1〜 5g/lと い態リン( PO 34−−P )の溶出が多い．

には変化していますが，ただそれが，時間的う非常に限られた範囲の水域であることが分⑥生物群集は，汽水域に固有な種に加え，海な推移に伴って変動することがなく，安定しかります．これは，レテッケのα-mesohaline③汽水湖の生物と漁業−ヤマトシジミを中心に−私の話は，汽水湖と生物の話です．そ表 3･1−汽水の分類 < R EDEKE 1933>

図3･1−日本の汽水域における動物プラ
ンクトンの分布と塩分との関係を示す図

図3･2−塩分濃度と種類数の関係を示す模式図<J.Hedgpeth, 1957>

図3･3−宍道湖･中海･美保湾の位置図

図 3･4−宍道湖･中海の塩素イオン濃度と溶存酸素量

URBAN KUBOTA NO.32｜14

(α-中塩性汽水)に相当します．

この水系に流入する全淡水量の約80％は，斐域を利用する魚たちは，大きく見ると７つの《純汽水産生物の構成種数は非常に少ない》

伊川から供給されます．この水系が貴重なのタイプに分かれます．

純汽水産生物の大きな特徴は，その種数が，は，純淡水→低塩性汽水湖→高塩性汽水湖→

第１は，宍道湖だけでその一生を過ごすもの

淡水産や海産の種数に比べて著しく少ない点

内湾というように，互いに塩分濃度の異なる

で，コイ，フナ，ワタカ，オイカワなどの純にあります．これについては，淡水や海から水域が相連なって並んでいることです(図3・

淡水魚のグループです．

侵入した種が定着しようとする場合，塩分変

3，図3・4参照)．

第２は，宍道湖で産卵し，宍道湖と中海の西化の上限と下限とが制限要因として相乗的にこの水系は水産生物の宝庫で，昭和30年頃ま部を生活の場とするもので，シラウオとワカ働くからといわれます．また汽水域という環での中海は，豊かな魚介類に恵まれて全国一サギがこれに属します．

境は，生物の分化が進むのに充分なほど長期の漁獲量をあげていました．だいたい魚類は，第３は，中海を生活の中心的な場としていなにわたって安定していないからともいわれま

プランクトンや底生生物と違って自由に移動

がら，部分的に宍道湖や美保湾を利用する魚

すが，いずれにしても純汽水産生物の種数ができます．しかも魚類には，微生物や底生生たちで，サッパ，ヒイラギ，マハゼ，クルメ

非常に少ないことに間違いはありません．

物と違って浸透圧耐性の強いもの，つまり体

サヨリ，ギンボ，イシカレイ，コノシロ，ダ

図3・2は，塩分濃度と種数の関係について多内の浸透圧調節機構がよく発達したものが多ツ，ヨシエビなどがこれに属します．

くのテキストに載っているものです．この図いので，汽水域から内湾にいたるこれらの水

第４は，産卵だけは外海で行うが，生活史のは，横軸に塩分濃度をとり，縦軸には種数，域には，淡水産・汽水産・海産の魚が出入り大部分を淡水・汽水域で過ごすもので，ウナ

すなわち淡水産種・汽水産種・海産種を全部し，漁業生物が豊かになるわけです．

ギがこれに属します．

あわせた種数をとって，塩分濃度に対応してこの水域の魚類については，干拓工事の始ま第５は，生活史の大部分を美保湾あるいは外

種数がどのように変わっているかをみたもの

る前に宮地伝三郎先生が中心となって詳しく海で過ごすが，春から秋にかけて殆どのものです．この図から，汽水産種の種数が，淡水調査され，その記録が，宮地伝三郎編「中海が中海さらには宍道湖で生活する類で，ボラ，産種や海産種のそれに比べてぐんと少ないこ干拓・淡水化事業に伴う魚族生態調査報告」

スズキ，シマイサキなどがこれに属します．

と，また塩分が５‰のときに全体の種数が一(1960)にまとめられています．その中に，宍第６は，ふつうは生活史の全部を美保湾で過番少なくなっていることが分かります．

道湖・中海・美保湾の３つの水域では，主要

ごすが，その一部がいろいろな事情で中海に

宍道湖・中海・美保湾の魚たち

な魚たちがどのように移動し，生活している

入り込んでくるもので，メバル，アイゴ，マ

島根半島によって日本海と隔てられた宍道湖・かを，当時の漁業日誌記録や聞取り調査に基ダイ，カタクチイワシ，マイワシ，マアジ，

中海は，西から斐伊川→宍道湖→大橋川→中づいて川那部先生らがまとめられた図が載っ

キス，アカカマスなどがこれに属します．

海→境水道→美保湾と連なる水系の一部で，ています．それが図3・5で，これら３つの水

第７は，生活史の全部を美保湾より外で過ご

図3･5−宍道湖・中海・美保湾の３水域に対する主要魚種の使い分け<宮 地 伝 三 郎 編 ： 中 海 干 拓 ・ 淡 水 化 事 業 に 伴 う 魚族 生 態 調 査 報 告 ，1960より>

URBAN KUBOTA NO.32｜15すものです．

をつくって海水を入れ，漁業生産をかなり上源としては，これが非常に重要な位置を占め

もちろん，ここに示した魚たちはこの水域にげておりますが，これらの湖は，水産の方でているのです．それで次に，ヤマトシジミを棲むものの一部で，それぞれのタイプごとには，湖沼や河川などの内水面漁業ではなく，中心に，漁獲量の移り変わりやその生態など

まだ多く魚たちがいるのですが，ただこの図

内湾などの海の部類に入っております．それについて，少し詳しくお話しします．

からも推定できるように，宍道湖では淡水産で，ここでいう湖沼(内水面)の漁獲統計には

主な湖沼・河川のシジミ漁獲量の変遷

魚が，中海では海産魚が多くなります．特に入っておりません．

《八郎潟》

中海では，様々な方法でこの汽水湖を利用す

さて日本全国の湖沼の漁獲量では，図のよう

図3・8は，シジミ漁獲量の大きな主な湖沼・る海産魚が非常に多いのです．汽水湖は生物に宍道湖が一番多くて10,637トンになってい河川を中心に，昭和40年以降，漁獲量がどのの生産性が高いので，大型の藻類はよく繁茂

ま す ． 図 3・ 7は ， こ れ ら の 湖 沼 の 単 位 面 積

ように推移しているかをを見たものです．

2

して魚たちの産卵・成長に欠かせない藻場をあたりの漁獲量ですが，１km あたりの漁獲量

まず八郎潟ですが，この汽水湖は，干拓以前

沢山つくります．また魚たちの餌となるプラ

が 一 番 多 い の は 涸 沼 で 310ト ン ，次 が 宍 道 湖の面積は220.4km 2 もあって，汽水湖としては

ンクトンや付着藻類も豊富に貯えられていまで133トン，３番目が十三湖の90トン，４番目

日本で最も大きかったのですが，昭和32年かす．こうした条件があるために，魚たちは汽が小川原湖の75トンとなり，上位４位まではら始まった干拓事業で約３分の２が乾陸化さ

水湖に群がり集まってくるわけです．

すべて汽水湖です．

れ，残りの周縁部の水域は調整池として淡水

ただ中海では，境堤防の延長工事や外江干拓

このように漁業の立場からみても，汽水湖は化されました．事業の完成は昭和39年で，こ地の造成などに伴って境水道の流程が延びた

単位当たりの生産量が大きく，従って漁業価れ以降シジミの産地ではなくなります．

ため，中海の水位が上昇し，また潮流の影響

値が非常に高いということになります．ただところがこの八郎潟で，平成元年には，突然をうける範囲も縮小しました．そのため，湖その汽水湖の漁獲量の内容をよくみますと，

1,755ト ン の シ ジ ミ が と れ ， 翌 年 の 平 成 ２ 年

水は停滞してヘドロが堆積するようになり，生産量の高いのはヤマトシジミなんです．

にはじつに10,750トンもとれているのです．

環境は非常に悪化してしまいました．最も重図 3・ 6に は ， 漁 獲 量 の 中 で シ ジ ミ の 占 め る

実はそれまで八郎潟には，宍道湖から毎年５要な漁業資源であったサルボウも姿を消し，割合も示してありますので，それを見ていた

トンのシジミを移植放流しておりました．そ昭和42年には中海干拓補償金が支払われて漁だけば分かるように，宍道湖ではじつに92％

れが，昭和62年に台風がきたときに，八郎潟

業権もなくなり，魚介類の宝庫であった昔日がシジミです．また涸沼では89％，十三湖でではちょうど水門の工事をしていたわけですの面影は見られません．

は96％，小川原湖では62％がシジミです．

が，この水門は海ぎわにあるので，高波とな

汽水湖の漁業とヤマトシジミ

つまり日本の汽水湖では，ヤマトシジミの漁って打ち寄せてきた海水が八郎潟に入ってし一方，宍道湖は，現在，日本の湖沼の中では獲量が非常に多いので，全体の漁獲量が多くまった．それで，この年にヤマトシジミが一第１位の漁獲量をあげています．図3・6は，なっているわけです．さきに見たように，汽遍に大量発生したわけです．そして，それが昭和63年の日本全国の湖沼の漁獲量をみたも水湖は生物生産が高いので魚たちもたくさん

大 き く 成 長 し て 平 成 元 年 に 1,755ト ン 漁 獲 さのです．ただちょっとお断りしておきますと，集まるわけですが，じつはもう１つ，底生生

れ，更にその翌年の平成２年には10,750トン

浜名湖，サロマ湖，能取湖などでは，導水路物のヤマトシジミの宝庫でもあって，水産資にも増大したのです．

図3･6−湖沼別漁獲量(昭和63年)

図3･7−単位面積当たりの漁獲量(昭和63年)

秋田県の試験場の試算では，62年に大量発生したシジミは約800億個とされています．これは，宍道湖以上のシジミが一遍に大量発生したことになります．ヤマトシジミは，受精時の塩分濃度が一番重要で，それが５‰前後と思われます．この条件に恵まれたとき，ヤマトシジミは驚くほど大量に発生するわけです．
しかもヤマトシジミは，稚貝になってあるサ
イズまで達すると，淡水でも十分に成長します．それで，62年に発生したものが大きくなって，平成元年や平成２年にとれたわけです．
ただ平成２年がピークで，平成３年には減少

URBAN KUBOTA NO.32｜16

しています．八郎潟では，現在シジミは再生を食べていたようで，宍道湖周辺の西川津遺て，シジミの生息量も多くなったものと思わ産されませんから，今のままでは，いずれ消跡からは，この時代のものがでてきます．弥れます．

滅すると思われます．

生時代になると大量にでてきますが，遺跡に《戦後のシジミ漁業の変遷》《利根川》

でてくる縄文・弥生時代のシジミは，現代の戦後の昭和20年代は食糧難の時代で，みんな次に利根川ですが，この水系は河口より40kmものに比べて非常に大きいのが特徴です．私が米作りに追われていて，シジミ漁業者も殆

上流まで海水が遡上していたので，以前からの考えでは，おそらくこの時代には，湖の浅どが兼業農家でした．そのため漁業に力を入

ヤマトシジミが沢山とれる水域としてよく知いところで，大きく美味そうなものだけを素れる余裕もなく，漁法も戦前と同じで，漁獲られていました．

手で採っていたのだろうと思います(笑)．江量も100〜200トン程度でした．

利根川のシジミ漁獲量は，図に見るように昭戸時代になると，宍道湖の漁業は古文書にもそれが昭和30年代に入りますと，経済の復興

和40年代前半は常に20,000トン以上を維持しでてきます．当時の宍道湖の漁業は，松江藩につれて漁具や漁法が大きく変わってきます．

45年には実に38,000トンもとっていて，全国の殺生方から免許をもらった漁民だけによっ

まず昭和30年には，ディーゼルエンジンが導の８割近くを占有していました．それで，東て行われていたようで，採ったシジミは大釜入されて，機動力がぐんと向上します．

京を中心とする首都圏のシジミ需要も，充分でゆでられ，ゆで汁は肥料として農民に，貝次いで昭和38年には，保冷車ができて遠くまにまかなわれていたわけです．

殻はしっくいの原料として灰屋に，身の部分

で迅速に運べるようになり，消費地がぐんと

それが昭和46年になると，河口より18.5kmのは食料として一般に売られており，シジミは拡大します．一方では，従来の手掻から，機ところに利根川河口堰が完成し，それより上余すことなく利用されていたようです．

械掻といわれる「なわかけ」漁法が開発され

流では海水の流入がカットされて塩分が入ら

明治から大正時代については，資料があまりて，採集効率が飛躍的に向上し（第１次漁法

なくなります．また河口堰より下流では，シないのでよく分からないのですが，この時期革新)，漁獲量も急上昇してきます．

ジミには塩分濃度が濃すぎる状態になってしも，漁法やシジミの利用の仕方は，以前とはそして昭和46〜47年になると，さきほど見た

まい，昭和46〜47年には，水の滞流や酸欠に余り変っていないように思います．ただ宍道

ように，利根川でのシジミの大量斃死事件がよるシジミの大量斃死という事件が起こりま

湖魚協の古老の話では，当時の宍道湖では，起こります．このため首都圏ではシジミ不足

す．これ以降，利根川では漁獲量は激減し，

ワカサギ，シラウオ，フナ，コイ，ウナギなを解消するために，新しい供給源を求めるの

この水域のシジミ資源は失われてしまいます．

どが中心で，シジミは余り重要視されていなですが，すでに当時，これに応えられるシジ《その他の湖沼》

かったようです．一方，大正13年から昭和７

ミの産地は宍道湖だけになっていました．

この図には，琵琶湖のシジミも載せましたが，年にかけては大橋川の浚渫工事が行われ，こ宍道湖では，このような需要の拡大に対応しもちろんこれは淡水産のセタシジミで，ヤマれにより，宍道湖への海水の流入がよくなって，第２次漁法革新によって「つなひき」漁

トシジミではありません．琵琶湖でも昭和40年代以降になると，水質悪化と乱獲のために

図3･8−主要湖沼におけるシジミ漁獲量の変遷

セタシジミの漁獲量が激減しています．
以上のことで分かるように，現在では，残されたシジミの主要産地は宍道湖だけとなり，
この湖のシジミは，水産資源としてたいへん重要な位置を占めるようになったわけです．
その宍道湖にしても，中海・宍道湖の干拓淡水化事業によって，いつでも淡水化できる状態になっているのですが，ご存知のように昭和63年になって，淡水化事業は当分のあいだ延期することにきまりました．おかげで宍道
湖のシジミは生き延びたわけです．
宍道湖のシジミ漁業の変遷《明治・大正時代頃まで》

私たちの祖先は，縄文時代からヤマトシジミ

URBAN KUBOTA NO.32｜17

法を開発し，一段と漁業効率を向上させます．

２は，私どもが調査・試算した宍道湖のシジ

シジミは，雌雄異体で卵を水中に産みます．

こうして昭和48年には，19,234トンという空ミの資源量です．かっては，「とってもとって

セタシジミが，ヤマトシジミとマシジミとの前の漁獲量に達します．宍道湖のシジミは，も湧いてくる」といわれたシジミも，表に見どちらの近縁種であるかについては，従来か「とってもとっても湧いてくる」と言われた

るように最近は減少傾向を示し，平成２年のら両説があります．私どもも，島根大学の沢のがこの時期です．

資源量は，昭和57年に比べ約３分の２に減少

先生などと一緒に，酵素遺伝子の面からそれ

こうして宍道湖では，シジミはとればとるだ

しています．また，大きさが小さくなっていらの類縁関係を調べ始めております．

け売れるというので，１日に１トン以上もとるのが大変気になります．

《産卵から浮遊子貝の時期》る漁業者もいて，今度は乱獲による資源の減

現在，宍道湖ではシジミ組合が表3・3のようヤマトシジミの産卵は７〜８月が最盛期で，少傾向が見え始めてきます．そのためシジミな操業規則をつくり，自主規制しながらシジ

１個体で約100万個という非常にたくさんの卵組合では，自主的に漁獲量を規制し，昭和50

ミをとっています．現在，網目の大きさは11を 水 中 に 放 出 し ま す ． 卵 は 径 0.3mmく ら い で

年には１日の漁獲量を400kgに制限しました．

mm以上となっていますが，これは，12mm以上

外皮に包まれていますが，受精後約２時間半

その後昭和52年200kg，昭和59年150kg，昭和にするべきだと私は考えています．

で卵割を始め，17〜20時間で胞胚期に達し回63年120kgと，だんだんに減らしていき平成元

いずれにしても，いま宍道湖で必要とされ，転運動を始めます．しばらくして幼生形とな

年には１日80kgまで落としています．

また宍道湖が目指しているものは，シジミ資りますが，この時期から繊毛がよく発達し活

この間，さきにも触れましたように，中海・源を生かし，管理していく漁業です．そして発に泳ぎます．

宍道湖の干拓淡水化の工事が進んでいて，昭こうした漁業のためには，宍道湖の環境保全

やがて外皮を破って孵出した浮遊子貝は活発

和49年には，淡水化のための中浦水門が完成が必要なことは当然として，それと関連してに 遊 泳 し ， 殻 長 が 約 0.2mm弱 に な る と 底 生 生

します．これに対して，両湖の水質悪化を心ヤマトシジミの資源生態を詳しく調査し，そ活に入ります．ヤマトシジミの場合，産卵か配し，環境保全を願う地域住民によって盛んの資源生態にもとづいて漁業管理の方策を考ら底生生活に入るまでの浮遊期間が約１週間

な反対運動が起こります．その中で，淡水化えることが大切と思います．

と長いのが特徴です．底生生活に入ってから後には，宍道湖のシジミが消滅するという事

ヤマトシジミの生態

暫くすると，殻項がふくらみ始めます．

実が，広汎な人々に淡水化事業に対する疑問《汽水産のシジミと淡水産のシジミ》

ヤマトシジミの卵は，淡水中では10分たらずを抱かせることになります．またシジミ漁業

日本には，汽水産のヤマトシジミのほか，淡で膨張し，卵割できずに崩壊してしまうので者は，その生存権をかけて淡水化反対運動に水産のマシジミとセタシジミの３種類のシジ

淡水中では産卵できません．逆に，塩分濃度

取り組みます．こうして，地域住民や関係者

ミが生息します．これら３種類のシジミの違が高い海水ですと，浸透圧の関係で卵が壊れの努力によって，昭和63年に淡水化事業の延いは，表3・4に簡単にまとめました．

てしまいます．このようにヤマトシジミの生期が決定されることになります．

汽水産のヤマトシジミは，雌雄異体で卵を水存には，産卵から浮遊子貝までの，この時期《資源管理型のシジミ漁業を目指して》

中に産み，幼生時期は水中に漂い遊泳します．

の塩分濃度がきわめて重要で，その最適濃度

こうした経緯をへて，宍道湖のヤマトシジミ

淡水産のマシジミは，雌雄同体で，幼貝を産は５‰といわれます．この５‰というのは非は全滅の危機を免れたのですが，しかし現状む胎生種です．これは，川のきつい流れに運常に重要な塩分濃度で，さきの図3・2に示しを見ますと，シジミ資源は明らかに減少傾向

ばれないように，すぐに川底を這うことがでたように５‰のときに種数が一番少なくなりにあって，その点が心配になります．表３・きる幼貝を産むわけです．淡水湖にすむセタ

ます．種数が少ないと，その個体数はものす

表3･2−宍道湖のシジミ資源量

表3･3−シジミ組合の操業規則(抜粋)表3･4−日本にみられる３種類のシジミ

URBAN KUBOTA NO.32｜18

ごく多くなるという法則があります．

トシジミの分布図と比べるとすぐに分かるよ

ませんで，ほとんどのシジミは２cmより深い《成長期》

うに，沿岸部の砂まじりの泥の分布するとこところに生息しており，一番深いものは10cm

底生生活に入ると，シジミはどんどん成長しろがヤマトシジミの生息域です．沿岸部でシという深さです．

ます．宍道湖での調査では，成長の盛んなのジミが非常に少ない場所は，底質が岩盤のとヤマトシジミなどの二枚貝は，水管を表面には４月〜10月頃で，冬期の12〜３月はほとん

ころか，埋立てのために深く浚渫し，その跡出して水を出入りさせ，水を体内で濾過する

ど成長しません．また小さいシジミほど，成にヘドロのたまった特殊な場所に限られます．

ことで呼吸し，餌をとっているのですが，ヤ

長量・重量増が大きいことが分かりました．

湖央部の水深がやや深く，泥だけのところに

マトシジミの水管は非常に短いんです．それ

シジミは１年で殻長約７mm，２年で約15mm程

はヤマトシジミは生息していません．

が，水管の長さよりずっと深い場所で生息し度に成長します．現在の宍道湖でのシジミのだいたい宍道湖の湖底地形は，ヤマトシジミているわけです．これは，ゴカイやシジミ自

平均的な大きさは，殻長10mm，湿重量0.8g前の生息環境としては，非常に良い格好をして身の活動で，底土に棲管や孔道ができて底土後ですが，このサイズのシジミは，５月からおります．沿岸部の水深２〜３ｍぐらいは湖棚中への水の侵入が容易になること，さらにそ７月までのわずか２ヶ月間に２倍，10月まで

で，この棚状の平坦な地形が湖岸から約１kmの底土中で生物が餌をとったり呼吸したりすの５ヶ月間ではじつに３倍にも重量が増えま近くの幅で沿岸部をとりまいているわけです

るので，底土の深くまで酸素がよく供給されす．つまり，単純計算でいけば，春に１万トが，この広い平坦な地形上には粒子の粗い砂るのだろうと思います．

ンのシジミ資源は，その年の秋には３万トン

やシルト質の泥が堆積しています．湖棚の先編集に増えているということです，

端はせまい傾斜部になっていて，そのさきに個体数が3,833以上というレベルがありました《生殖と寿命》

は水深４〜５ｍの湖底平原が広がっています．

が，上限はどのくらいですか．

ヤマトジジミの生殖は，２〜３年目から始まここには黒色の粘土〜シルト質の泥が堆積し中村

ります．寿命については，確かなことは分かています．このように，湖棚が非常によく発でした．なにしろ立体的にすんでいますから，りませんが，計算上では，10年以上は生きる達しているのが宍道湖の地形的な特徴です．

ものすごい数になります．

ように思います．

湖棚は，浅くて水の動きも良く，撹拌されて《生息環境における底質の重要性》

ヤマトシジミの生息環境

酸素もたくさんあります．

結局，私たちがいろいろと調べた結果では，《沿岸部湖棚の浅い砂底が生息域》《垂直分布と生息密度》

宍道湖のシジミの生息範囲は，表3・5のよう

図3・9は，宍道湖でのヤマトシジミの分布を

従来から漁業者の間では，シジミは冬になっになります．これを他の湖沼と比べてみます

１㎡あたりの個体数のレベルごとに示したもて水温が下がると泥の中に潜ってしまい，春と，宍道湖では他の湖より深いところまで生のです．図に見るように，沿岸部の浅いとこになると再び泥の表面にでてくる，といわれ息していること，また塩分濃度が低めである

ろには，ヤマトシジミは全域にわたって生息ていました．そこで，未撹乱の採泥器をつく点に特徴があります．

します．これは，産卵から着底までの遊泳期って，その実態を調べてみたわけです．そのだいたい底生動物の生息には，酸素や水質だが１週間と長いので，この期間に湖の全域に

結果は図３・11のとおりで，夏には，深さ２

けでなく，底質の粒度が非常に重要な関わり広がるのだろうと思います．

cmまでに83.9％が生息し，８cmより深いとこをもっています．底生動物を摂食様式で分け

図３・10は，宍道湖の底質，砂と泥の分布状ろには生息していません．それが冬になると，ると，水中の有機物粒子をたべる懸濁物食の況を示したものです．この図を，いまのヤマ

深さ２cmまでにはわずか12％しか生息していものと，泥の中の有機物粒子をたべる堆積物

図3･9−宍道湖におけるヤマトシジミの分布

さきほどの図3・9では，１㎡あたりの

１㎡あたりの最高の個体数は6,000以上

図3･10−宍道湖の底質(シルト粘土含有率の水平分布)

URBAN KUBOTA NO.32｜19食のものとがあるわけですが，ヤマトシジミ

ただこれらの植物プランクトンは，淡水型フと，赤潮(アオコ)が頻繁に発生するようにな

は懸濁物食で泥はたべません．懸濁物食の底ロ ラ な の で ， 塩 素 濃 度 2,000ppmぐ ら い を 境り，酸欠による斃死や産卵場の消失などがお生動物の多くは，泥の含有量の少ない砂底ににして変化してしまいます．それで，春からこり，漁業生物の生息そのものに大きな障害

生息し，堆積物食の底生動物の多くは，泥の夏にかけて海水の流入が多く，塩分濃度があが生じてくるようになります．

含有量の多い泥底に生息しています．

る程度まで高かった年にはアオコが発生しな

この水産用水基準によって，いまの宍道湖のこれについては「砂底は水の動きが大きいのかったわけです．ですから，アオコが発生し水質を見ますと，ＮもＰもワカサギ型の用水で，水中の有機物粒子を食べる懸濁物食のもないからといって，栄養度が少なくなったわ

基準にきわめて近い値になっています．ワカのに適しており，泥底は水の動きが小さいのけでは決してないのです．最初に述べました

サギは，もちろん宍道湖の重要な漁獲資源でで泥の中に有機物粒子がたまりやすく，それように，宍道湖は変塩性の汽水湖なので，栄す．ですから，これ以上ＮやＰが増えてコイ・を食べる堆積物食のものに適している」．と

養塩と生物生産の増加とは必ずしも平行しな

フナ型に水質が移っていくと，漁業価値の高いわれています．このように，ヤマトシジミ

いので，こうした現象がおこるわけです．

いワカサギが減少し，漁業価値の低いフナがの生息環境にとっては，底質の粒度組成から

表 3・6は ，宍 道 湖 の 全 窒 素 (Ｔ -Ｎ )と 全 リ ン

増えていくわけで，宍道湖では，現況以上にＮいうと，泥の含有量が多くなるのが脅威なん(Ｔ-Ｐ)の現況と，許容限度を示したものです．

やＰの増えるのをどうしても防がなければなです．泥が多くなれば，水も酸素も餌も乏し許容限度というのは，汚濁負荷がどの範囲内らないのです．

くなるわけです．平たくいえば「ヘドロ」のであれば，水域の自浄作用によって正常な環《漁獲によるＮ・Ｐの回収量》

たまるのが一番こわいのです．

境を維持できるかを示す値です．ですから赤

このようにいま宍道湖では，湖内の栄養塩類

ヤマトシジミと水質浄化

潮(アオコ)防止対策としては，汚濁負荷をこを減少させること，少なくとも現況以上に湖《宍道湖の富栄養化》の許容限度内に減少させることが必要なんで内の栄養塩類を増やさないことが，きわめてすが，ご覧のように宍道湖では，ＮもＰもいず

重要な課題になっております．そのためにはれも許容限度を大きく上回っており，この湖

当然，栄養塩類の湖内への流入を少なくするの富栄養化の進行と水質の悪化が懸念されてことが最も重要になります．

す．ただ毎年というのではなく，昭和52年，いるわけです．

そしてこれに加えてもう１つ，湖内の栄養塩

56年，60年，61年というように，とびとびに《ワカサギ型水産用水基準》

類を何らかの方法で湖外へ回収することが考発生しております．宍道湖のアオコも，ミク

表3・6に示した許容限度の値は，日本も含めえられるわけですが，じつは，栄養塩類の一

ロキスティス，アナベラ，オシラトリアなど

世界の湖沼研究者が，自然の湖沼について調部は，食物連鎖をとおして魚介類の体をつくの浮遊性ラン藻類で，これらは富栄養型湖沼

べたものの平均値ですが，ただもう１つ，魚り，そこに蓄積されます．ですから，湖内での指標生物です．ですから，宍道湖も典型的類などの水産動物が正常に生息でき，漁業が行われている漁業というのは，視点を変えれな富栄養湖になっているのです．

正常に行えるための水質基準を定めた水産用

ば，魚介類をつうじて栄養塩類を湖外へ回収

水基準というのがあります．これは，水域のしているわけです．

環境を漁場という視点から捉えているので，それで，宍道湖の漁獲物の各魚種に含まれてさきの許容限度の値とは若干違いますし，まいるＮとＰとを分析してみますと，表3・8のた漁業生物の種類によって，それぞれ異なっようになります．これを，その年の漁獲量とた基準値が定められています．

合わせて年間のＮ・Ｐの回収量を試算してみた

表3・7が，その魚種別水産用水基準です．ごのが表3・9です．また，これを百分率で示し覧のように，ここにはアユ型，ワカサギ型，たのが図３・12です．この調査は，以前に行

コイ・フナ型に分けられて，それぞれの型ごいましたので，漁獲量は昭和56年のものを使とに基準値が定められています．

用しております．そのためヤマトシジミの漁一般に湖沼では，栄養塩が増えるに伴って漁獲量は14,858トンと多いのですが，それにし獲量も増加しますが，それもある段階までのても，ヤマトシジミによるＮ・Ｐの回収量の多ことで，それを超えて栄養塩が増えてくるとさと回収率の高さが目立ちます．

今度は価格の安い魚種が増加し，生息種数も

表３・10は，昭和55年に湖外から宍道湖に流少なくなります．さらに栄養塩が増えてくる

入した負荷量です．表３・11は，この流入負編集

宍道湖ではアオコが発生するようなことはないんですか．
中村

アオコは，かなり前から発生していま

図3･11−ヤマトシジミの底土中での垂直分布

表3･5−ヤマトシジミの生息範囲

URBAN KUBOTA NO.32｜20

荷量に対して，昭和56年の漁獲によるＮ・Ｐの

表3･6−宍道湖の許容限度

表3･7−魚種別水産用水基準

表3･8−宍道湖の漁獲物に含まれるＮ･Ｐの分析
結果

表3･9−宍道湖における漁獲によるＮ･Ｐの回収量(昭和56年)

回収量と回収率を示したものです．この表で分かるように，漁獲による回収率は，流入負荷量に対してＮで9.5％，Ｐで14.0％となっており，それぞれ34.5日分，51.8日分にもなっています．
なお宍道湖東部浄化センターでは，昭和58年
当時で年間6,000トンの下水を処理することにより，Ｎで43.4kg/日，Ｐで3.7kg/日を回収しています．ですから宍道湖の漁獲では，浄化センターのそれに比べて，実にＮで8.4倍，Ｐで11.5倍もの量を回収しているのです．こうした点からも，宍道湖の漁業，なかでもシジミ漁業が，湖水の浄化に非常に大きな役割を演じていることが分かると思います．
《シジミ漁業の底質浄化作用》

なおシジミ漁業の場合には，幅60cmのレーキを使って湖底を撹拌します．この撹拌により底土の中に酸素がよく溶け込むようになり，
有機物の酸化分解を助長します．またこの撹
拌により，堆積した細粒泥が水中に巻き上がり，細粒泥の沈降・堆積が少なくなります．

図3･12−宍道湖の魚種別Ｎ･Ｐの回収率(昭和56年)

シジミ掻による底泥の撹拌がなくなると，底土には細粒泥の堆積が多くなり，底質が泥質に変わっていきます．こうなりますと，ヤマトシジミの生息には不適となり，そのあとには，汚濁に強いヒメタニシやモノアラガイな
どの巻貝が優占種として登場します．これらの貝は，漁業価値が全くないため漁獲されることがなく，有用生物がいなくなって，底質も悪化する一方になってしまいます．このように底質の浄化という面でも，シジミ漁業の役割は無視できないのです．
底生動物群集でのヤマトシジミの圧倒的優占
編集

宍道湖では，ヤマトシジミ以外の大型の底生動物は，どのくらいいるのですか．
中村

宍道湖の大型底生動物を全域にわたっ

表3･10−発生源別の負荷量(昭和55年)

表3･11−流入負荷量に対する回収量の割合て調べるのは容易ではありません．しかし，底泥で栄養塩の出入りに関与している大型底生動物の調査は，シジミ資源量の把握や宍道
湖の物質循環を明らかにするための必要不可
欠な基礎資料となるものです．それで1982年

URBAN KUBOTA NO.32｜21

の夏に，図３・13のように，東西両岸付近でせん．この表で分かるように，宍道湖の底生動物全体を代表していることが分かります．

は500ｍ間隔，湖心付近では１km間隔の248地点

動物群集で最も特徴的なのはヤマトシジミの宍道湖における窒素循環とヤマトシジミ

で採泥し，その実態を詳しく調べました．今圧倒的な優占で，㎡あたりの個体数は322と最以上のように，宍道湖の大型底生動物群集はまでの話のなかで，私のあげた宍道湖のシジも多く，それに次ぐのは多毛類ヤマトスピオ

ヤマトシジミに代表されます．ではヤマトシ

ミの資源量や分布などのデータは，このときの263個体です．多毛類は，ヤマトスピオやゴジミは，宍道湖の水質にどのような影響を与の調査が基になっています．

カイなど日本の汽水〜海水域に生息するもの

え，湖の物質循環にどのように関わっている

まず宍道湖の底層水の溶存酸素と塩分濃度のが出現し，このうちゴカイは，ヤマトシジミ

か．この点を定量的に把握するために，山室分布を図３・14および15に示します．宍道湖

が高密度に生息しているさらにその下層にも真澄さんとの共同で調査・研究を行いました．

では，春・秋には，湖水がよく撹拌されて全生息しています．多毛類の分布は，図３・16

シジミが濾過している底質直上での懸濁物を域でDOが多くなり，また塩分濃度も低くなっに示します．

採水し，窒素を指標にして調べたわけです．

ているのですが，夏には５ｍ以深では貧酸素域

貧毛類(イトミミズ)は淡水生で，その分布は

ここでは時間もありませんので，実験方法ながかなり広がり，そこでは水も停滞するので

図３・17のように，斐伊川の運んだ有機懸濁

どは省いて，要点と結果だけを述べます．

塩 分 濃 度 も 高 く 6,000ppm以 上 に な っ て い ま

物が堆積する場所に多く生息します．淡水湖実験に用いたヤマトシジミは，宍道湖南岸のす．従って湖心部は，底生動物の生息しにくに比べて量が非常に少ないのが特徴です．

鳥ヶ崎付近の禁魚区で，岸から約30ｍ，水深約い環境になっていることが分かります．

ユスリカは，淡水生のオオユスリカと汽水生

１ｍの湖底から採集した259個体です．懸濁物

一方，沿岸部の４ｍ以浅の湖棚では，年間を通のヤハズユスリカがみられ，それぞれの分布

濃度を測定する水も，この禁魚区の水深１ｍとしてDOも多く，塩分濃度も低く安定していまは図３・18のようになります．これも，淡水

3.4ｍの２地点で採水しました．ヤマトシジミ

す．底質も泥含有率が非常に少ないのでここ湖に比べて量が非常に少ないのが特徴です．

の糞・無機態窒素の排出や濾過速度の測定には，底生動物の生息には好適な環境となって甲殻類のウミナナフシは，図３・19のようには，湖心部表層で採水した塩素量約0.5‰の湖

いることが分かります．

沿岸の砂質域に分布しています．

水を濾過して使いました．

表３・12が，前述の248地点で調べた底生動物

以上のような宍道湖の底生動物のうち，生物《有機態窒素の１日あたりの取込み量》の調査結果です．ご覧のように，宍道湖にみ量の特に大きかった５種について，その生物

鳥ヶ崎の２地点から採水した水の懸濁物濃度られる底生動物の種類は少なく，この点は低量（湿重量）を比べたのが図３・20です．こは 図 3・ 21の よ う に な り ま す ． こ の デ ー タ か

塩性汽水湖の特徴です．多毛類と貝類についの図にみるように，ヤマトシジミは殻を除い

らヤマトシジミは，水深２ｍ未満の湖底では懸ては翌年の春・秋に60地点で調査しましたが，た軟体部だけでも，大型底生動物全体の湿重濁物濃度9.0mg/lの直上水を，水深２ｍ以深のその種類は年間を通して殆ど変わっておりま

量の97％を占めて圧倒的に大きく，大型底生

湖底では懸濁物濃度20.0mg/lの直上水を濾過

図3･16−多毛類の分布

図3･18−ユスリカの分布

図3･17−貧毛類の分布

図3･19−ウミナナフシの分布

図3･13−宍道湖調査地点(1982年夏季)

図3･14−底層水のDOの平面分布(％)

図3･15−底層水のClの平面分布(mg/l)

URBAN KUBOTA NO.32｜22注１＝川上(1982)によれば，斐伊川からの全窒素負荷
量Ｙ（kg/hour）と斐伊川の流量X（104t/hour）との間に，Ｙ＝6.22Ｘ+22という関係があり，さらに斐伊川か
らの負荷量は宍道湖全体への負荷量の47％を占める．
7･8月の斐伊川の平均流量は40.14m2なので，宍道湖への窒素の流入負荷量は１日あたり5.7トンになる．
また菅井(1981)によれば，斐伊川から流入する窒素のうち約50％が有機態窒素である．この関係が他の流入河川にもすべてあてはまるとすれば，宍道湖へ流入す
る有機態窒素の量は１日あたり2.85トンになる．
注２＝森本他(1977)によれば，宍道湖での夏季における純生産量は約100Ct/dayである．仮に海洋プランク
トンの平均的なＣ/Ｎ比である5.7を用いると，１日あたり約17.5トンの窒素が生産されていることになる．

注３＝川津他(1984)による宍道湖の湖底泥からの栄養
塩の溶出実験では，嫌気条件では水温20℃では１日あたり42.7mg/㎡，水温30℃では１日あたり14.2mg/㎡のアンモニア態窒素が溶出している．これを仮に水温27〜28℃では１日あたり40mg/㎡とすれば，宍道湖の湖底面積を乗じて１日あたり約3.2トンの窒素がアンモニア態の形で湖底から溶出していることになる．

していると考えられます．懸濁物の窒素含有間約15,000トンとして算出すると１日あたり

では，ヤマトシジミが生息している沿岸部で率は，前者が３％，後者が１％です．

では0.2トンの窒素の持ち出しとなります．まは，有機態窒素はきわめて迅速に無機化されヤマトシジミを大きさ別に３群に分け，水温た宍道湖全体でのヤマトシジミの現存量を湿ていますが，ヤマトシジミの生息しない湖央と濾過速度の関係を調べた実験からは，図３・重量で31,000トンとして算出すると，ヤマト

底層は嫌気的環境にあるので有機態窒素の無22が得られました．この図から，宍道湖の夏

シジミの体内に含まれている窒素の量は，133.3

機化は遅く，２種類の循環が成立しているもの平均水温27℃では，軟体部乾重量１gあたりトンになります．

のと考えられます．

の濾過速度は，シジミの大きさに関係なく，《湖の窒素循環に及ぼすヤマトシジミの役割》

このように低塩性汽水湖の宍道湖では，ヤマ

時間あたり5.0l/gと考えられます．

次に既存の研究から，宍道湖における窒素循

トシジミは圧倒的な優占種として信じられぬ以上によって算出しますと，ヤマトシジミに環に関わるデータを算出してみました．

くらい多量に生息していて，宍道湖の水質のよる有機態窒素の取込み量は，宍道湖全域で宍道湖への１日あたりの窒素の流入負荷量は浄化にきわめて大きな寄与をしております．

１日あたり22トンとなります．

１ 日 あ た り で 5.7ト ン と 考 え ら れ ， こ の う ち

生物は，もちろん環境によって大きく影響を《有機態窒素の１日あたりの排出量》

宍道湖へ流入する有機態窒素の量は１日あた

うけているわけですが，また一方では，逆にヤマトシジミは，水温26.5℃で１時間に軟体り2.85トンとなります(注１)．

環境に及ぼしている影響力もじつに大きいも部乾重量１gあたり33.4mgの糞を排出し，その宍道湖での窒素の純生産量は，夏季では１日のがあるわけです．もとよりヤマトシジミは糞の窒素含有率は１％でした．これにより算あたり約17.5トンと見做されます(注２)．

かけがえのない重要な漁業資源なので，シジ出しますと，ヤマトシジミは糞の形で１日あ

湖底からのアンモニア態窒素の溶出は，１日

ミ資源を保護しシジミ漁業を発展させることたり6.3トンの有機態窒素を排出します．

あたり約3.2トンと見做されます(注３)．

が必要なことはいうまでもありません．ただ《無機態窒素の１日あたりの排出量》

以上をまとめたのが図３・24です．この図か

それと同時に，シジミ漁業の繁栄によって，ヤマトシジミが濾過して排出する無機態窒素

ら，夏季の宍道湖での窒素の循環においては宍道湖の水質環境もまた保全されているのでの大部分はアンモニア態で，他は無視できる

ヤマトシジミは，宍道湖全体の有機態窒素負す．この点は，いくら強調してもしすぎるこほど微量です．水温とアンモニア態窒素排出

荷量に対して，それを上回るほどの無機化をとはないように思います．

速度との関係は，図３・24のようになりまし

行っていて，循環の中心的な役割を演じていた．水温27〜28℃の値でこれを算出しますと，ることが読み取れます．春から秋にかけてシヤマトシジミによる無機態窒素の１日あたり

ジミ資源が３倍に増えるというのも，こうしの排出量は3.9トンになります．

た莫大な量の有機態窒素がヤマトシジミに取この他，漁獲による湖外への持ち出しは，年

り込まれているからです．また夏季の宍道湖

表3･12−宍道湖における大型底生動物の㎡あたりの個体数(1982夏)

図3･20−宍道湖における大型底生動物5種の生物量(湿重量)

図3･21−鳥ヶ崎地点における懸濁物の濃度の鉛直分布

図3･22−ヤマトシジミの軟体部1gあたりの濾過速
度と水温との関係

図3･24−宍道湖における窒素循環の試算)

図3･23−ヤマトシジミの軟体部1gあたりのアンモニア態窒
素の排出速度と水温との関係

URBAN KUBOTA NO.32｜23

に大きな課題となってくるのは1980年代の後ですが，現在，大きな問題となっている干拓・半からです．ただその頃には，減反政策にみ淡水化にしても，もとはといえば，明治以降られるような社会的状況の変化があって，干に洪水防止のために大橋川などの浚渫工事が中海・宍道湖というわが国を代表する

拓・淡水化の問題が新しい角度から見直され行われたのが発端になっているのです．この汽水湖の傍にある松江市は，国際的な観光都てくるわけですが，さらに最近になると，従工事に伴って宍道湖にも海水が入るようにな

市としてもよく知られておりますが，1990年

来の治水・利水といった水対策に加えて，水り，そのために今度は宍道湖沿岸の農地に塩に島根県では，日本生態学会ならびに国際生に親しむ「親水」の役割が提唱され始めてき害が発生してしまう．それを防止しようとい態学会と共催して「汽水域・その豊かな生態ます．湖沼環境についても，人間と水辺環境うので，宍道湖沿岸の農家から淡水化の論議系を求めて」をテーマとする国際生態学シンとの関係から，汚濁の防止だけに止まらず，が起こってくるわけです．

ポジウムを松江市で開催しました．このシン

積極的によりよい水辺環境を創りだそうとい

それが戦後になると，この時期の食糧不足とポジウムには，世界各地からも多くの生態学

うように，湖沼に対する意識がぐんと変わっいう背景のなかで，干拓・淡水化の事業が大者が参加し，また学際的な討議も行われて非てきます．さきに示した表1・2(5ページ)のきな期待を担ってスタートすることになりま

常に内容のある会議となりました．

最下段には「湖沼をめぐる状況」として，湖す．ところが，1987年にようやく完成にこぎこの会議で京都大学の川那部浩哉先生は，陸沼に対する社会的取り組み方の変遷をごくおつけた頃には，この間に社会的な激変があっ

地と海洋の接点にある汽水域は，栄養物質がおまかにまとめてあります．すなわち，干拓て，すでに米づくりという主目的が失われてその両方から集まるので，地球上のあらゆる

時代→水質汚濁が進む時代→汚濁を防止する

しまいます．一方では，環境悪化を懸念する場所の中でも生物生産の最も大きな場所の一時代へと変わり，いまは環境を創造する時代

地域住民の声が高まり，1988年になって事業

つ，非常に豊かな場所であると述べておりまと位置づけているわけです．

は中断し，現在にいたっているわけです．

す．ただそれと同時に，陸地なり海洋なりで《生いたちを未来に生かす》

ただ事業は中断しましたが，この期間に中海汚染その他の問題が起これば，それが必ず汽では今後，海跡湖はいかにあるべきか，といの姿は大きく変貌してしまいました．本誌の水域に影響すること，豊かな汽水域はまた，うことになりますが，海跡湖というのは，古扉(1ページ)に収載した中海の地形図と空中写

微妙なバランスの上にたった地球上で最も弱来から人類が豊かな恵みを受け，利用してき真２葉は，それぞれ中海の100年前，45年前，い場所であり，生態系であることを指摘し，た場所です．ですから，現在ある環境をただそして現在の状況を示したものです．これら

従って，汽水域が良い状態にあれば，それはひたすらに守るというよりは，利用しながらを比べて項けば，戦後におきた中海の大変化

大まかにいって，山から海への系列全体が比かつ環境を改善していく方がよいと思います．

が一目で分かります．この事業が実施される

較的良い状態にあることを示すと述べて，生「賢明な利用」とも通じる考えです．

と，堰堤に囲まれた中海の北部（本庄工区）

態学の立場から汽水域の特徴をみごとにまと海跡湖のうちには，大阪平野の河内湖のようは干陸化され，中海と宍道湖の広大な汽水域

めておられます．

に，すでに自然の埋積が進んで平野になりかは，淡水域に変わってしまいます．非常に大以上から分かるように，今後，汽水域の利用

わってしまったものもありますが，日本の主

きな環境変化が，一瞬のうちに現実のものとを永続的に発展させるためには，単に汽水域

要な海跡湖のほとんどは，1950年代以降にさなってしまうのです．このような行為には，だけでなく，周辺の山地や河川あるいは海域

まざまに改変きれて現在に至っています．でわれわれは慎重の上にも慎重であるべきと思の環境保全ということが，とりも直さず健康

すから，今後のあり方を考える際には，それいます．

な汽水域を確保するための不可欠の問題で，ぞれの湖沼における改変の歴史と現状を踏ま《海水導入案》

これは，汽水湖の利用と保全を考える際の前えた上での対策が必要になるわけですが，全

ただこの事業は，さきほどからも述べている提となるものです．ただここでは，そうした体としていえることは，海跡湖としての生いように中断されており，この水域の利用につ前提のあることを踏まえて項いた上で，海跡たちを中心に据えて現在の環境評価を行い，いては，さまざまな可能性が秘められていま

湖の利用と保全について，中海・宍道湖を中その上で将来を展望するという観点がとりわ

す．その点では，事業の完成が遅れたことが心に簡単に触れてみたいと思います．

け重要だろうと思います．

今となっては幸いしたともいえるのです．こ《開発と汚濁の進行》《中海・宍道湖のケース》のことは，八郎潟のように干拓を早くに終え

冒頭にも述べたことですが，湖周辺での都市

中海・宍道湖の場合で考えてみますと，両湖たところでは，いま干拓地をどう利用したら的な土地利用の拡大に伴って湖の水質汚濁がの環境に人為的な影響が強くでてくるのは，

よいのか，動きが取れずに困っている状態を進み，湖沼法が成立して汚濁の防止が社会的さきにも述べましたように江戸時代以降からみると痛感いたします．

④海跡湖の利用・保全と今後の課題《山から海への系列における汽水域》
徳岡

URBAN KUBOTA NO.32｜24

では，本庄工区の干陸化に代わる案としては，進歩して，ヘドロの実態もよくわかるようにられています．こうなると海面上昇やさまざ

どのようなものが考えられるかといいますと，なってきました．中海では，水質汚濁の最も

まの気象変化がおこって，地球上に大きな被

その１案としては，境水道から海水を逆に導著しいのは米子湾で，地域住民からの要望も害をもたらすと懸念されているわけです．し入して，本庄工区を栽培漁業の場として利用

あって，ここでもヘドロの浚渫が行われていかし，現在起こっている温暖化がどのようなする方法があります．もともと海水は，ここます．しかし，音波調査や柱状採泥の結果か

意味をもっているかを評価するためには，時を通って中海の中心部へと流れ込んでいましらみると，もし底泥を深さ60cmぐらいまで機間軸を少なくとも数100年から数1000年までとたから，この地域には良い湖底環境が存在し械的に浚渫するとなると，江戸時代の頃に堆って調べる必要があります．

ていたのです．ですから，この案の成功の見積した泥までも除去することになってしまい

これまでの話にありましたように，海跡湖で込みは小さくはないのです．

ます．

は，過去の海面変動の証拠が堆積物中に詳し

さらに中海・宍道湖の干拓・淡水化に代わる米子湾では浚渫跡地に埋積しでいるヘドロ状

く記録されています．近い将来に地球温暖化

大胆な案としては，弓ケ浜半島のつけ根の部の物質が音波調査によって捉えられ，さきほが起こるとすると，その影響はまっさきに汽分を開削し，そこから海水を導入する案も考ど高安さんがお話されましたように，採取し水域にあらわれることになります．海跡湖はえられます．この案は，今から約1200年前のたヘドロをCTスキャナーにかけました．この地球温暖化を映す鏡でもあるのです．

風土記(奈良)時代に現実に存在した「飫宇 のヘドロには，季節変化によると推定される縞

このようにみてくると，海跡湖というのは，入海」の再現です．かっての飫宇の入海が豊模様（12ページ，図２・７参照）が認められ過去から現在までの，また現在から未来へ向

富な魚貝類に恵まれていたことは，出雲風土

ますが，自然状態の湖底には，そういうもの

けての，地球環境変化を研究するのに最も適記に記されているだけでなく，遺跡の発掘調は非常にうすく分布するか，あるいは殆ど認した場所の１つであることが分かります．日

査や湖底下の地質調査からも実証されている

められません．このような事実から，ヘドロ

本列島の海岸域に点在する多くの海跡湖は，ことです．

様の物質が，湖底の微弱な流れや湖底の傾斜

地球環境の変化を刻々と伝えるモニタリング

こうして，中海では昭和30年代に消滅したサの方向にそって移動し，やがては浚渫跡の凹ポストとしての役割を果たすことができるのルボウ漁を復活させ，また宍道湖では昭和40

地などに埋積することが分かります．ですかではないかと思います．

年代から盛んになってきたシジミ漁をさらにら，このような物質の挙動を逆に利用して，

なお，ついでに述べさせて項きますと，島根発展させていくことが考えられます．これら

ヘドロの除去を考案できれば，積極的な環境大学には平成４年度から汽水域研究センターの二枚貝類は，いま中村さんのお話にありま改善策の１つとなるように思います．

が設立されました．規模はごく小さいのですしたように，湖内の窒素やリンを非常に効率

こうした方法とは別に，砂などの物質でヘドが，汽水域という名称をもつ研究所は世界のよく回収しますから，それらの増大は単に漁ロを覆ってしましい汚濁物質が水中に放出さどこにもありません．本日の話にでましたよ

獲量が増えるというだけなく，湖の環境改善

れるのを防ぐことにより，環境改善をはかる

うな多くの問題を研究する文字どおりのセンに大きく役立ち，汽水湖の永続的な利用につ試みも各地で行われています．被覆するさい

ターに育てていきたいと考えています．

ながります．

に，汚濁物質が拡散したり，新たな汚濁物質

編集《ヘドロをめぐって》が埋積したりすれば元の木阿弥になってしま

終わりたいと思います．本日は，長時間にわ

いま多くの湖沼では，環境改善の方策の１つ

うなどいろいろと問題はありますが，経費のたり有り難うございました．

として，莫大な費用をかけて湖底のヘドロの点では浚渫よりは安くつくようです．覆砂に浚渫が行われています．湖の底には，どこでよって水質浄化をはかり，あわせて漁場環境も黒色の臭気のある軟泥が分布しており，こを改善しようという試みも，中海・宍道湖でれらが，湖の汚濁を示す悪玉のように思われは始まっています．これも積極的な環境改善ているわけです．しかし閉鎖した水域では，策の１つとして注目されます．

このような泥が埋積するのは普通のことなの《海跡湖−地球環境を映す鏡−》

です．西條八束先生が指摘しているように，

最後に，海跡湖の学術的意義について触れた

富栄養化した水域で形成される底泥(ヘドロ)いと思います．いま，人為的な原因で地球がと，それ以外の有機質の底泥とは，区別する

温暖化しつつあることが知られていますが，必要があります．

気温上昇についての最も高い推定では2100年

いまでは湖底や湖底堆積物の調査法が大きくには６℃，低い推定では２℃という値が見積

オ ウ

時間もなくなりましたので，この辺でURBAN KUBOTA NO.32｜25

〔座談会補遺〕

日本沿岸の内湾性介形虫類の特徴
池谷仙之＝静岡大学理学部教授

介形虫(オストラコーダ)の種数は，化石種を含めると世界で約10万種

北から青森湾，大槌湾，松島湾，仙台湾，房介形虫(Ostracoda)は，体長が0.5mmほどの小に達するといわれています．日本では研究の総半島の館山湾，浜名湖，伊勢湾と三河湾，

さな甲殻類(節足動物)です．２枚の殻をもっ歴史が浅いので，1975年現在では化石・現生

中海，高知の浦ノ内湾です．これらの内湾は，ていて，その間から付属肢を出して水中を泳種をあわせて366種が知られています．近年研それぞれ湾の面積や水深あるいは湾口の広さ

ぐか水底を這って生活しています(図１，２)．

究が盛んになり，毎年数種づつの新種が発見なとが大きく違いますが，介形虫群集を調べこの動物は，約５億年前に地球上に姿を現しされていますから，今後は日本でも種数はぐてみますと，３つの特定の種の産出頻度がきましたが，その後多様な進化を続け，現在もんと増えると思います．

わめて高いことが分かりまじた．

深海から淡水まで，世界のあらゆる水域で繁介形虫類は，水温・水深・塩分濃度など，さつまり，ある地点の群集では，この３種の中栄しています．

まざまな環境にあわせて棲みわけており，死の１種が介形虫総数の90％以上を独占し，残浮遊生のものと底生のものとがいまして，前後，キチン質あるいは石灰質の殻が化石となりの10％以下を他の数種で構成しています．

者は薄いキチン質の殻をもち，水中をかなりって地層中に保存されます．そのため，環境またある地点の群集では，この中の２〜３種の速さで遊泳します．後者は石灰質の殻をもの指標生物として，従来から古環境の解析にが優占種となって群集の90％を構成し，他のち，水底の表面を這ったり，堆積物中にもぐ

非常に役立ってきました．現に浜名湖の古環種の産出頻度が非常に低いという状況がみらったり，また水生植物の間で生活します．

境の解析にも，介形虫類の分析が有力な手段れるのです．図３がこの３種の介形虫で，シ

食性は雑食性で，藻類から小動物までなんでとして使われています．

セロモルファ

も食べ，おまけに食欲はきわめて旺盛です．

最近では，介形虫類の群集生態についての調

pha acupunctata )，スピニレベリス

繁殖は，ふつうは雌雄異体の有性生殖で，卵査・研究が進み，この生物の機能や行動が底リアクレアータ( Spinileberis quadriaculeata)，から孵化した幼体は，６〜９回の脱皮を経て質と深く関わっていることが明らかになり，

バイコルヌシセレ

成体となります．脱皮ごとに，殻の大きさは

介形虫類の化石から生息場の環境を復元でき

cythere bisanensis )と呼ばれます．以下，C.a.,

約1.2倍の割合でほぼ規則的に増え，殻の表面るようになりました．この化石の分析が，古S.q., B.b. の略号でお話します．

装飾や動物体の各器官を次々に付加していき環境を解明する上で，従来以上に有力な手段

介形虫の産出リストが完備している上述の９ます．成熟に要する期間は30日〜80日で，寿となることが分かってきたわけです．

地 域 の 475地 点 の 資 料 か ら ， １ 地 点 の 介 形 虫命は長くて２年ほどです．

日本沿岸の内湾に特徴的な３種の介形虫の産出個体数が100を超え，さらにその群集中分類学的にいうと，甲殻綱の介形虫亜綱に属

図４は，日本の内湾のうち，これまでに介形に上記の３種が出現している地点を選びだす

し，形態的にも変化がきわめて多様です．そ虫類の群集生態が調査・研究された９地域で，と，９地域147地点になります．図5は，この

図1−介形虫の復元図

図2−介形虫の解剖図

図3−日本沿岸に特徴的な内湾性介形虫の３種(欄外注)

アクプンクタータ(Cytheromorクアド

ビサネンシス( Bicornu-

図4−内湾性介形虫類が調査･研究された湾図5−種の多様度と３種の産出頻度（％）との関係

URBAN KUBOTA NO.32｜26

〔図３注〕
１ ＝ C.a ., ♂ (浜 名 湖 産 )． ２＝ S.q ., ♀ (浜 名 湖 産 )．
３ ＝ B.b ., ♀ (三 河 湾 産 )．
Ａ ： 側 面 (右 殻 )． Ｂ ,Ｅ ： 腹 面 (両 殻 )．
Ｃ ,Ｄ ： 前 面 (両 殻 )． ｄ ： 殻 表 面 の 網 目 模 様 の 幅 ．

147の各地点で，介形虫群集を構成する種の多指数は高く，主要３種のいずれかが第１位種

S.q. が第1位種にあり，また浜名湖の庄内湖で様度と，上記３種の個体数の合計がそれぞれとなる群集はありません．

はC.a.が第１位種で，同じ湾域でも場所によりの群集内に占める割合(％)を算出し，両者の水深が浅く，広い面積をもつ伊勢・三河湾で優占種が入れ代わっていて，内湾の地域的環相関を調べたものです．この図から，群集内

は，多様性指数の高い群集から低い群集まで境要素の違いが介形虫群集の優占種の違いとで３種の個体数の合計(産出頻度)が50％を超連続しています．主要３種の個体数は，高頻なって現れていることが分かります．

える場合には，それらの群集は，３種の個体度と低頻度の２つの領域に分かれ，主要３種

ただ，日本の内湾に普遍的に生息する B.b. が，数頻度と種の多様度とがよく相関しているこの個体数頻度と種の多様度とが高い相関を示

浜名湖だけに出現しないというのが非常に不とが分かります（各群集は，種の多様性指数

す群集は湾奥部に分布し，第１位種はいずれ思議です．B.b.は，東隣の駿河湾の湾奥にもいの増加に伴って個体数頻度を減じ，グラフ上もB.b.からなります．相関の低い群集は，伊勢

るし，西隣の伊勢・三河湾にもいるのですが，

では右下がりの直線上に並ぶ）．つまり当り前

湾の中央部から湾口部に分布します．この場合，浜名湖には現在はもちろん過去にも生息してのことですが，多様性指数の低い群集ほど，B.b.は１位種とはなっていません．

いないのです．B.b. が生息できない環境要素が群集内で３種の優占する度合いが高いわけで内湾における主要３種の優占度あったとすれば，それを明らかにすることは，

す．また，群集内で３種の産出頻度が50％以

次に，それぞれの内湾ごとに，主要３種の群

同時に浜名湖の地史的特徴の解明にもつなが下の場合は分散分布となって，多様性指数と集内における優占度の違いを見てみます．主

っていくわけですが，それは今後の課題といの相関は低くなります．

要３種の個体数頻度が50％をこえ，多様性指うことになります．

湾の形態による介形虫群集の違い

数との間に高い相関を示す群集は，松島湾６，生息を規制する３つの環境要因

図６は，上記の９地域のうち，浜名湖，館山

仙台湾１，浜名湖５，伊勢・三河湾５，中海

図８は，いま述べた主要３種が優占する41地

湾，伊勢・三河湾という，湾の形態が異なる

10，浦ノ内湾14の41地点に認められます．図

点の群集について，それらが，水深，底質，３つの湾での介形虫群集の特徴です．浜名湖

７は，前述の５つの内湾(仙台湾を除く)の各

塩分濃度の３つの環境要素とどのように関わでは，東部の庄内湖に，C.a.とS.q.が個体数で地点ごとに，主要３種の優占度の違いを個体っているかを見たものです．それぞれの群集第１位種となる群集が分布します．湾口部と数比で比べてみたものです．

が最もよく適応している環境は，C.a. は水深2

本湖では，主要３種以外の種が１位種となり，この図から，B.b. は浜名湖以外の4つの内湾のｍ前後，2Ｍｄφの粗粒な底質，27〜29‰の塩

主要３種の個体数頻度は非常に低くなっていほとんどの地点で第１位種にあり，この種が分濃度， S.q. は水深2〜7ｍ，5〜8Ｍｄφの細ます．

日本の内湾に普遍的に生息することが分かり

粒な底質，20〜30‰の塩分濃度， B.b. は水深

水深50ｍ以上の館山湾では，各群集の多様性

ます．浜名湖，浦ノ内湾，中海の湾奥部では５〜９ｍ，５〜７Ｍｄφの細粒な底質，20〜30

図6−3つの内湾における優占種の分布

図7−5つの内湾にみられる3種の頻度分布

URBAN KUBOTA NO.32｜27

‰の塩分濃度になります．

それで，底質が細粒砂からシルトヘと順に細ます．粗粒物質からなる場合は，粗粒子間に以上のように，水深・底質・塩分濃度の３つ粒化する浜名湖の５地点，底質が粗粒砂とシ直上の有機質層からの物質が混入し，その境の環境要素が種の生息範囲に大きく影響してルトの油壼湾(三浦半島)の２地点で，堆積物界は不明瞭になります．還元層(Ｒ)の構成物

いるわけですが，じつは，これらの３つの要

表層部の観察と試料の分析を行いました．そ質は，酸化層と同じく未固結の堆積物からな素のなかでも，特に底質が介形虫の行動を規の結果，底質表層部は，構成物質・含水率・りますが，茶褐色ではなく黒色を呈します.

制する重要な要因になっております．

色調などから，図９のように３つの層に区分

堆積物の圧密により間隙水の浸透は僅かです．

底質中での介形虫の生態できることが分かりました．

《底質中の介形虫の生息分布》《表層有機質層(flocculent layer)》

以下，図に基づいて説明しますと，表層の有以上の表層堆積物を観察した７地点で，柱状いま見ましたように主要３種は，いずれも底機質層(Ｆ)は，厚さが0〜10mmまで変化し，下試料を採取して介形虫の底質中での生息分布

質粒度２〜８Mdφのうちの特定の粒度範囲内

層の底質粒度が細粒になるほど厚さを増しまを調べ，また飼育実験によって，介形虫の生に適応していますから，この底質粒度がそれす．構成物質は，下層の粒度組成に関わりな息様式を観察してみました．

ぞれの種の生息に大きく関与していることは

く，茶色で未固結の繊維状物質を主体とする

そうしますと，７地点のすべての試料におい間違いありません．しかし粒度組成で表示さ懸濁物からなり，懸濁物は，主として無機質て介形虫が活動している層準は，表層有機質

れる底質というのは，あくまでも無機物質のの粒子，動植物の遺骸などの分解中の有機物，層と酸化層の上部を含む厚さ１cmの範囲に限

粒度分布値であって，底質の有機物質についペレットの分解断片などで構成されています．

られていて，それ以下の層準では介形虫の生ては何の情報も含まれておりません．

また間隙水を多量に含んでいます．この層の体が全く見つけられませんでした．その垂直

ところが底質表層部には，有機物質に富む表物質は，底層水の僅かな振動で水中に浮上・分布の１例を示したのが図10です．これは，層有機質層(flocculent layer)があって，介移動し，再び沈下するという状態を繰り返し，

浜名湖の庄内湖の湖口部のものですが，図を形虫が実際に生息しているのは，主としてこ

安定しておりません．従って，含水率や構成

みて項けば，介形虫の垂直分布の状況が一目の表層部なのです．ですから，底質の粒度組

物質の密度などの正確な測定はなかなか難しで分かるかと思います．

成と同時に，この表層有機質層の厚さや性質いのです．

底質に適応した殻の形態と表面装飾が，介形虫の生息に大きく関わっているので次の酸化層(Ｏ)は，茶褐色で未固結の堆積物

介形虫の殻形態や表面装飾というのも，底質すが，この表層有機質層については，まだ概からなり，粒度組成は粗粒砂からシルトサイと深い関わりをもっています．以下，図３を略的な観察によるものだけで，詳しい実体がズまで多様です．粒度が粗くなるほど，つまり見て項きながら主要３種の殻形態や表面装飾

分かっていませんでした．

間隙水の浸透度が高くなるほど，厚さが増しについて簡単に触れます．

図8−水深・底質・塩分濃度に対する３種の生息分布

図9−浜名湖と油壺湾における表層底質の断面図

図10−浜名湖St.3における介形虫の垂直分布

URBAN KUBOTA NO.32｜28

まず殻の形を前から見ますと，B.b.は背側が尖底質粒度とよく合っています．

粒のような固形物に太く鋭い爪をたててよじったほぼ円形． C.a. は背と腹側が尖った楕円

ただC.a.の細かな網目模様は，この種の生息すのぼります．そして左右に方向転換するとき形．それに対して S.q. は腹側が平らで背側がる底質粒度(細〜中粒砂)とは対応しておりまは，体を右あるいは左に倒し，横倒しのまま尖った五角形を呈しています．また殻を側面せん．これは，後に述べるように C.a. の生活

前進することによって行っています．

から見ると，B.b.と C.a.は丸みをおびた長方形

様式と密接に関係しているからです．

他方， B.b. と S.q. は，細く長い胸肢を左右にですが，S.q.は角ばった台形です．従来の研究

介形虫類の行動様式と底質との関係

伸ばして体を支えながら，軟らかい堆積物上

からいいますと，丸みをおびた B.b. と C.a. は介形虫の生活様式を知るためには，この生物を這うような状態で行動しています．そして軟泥中を潜る仲間で，角ばったS.q.は軟泥上をの行動を観察することが必要です．それで，

例えば左に方向転換するときは，右の長い胸這う仲間に分類できます．

こ れ を 飼 育 し て 顕 微 鏡 で 観 察 し ， ま た VTRに肢を大きく外側に伸ばし，次に肢を縮めて殻次に表面装飾を見ますと，S.q.は側面中央と腹収めて調べました．

の後部を右に寄せます．その結果，殻の前部縁部に２本の細長い梁をもち，それらの末端《殻の開閉》

が左に向くという動作を上手に行います．

に針状突起があります．B.b.は梁はなく後腹部

介形虫類は二枚貝と同じように２枚の殻をも以上をまとめて，３種の生息状況と底質とのに針状突起をもちます．C.a.には梁も針状突起

ち，その内側に動物体を収めています．殻は関係を示しますと，図12のようになります．

もみられません．ただ，梁のない B.b. と C.a.

背側の蝶番によって腹側が開閉するのですが，C.a.は，細粒ないし中粒砂の間隙中を，殻を回では網目模様をつくっている突起した周囲の行動中の介形虫を観察しますと，種によって転させながら，また鋭い爪を使って固い堆積

壁が横方向(前後方向)に強く伸びています．

殻の開き具合が違うことが分かります．その物上を這うようにして生息しています．

底生の介形虫は，いつも堆積物に殻を接して状態を示したのが図11です．

S.q.は，比較的淘汰度のよい軟泥中で，平らな生活していますから，こうした突起物のデザ

B.b.は，両殻をほぼ平行に30〜40°と大きな角殻の腹部を堆積物に乗せて，堆積物上を滑る

インは，動物体の移動する向きと同じ方向に度で開きますが，C.a.とS.q.の殻の開く角度はように移動しながら生息しています．

配列されているわけです．

10〜20°と小さく，しかも開け幅は前部で広B.b. は，淘汰度の悪い底質上の有機質層中で介形虫が堆積物と最もよく接触する腹面部のく，後部では殆ど開きません．

殻を大きく開き，胸肢を横方向に長く伸ばし殻の模様をよく見ますと， S.q. では梁と梁と《付属肢の形態と機能》て生息しています．

の間隔は約15 µ m，B.b. では網目の幅は約22 µ m

図11で，それぞれの種の付属肢の形態と配列

以上のようにこの３種は，それぞれが特定ので，これらは底質のシルトサイズと一致し，を見て項くと，C.a.の胸肢が非常に短いことが環境要素と最もよく適合しているので，高い

これらの種が最もよく適応している生息域の分かりますが，C.a.はこの太く短い胸肢で，砂優占度を獲得しているものと思われます．

図11−３種の殻と付属肢との関係

図12−底質表層部における３種の生態

URBAN KUBOTA NO.32｜29

湖底・湖底堆積物の新しい調査法
語り手/井内美郎＝地質調査所海洋地質部①はじめにに発信させて海底表面の微地形を知ることもその状況を正しく把握しないことには，汚濁

編集

最近では，湖沼の調査にいろいろの音できます．また魚群探知機と同じように，発物質が湖底でどのような動きをするかを調べ

波探査機器が使われるようになって，以前に信した音波の海底までの往復時間から水深をることもできないからです．それで次に，私比べると，湖沼の調査が格段に進展している

読み取ることもできるわけです．

どもの調査した琵琶湖の南湖の湖底の状況にと聞いております．本日は，その辺のことをこうしたすぐれた調査機器を，湖の調査・研ついて，少し詳しくお話します．

お話し頂ければと思います．

究にも生かそうということで私どもの仕事が④琵琶湖南湖の湖底状況

井内

私は，もともと海の方の地質調査をし始まったわけですが，ただ海と湖では，調査《サイドスキャンソナーによる調査》ていたのですが，10年ほど前，湖の汚濁の問の仕方がだいぶ違います．手近な例でいいま

琵琶湖は，いうまでもなく日本で最も大きい

題がきっかけになって，海の方の調査技術がすと，海の方は立派な船をどこにでも運航し淡水湖で，水資源の供給をはじめとして，関湖にも使えればということで，湖の調査を始て，大きく重い機器を使って，天候に関係な西の生活と文化を支え，育くんでいるたいへ

めるようになりました．

く調査できます．例えば北海道の沖で調査しん重要な湖です．ご存知のように，この琵琶最初の３年間は，主として霞ヶ浦で湖沼堆積たいと思えば，調査に適した船を神戸から引湖にも汚濁が広がっているわけですが，とく物の調査法の研究をしました．というのは，っ張っていけばいいわけです．

に琵琶湖大橋から南の，南湖の汚濁が深刻な

それまで湖沼域では，湖底堆積物を採取する

ところが湖というのは陸域にあるので，海で問題になっています．

技術や堆積物の調査法そのものが，まだ確立使っているような立派な船を入れることがで湖底の状況を調べるにはサイドスキャンソナー

されている状況ではなかったからです．

きません．湖の場合には，その湖で使える船を使います．図１は，この音波探査機で湖底それでまず，湖底表面の状態や湖底堆積物をを利用しなければならないわけで，どうしての微地形を調べるときの様子を描いたもので調べ始めたわけですが，ただこの場合，問題も軽いポータブルな機器が必要になります．

す．図のように，調査船は，船尾からロケッ

が汚濁物質の堆積や湖底からの再溶出に関連

海の機器にも，湖の方でそのまま使えるコン

トのような恰好をしたサイドスキャンソナー

していますから，汚濁が問題になる以前に堆

パクトなものもありますが，そうでない場合

曳航体(S)を水中にひいていき，この曳航体が積したいわば正常な堆積物と，汚濁以後に堆には，海の方の機器を湖の方でも使えるよう両サイドに音波を送受信して，テレビの画面

積したいわば病的な堆積物とが推定できるよに自分たちでいろいろと工夫します．また海をつくっていくような形で，湖底表面の姿をうにならないといけない．いいかえれば，表と湖では，水深がまるで違いますし，周囲の図面に記録していきます．

層の新しい時代に堆積した湖底堆積物に焦点条件も異なるので，水域の底を調べる点は同曳航体の記録は，図２のように曳航体から湖をあわせて，それらの堆積年代を明らかにし，じであっても，湖ではやはり，いろいろと新底までの部分は湖水層として，また両サイド

それぞれの場所での堆積速度がわかるようにしいケースにぶつかります．

はゆがんだ形で示されますが，それをコンピ調査・研究をすすめることが，１つの目標に③湖底状況の調査の重要性

ューターで処理して，真上からみた平面図がなっていたわけです．

湖はいつも水を湛えていて，水も透明ではあ出来上がります．音波を斜めにだしますから霞ヶ浦の後は，主に琵琶湖の調査・研究をいりませんから，私たちは湖の底がどのような湖底の小さな凹凸も記録でき，数10cmの大きたしました．霞ヶ浦については第５章で紹介姿をしているのかを見ることができません．

さのものまで確認できます．

しますので，ここでは主に琵琶湖などで私の従来は，調査の方法がなかったせいもあって

図１の(A)は，水深や堆積物の層厚を調べる音

行ってきた仕事を中心にお話いたします．

こうした湖底表面の状態にはあまり関心が払

波探査機からの音波を示したもので，調査船②海と湖とでの調査の違い

われていなかったのですが，しかし湖底全域

から真下に向けて送受信します．南湖の調査

だいたい海洋調査機器は，1960年代ぐらいかの微地形や泥や砂の分布状態を知らないこと

では，アトラス・デソ20という音波探査機をら急速に進歩してきたのですが，なかでも音には，湖の水理環境や堆積物の挙動を正しく使いました．この探査機は，２つの異なる周波を利用したいろいろな種類の調査機器の発把握することができません．

波数の音波を同時に送受信し，１つは水深を達がめざましく，いまでは海底の状況についまたそれと同時に重要なのは，湖の底が人為

精密に測定し，他の１つで堆積物の層厚が調ては，たいへん精しい調査ができるようにな

によってどの程度まで，どのように攪乱されべられるからです．こうして調査船は，電波りました．音波を利用しますと，音波は砂やているかを知ることなんです．汚濁の進行しによって船の位置を測りながら，一定の速度

泥によって反射の仕方が違いますから，音波ている湖では，だいたいが周辺地域の開発がで南湖の全域を東から西へと，南北に何十回を真下に発信させて海底下の堆積物の層厚を進んでいますから，湖底は，多かれ少なかれとなく往復して湖底の状況を調べました．

知ることもできますし，あるいは音波を斜め

人為によって攪乱されています．ですから，

URBAN KUBOTA NO.32｜30

《南湖の湖底状況図》《湖底地形と底質分布》

１つは，矩形状に掘られているタイプで，こさて，調査で得られた全ての記録を詳しく解

南湖の湖底地形をみると，西岸では湖棚は狭

れは，湖底から10〜11mの深さまで浚渫されて析していきますと，そこには，いくつかの種

く，湖底平原へ続く斜面の傾斜も比較的急でいます．この浚渫跡は，北東部の守山市木浜

類の同じ形をした微地形や漁具類が浮かび上すが，それに対して東岸は，全体として傾斜町の埋立地の沖と，南東部の浄化センター沖

がってきます．それらの微地形や漁具類は，が緩やかで，湖棚と湖底平原とが区別しにくや近江大橋の南北両側にみとめられます．北音波探査機ではどう記録されているかを示し

い状態になっています．

東部の浚渫跡の北側には，浅掘型の浚渫跡がたのが，図３の左ページの記録例です．これ

湖底平原は，その大部分が水深5ｍもありませ隣接して分布していますが，これらはいずれらの図で，湖底微地形としてあるのはサイド

んが，西岸寄りには，それより深い部分がみも，その東側につくられた埋立地の造成のた

スキャンソナーの記録，湖底地形断面としてられます．この凹みは，南北に細長く延びてめに浚渫されたものと考えられます．南東部

あるのはアトラス・デソ20の記録で，微地形

いて，琵琶湖大橋付近で水深7.5ｍと最も深くにあるいくつかの矩形状の浚渫跡は，浄化セと地形断面とは対応しています．

なります．

ンターや大津市大がや付近の埋立のときのもそして，こうしたそれぞれの微地形がどのよ

南湖の底質は，こうした湖底地形にほぼ対応のと推定されます．

うな場所に，どのくらいの広さで分布していして分布します．水深が4ｍより深い部分の底深掘型のもう１つは，個々の掘り下げ跡の広るかが分かるように，色刷りの図面として編質は泥あるいは砂まじりの泥で，その分布域さも深さも一様でない不規則タイプのもので図したのが，図３の琵琶湖南部湖底状況図では凡例のDおよびCとして示してあります．ます．深さは1〜5ｍですが，ただしこのタイプ

す．この図の凡例には，それぞれに記号をつた湖岸に近い4ｍより浅い部分には，砂あるいは掘り下げ跡が狭く，尖塔状の掘り残し箇所

けていますから，それらの地形断面は，左ペー

は砂礫が分布します(BおよびA)．

があるので，音波は，それに遮られて掘り下ジの記録例に付されている同じ記号のところ《浚渫跡の地形》

げ跡の底まで達しません．この浚渫跡は，草をみて頂けば分かります．

南湖の湖底の大きな特徴は，図を見れば一目

津市下寺町沖と志那町沖に，約４km２ におよぶ

《湖岸線の変化》で分かるように，東側の非常に広い範囲にわ

広い範囲に分布し，その周辺には隣接して浅

まず南湖の湖岸線の変化ですが，図には，大たって湖底が浚渫されていることです．

掘型の浚渫跡がみとめられます．これは，砂正11年と昭和58年の湖岸線を示しました．南

浚渫跡は，深く掘り下げられた深掘型(E)と，利を採取した跡のもので，調査当時，２隻の湖の湖岸は，この62年間にほとんどの地域で浅 く 掘 り 下 げ ら れ た 浅 掘 型 (F)に 大 別 さ れ ま浚渫船が作業しているのを見ました．

湖水域に向かって前進しています．とくに大す．まず浅掘型(F)から述べますと，これは，以上のように，南湖の東側の湖底は，非常に津市のにおの浜と矢崎町，守山市の木浜町な掘り下げの跡の深さが50cm〜1ｍのもので，ほ広い範囲にわたって，深くあるいは浅く浚渫

どでは，大規模な埋立により，大正時代に比とんどが深掘型(不規則タイプ)に隣接して分されています．浚渫域周辺に残されている底べて湖岸線は300〜1,000ｍも湖水域の中に入布します．

質からみますと，浚渫が行われる以前の南湖ってしまっています．

深掘型(E)には，２つのタイプがあります．

の東岸沿いには，砂質堆積物の分布する湖棚

図1−サイドスキャンソナーによる湖底微地形調査の概念図 <原 図 ・ 木 下 >図2−サイドスキャンソナーによる湖底微地形記録の概念図<原 図 ・ 木 下 >URBAN KUBOTA NO.32｜31

●琵琶湖南部湖底状況図(記録例)

URBAN KUBOTA NO.32｜32図3―琵琶湖南部湖底状況図

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が広がっていたのだろうと思います。

《漁業施設など》

かし，南湖の湖底の状況を見ていただけば，《網曳き跡》

琵琶湖の定置網の一つとしてよく知られていここでは，人為によって，湖の底がいかに攪

網曳き跡は，線状(J)と円形状(K)の２種類がる「えり」(N)は，航空写真ともあわせて判読乱されているか，そのすさまじさに驚かれる

みとめられます．それらはいずれも，サイドし，約20ヵ所で確認されました．それらはいのではないかと思います．

スキャンソナーでは引っ掻き傷のような白いずれも，湖岸部が自然湖岸となっているとこ

10ｍもの深さで矩形状に掘られている深掘型の条痕として記録され，アトラス・デソ20の記

ろに設けられています．

浚渫跡などは，湖底に大きな凹地ができてい録では凹凸が確認できません．

養 殖 施 設 (O)は ， 主 と し て 淡 水 真 珠 の 養 殖 場

るわけですから，汚濁物質を含んだ新しい堆

円形状のものは直径10ｍ以下で，２〜５重にで，北東岸の守山市下寺町の湾状になった湖積物の多くは，この凹地につもってしまいま

刻まれていますが，これは，シジミなどの貝岸部にみられます．

す．ここでは，周りの堆積速度の10倍以上の曳きの跡でしょう．舟のかじを一定にして同記録例で(S)としてあるのは沈水植物で，水深速さでヘドロ状の堆積物がつもり，夏には無じところをぐるぐる回るので，円い跡が残さが約3ｍより浅い地域でみられます．湖岸のほ

酸素の還元泥になっています．

れるわけです．

ぼ全域にみとめられますが，とくに北西岸で⑤堆積物の層厚分布調査と堆積速度の算定

線状の網曳き跡は，浚渫域を除いて南湖のほ多く，雄琴や唐崎付近では水草が密集しておぼ全域にみとめられますが，とくに西部と南りました．

次に堆積物の厚さですが，これを調べる音波部に密集しています．

《南湖の湖底状況図から》

探査機にはいろいろのものがあり，いま述べ《線状の凹地形と凸地形》

だいたい以上が，南湖の湖底状況のあらまし

たアトラス・デソ20もその一つです．海の方

線状の凹地形(H)は，深さ10〜30cm，幅は数ｍです．ふつう湖では，水の動きによって湖底では，従来からスパーカーやエアガンなどが〜10ｍで，数100ｍの長さにわたってスジ状にの砂質部分には，うねり模様の微地形がつく

よく使われていましたが，10年程前から，ユ延びています．網曳き跡の一種と思いますがられているのですが，そうした自然の営力でニブームというコンパクトで性能の非常によ確証を得ていません．

形成された微地形は，南湖では全くみられまい探査機がでてきましたので，湖ではこれが線状の凸地形(I)は，高さ20〜70cm，幅は数ｍ

せんで，見られるのものは，人為によって攪

よく使われます．これも，音波を下向きに発前後，長さは100〜400mで，主として南端の砂乱された地形だけです．

信させ，その反射をハイドロフォンという水

泥〜砂礫質のところに分布します．網曳き跡

私たちは，通常は湖の底を見ることができな

中マイクがうけるもので，測線の地層断面がの地形なのか，浚渫され残りの地形なのか，いので，人間によって湖底がかきまわされて記録されます．

はっきりした確証が得られませんでした．

いるのを予想はできますが，それがどの程度《ユニブーム記録の強い反射面》

かというのは誰にも分かっておりません．し図４は，琵琶湖の北湖の高島沖，北湖の湖盆―琵琶湖北湖のケース―

を２分する鞍部地形のところで行ったユニブー
図4−ユニブーム記録の反射面深度と含砂率との対応

ムによる音波探査記録です．ここの水深は63ｍ，泥質堆積物の分布する地域です．
図には，1，3，4，10，15，18などの顕著な反射面が認められます．このうち１は湖底の反射面ですが，これら以外にも10数枚の反射面が記録されています．このように，ユニブー
ムの音波探査記録上には多くの反射面がみられるのですが，では，これらの反射面は何を意味しているのかというと，そのことが意外とわかっていなくて，多分，地層の境界，つまり時代の境目が反射面として表われるのではないか，といわれていたわけです．
それで私は，その実態を確かめるために，この測線上の一点でボーリングして，これらの反射面が何を示すのか，湖底の堆積物を実際URBAN KUBOTA NO.32｜34

に調べてみました．そうしますと，図４の右域で，相対的に堆積物の厚いところがみられに調べた霞ヶ浦では，ユニブームでは良い記側の図に示したように，これらの反射面と，ます．

録がとれなかったのです．というのは，湖底砂のパーセントが１％を超える部分の深さと《6,300年間の堆積速度》のすぐ下で音波が反射して，堆積物の層が記が一致していることが分かりました．ですか

ところで堆積物は，一般に堆積した後，それ録に反映されないのです．これを散乱層といら，これらの反射面は，時代の境目を示すの以後につもった堆積物の重さによって，間隙っていますが，これが出てきますと，音波探ではなくて，物の違いを示しているのです．

水がしぼりだされ圧密します．ですから，あ

査機ではもう調べようがありません．

しかも，砂のパーセントが３％を超える部分

る地点の6,300年間の堆積物の厚さが分かって散乱層ができるのは，水深が浅いかどうかとをよく調べてみますと，これがすべて火山噴も，それだけでは，堆積物の圧密過程が考慮いうことではなくて，湖底堆積物に含まれる出物なのです．すなわち，３の反射面は，約されていないので，堆積速度が求められませ

有機物の分解の進み具合にあるんだろうと思6,300年前に九州の鬼界カルデラから飛んできん．堆積物の圧密状態は，含水率に反映されいます．有機物の分解が進むと，いろいろなた ア カ ホ ヤ 火 山 灰 「 K-Ah」． ４ の 反 射 面 は ，ていますから，実際に深さ16mまでの含水率のガス，特にメタンガスが発生してきますが，

約 9,300年 前 に 欝 陵 島 か ら 飛 ん で き た 火 山 灰

鉛直分布を調べ，乾燥重量に直して堆積速度

このガスが邪魔をして音波を通さない，それ「U-Oki」．10の反射面は，約22,000年前の姶を算定します．

で散乱層ができてしまうのだろう．琵琶湖の良 Tnと い う 火 山 灰 「 AT」 で あ る こ と が 分 か

図７が，こうして算定された過去6,300年間に南湖でも，さきの図３を見て頂けば分かるよ

ったわけです(図４)．

おける北湖全域の堆積速度の水平分布図です．

うに，散乱層がでて記録がとれていません．

このようにユニブームでは，火山噴出物が強この図を，図５の湖底地形と比べてみますと，⑥湖沼用の「押し込み式」柱状採泥器

い反射面として記録されることが分かったの細かい点ではいろいろな違いがでてきますが，散乱層がでた霞ヶ浦の場合には，柱状採泥器

は，じつは，たいへん意味のあることなんで大きくみれば，堆積速度の大きいところは水によって表層の湖底堆積物を採取しました．

す．というのは，琵琶湖のように広くて深い

深が深く，湖岸に近づくほど堆積速度が小さ

湖底の堆積物は，ふつう下から上へ，古いも湖では，多くの箇所でボーリングして堆積物くなっています．

のから新しいものへと整然と重なっています

を調べるのは，費用的な面もあって現実には以上のように最近では，音波探査機を中心にから，これを乱さずに，堆積物を垂直的に採不可能なんです．それが，強い反射面が火山した調査によって，現世堆積物の堆積速度ま取するのが柱状採泥器です．

噴出物と対応しているということになれば，で推定できるようになりました．

海の方では，以前から，深い海洋底の堆積物

火山噴出物の年代から堆積物のつもった年代《音波探査機の散乱層とメタンガス》

でも乱さずに採泥できる「重力式」の柱状採がわかり，堆積物の層厚分布はもちろん，そ

琵琶湖の北湖では，このようにユニブームが泥器が開発されています．これは，錘りを使れらの堆積速度まで，比較的容易に求めるこ

大活躍してくれたのですが，じつは私が最初って海底の泥に突き刺して採泥します．それとができるからです．
《過去約6,300年間の堆積物の層厚分布》

図5−琵琶湖湖底地形の概略図<等深線の単位ｍ>

図6−過去約6,300年間の堆積物層厚分布図 <単位ｍ>

図7−過去約6,300年間の堆積速度分布図 <単位mg/cm２ /年>

さて琵琶湖の底では，アカホヤ火山灰が約２cmほどの厚さがあって，北湖のほぼ全域に追跡できます．それで，この火山灰層を基準にして，北湖での堆積物の層厚分布を調べました．つまり過去約6,300年間に北湖では，どの場所では，どのくらいの厚さの堆積物がつもったかを調べたわけで，それが図６です．
この図から分かるように，約6,300年間に堆積した泥質堆積物の厚さは，０ｍから16ｍです．
これを，図５の湖底地形図と比べてみますと，層厚と水深とは，だいたい似た関係になっています．ただし，湖底地形が急変する付近では層厚も薄くなります．また琵琶湖東岸の彦根市や長浜市の沖には，水深が4Omより浅い地

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で，錘りを重くしないと十分に刺さらないのの年代を知ることはできません．

水率をCT値を使って求める研究をされておりで，非常に重いんです．海の方では立派な船

それが最近では，放射性鉛( 210 Pb)を使って湖ました．それで，稲崎さんとの共同研究としを使いますから，こうした重い採泥器でもロー

沼堆積物の堆積速度を求める方法が開発され，て，日光湯の湖の堆積物をCTスキャナーにかプやワイヤーを使って容易に取り扱えますが，

各地の湖沼で用いられています．放射性鉛のけてみたわけです．そのCT画像が写真１で，湖の方では，そんな立派な船は使えませんか

半減期は22.3年なので，この方法では，百数

湯の湖の洪水堆積物が，赤っぽい色の画像とら，この重い採泥器の扱いには大変苦労しま

十年前ぐらいまでのごく新しい時代の環境変なって見事に映しだされています．

すし，また上手に採泥できません．

化を知ることができます．

CTスキャナーの良いところは，カラー画像が137

それで，湖でも使えるような軽い採泥器をつまた放射性元素セシウム(

Cs)を利用した方できるのも利点の１つですが，それよりも何

くろうということで，私どもが工夫して新し

法もあります．これは，1963年には非常に多よりも，手間がかからず効率がよく，失敗が137

くつくったのが，｢押し込み式｣の柱状採泥器

くの核実験が行われたので，この年にはCsないということです．CTスキャナーの場合にです．これは，人間の力で湖底の泥のなかにの降下量が最も多く，それを利用したものでは，軟X線写真のように，試料をケースに入れ採泥器を押し込んでしまう．それで「押し込す．過去30年間ぐらいの環境変化を知るには，る必要がありません．また，画像がデジタル

み式」といっているわけですが，パイプを継有効な方法です．

で入手でき，あとで必要なだけコントラスト

ぎ足しながら，泥のなかにグサッと刺しこん

それともう一つ，過去30年間ぐらいの湖底でをつけることができます．

でしまうので間違いなくとれます．

の堆積状況を知る方法として，国土地理院か

じつは軟X線写真については，私には苦い経験

琵琶湖のように水深100mとなると無理ですがら発行されている「湖沼図」を使う方法もあがあるんです．琵琶湖南湖の浚渫跡のヘドロ

海跡湖のように10mより浅い湖では，これが一ります．日本の主な湖沼を対象に，1960年頃をみたとき，黒いところと普通の色をした泥

番いいんです．径は6cmで，水深20mぐらいまから国土地理院が作成している縮尺１万分のとが互層をなしている．これを軟X線写真で写では十分に採泥できます．実際に現場に持っ１の「湖沼図」には，当時の湖底地形が正確しだそうとしたんですが，何回撮ってもうまていって改良をかさねましたから，今では10に記されています．ですから現在の湖底の水

くいかず，結局はあきらめてしまったわけでｍ以下の水深のところなら，1箇所の採泥に約深を精密に測定して，この「湖沼図」と比較す．ところが後になって，X線をもっと弱く

５分ぐらいしかかかりません．

すれば，当時から現在までのおよその堆積状

し，透過時間をぐんと長くすればコントラス

霞ヶ浦では，この「押し込み式」柱状採泥器

況が分かるわけです．

トがつくことを聞きました．しかし，その時を使って，湖底表層の堆積物を全域にわたっ⑧堆積物のCTスキャナー画像には試料は乾燥し，ひび割れてしまって手遅てくまなく採泥しました．つまり最も確実な

柱状採泥器で採取した堆積物については，従れだったんです．そういう意味でも，これか方法で調べたわけです．その結果，1783年に来から，この試料に透過力の弱いレントゲン

らは堆積物は，CTスキャナーにかけるのが良

噴 出 し た 浅 間 山 の 火 山 灰 ｢浅 間 A｣が 全 域 で 発(軟X線)をかけて写真撮影することが行われていように思います．

見され，これを基準層にすることができましいます．軟X線写真では，肉眼では見えないも⑨洪水・地震・津波と湖底堆積物た．それで，過去200年間という歴史時代の中のが写しだされてくるからです．

《日光湯の湖の洪水堆積物》

でも非常に新しい時代の層厚分布と堆積速度

ただ堆積物を軟X線写真で撮るのは，実際には編集が分かりました．この湖の堆積速度は，湖底大変に手間がかかり，また必ずしも上手に撮

では，湯の湖の洪水堆積物が映しだされてい地形とは余り対応しておりません．

れるとは限らないのです．軟X線写真の場合にるとのことでしたが，洪水時の堆積物を見分Pb)などによる堆積速度の算定は，まず試料をプラスチック製のケースに入けることができるんですか．

基準になる火山灰層がないときは，どれますが，これが大変に手間のかかる仕事で，井内

ういう方法を用いるんですか．

熟練しないとなかなか入らない．苦労してケー

波などの痕跡が湖底堆積物に記録されている

井内

やはり，放射年代の判明したものを基スに入れた後，いよいよX線で撮影するわけで例がいくつか発見されています．というのも，準にします．湖底堆積物に測定可能な貝化石

すが，このX線の強さや透過時間をきめるのが1990年 か ら IDNDR(国 際 防 災 の 10年 )が ス タ ーや植物化石などがあれば，放射性炭素( 14 C)にまた大変で，頼りにするのは自分のカンだけトして，様々な災害研究が国際的に取り組まよる年代測定ができます．ただこの方法では，なんです(笑)．

れています．その一環として日本でも，災害

放射性炭素の半減期が5,730年ですから数千年

それで以前から，もっと効率の良い方法がな発生の規則性を明らかにしようということで，から数万年前の年代を知るのにはよいのです

いかと考えていたのですが，そうしたときにこうした記録がよく保存されている湖底堆積が，百数十年前というようなごく新しい時期

建設省土木研究所の稲崎さんが，堆積物の含物の調査が始められているわけです．いまの⑦放射性鉛(
編集

210

いまのCTスキャナーによるカラー画像

最近では，歴史時代の洪水・地震・津URBAN KUBOTA NO.32｜36

湯の湖というのは，栃木県の中禅寺湖の少し

歴史上の文献に記されている利根川や日光周度が求められていますから，これにもとづい

北，日光市湯元にある山の中の小さい湖で，辺で発生した洪水の年代と比べてみますと，て地すべり層の堆積した年代を算定してみま

水域は約0.35km ２ ほどです．

図８のような結果になって，両者の年代が一した．そしてこれらの年代を，近江周辺を襲この湖の表層堆積物は，泥質，砂質，軽石粒致しました．

った古記録上の歴史地震と対比してみますと，のものからなっています．軽石粒の堆積物は《琵琶湖の湖底地すべりと地震》

正中２年(1325)，寛文２年(1662)，文政２年

火山灰層ですが，その火山灰層は３層準あっ

琵琶湖の北湖を調査したさい，音波探査機の(1819)などの地震と対応していることが分かて，表層から３番目のものが1108年の浅間山記録から，北西部の今津町沖にはコブ状の地りました．

の 噴 火 で 降 っ て き た ｢浅 間 B｣で す ． 泥 質 堆 積形があって表層部に音波散乱層のあること，《十三湖の津波による堆積物》

物には，黒色，褐色〜茶褐色，明灰色のもの

この散乱層は沖合に向かって顕著な反射面と東北大学の箕浦先生と弘前大学の中谷先生とがみとめられますが，このうち黒色のものは，して連続し，やがてその沖合で消滅してしまは，青森県の日本海側にある十三湖とその周

湯の湖の通常の堆積物です．ここは，山間のうことが分かっておりました．つまり，この辺の湖沼を調べられておられますが，これら小さな湖なので，ふだんはこういった細かい

周辺の堆積物は，北湖の通常の泥質堆積物での湖沼では，通常は泥質の堆積物がつもって泥しかたまらないわけです．

はなく，湖底地すべりのときの堆積物，いわいるのに，ところどころに砂質の堆積物が挟次に，褐色〜茶褐色の泥質堆積物を調べてみ

ゆるタービダイトではないかと考えられたわ

まれているのを見出されました．そしてお２

ますと，その含水率が非常に違います．それけです(図９)．

人は，これらの砂質堆積物の堆積年代とそので，湖のなかのこの層の分布を調べると，河それでこの周辺域をボーリングして，これら性質から，これらは，過去の津波のときに湖口で非常に厚くて，河口から離れるほど薄くの堆積物を改めて調べてみました．そうしまに運び込まれたことを明らかにされました．

なっていく．CT画像では，この層が赤っぽい

すと，コブ状の地形は砂礫からなっているこ

津波は，地震の発生に伴って押し寄せるもの

色に映しだされたわけです．こうしたことかと，沖合のボーリング地点では何枚かの薄いですから，これは，過去の日本海側の地震活ら，この褐色〜茶褐色の泥質堆積物は，大量砂層が確認されるが，それぞれの深度は強い動の研究とも結びついているわけです．

に雨が降ったときに，いちどきに大量に湖に反射面の深度と一致すること，さらにその沖このように，湖底堆積物にはごく新しい時代運ばれてきた泥，つまり洪水時の堆積物であ

合では砂層が消滅することが分かり，これらの記録がよく残されていますから，その調査･ることが分かります．

が湖底地すべりのときの堆積物であることが研究は，災害や環境の問題とも関連して，い一方，この湖での堆積物の堆積速度は，火山

分かったわけです．さらにユニブームによっ

ま非常に重要になってきているのです．

灰 の ｢浅 間 B｣の 深 度 を 基 準 に し て 求 め ら れ まて砂層の平面分布を調べ，地すべり堆積物のすから，これらの洪水起源の泥質堆積物の年範囲をみると，図９のようになりました．

代を算定してみます．そしてこれらの年代を，一方，北湖では，さきに述べたように堆積速写 真 1− 湯 の 湖 洪
水 堆 積 物 の CT ス
キャナー画像図8−湯の湖洪水堆積物の堆積年代

図 9−琵琶湖今津沖の｢こぶ｣状地形と地すべり堆積物

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海跡湖の歴史―１

中海・宍道湖高安克己＝島根大学汽水域研究センター教授
徳岡隆夫＝島根大学汽水域研究センター長（理学部教授）①はじめに野を西流して大社湾に注いでいた．斐伊川がの火山岩瀬や堆積岩瀬からなり，３列の雁行

日本最大の汽水域

東流して現在の流路をとるようになったのは，状の山塊から構成されている．
『出雲国風土記』

山陰のほぼ中央部に突出する島根半島と，中江戸時代初期の西暦1635年（または1639年）との中の有名な「国引き」のくだりでは，これ

国山地のなだらかな山なみに抱かれて，中海いわれている．斐伊川の東流という事件には，

ら の 山 塊 （ 風 土 紀 で は 4つ の 地 塊 と さ れ て いから宍道湖に連なる狭長な湖沼地帯がある．

当時，上流地域で製鉄産業が急速に発展してる）は他国から引き寄せられたことになって

中海の湖水面積は86.8km ，宍道湖は79.2km で，きたという社会的背景が少なからず関わっており，そのときに使った綱にたとえられたのそれぞれわが国第５位，第７位の広さを誇っいた．製鉄原料の砂鉄を採取するため，風化が，「夜見嶋」（弓ヶ浜）であり，「薗長濱」（出ている（平成５年度版「理科年表」による）．

した花崗岩の山が大規模に切り崩された．ま雲砂丘）であった．ちなみに，それぞれの綱を両湖を含むこの一帯は，一級河川斐 伊 川 の河た炉の燃料としての炭をつくるため，森林の繋ぎ止めておいた杭は，大山と三瓶山とされ口 域 を 構 成 し て い る ． 幅 約 4km， 長 さ 約 17km

広域的な伐採が進んだ．こうして山野は荒廃ていた．

の長大な弓ヶ浜砂州（弓ヶ浜半島）に抱かれた

し，大量の土砂を含んだ斐伊川の水は平野部

さて，島根半島の３つの山塊のうち出雲平野

中海は，砂洲の先端と島根半島の間にある幅で頻繁に洪水を引き起こし，やがて流路の大北方の山塊は，出雲平野側に衝上していると僅か200〜400ｍ，長さ約７kmの境水道で日本転換が行われるまでになった．

いわれ，これを大社衝上断層と呼んでいる．

海に通じている．中海はまた，長さ８kmたら中海・宍道湖が，斐伊川と一連の水系に組みまた，この山塊と宍道湖北方に連なる山塊とずの大橋川で宍道湖と結ばれており，この湖

込まれて以後，周辺住民と湖とのかかわりはの間には向斜軸があり，その東への延長線上に海水の出入りを可能にしている．海水と淡いっそう強くなってきた．斐伊川の堆積作用に宍道湖が位置する．さらに，宍道湖北方の水が入り交じる汽水湖は一般に水深が浅く，を利用して計画的に新田を開発しようとした

山塊と中海北方の山塊との間は宍道断層と呼人間活動が最も活発な沖積平野に隣接してい「川違え」事業，洪水防止のための浚渫など

ばれる断層帯であり，一部で活断層の証拠がることから，その多くが，淡水化されたり干の諸策，農地と農業用水確保のための干拓・あるという（図1）．

拓されたりしてきた．その中で，中海・宍道

淡水化事業，或いは逆に汽水域特有の水産資

一方，低地帯の南縁にも，主に中期中新世の湖を合わせもつこの地域は，わが国に残され源の確保など，さまざまな計画が実施されて堆積岩瀬からなる丘陵地帯があり，地層はほた最大の汽水保有域となっている．

きた．それはまた，人間の自然に対する働き

ぼ一様に北方の低地側に緩く傾いている．つ中海・宍道湖は，他の多くの汽水湖と同様に，

かけと，それに対する自然の反応の歴史でもまり，中海から宍道湖・出雲平野に至る一帯

成因的には海跡湖に含められている．海跡湖

あった（表2）．

は，かって言われていたような地溝帯ではな

は，後氷期の海水面変動に支配されてできた湖底堆積物に残されているさまざまな記録をいにしても，断層や褶曲運動の結果形成され湖である．湖面の位置が常にほぼ海水面の位

地質学的方法を用いて解読することにより，た沈降帯としての性格を持っている．中新世

置にあるために，微妙な海水面の動きが周辺

湖やその周辺地域の環境変遷を知ることがで末期には，沈降帯の中ほどやや東寄りに嵩 山の地形を変え，湖の環境を大きく変化させてきる．本来，ゆっくりと進行してきた自然のの安山岩火山活動が起こっている．この結果きたことは想像に難くない．

営みが，人間の働きかけが強まるにしたがっ生じた山体は，後述するように，沈降帯を東中海・宍道湖と人間生活てどのように反応するようになったか，とい

西に分ける高まりとして，中海・宍道湖の形

今から約1,200年前に編纂された『出雲国風土

う点について具体的に解明することは，これ成にも大きく関わることになる．

記』によれば，中海と日本海を分ける弓ヶ浜

からの自然利用や環境の管理にとっておおい上述したような沈降運動を反映しているもの

半島は「夜見嶋」とよばれる砂の島であった．

に参考になるものと思われる．ここでは，筆と思われるが，弟四紀の段丘の発達もあまり

両湖とも現在より海水の出入りが自由な「入者ら島根大学のスタッフや学生が，関係諸機良くない．とくに，海成段丘は地表には全く海」であり，中海にはイルカやサメが泳ぎ，関の協力を得て行ってきた中海・宍道湖の自露出せず，海成層は平野や湖底下に埋没して宍道湖でもクロダイや海藻のミルがとれたと

然史解明に関する研究を紹介する．

いる．図２は，ボーリングで明らかにされたいう．この時代は，いわゆる中世の温暖期の②中海・宍道湖の概要

中海・宍道湖湖底下の第四系断面図である．

始まりにあたり，温暖化にともなう微妙な海周辺の地形と地質

ここでは，いわゆる下末吉期海成層である弓面上昇が，このような光景を生みだしたとも

東方の美保湾から中海，宍道湖，出雲平野をヶ浜層のつくる埋没段丘面が，現海面下約25考えられる．

経て西方の大社湾に至る低地帯の北側には，ｍのところに見られる．弓ヶ浜層を不整合で

現在は宍道湖に流入している斐伊川は，風土

島根半島の山なみが連なっている．この山地

おおう安来層は最終氷期の非海成堆積物で，紀時代には「出雲の大川」とよばれ，出雲平は，新弟三紀中新世の前期から中期にかけて

地表にもわずかに分布しているが，その大部

2

2

ひ い がわだけ さん

URBAN KUBOTA NO.32｜38図1―中海・宍道湖周辺の第四紀地質図 （中新統の主な地質構造を含む）

図2―ボーリング試料による中海・宍道湖湖底の地質断面図

図３―宍道湖の湖底地形分類図
図3―宍道湖の湖底地形分類図

表2―中海・宍道湖と人間のかかわり

表1―中海・宍道湖湖底の地層区分と音響層序

表3―中海・宍道湖に関する基礎データ

URBAN KUBOTA NO.32｜39いいなしがわ

分は図に示すように湖底下で埋没段丘を形成

い湾入がある．また南岸では，飯梨川 のデル

川の出口付近まで底層を楔状に張り出してくしている．なお弓ヶ浜層の堆積後，安来層のタが湖心に向かって突出している．湖の中央る．ときには大橋川をつたわって宍道湖にもだいこんじま堆積前に大根島をつくる玄武岩が噴出していやや北寄りのところには，低平な 大 根 島 と江流入し，湖盆に塩水の溜まりができる．冬季

るが，この火山活動はもっと古くから始まっ島があり，これより北の水域は干拓計画のたから春先にかけては，雪解けの淡水流入量がている，との意見もある（渡辺，1988)．

めに大きく改変されている．すなわち，大根多いこと，表層水と底層水の温度差が小さく

中海・宍道湖の形成と直接かかわる最終氷期

島と江島，および島根半島を結ぶ堰堤によっなること，風浪による湖水の攪拌が起こりや最盛期（約2万年前)以降の堆積物は，境港層て，1,689haにおよぶ広大な閉鎖水域が1981年

すいこと，などの理由から湖水の二層構造はと中海層と呼ばれるが，これらについては後までに出現しており，現在では江島と弓ヶ浜

不明瞭になる．

で詳しく述べることにする．

半島の間に築かれた中浦水門によってのみ中今，仮に流入する淡水と侵入してくる塩水と中海・宍道湖の湖底地形

海と境水道とが連絡している．宍道湖に比べが混じり合わないとした場合，宍道湖の平均表3に示すように，両湖とも水面高度は低く，ると浚渫地域が多く，沿岸の干拓や埋立てな

塩分濃度を３‰とすれば，湖水中の淡水平均

水深も浅くて，海跡湖特有の地形をしている．

どの人工改変が進んでいる．

含有率は約91％となり，34.4×107 ｍ 3の淡水が宍道湖では，水深2〜3ｍまでの湖棚地形が湖

湖水の動き含まれることになる．これを１日当たりの淡岸から幅数100ｍにわたって湖盆をとりまいて

宍道湖に流入する淡水量のうち，約80％は斐

水流入量で割れば，淡水の湖水における滞留いる（図3）．湖棚は良くみると2段に分かれ伊川からのものである．宍道湖から淡水の流日数が算出され，それは宍道湖の場合約74日

るところがある．また湖棚の湖盆に面した縁出河川としては，中海と連絡している大橋川になる．中海の場合も同様に計算すると約32

さだ

辺部では，ところどころにサンド・バー状のと日本海への人工的放水路である佐 陀 川があ日になる．つまり斐伊川が宍道湖の西岸に注高まりがみられる．湖西部では，出雲地方最るが，後者は水門で仕切られ，常時はほとん

いでから，約100日かけて日本海に流出してい大の河川である斐伊川のフアンデルタが発達

ど機能していない．したがって，宍道湖に流ることになり，この間に集水域から運搬されし，その先端は湖盆に細長く張り出している．

入した河川水のほとんど全てが下流側の中海てきた砕屑粒子の沈殿や，栄養塩類の湖水へ

湖盆は，浚渫域を除けば水深4〜5ｍの極めてに流出していくことになり，その量は中海にの負荷などが行われている．河口に形成され平坦な地形をしており，湖東部では湖心に向流入する淡水量の約70％にのぼる．一方，中たこれらの湖は，淡水や砕屑物運搬のバッフ

かって緩く傾斜している．

海からの淡水の流出と海水の出入りは，境水

ァー的役割を演じていると同時に，湖水の汚中海では，湖棚地形は南岸の一部を除いてあ道から中浦水門を経由して行われているのみ

濁の原因もつくっている，といえよう．

まり明瞭ではない．湖底は平坦で東方に向かである．

水質の汚濁のメカニズム解明や底泥への汚濁って緩く傾き，弓ヶ浜砂洲によって仕切られ塩水と淡水の比重の差によって生じる塩分躍物質の負荷などの問題は，汽水湖研究においている．湖の南東部には，入り組んだ湖岸線

層の出現は，とくに夏期の中海において著して重要なテーマであるが，本論の主旨とは異と弓ヶ浜砂洲によって画された米子湾の奥深

く，塩分濃度が25‰以上の重たい塩水が大橋なるので話題を次に進めることにする．

図4―中海・宍道湖における音波探査測線と代表的な音波探査記録

URBAN KUBOTA NO.32｜40

③中海層の基盤ている．すなわち，宍道湖の下には松江市東暗示している．

音波探査記録部から現在の大社湾方面へ続く谷が認められ

中海層の堆積速度

最終氷期の低海面期に浸食された谷が，そのる．われわれはこれを「古宍道川」と呼んで宍道湖底および斐伊川河口部で掘られたボー

後の海進期堆積物によって埋積されたところ

いるが，ボーリング資料から，その中流部にリング試料の花粉分析から，大西（1993）は，が海岸部の沖積平野で，埋積が周辺より遅れは小さな淡水の池があったと推定されている．

表2・1（本誌8ページ）に示すような花粉分帯

い う がわ

たためにできた閉じた水域が海跡湖である．

一方，中海では飯梨川や意 宇 川 から現在の美を提唱している．また，同じコアから報告さ中海・宍道湖の場合，この海跡湖形成に直接

保湾方面に延びる谷がみとめられる．この谷

れている 14Ｃ年代や，周辺の遺跡の各種資料を関わりのあった地層を中海層とよんでいる．

は，現在の米子空港付近の地下35ｍあたりで，考慮して，各花粉帯の年代を推定している．

中海層の厚さや地下での分布，層相の変化，

当時の日本海に注いでいたものと考えられる．

図２の地質断面図に示したように，宍道湖底そこに含まれる化石などは，中海・宍道湖のボーリングによって確認された当時の海成層の中海層については花粉分析に基づく年代目

形成史を解明するための重要なデータを提供

は境港層と呼ばれている．

盛りが打たれている．これによれば，宍道湖

している．

④後氷期の海進における中海層中・下部の堆積速度は，西に中海・宍道湖では，湖底下の堆積物の構造を

中海層の堆積あ る コ ア ほ ど 速 く ， 約 10,000〜 2,000年 前 ま

明らかにするために，ほぼ全域にわたってユ

前述した谷地形に沿って侵入した海水は，東で の間SB1では約2.3mm/ｙ，BP1では約2mm/ｙ

ニブーム（EG&G社）などによる音波探査が行と西から奥行きの深い入り江を形成した．東で 一 定 で あ る ． 最 も 東 に あ る SB2 コ ア で はわれている（図4）．地層中のガスに起因する

方の入り江は「古中海湾」， 西方の入り江は

10,000〜5,000年前では約0.9mm/ｙと遅いが，と思われる音響散乱層によって記録がとれな「古宍道湾」と呼ばれる， それらの入り江に5,000〜2,000年前では約2.0mm/ｙになる（これいところもあるが，それ以外のところでは非堆積した地層が中海層である．中海層の下部

らの値は試料が堆積後の圧密を受けているた

常 に よ い 記 録 が 得 ら れ ，これによって地 下 40

〜中部層は一般に泥質の堆積物であるが，出め，そのままでは後述するような底質表層部ｍ程度までの構造を知ることができる．さらかん ど がわ

雲平野の地下では，かっての斐伊川や 神 戸 川のコアから算出した堆積速度との比較はできに ，す でに紹介し た湖底や 平野 部でのボーリの三角州堆積物がしばしば挟まれる．また現ない）．

ングによる資料をも考慮して，中海層が堆積

在も堆積中の宍道湖や中海湖底を除けば，中「古宍道湖湾」

する以前の詳しい谷地形が復元されている．

海層の上部層には粗粒堆積物が発達し，埋積

当時，中海の方が宍道湖の堆積速度より速か

中海層堆積以前の古地形がほぼ終了したことを示している，美保湾やった理由については，まだ十分に検討されて図５は，約１万年前の出雲地方の谷の状況を

大社湾に沿った海岸部では，下部から連続的はいない．しかし後述するように，現在では示したものである．これからわかるように，に砂層が堆積しているところがある．このよ

宍道湖よりも中海の方が堆積速度が明らかに

宍道湖と中海の形成は，嵩山の安山岩の山体うな場所では，海進初期から，少なくとも海遅いことを考慮すると，当時は，両水域の地を境にして，本来は別々の谷地形から出発し面下では沿岸洲の形成が進行していたことを理的・水理的状況が互いにかなり異なってい

図5―中海層の基底等深線図（約1万年前の谷地形）

URBAN KUBOTA NO.32｜41

図6―弓ヶ浜の地形分類と地質断面 <地形分類図は貞方(1991)にもとづき一部省略．地質断面図は中村(1991)による>たこと示しているのかも知れない．このことを支持するもうひとつの例がある．
宍道湖では，上記のコアによって有孔虫の分析も行われている（紺田・水野，1987；前本ほか，1989）．それらのデータでは，有孔虫を産出する層準はどのコアでもある部分に集中していて，その年代は花粉分帯に基づけば
8,500〜5,200年前の範囲内にある．これらの
コ ア の う ち SB1と SB2は 1960年 代 に 地 質 調 査所で掘られたもので，当時のコアの記載には，有孔虫産出層準を中心にウニの刺やイヨスダ
レガイなど，現在の宍道湖より明らかに塩分濃度の濃いところに棲む底生生物遺骸も含まれていたことが記されている．
これらの底生生物の産出年代は各コアによって異なっていて一様ではないが，これは，当時の湾内の底層水や底質が，場所により微妙に違っていたことを示すのであろう．この点については議論が残るところだが，大きくみると，海水侵入の影響が最も強かった時期で図7―柱状試料からみた中海の環境変遷

も，いちばん東にあるSB2では有孔虫群集は湾央から湾奥に棲む群集しか産出しないが，西方のコアになるほど湾口近くに棲む群集が産出する．このことは，「古宍道湾」は西方に開いた湾であって，東端が閉じていたことを暗示しており，後氷期の最大海進時でも，「古宍道湾」は「古中海湾」とは通じていない別の水域であった，と考えるもうひとつの理由でもある．
出雲平野の形成と「古宍道湖」の誕生
約5,000年前頃を境にしてそれ以後しばらくの間，宍道湖ではどのコアからも，有孔虫や比較的海水の影響の強い貝類などが出現しなくなる．この5,000年前頃の変化はかなり急激である．
このことから，約5,000年前頃には斐伊川や神戸川のデルタが十分に発達して出雲平野の原形を形成すると共に，そのデルタは，北側の対岸にまで達するほどに成長し，「古宍道湾」の湾口部を埋積して，海水の出入口近くを閉鎖してしまったものと考えられる．
こうして，海水の影響をほとんど受けなくなたこと示しているのかも知れない．このこと

URBAN KUBOTA NO.32｜42

った閉鎖水域，すなわち「古宍道湖」が誕生から，この貝殻層は，「夜見島」の存在を支持ヶ浜の外浜が急速に形成・拡大する．外浜のする．さきに述べたように，SB1やBP1の堆積する資料であるとした．

砂層のみに鉄滓の混入が見られることは，こ速度にこの事件による変化がみられないこと

また徳岡ほか（1990）では，高安ほか（1989，のことを端的に物語っている（貞方，1991）．

から，斐伊川の河口は，西方に向いて開いて

1990）や瀬戸ほか（1990）などによる表層コアの以上のように，『出雲国風土記』に描かれたいたと思われる．現在の出雲砂丘の直下には化石分析の結果を総合して，米子湾から中海「夜見島」の存在は，地質学的な資料からも中新統の砂岩が分布しているが，当時は，こ南東部の底質環境を次のように考えた．すな

裏付けることができる．また「夜見島」かられがバリアーになって「古宍道湾」の名残で

わちこの水域では，西暦1,000年代の後半まで

弓ヶ浜半島へと成長していく過程は，この時あ る「 神 門 水 海 」の 湾入 が広がっ てい たこ

は底層水の交換が比較的良くなされる環境で期に日野川水系の集水域から運搬される土砂とが確かめられている．この「神門水海」も，あったが，その後1,600年頃まではそのようなの量が増加してきたことを示していると思わ斐伊川のデルタによって急速に埋め立てられ環境を中断するように，湾奥の非常に水通しれるが，時を同じくして地球全体の気候が17ていく．

が悪い閉鎖的な環境となる時期が数回挟まれ世紀頃をピークとする近世の小氷期に向かっ⑤弓ヶ浜砂州と中海る（図7）．このことは，1,000年代の後半からていたという事実があり（三上，1991），これ

弓ヶ浜砂州

1,600年頃までの間は，弓ヶ浜半島の頸部に美との関連についても今後検討していく必要が現在，中海と日本海（美保湾）を境する弓ヶ浜

保湾に通じる水道が断続的に形成されていたあろう．

半島は，主に日野川が運搬してきた砂によっ

可 能 性 を 示 唆 し て い る ． 1,600年 以 降 に な る⑥たたら製鉄の発達と宍道湖の埋積て形成された長大な砂洲である（図6）．砂洲と，米子湾では閉鎖的な環境が断続的に進み，たたら製鉄と 鉄 穴 ながしの上には延びの方向とほぼ平行に，従来から

1,800年代後半から底生生物がほとんど生息ですでに述べたように，現在，宍道湖・中海水「内浜」「中浜」「外浜」と呼ばれてきた浜堤

きないほど劣悪な環境となった．

域への物質の輸送・分散を支配する自然的要列がみられる．ただし内浜と中浜の区別は，一方，日野川の集水域では“たたら製鉄”の素として，斐伊川の流入は最も注目される．

砂洲の中程から先端にかけて不明瞭になり，最盛期を迎え，流出する土砂量が急増して弓斐伊川の集水域である中国山地には，中生代

かんどの みず うみ

かん な

先端部では幾つもの小さな浜堤が形成されている．またボーリングや音波探査の記録は，

図8―中海・宍道湖集水域の地質と各流域における地質分布

内浜よりさらに中海寄りに，現在ではほとん
ど水中に没していたり，或いは埋立地の下に隠れている“砂州”が，江島に向かって延びていることを示している．この水中の“砂州”
は，遺跡の分布などから弥生時代には離水していたと推定される（大西・高安，1982）．その後，この水中砂洲の外側に順次浜堤列が付け加わる形で，半島状の長大な砂洲にまで成長してきたが，その過程で冒頭に述べた「夜見島」の時代を経験する．
「夜見島」から弓ヶ浜へ
弓ヶ浜が，米子から半島状にのびた砂州であった時代と「夜見島」であった時代とでは，当然のことながら，中海の環境は大きく異なっていた．水野ほか（1972）は，1963〜1970年に行った調査で，中海南東域の湖底下40〜80cmの堆積層中に，サルボウガイ，イヨスダレ
ガイ，カガミガイ，などからなる顕著な堆積層が存在することを明らかにした．そして，貝殻層の 14 Ｃ年代が1,540±100ｙ.B.Pを示すこと

URBAN KUBOTA NO.32｜43

末から古第三紀に形成された花崗岩類が広く

斐伊川デルタの東進

宍道湖・中海の埋積

分布している（図8）．その風化物のなかには

斐伊川が東流したあと，出雲平野東部の埋積

一方，斐伊川が運ぶ土砂のうち細粒砕屑物は，良質の砂鉄が含まれており，古来より製鉄がは急速に進んだ（図9）．ボーリングの資料な

湖水に混濁し，運搬されて湖底に堆積する．

盛んであった．この地方の製鉄遺跡はすでにどによると，平野の東部において斐伊川デル

宍道湖・中海の湖底は，このために確実に浅弥生時代から知られているが，中世になるとタの東進を示す中海層最上部の砂層は，どこくなってきている．図10は，1962〜1963年に粘土で築いた製鉄用の炉（製鉄たたら）が用いでも平均8ｍ程度の厚さである（大西・松田，

測 量 さ れ た 国 土 地 理 院 発 行 の １ 万 分 の 1湖 沼

られるようになり産業として定着してくる．

1985;山内ほか，1988）．これらの資料から計算

図「宍道湖」「中海」と，1986〜1987年にアトそして16世紀の戦国時代には，鉄の需要が高すると，東流後約350年間の堆積量は25,000×

ラスデソ20型精密水深測定機を用いて筆者ら

4

3

4

3

ま っ た 事 を 契 機 に 急 速 に 発 展 し ， 17〜 18世

10 ｍ であり，年平均では70×10 ｍ となる（徳が作成した両湖の深浅図である．湖底地形の紀にはそのピークを迎える．たたら製鉄には

岡ほか，1990）．また斐伊川の流砂量と砂防堰変化から堆積速度を概略的に推定すると，宍大量の砂鉄が使われる．人々は，風化した花堤の埋積量から，道上ほか（1980）は，斐伊川

道湖の湖心部では3×104ｍ 3/年（0.14gr/cm2年）

崗岩の山を冬の間に崩してマサ土を谷川に流河口での堆砂量を1935年までは70×104 ｍ 3/年，となり，河口域の約1/10の堆積量であること

し，夏の農閑期に，中〜下流域で砂鉄の濃集

土 砂 採 取 規 制 の 進 ん だ 1975年 以 降 は 11×10 4

が わ か る ． 中 海 で は ， 宍 道 湖 湖 心 部 の 約 1/2部を採取した．このような採取方法を“鉄穴ｍ 3 /年と推定している．

の堆積速度である．

流し”と呼んでいる．

斐伊川から流出する土砂のうち，粗流部分のこの測深法で推定した値は， 210 Pbと 137 Csを用

たたら製鉄にともなうマサ土の採取量の合計

ほとんどは河口から数km以内の宍道湖底に堆いた過去数10年から数100年間の平均堆積速度4積する．近世以後，治水と新田開発のために（Matsumoto，1975，1987；三梨・徳岡，1988）ｍ であり（赤木，1982），土砂採取後の地形変

斐伊川の流路は人為的に変えられた．現在のともかなり良く一致する．図11に， 210 Pb法と化から推定すると15,000×104ｍ 3である（貞方，

河道は1938年以降使用されているが，それ以1371982）．マサ土採取による土砂流出が最も多く

前には，1832年に開削された新川筋が利用さ

湖では西方ほど堆積速度が大きく，湖心部でなるのは西暦1,800年前後とされているが（高れていた．新川筋の河道は，埋積が進んだたは約0.1gr/cm2/年である．中海では場所による

橋，1990），冒頭で述べたように，すでに17世

め1940年には完全に放棄されている．宍道湖

堆積速度のちがいはあまり認められず，どこ

紀初頭には，斐伊川は下流部で頻繁に洪水を西部の湖底堆積物には，この「昭和の河違え」でも約0.05gr/cm 2 /年程度である．

引き起こす暴れ川になっていた．

の記録が明瞭に残されている．

は，文献学的検討による推定では18,000×10
3

図9―宍道湖西縁部の埋積過程

Cs法による各地点の堆積速度を示す．宍道

図10―中海・宍道湖における湖底の埋積図 11―中海・宍道湖の堆積速度

URBAN KUBOTA NO.32｜44図12―中海における貝類群集の変化
境水道から大根島の北を通り，反時計回りに海水が侵入していた1944年当時は，
大根島の南東部の水深5ｍ以上で夏期に底層水の酸欠状態が著しく，貝類の死圏が出現していた．1960年代には，中海南東部の強還元型の底質域に対応してチヨ
ノハナガイ―シズクガイ群集がみられ，最強還元型の米子湾は，このときすでに貝類がほとんど見られなかった．中海北部が干拓地堰堤で仕切られた1980年代
では，中浦水門を境にして環境が大きく異なるようになり，それに応じて群集構成も変化した．チゴトリガイを含む群集が中海南東部を中心に海水の侵入経路に沿って分布し，中海南西部は強還元型の群集に入れ替わった．米子湾の貧貝類の状況は変わっていない．

図13―中海における介形虫群集の最近の変化
1960年代にBiotopeⅢとした水域に分布する介形虫群集には1980年代になっても大きな変化は見られない．1980年代の中海にはB.bisanensisが優占する群集
が広く分布する．しかし，構成種は1960年代のBiotopeⅡを構成していた群集より明らかに減少し，南西部から南部
沿岸部，および米子湾では個体数も非常に減少して貧弱な群集になっている．
さらに，1960年代にBiotopeⅠとされていた水域では1980年代には介形虫が検出されなかった．

図14―中海における有孔虫群集の最近の変化
境 水 道 の 群 集 は 1960年 代 と1980年 代 で と く に 大 き な 変化はないが，中海南西部や米子湾は1980年代には
Ammonia beccarii forma1が
圧 倒 的 に優 占 する 群集 に 入れ替わっている．
中 海 南 東 部 で は 1980年 代 でもTrochammina hadiが優占してい る が， 1960年 代 とは 逆に 中 浦 水門 か らの 海水 侵 入
経 路 に そっ た 分布 を示 し ている．

図15―中海における珪藻群集の最近の変化
Cyclotella Spp.としたものの大部分は低鹹汽水環境を代表するC.caspiaである．
この種は宍道湖でしばしば出現するが，1980年 代 に は 中 海 に も 広 く 見 ら れ る よ
うになった．これとは逆に，高鹹汽水〜内湾種である Paralia sulcataは，中海での出現が減少し，とくに米子湾域では全く見られなくなった．

URBAN KUBOTA NO.32｜45

⑦中海における最近の環境変化圏とみなして底質表層の遺骸群集を調べると，

しかし，これまでとは逆に中海南西部には新に後退した海岸線に注ぐ河川が，現在の中海河口を向けていた．

河口付近には小さな淡水の池があった．

干拓・淡水化事業進行前の中海

現在では境水道域に限定されるヒメカノコア

しい夏期貝類死圏が形成されつつあるように・宍道湖地域を浸食していた．

一方，古中海湾では，現在の弓ヶ浜の西縁を約300年前（江戸時代）

中海は，かっては日本で有数の“アカガイ”

サリは，1940年代では大根島の北部から西南みえる．また米子湾の閉鎖的な環境は，ほと

約11,000年前（更新世最末期）

中軸にして水底に砂洲が形成されつつあった．

斐伊川が東流した17世紀中ごろの古地理図で（正しくはサルボウガイ）の産地であった．

部まで分布し，また，現在では中浦水門からんど改善されていない．さらに中浦水門をは

海面は次第に上昇して，海水域は東部では境

約2,400年前（弥生時代）

ある．斐伊川のデルタが出雲平野の東部を拡“アカガイ”ばかりでなく，アサリやエビ，

海水の侵入コースに沿って中海東部に分布しさんで境水道側と中海側では，群集構成にか港付近にまで，西部では大社湾付近にまで達この時代は一般に，小規模な海退期であると大している．宍道湖は，流入した大量の河川

ガザミなど，豊富な生物資源を誇っていた．

ているチドリゴカイは，当時は大根島の西かなり大きな差が認められる．サルボウなど有するようになった．宍道湖のあたりには小さされている（古川，1972）．弓ヶ浜砂洲が出現

水によって再び淡水に近い状態になった．弓しかし，アカガイ漁は1950年代に急速に衰退

ら南を通って米子湾にまで分布していた．く用な貝類の生息域であった当時の大根島西部

な淡水域が存在していた．

し，古中海湾は汽水の潟湖となった．
「神門水ヶ浜砂洲も再び出現し，日野川から土砂の供し，1958年には壊滅した．さらに，1960年代

だんのサルボウガイは，大根島の西部から南から南西部の環境は，現在では中海のどこに約7,000年前（縄文時代早期）

海」は，斐伊川と神戸川によって埋立が進み，給を得て急速に成長していった．中海は閉鎖に始まった干拓・淡水化事業は，関連する工西部を中心に分布していた．

も見あたらない状況となっている（図12Ｃ）．

海進は，かっての谷にそってさらに進み，大じんさい こ神 西 湖 付近に汽水域を残すのみとなった．古的になり底質や底層水の環境は次第に悪化す

事の進行にともなって湖の水理環境や底質環

1959〜1960年に行われたKikuchi（1964）の調

ほぼ同様なことは，介形虫，有孔虫，珪藻な社湾から松江にのびる古宍道湾や古中海湾が宍道湖は水位の下降によってわずかに水域をる傾向がみられる．
『神門水海』も埋積と沿岸境を大きく変化させた．

査や，1965〜1966年の水野ほか（1969）の調査

どの分布の変化でも読みとれる（図13Ａ・Ｂ，できた．古宍道湾の堆積物からは，すでに述狭めたものの，基本的には以前の状態と変わ部の開発が進み，水域を縮小していった．

中海全域の貝類分布については，今から約50（図12Ｂ）でも，基本的には1940年代の状況と変図14Ａ・Ｂ，図15Ａ・Ｂ）．分類群の異なるこれ

べたように湾奥から湾口の環境を示す有孔虫りなかった．

約100年前（明治時代）

年前の1944年に，宮地ほか（1945）によって行

わりない．ただし大根島南東部の夏季死圏がらの生物は，環境に応じてそれぞれ特有の分が見つかっている．湾口近くでは斐伊川や神約1,200年前（奈良時代）

斐伊川の川違えなどの効果も加わり，宍道湖

われている．彼らの調査結果は，当時海水が拡大し，全体に貝類相が貧弱になっているよ布パターンを示しているが，それらを組み合戸川による埋積が進行していた．

この時期の状況は，『出雲国風土記』に詳しく

西部の埋積はさらに進行し，出雲平野が拡大

境水道から大根島の北を反時計回りに廻るコー

うに見受けられる．とくに米子湾にはほとん

わせることによって，より詳細な環境解析が約5,000年前（縄文時代前期末）記録されている．海面はわずかに高くなり，していった．佐陀川の開削や大橋川の浚渫にスで侵入していたことを明白に示している（図ど貝類がみられず，20年間に著しく環境が悪可能になるものと思われる．

斐伊川からの土砂の供給によって古宍道湾が弓ヶ浜は夜見島と呼ばれるバリアー状の小さより，宍道湖は低塩分の汽水湖になった．中12Ａ）．大根島南東域の湖盆には黒色の還元性化したことを示している．

⑧中海・宍道湖の地史

分断され，東部の水域に淡水の古宍道湖が誕な島になった．中海と宍道湖域への海水の侵海でも境水道の浚渫などにより，海水の流入

泥土が分布し，夏には無酸素状態になるため，干拓地堰堤完成後の状況

最後に，これまで述べたようなさまざまな地生した．古宍道湖の水位の上昇は，やがて大入は容易になり，中海は再び内湾に，また宍が一次的に良くなり，環境はわずかに改善さ

すでに貝殻の夏期死圏が存在していた．しか大根島北部〜西部にかけての“本庄干拓予定

質学的情報にもとづいて描かれた，中海と宍橋川の水路を開き，古中海湾にその水を排出

道湖は汽水湖になった．この状況における両れる．しかし，これも長続きせず，20世紀のお う

し春季になれば，そのようなところにも各種地”の堰堤が完成した後では，明らかに状況

道湖の生い立ちの過程を図16に示す．

するようになった．ここで初めて，宍道湖と水域は，風土記の記述にちなんで「飫宇 の入後半から急速に富栄養化や底質の悪化が進行の貝類が生息していた．

は異なる．中浦水門から侵入した海水は，底約2万年前（更新世後期後半）

中海が共通の水域になった．古宍道湾を分断

海」と呼ばれている（島根大学地域分析研究するようになった．

黒色泥土上の死骸はあまり移動した形跡がな

層水に酸素を補給する．これによって，中海

最終氷期の最盛期のころで，海面は現在に比させた斐伊川や神戸川の河口は，後に「神門会，1982）．この時代にも，まだ斐伊川は西方いことから，死骸の分布がその種の最大分布

南東部の底質環境は確かに多少改善された．

べて80ｍも低いところにあった．はるか沖合い

水海」と呼ばれるようになった西方の内湾にの『神門水海』に河口を開いたままであり，

図16−中海・宍道湖を中心とした古地理の変遷

URBAN KUBOTA NO.32｜46･47

海跡湖の地史−２

浜名湖
池谷仙之＝静岡大学理学部教授

浜名湖は65km２ の水域面積をもち，日本の湖沼

中･古生代の堆積岩や変成岩類の走向方向(東ｍの台地面(新所原面)を形成している．

の中では第10位，海跡湖としては第５位の大北東−西南西)に配列し，尾根には浸食からま《南部地域》

きさである．湖岸線の輪郭は，右手を開いたぬがれたチャートや珪質石灰岩などの硬質岩

三方原および天伯原の海食崖から遠洲灘の汀ように複雑に入り組んだ形状をなし，その総が露出している．河川は，軟質の堆積岩地域

線までは海岸平野が広く発達し，特に三方原

延長は127kmに達する．手の各指にあたる部分を浸食して流路を定め，浜名湖に流入してい台 地 の 南 側 で は ， 標 高 約 ３ 〜 10ｍ ， 幅 約 ３は付属湖となり，主な河川はそこに注がれる．

る．これらの河川沿いには２段の段丘が発達〜４kmの砂堤および砂丘列が，海岸線にほぼ

手 首 に あ た る 部 分 に 約 200ｍ ほ ど の 湖 口 が 開している．

平行に６列形成されている．これらの砂堤上

き，遠洲灘と連絡している．

湖の北岸に沿っては珪質岩が直接露出し，岩には弥生時代の考古遺跡が発見されている．

水深は，北半部が6〜12ｍと比較的深いのに対礁湖岸を形成している．これらの中・古生層

砂堤列の間は，標高２ｍ以下の低湿地帯およして，南半部は４ｍ以下と浅い．特に湖口部

は，ボーリング地点85Ｈ−3(後述)の湖底下約

び池沼となっている．

付近は1ｍ以下の浅瀬からなり，干潮時に干出50ｍに確認され，湖底堆積物の基盤をなしてい②浜名湖の自然環境

みやこ だ がわ

して湖内への海水の流入を妨げている．湖水る．また北部の湖岸から 都 田 川 流域にかけて《地形》

面が海面とほぼ等しいために，湖水と海水とは，標高約30ｍの段丘を形成する西気賀累層

浜名湖は多くの付属湖をもち，北西部の猪鼻

いのはな こいなさほそえの交換は主として潮汐作用によって行われる．

(層厚約10ｍ)が分布し，さらに 猪 鼻 湖 岸に沿湖，松見ヶ浦，北東部の引佐細江 ，東部の庄

河川によって供給される淡水の年間総量は，って，完新世の高位海水準期に形成されたと内湖などの湾入部と，それらを隔てている大湖の容積の約1.6倍程度である．

考えられる湖岸段丘が，少なくとも２面(標高

崎半島，村 櫛 半島などの北東−南西方向にのこの広大な水域は，いつ頃どのようにして生４ｍと1.5〜３ｍ)存在する．

びる突出部によって特徴づけられる．湖盆のまれ，どのような変遷をたどって現在に至っ《東部地域》

形成過程は，地質およびその構造運動が密接ているのであろうか．

「古天竜川」が供給した粗粒堆積物からなる
み かたがはらむらくしに関係していると考えられ，湖底の等深線が①浜名湖周辺の地形と地質

広い扇状地平坦面(三 方 原 台地)が発達する．

北東−南西方向を長軸とする３列の舟底型盆

図２に浜名湖とその周辺地域の地形，図３に

こ の 台 地 を 形 成 す る 三 方 原 礫 層 (最 大 層 厚 10地からなることは，同一方向の軸をもつ第四浜名湖地域の東西地形模式断面を示す．

ｍ )の 下 位 は 下 末 吉 海 進 期 (約 15〜 10万 年 前 )紀の波曲運動とも大きく関係している．主湖《北部地域》に対比され，かってナウマン象の下顎骨や牙のほぼ中央部には北東−南西方向に比高約５

浸食の進んだ晩壮年〜老年期を示す標高300〜などを産出した浜松累層からなる．浜松累層ｍの小崖が連続し，湖を大きく南北に2分して400ｍの低い山地からなり，その地形は，地質は，浜名湖寄りの西部では内湾性の泥層が卓いるが，この小崖地形の形成は潮流による堆構造に強く規制されている．山稜は主として，越する「佐浜相」を示すが，天竜川寄りでは湾積作用だけでなく，地質構造と地殻変動に大図1−浜名湖の底質図

奥汽水性の泥層に河口性の砂礫層が頻繁に挟きく影響されていると考えられる．

まれる「鴨江相」に移り変わる．これらの地層

湖岸線に沿って水深１〜1.5ｍの湖棚と1.5〜が堆積した当時の古地理は，図4aのように考

3.5ｍ の 緩 斜 面 が み ら れ る ． こ れ ら の 平 坦 面

えられている．三方原台地の南縁は比高約25

は ，過去の低位海水準期に形成された化石地

ｍの海食崖となり，東縁には河成段丘が3段認形の可能性が高い．また，湖内には人為的にめられる．また低地には，天竜川の残した自改変された地形が多く，それらは，養鰻池と然堤防が広く分布する．

して利用されている幅狭い湖棚部と，海水交換と船の航路のために掘削された幅100ｍ，水《西部地域》てんぱく

標高50〜80ｍの開析の進んだ西浜名丘陵( 天 伯

深2.5ｍの細長い水路部である．

ばら原 台地)が広がり，その南縁は標高50ｍの海食《底質》

崖となって遠洲灘に面している．台地下の地図１浜名湖の底質分布を示す．湖内に突き帽は沿岸海浜性の砂礫層を主体とし，内湾性出した岬の延長部にあたる湖底および湖北沿の泥層を挟在する渥美累層(層厚約80ｍ)から岸部には，中・古生層からなる岩盤が露出し，なる．渥美累層は，東部の浜松累層に対比さ湖棚から緩斜面にかけての浅瀬には，表層数れる．丘陵の東縁では，渥美累層を不整合にcmの現泥質堆積物下に過去の低位海水準期におおう新所原礫層(層厚約３ｍ)が比高30〜40堆積したと推定される中・古生層由来の礫がURBAN KUBOTA NO.32｜48図２中のアカ線枠 A・B は，図５の浜名湖東岸部谷底平
地のボーリング調査地域を，アカ線枠 C は，図６の南部
海岸平野のボーリング調査地域を示す．

図2−浜名湖とその周辺の地形

図3−浜名湖地域の東西地形模式断面〈地 形 図は ，平 成 ４年 ９月 発 行・ 国土 地 理院 ５ 万分 の １ 地 形図 「 浜 松」 に よ る〉

図4−更新世後期の浜名湖周辺の古地理

URBAN KUBOTA NO.32｜49

堆積している．

検出できるほどの高濃度となる．

ィールドとしてボーリング調査を行なった．

一方，外洋沿岸水の流入する湖南および湖東《生物相》《湖岸東部の谷底平地》

沿岸部の浅瀬には，淘汰の良い砂(中央粒径値

浜名湖に生息する大型の生物は，県水産試験

図５に湖岸東部の完新統の地質断面を示す．

２〜３φ)が広く分布する．これに対して，主場の調査(1978)によれば，魚類338種，甲殻類

最下部の砂層は，湖岸部(Ａ図ＨＯ-Ａ，Ｂ地

湖北半部と付属湖には，主として河川により59種，軟体動物84種と非常に豊富である．湖点 )で は 小 礫 を 含 む 淘 汰 不 良 の 砂 層 か ら な る

供 給 さ れ た 比 較 的 淘 汰 の 良 い シ ル ト (中 央 粒

内全域(22地点)で表層堆積物中の１mm以上のが，谷口部(Ｂ図18,17,16,12地点)では雲母片

径値５〜６φ)が堆積している．

底生生物調査(Sanukida et a1., 1978)によれを多く含む淘汰の良い細粒砂で，いずれも海

これらのシルトの分布中心部では，比較的水ば，個体数密度は，底質の酸化還元電位と溶成砂と考えられる．一方，谷の中央部から奥深が深く盆状構造をしているため，夏季には存酸素量の季節的変化に大きく左右されてい部 (Ｂ 図 ９ ,７ ,13,11.８ ,３ ,10,15地 点 )に か

湖水の成層による停滞水域が発生し，底層水るという．湖北の湖盆深部では７種類の底生

けては，１〜２cmの亜角礫を含む淘汰の悪い

２には底質から発生する硫化水素を含む無酸素生物が生息し，単位面積(0.08ｍ )あたりの総中〜粗粒砂が主体をなし，河川成砂と判断さ層が広がり，広範囲に還元環境が形成される．

数は最大46個体と少なく，10個体以下の地点れた．これらの砂層の上位には，均質無層理

また底生生物による堆積物の攪拌も乏しいたが大半を占める．

の 暗 灰 色 シ ル ト が AAʼ 測 線 で 約 18ｍ ,BBʼ 測

め，底質は表層10数cmが有機物に富んだ黒色

ここでの底生生物は４〜６月にかけて減少し線で約７ｍ推積している．このシルト層は，厚軟泥になっている．

はじめ，９〜10月にはすべての種が完全に生さ数mm〜数cmの細粒砂を数枚挟在しながら，《水質》

息しなくなる．特に湖盆の最深部では，全季

谷口部へ向かって薄くなり，下部砂層に漸移

湖奥北東部(引佐細江)に流入する都田川を最節を通じて無生物状態となっている．さらに，すると推定される．谷中央〜谷口部のシルト

大河川とする14の中小河川が湖に注がれ，湖底質表層部を攪拌するこれらの底生生物の減層には，ムシロガイ，ウミニナなどの貝殻片

水は幅200ｍの「今切口」で外洋水と交換して少が，底質中の溶存酸素量の供給を相乗的にが多く含まれる．

いる．海水の入出量は1970〜71年の浚渫工事減少させる結果ともなっている．しかし，こシルト層の上部には，未分解の植物質を含むにより，それまでに比べて1.5〜1.6倍に増加のような劣悪な環境下にあっても，汚染指標

薄層が数枚挟在する．表層部は，厚さ約２した．湖奥部における潮位も，以前は湖口に種として知られる環形動物のCapitella capitata〜3ｍの黒褐色のピート層が覆い，最近まで湿比 べ て 3時 間 遅 れ て い た が ， 浚 渫 工 事 後 は 40と軟体動物の Theora lubrica が比較的多く生地の状態であったと推定される．

分程早まった．潮汐波は通常，外洋に比して息していることは驚異に値する．

最下部の砂層は，海水準の上昇に伴って内陸

湖口部で70％，水路部で20％と減少し，湖北

他方，湖北の湖盆深部と類似する底質をもつ部の谷に海水が進入したとき，谷の下流部で部までは達しない．

庄内湖では，底生生物の単位面積あたりの個は潮流あるいは沿岸流によって砂堤が形成さ

表層水の塩素濃度は，湖口では冬季18‰，夏

体数密度は49〜147個体と比較的高く、種も９

れ，谷の上流部には河成砂が堆積したと考え

季16‰を，湖奥では冬季16‰，夏季10‰を示種と多い．この現象は，水深が浅く，波浪にられる．谷の下流部に砂堤によるバリアーがし，季節による変動が大きい．

よる底質表層の物理的攪拌が酸素を供給して形成されたことにより，つぎの海水準の高位

水温は，湖全体が浅いために大気温に左右さいるためと考えられる．

安定期になって，それより上流部では砂層上れやすく，季節的変動が大きい．循環期の冬

湖南から湖口にかけての砂質底では，底生生に海成シルトが不整合様に堆積したと考えら

季は季節風による攪絆と表層水の冷却による物の個体数密度は単位面積あたり99〜1,103個れる．このシルト層は層相変化に乏しく，堆対流のため，表・底層部の温度差は少ない．

体と非常に高く，その種も軟体動物や甲殻類

積環境はきわめて安定したものであった．シ

これに対して，停滞期の夏季は表層水の高温など26〜29種にのぼり多様性に富んでいる．

ルト層の堆積末期は汽水域となり，約5,000年化による成層構造の形成に伴い，表・底層部

この他，藻類や微小生物を加えると，浜名湖前頃，谷の全域は湿地帯となってピート層のの温度差は８〜10℃と大きくなる．特に湖北にはさらに多種類の豊富な生物が生息してい形 成 が 始 ま り ， 約 3,000年 前 か ら つ い 最 近 まの湖盆域では２層に分かれ，表層部は高温低ることになる．

で，その形成は続いていたと考えられる．

塩，底層部は低温高塩となる．

③浜名湖沿岸の完新統《湖南部の砂提列》

湖底の溶存酸素量は春季に減少しはじめ，夏

浜名湖周辺地域では，大部分の完新統が地下

南部の海岸平野には，ほぼ東西方向に平行し

季には水深５〜６ｍ以下では全くの無酸素状に埋没しているので露頭での調査はできない．

て延びる砂堤列が分布し，これらは北から南態となる．底層には，堆積物中の硫酸還元バ

そこで，東岸部の谷底平地と，南部の海岸平へ第Ⅰ〜Ⅵ砂堤列に分類される．第Ⅰ砂堤列

クテリアによって発生した硫化水素が拡散し，野(佐鳴湖南方)に発達する砂堤列をモデルフ

は,三方原台地南縁の海食崖直下に分布し，

URBAN KUBOTA NO.32｜50

それより数100ｍ南には第Ⅱ砂堤列が断片的に《浜名湖地域における完新統の基底》《層相》分布する．第Ⅲ・Ⅳ砂堤列は東西に連続して浜名湖の湖底下の地質構造を探るため，音波

85Ｈ-1は第1章2節で紹介したので省略する．

広く発達する．さらにその南には第Ⅴ砂堤列探査を行った．調査は，比較的水深の深い主〔85Ｈ-2〕が断続的に並び，第Ⅵ砂堤列は海岸線に沿っ

湖北部と引佐細江地域にかけて，北東−南西全体としては，最下部の礫を含む砂層から中て連続して分布する．これらの砂堤列の間に方向の３測線とそれに直交する６測線につい部の泥質層，砂質層に変化し，上部の砂泥互は湿地帯が発達するが，それらは，海側に新て行ったが，解析可能な記録は湖岸部でしか層に移行する．下部の砂層は，上方細粒化をしい砂堤列が成長することによって形成され得られず，その他の泥質堆積物からなる地域

示す２つの堆積サイクルからなる．すなわち，たと考えられる．これらの堤間湿地でボーリ

では，音波散乱層が湖底表層部２〜6.5ｍより

下位より中〜細礫(約10cm厚)から細砂(約70ングを行い，図６に示すような南北方向の地

下位に現われ，よい記録がとれなかった．そcm厚)をへてシルト(約2.2ｍ厚)へと堆積物は質断面を得た．

の限られた音波探査記録と湖周辺地域の既知上方に向かって細粒化し，さらに38.4〜33ｍの各砂堤列の形成年代を考察すると，第Ⅰ砂堤

ボーリング資料によって，浜名湖地域の完新層準に向かっても同様の細粒化傾向(砂の含有列では，前述の湖岸東部地域で最初にピート統の基底を推定すると図７のようになる．

率が上方に向かって60％〜３,４％に減少する)層が堆積した年代(約5,000年前)には，三方原④浜名湖の湖底下の堆積層が見られる．

台地の開析谷の出口を塞ぐように低湿地化がこれらの予備調査により，主湖最深部には非中部の泥質層から砂質層にかけては，逆に上

始 ま っ た と 考 え ら れ る ． 第 Ⅱ 砂 堤 列 は 5,000

常に厚い泥質堆積物が堆積していることが予方に粗粒化する堆積サイクルが2度(33〜25.8〜3,000年前，第Ⅲ・Ⅳ砂堤列は2,000年前ま想された．湖底ボーリングは，現湖盆の深部

ｍと25.8〜12.9ｍ層準)が見られる．これらのでに，そして第Ⅴ・Ⅵ砂堤列は2,000年前以後

泥質堆積域の中心部(85Ｈ-1)，湖盆縁辺部の堆積サイクルのシルト層には葉理がよく発達に形成されたと考えられる．発達規模の最も泥と砂質堆積域の境界部(85Ｈ-2)，湖央部湖している．貝殻片は，これら葉理の発達して大きな第Ⅴ・Ⅵ砂堤列の形成によって，浜名

棚上の砂の堆積域(85Ｈ-3)と付属湖(庄内湖)

いない層準から散点的に産出する．

湖の湖口部は封鎖され，約2,000〜1,000年前の泥質堆積域(86Ｈ-4)を選定して実施した．

上部は，厚さ約1〜2ｍ単位の砂泥互層(含泥率には淡水化したと推定される．

図８にこれらのボーリング柱状図を示す．

は20〜80％に変化)となり，貝殻片が頻繋に

図5−浜名湖東岸部谷底平地(Ａ：村櫛町庄内，Ｂ：雄踏町字佐見)のボーリング地点と完新統の地質断面

図6−南部海岸平野(舞阪町から馬込川河口域)のボーリング地点と砂堤列の地質断面

図7−浜名湖地域における完新統の基底 〈 単 位 ｍ 〉

URBAN KUBOTA NO.32｜51

含まれる．

平行葉理をほぼ垂直に貫通して見られる．

ぼ南北方向の谷地形に，谷の下流域から順次〔85Ｈ-３〕

泥質相の下部約４ｍ厚(19.90〜15.75ｍ)と中上流域に向かって堆積が進んだことを示して

85Ｈ-2コアと同様に下部は，比較的淘汰度の

上部約５ｍ厚(9.45〜4.OOｍ)には，貝・植物片

い る ． ま た 湖 央 の 85Ｈ -２ と ３ コ ア の 最 上 部

良い粗粒砂(約20cm厚)から細砂(約40cm厚)，を散点的に含む無層理のシルト中に微粒砂か層，1.90ｍと0.20ｍ層準の年代値は，それぞれ

シルト(約40cm厚)へと堆積物は上方に向かっらなる薄層(約２ｍ厚)が頻繁に挟まれ，そこ

3,980と4,100yB.P.で4,000年前以降の堆積物て細粒化する．その上位も49.5〜43.2ｍの層にも生痕が見られる．泥質相の中部約６ｍ厚がほとんどなく，これらの地点での堆積作用

準まで，砂の含有率は徐々に減少してシルト(15.75〜9.45ｍ)には細かな炭質物に富む黒色は，この時代ですでに終了していたか，そのとなる．貝殻片は，このシルト中の44.5〜47.2

層 と 明 灰 色 の 粘 土 層 か ら な る 葉 理 (2mm以 下 )後浸食または無堆積状態にあったことが分か

ｍに集中的に産出する．

が発達し，そこには貝片や生痕様の堆積構造

る．従って，現浜名湖に見られるような湖口

さらにその上位は，上方粗粒化の堆積サイク

は 見 ら れ な い ． 最 上 部 の 4ｍ 厚 は 86Ｈ -4Ｂ で部が浅く湖奥部が深いという逆傾斜の湖底地

ルが２度(43.2〜29.0ｍと29.0〜20.0ｍ層準)観察され，均質な泥〜粘土層からなる．

形 は ， す で に 6,000〜 7,000yB.P.頃 に 形 成 さ繰り返して見られる．ここでもシルト層中に《堆積層の対比》れていたと考えられる．このことは，この年

葉理のよく発達した層準が多数見られる．上〔 14 Ｃ年代〕

代値に挟まれた厚い砂質堆積物によっても裏部は砂質堆積物となり，含泥率20％未満の淘

タンデトロン加速器質量分析計を用いた31層付けられる．

汰の良い細粒砂が最上部まで堆積している．

準の 14Ｃ年代測定の結果，最も古い年代は85Ｈ〔テフラ年代〕〔86Ｈ-４〕-３コアの下部，47.23ｍ層準の貝化石(アカガ(a)鬱陵−隠岐火山灰(Oki)

コアの下部約４ｍ厚(23.96〜19.90ｍ)に砂質イ)が示す10,000±160yB.P.であった．すなわ

85Ｈ-３の下部(44.58ｍ層準)には，3cm厚のオ相が存在する他は，ほぼ全層が85Ｈ-１に類似

ち浜名湖は，約１万年前以降の堆積物で埋積

リーブがかった灰白色の火山灰の微粒砂が観した泥質相からなる．下部の砂層は細礫と貝されていることになる．湖奥から湖口に向か察され，約9,300年前の鬱陵−隠岐火山灰であ殻片を点在し，かつシルト・粘土の含有率がっ て ， 85Ｈ -1,2,3と 各 コ ア の 基 底 は 深 く なることが確認された．

高く，細かな有機物(主として植物片)を多くり，それらの基底礫層直上に近い層準の年代(b)鬼界アカホヤ火山灰(Ah)含む．また底生生物によってつくられたと思

値も，7,140，9,720，10,000yB.P.と古くなっ

85Ｈ-１の下部(14.25ｍ層準)で1.5cm厚，85Ｈ

われる多くの生痕(径3〜5mm，長さ5〜10cm)がている．このことは，浜名湖誕生当初に，ほ-２ の 上 部 (8.98ｍ 層 準 )で 1cm厚 ， 86Ｈ -4の図8−浜名湖のボーリング柱状図

下部(15.75m層準)で１cm厚の灰白色の火山灰の薄層が観察された．これらの火山灰は，いずれも約6,300年前の鬼界アカホヤ火山灰であることが確認された．
(c)カワゴ平パミス(Kgp)・大沢スコリア(Ｏs)85Ｈ-１の上部(6.56ｍおよび6.52ｍ層準)から7mmお よ び 3mm厚 ， 86Ｈ -４ の 上 部 (4.97ｍ お
よ び 4.88ｍ 層 準 )か ら 2mmお よ び 3mm厚 の 灰 白
色中粒のパミスおよび黒褐色細粒のスコリアが，それぞれ対をなして観察された．これらの対をなす火山噴出物層は，いずれも細かな葉理の発達した粘土質シルト層中に挟在し，間に挟まれたシルトの厚さは85Ｈ-1で約4cm，86Ｈ-４で約10cmと異なる．
このことは，両地点における堆積速度が約２倍も相違することを現わしている．これら２層の火山噴出物粒の特徴を既知の試料と比較し，カワゴ平パミスおよび大沢スコリアと同定した．これらの年代は，およそ3,000年前とURBAN KUBOTA NO.32｜52

考えられる．平均的な堆積速度から算出した

完新世の海水準変動曲線に基づいて完新世を候の影響下にあったことによる．約1,000年前

両噴出物層の年代差は，85Ｈ-１地点で16〜20

６期に分け，それぞれの海水準の変動時期と以降になると全地域でマツが急増するが，こ年，86Ｈ-４地点で35〜63年となり，カワゴ平

浜名湖のコアから得られた微化石群集との対

れは人工的な植林によると考えられている．

パミスが大沢スコリアより約20〜63年早く噴応を試みると，図10のようになる．

《珪藻》

出したことになる．また現時点では，本地域《花粉》

85Ｈ-１,２,３および86Ｈ-４のコアについて解がこれらの噴出物の西限となっている．

85Ｈ-１，86Ｈ-４と湖畔(図５Ｂの９地点)のコ

析され，群集の種構成を現湖底のものと比較《堆積速度》

アの花粉化石が分析され，浜名湖周辺地域のし て 堆 積 環 境 が 考 察 さ れ た ( 阿 久 津 ， 1986

図９は， Ｃ年代値とテフラに基づくコアの対古植生が復元された(Ｍatsushita and Ｓanu-

ＭＳ．鹿島，1988)．その結果，時代順に５つ比から求められた各地点の堆積速度である．

kida,1988)．その結果，本地域の完新世の植の湖水環境，すなわち，Ⅰ：低鹹汽水，Ⅱ：

85Ｈ-１と86Ｈ-４では，ほぼ一定の遠度で堆積

生は，Ⅰ：暖帯落葉樹林期，Ⅱ・Ⅱ'：照葉樹

高塩水，Ⅲ：低塩水，Ⅳ：淡〜汽水，Ⅴ：高が進行したのに対して，85Ｈ-２と85Ｈ-３では林期，Ⅲ：マツ林期の３森林期に分けられる．

鹹汽水に区分された．

層準によって堆積の速度が大きく変化してい85Ｈ-1と86Ｈ-4では森林相が多少異なり，各森

Ⅰは低鹹汽水生種に混じって淡水生種が優占る．すなわち，主湖深部(85Ｈ-１)では全層を林相の継続期間も相違している．85Ｈ-１の暖する環境．Ⅱは現在よりも海水の流入が多く

通して非常に遅い堆積遠度(0.20〜0.25cm/y)

帯落葉樹林期の終わりと照葉樹林期の始まり

塩分濃度も高かった環境．Ⅲは低鹹汽水生種を示し，庄内湖(86Ｈ-４)ではカワゴ平パミス・

は，86Ｈ-４のそれに比べて約2,500年も遅い．

の優占的産出によって，逆に現在よりも低塩

大沢スコリア層(5ｍ層準)までは85Ｈ-１に比べこれは，主湖最深部(85Ｈ-１)への花粉の供給水域となった環境．Ⅳは淡水生種が優勢となてやや遠い堆積速度(O.28〜O.37cm/y)であるが主として北部山地から流入する都田川により外洋からの海水の流入が極度に減少した環が，それ以浅では85Ｈ-１に比べてやや遅い堆るのに対し，湖東部(86Ｈ-４とＨ9)は海洋気

境．Ⅴは低鹹汽水生種を多産する現在の浜名

図9−浜名湖における各地点が 14 Ｃ年代測定から推定された湖底堆積物の堆積速度

図10−浜名湖における化石生物相の変化(ステージI〜Ⅵ)と関東地方における海水準変動曲線(井関，1977・
松島，1987)14

積速度(0.16cm/y)を示している．
一方，湖央部(85Ｈ-２，３)では，約7,500年
前 ま で は 共 に や や 遅 い 堆 積 速 度 (O,28〜 0.37cm/y)であるが，それ以降から約6,300年前の
アカホヤ火山灰の降下年代にかけては，きわめて速い堆積速度(1.8-11.1cm/y)となる．
このことは，海水準の上昇により海浜性の砂が短期間に大量に供給されたことを物語っている．そして6,000〜4,000年前頃には砂の供給も減少して堆積速度が急遠に遅くなり，その後の堆積物はほとんど存在せずに現在の湖底に続く．この間の堆積作用は極端に遅い堆
積 速 度 (0.5mm/y)で あ っ た か ， ま た は 無 堆 積状態にあった．このような堆積状況は，堆積物の粒度組成からみて考えにくく，おそらく4,000年前以降は，砂の堆積と削剥作用が繰り返されていたものと推定される．
《δ 13 Ｃ・Ｃ/Ｎ比》第１章２節で述べたので，ここでは省略する．
⑤微化石による古環境の解析
各コアに含まれる微化石については，これまでに花粉，珪藻，渦鞭毛藻シスト，有孔虫，介 形 虫 類 が 分 析 さ れ て い る ． 関 東 地 方 (鶴 見
川 ,多 摩 低 地 )と 浜 名 湖 の 資 料 か ら 得 ら れ た

URBAN KUBOTA NO.32｜53

湖のような環境と推定される．

で産出し，砂質相ではこれらの２種に加えてまだ陸域にあって，湾内に流入する河川の河《渦鞭毛藻シスト》

沿岸浅海生の種が増加する．

底であったと考えられる．

85Ｈ-１，１-Ｂ，２のコアについて分析され，

85Ｈ-３では中部の砂質シルト層から比較的多(Ⅱ)9,000〜6,000年前(海水準急上昇期)

時 代 順 に 次 の ６ 層 準 に 区 分 さ れ た (Kojima，

く産出するが，他の層準からの産出個体数は

急速な海面上昇に伴って「古浜名湾」は一層1989)．9,700〜7,500年前(Ｇ群集)には内湾を少ない．種数も85Ｈ-２に比べて最高8種と少拡大し，流入河川沿いに海岸線は内陸部深く

示 す 種 が 産 出 す る ． 7,500〜 6,400年 前 (Ｆ 群

ないが，S.q. と C.a. は常に高い頻度を占める．

(標高５ｍ付近)まで侵入した．湾の形状は複集)には種数は少ないが海洋生の種を多産し，中部層の個体数密度の高い層準では，沿岸浅雑となり，湾口も広く太平洋沿いに開いてい汽水域から海域へ移る過程が示される．

海生の種が混入する．

た(図11Ｂ)．その結果，湾内に外洋水が大量

6,400〜5,400年前(Ｅ群集)には種の多様度が⑥浜名湖の古環境の変遷に流入し，同時に沿岸より多量の粗粒堆積物

高く，Ｆ群集を代表する３種が高頻度に産出

完新世の海水準変動に基づく浜名湖の古環境が湾内に運搬され，海生の生物も湾内の奥深

し，多量の海水が進入したことを示す．

の変遷は，次の６つの時期に区分される．

くまで侵入してきた．

5,400〜5,200年前(Ｄ群集)は全シスト数が減(Ⅰ)〜9,000年前(低海水準期)

こ の 時 期 の 後 半 ， 約 7,000年 前 頃 に は 湾 央 付

少し，外洋水の流入が減ったことを示す．

約18,000年前を最盛期とする最終氷期が終わ近まで砂質堆積物が厚く堆積した．そのため5,200〜3,000年前(Ｃ群集)はシスト総数は再びり地球全体が温暖化に向かうと，それに伴っ海水準が上昇したにもかかわらず，湾奥部で増加し，安定した内湾海域を示す種が優占的て海水準も上昇し始めた．それまでに浸食さは低塩分性の生物群が卓越する内湾環境がつに産出する．3,000〜536年前(Ｂ群集)は内湾れた谷筋に向かって海が徐々に侵入しはじめくられた．特に庄内湖の入口部(86Ｈ-４)では，種が高頻度で産出するが，淡水生種も含まれ，た頃，当時の浜名湖はまだいくつかの谷の合

砂質堆積物による埋積が本湖よりも早く起こ

淡 水 化 の 進 行 を 示 す ． 536年 前 以 降 (Ａ 群 集 )流部にあたり，その河口部に海水が侵入してり，外洋水の流入量が減少して，低塩性の珪は現在と同じ内湾生種が多産する．

いた程度であった．約10,000年前頃に，海は藻が卓越し始める．85Ｈ-３および86Ｈ-４の下《有孔虫》

さらに谷の上流部まで侵入し，現在の浜名湖

部の厚い砂層中に珪藻がほとんど産出しない

85Ｈ-２，３について分析され，特徴種の産出の中心部あたりまで達した．この頃，浜名湖のは，強い潮流により洗い流されたものと考状況により５帯に区分された．Ⅰ帯は貧有孔

は小さな湾として誕生した(図11Ａ)．

えられる．また85Ｈ-２，85Ｈ-３付近でも一部

虫相，Ⅱ帯は内湾種が優勢で，浮遊生種を少この「古浜名湾」は，湾口が広く，外洋水が豊葉理をもった泥質堆積物が見られるので，現数ながら産出し，外洋水の流入があったこと

富に流入したと思われるが，−40ｍという当時

浜名湖深部で生じているような無酸素層がこを示す．Ⅲ帯はⅡ帯の内湾種に代わってⅡ帯の海水準と堆積面高度から推定して，水深はの時期に形成されていたと考えられる．

の従属種が優勢となり，浮遊生種もかなりの

85Ｈ-２で2〜3ｍ，85Ｈ-３でも12〜13ｍと浅

この頃，85Ｈ-１では湾奥であるにもかかわら量で産出する．外洋水の流入はさらに強まっかった．そのために湾奥部にはすでに内湾的ず介形虫や貝化石を多く産出し，底生生物のたと推定される．Ⅳ帯は内湾種が再び優勢と環境が形成されていたと考えられる．この頃，活動も活発であっただろうと推定される．

なり，浮遊生種は出現しない．Ⅴ帯は砂質殻同一層準において，85Ｈ-３より85Ｈ-２の方がまた約7,400年前，85Ｈ-２，85Ｈ-３に堆積物の種のみが産出し，非常に内湾度の高い環境

内湾的要素が高いことを堆積物と含有化石がの細粒化が生じているのは，一時的な寒冷化を示す．

示している．すなわち85Ｈ-２では内湾を特徴(Ｍesoglaciation)による海面上昇の停止の影《介形虫》

づける介形虫 S.q.が多産し，85Ｈ-３ではより響であるとの指摘がある．しかし，これに伴全コアについて解析され，85Ｈ-１と86Ｈ-４で高塩水性を示す珪藻が出現している．

う生物相の変化は現われていない．

は，最下部にのみ集中して産出し，それより9,000年前頃になると，85Ｈ-２にも高塩水の珪(Ⅲ)6,000〜3,500年前(高位海水準期)

上位の層準では全く検出されない．両コアと藻が出現し，介形虫群集も沿岸浅海生種が増

海水準は，6,000〜3,500年前頃に最高(約５ｍも主要種の構成は類似し，内湾を特徴づける

加してくる．85Ｈ-２では，それまでδ13Ｃの値高)に達した(図11Ｂ)．この頃，85Ｈ-2,85Ｈ

S.q. および C.a. (26ページ参照)が高頻度で産は−22‰程度であったが，9,500年前以降にな-３では堆積作用はほとんど停止し，ほぼ無堆出する．85Ｈ-１では沿岸浅海生の種も産出す

ると−22‰から−24‰まで変化し，外洋水の積の状態となった．すなわち，85Ｈ-２での堆る．85Ｈ-２では全層を通じて産出頻度は比較

流入が増加して湾域が奥部まで拡大していっ

積速度は0.08cm/yと非常に遅い．海水準上昇

的高い．種構成は堆積物の粒度組成と明瞭なたことを示している．堆積物は，85Ｈ-２，３の停止に伴い，湾央部を塞いでいた砂のバリ相関をもち，泥質相からは内湾を特徴づけるとも均質な泥質層で，底生動物の活発な活動

アーも成長を止めたと考えられる．

S.q. および C.a. がそれぞれ高頻度(70〜100%)を示している．この時期には，85Ｈ-１，４は85Ｈ-１，86Ｈ-４の葉理をもつシルト層は，そURBAN KUBOTA NO.32｜54れ以前(約9,000〜8.000年前)には85Ｈ-２，86

進行し，85Ｈ-１と86Ｈ-４における珪藻およ

Ⅴ〜第Ⅵ砂堤列が形成され，これらは湖口部

Ｈ-３で形成されていたが，海水準の上昇によるび渦鞭毛藻シストは，淡水生種の卓越する群にまで延びて浜名湖を外洋から孤立させ，湖

砂のバリアーの成長で，湾央から湾奥へ移動

集に移行する．85Ｈ-１のδ 13 Ｃ値が−24‰か

水は狭い河川を通じて外海に流出していたとしてきたことを示している．

ら−27‰まで低下することからも，淡水化が考えられる．

この海進の最頂期に続いて海退が始まり，湖進行していったものと考えられる．

(Ⅵ)1,000年前〜現在

口域の離水が生じ始めた．湾央部の砂のバリ

海水面の低下とともに成長した第Ⅲ・第Ⅳ砂

海水面は再び上昇し始め，現在とほぼ同じ水

アーによって湾奥部は閉鎖的な環境となり，堤が湾口を閉塞して，古浜名湾は湖と化した準に達した．85Ｈ-１のδ13 Ｃ値は−27‰から−この期間を通してシルト層中に葉理の発達が(図11Ｃ)．この頃，85Ｈ-１の堆積物は葉理を21‰へと上昇し，86Ｈ-４では高塩分性の珪藻顕著に見られることは，無酸素層が85Ｈ-１と86もった泥層からほぼ均質な泥層に変化する．

が卓越するようになる．これらの事実は浜名

Ｈ-４付近に定常的に形成されていたことを現

これは無酸素層の消滅を示唆しでいるが，そ湖が外洋と再びつながり，湖内に海水が流入わしている．85Ｈ-１の珪藻と渦鞭毛藻シストの原因として淡水化の進行に伴って塩分濃度してきたことを示している．しかし，この時が，それぞれ外洋生種から低鹹汽水生種に移の鉛直勾配がなくなり，結果として密度成層期に85Ｈ-２では介形虫および有孔虫は産出し行し，有孔虫も沿岸水の流入の阻害を示唆すが形成されず，容易に湖水の攪拌が起きていていない．まだ底生生物が侵入できるほど湖る群集に変わることから，塩分濃度の低下がたことが考えられる．

口は開いていなかったのかも知れない．

徐々に進行していったものと思われる．しか(Ⅴ)2,800〜1,000年前(海水準低下期)

本格的に海水が流入するようになったのは，し介形虫群集には，塩分濃度の変化を示す明

海水面は現在よりも低い水準(約−２ｍ)で安1498年の津波とその翌年の暴風によって「今瞭な傾向は見られない．

定し，湖口部は完全に陸化した(図11Ｄ)．85

切口」が決壊してからである(図12a,b)．このこ の 時 期 ， 南 部 の 海 岸 で は 第 I・ 第 Ⅱ 砂 堤 列

Ｈ-１および86Ｈ-４の珪藻と渦鞭毛藻シストは

海水流入の事変は，85Ｈ-１の珪藻と渦鞭毛藻が形成され，砂堤列間は沼地と化し，泥炭層

13

淡水生種が卓越し，δ Ｃ値も低下したままのシストおよび85Ｈ-２の渦鞭毛藻シストが急激が形成されていく．そして，砂嘴の発達によ水準を保つことから，この時期完全に淡水化に海生種を多量に含むことによって示される．

る湖口部の閉塞化が徐々に進行しつつあった．

したと考えられる．なお，この時期の層準か

一方，浜名湖周辺ではマツ林が卓越するよう(Ⅳ)3,500〜2,800年前(海水準低下期)

らは当然のことながら，海生の介形虫も有孔になるが，これは人工的な植林によると考え

引き続く海退によって，湾奥の内湾化が一層虫類も産出していない．南部の沿岸部では第られる．

図11−浜名湖古環境の変遷

図12−今切口の変遷図

URBAN KUBOTA NO.32｜55

海跡湖の地史−３

霞ヶ浦
井内美郎＝地質調査所海洋地質部
斎藤文紀＝地質調査所海洋地質部①霞ヶ浦の概略

谷地形が現在の位置に形成された理由，いわ《鳥趾状三角州期の霞ヶ浦周辺域》

霞ヶ浦(広義)は，茨城県南部に位置し，霞ヶゆる霞ヶ浦の成因を考えるには，更新世後期

さらにその後，海面が再び低下した約10〜８

浦(西浦，以下の霞ヶ浦は西浦を指す)，北浦の最終間氷期の海進期，すなわち下末吉海進

万年前頃になると，興味あることが起こりだ期の古東京湾(図１)の時代まで遡る必要があした．古鬼怒川の河口部に，ミシシッピデル

浦は，面積167.6km ，最大水深7.3ｍ(砂利採取る．というのも，霞ヶ浦のほぼ全域を取り囲タで有名な鳥趾状三角州が成長し始めたので域を除く)，平均水深3.4ｍ，周囲長138kmで，む 周 辺 の 広 大 な 台 地 を つ く っ て い る 地 層 (下ある(図４)．その鳥趾状三角州は，現在の筑わ が 国 で 第 ２ 位 の 広 さ を も っ て い る (理 科 年

総 層 群 )の 最 上 部 は ， 主 と し て 下 末 吉 海 進 期

波・稲敷台地や出島台地にみることができる．

表 1993に よ る )． 平 均 湖 水 面 標 高 は T.P.O.16の古東京湾に堆積した地層やそれ以降の地層

また，江戸崎のあたりには島状の高まりがあｍ．流入河川は少なくとも26を数え，主なもの

によってできているからである．

り，デルタは，それを迂回するように分布しは ， 桜 川 ,恋 瀬 川 ， 小 野 川 な ど で ， 県 南 を 主

最終間氷期の古東京湾の発達史で特徴的なのていた．このような状況下で，河床を形成し要な流域(1,426km )としている．

は，13〜12万年前の「バリアー期」と，約10〜ていた砂礫質の堆積物におおわれていたとこ

北浦と外浪逆浦も浅い淡水湖で，面積はそれ８万年前の「鳥趾状三角州期」で，それぞれのろは地形的にもやや高く，その後の最終氷期

ぞれ35.2km ２ および5.9km ２ である．

時期の特徴は，岡崎浩子・増田富士雄の両氏の海水準低下の時代に河川の浸食を免れるこ

これらの湖沼は，利根川洪水の逆流を防止しによって明らかにされている．

とになり，台地として残ることになった．

て洪水時の水位の低下をはかるとともに，渇《バリアー期の霞ヶ浦周辺域》

現在の霞ヶ浦のある地域は，約13〜12万年前

水時の塩水進入を阻止するために，昭和38年

バリアーとは，外洋と湾(潟)とを境する高まのバリアー期にも，また約10〜８万年前の鳥に湖沼と利根川とを結ぶ常陸利根川の河口にりで，海浜・砂丘・塩水湿地などからなって

趾状三角州の時代にも砂質堆積物に覆われず，水門が設けられ，外洋水塊は完全に遮断されいる．下末吉海進の最高海面期の古東京湾で潟として残りやすい場所であった．そのためている．なお湖域の湾入部は，土浦入，高浜

は，筑波山周辺まで波が打ち寄せて海浜が広に，その後の最終氷期に入って海面がぐんと

入，江戸崎入(大山入)などと呼ばれる．

がっていたが，この時期には，いまの霞ヶ浦低下した時代になると，河川による深刻な下②霞ヶ浦周辺の地形・地質と霞ヶ浦の成因の東方にある行方台地の西部から千葉県の小刻を受けることになったと考えられる．

現在の霞ヶ浦が水域として始まった時を霞ヶ見川から多古にかけての細長い地域がバリアー《霞ヶ浦の「器」の形成》

浦の誕生とすれば，それは約１万年前の完新をつくり，東側の太平洋と西側の古東京湾と霞ヶ浦の湖底に堆積している泥や砂を入れて世の始まり頃である．では海水が入り，そのを分けていた．

いる「器」ともいえる基盤の地形は，最終氷期

後数10ｍの堆積物を堆積させた「器」の形は，当時の古流系の詳しい調査から，バリアーにの海面低下期に河川の下刻によってつくられ

いつ頃，どのように形成されたのだろうか．

付随して，海水が潮の干満で交換する潮流口

たが，この谷地形の形成過程は，池田宏氏ら《最終間氷期の古東京湾》

や，潮流によって運ばれた砂質堆積物によっの調査・研究により明らかになった．

霞ヶ浦をかかえる大きな低地帯または大きなてできた潮汐三角州などの存在が復元されてこの谷地形の形成には，最初は，いまは西方いる(図３)．現在の玉造町や麻生町付近は，の水海道付近を流れている鬼怒川が関わって

潮流口であったと考えられている．この時代いた．桜川低地下には，３〜５ｍの厚さの安山のテフラとして，下末吉ローム層のKlPやKmP

岩類および石英斑岩類の礫層(土浦礫層)が連

テフラ群が報告されており，この時期は約続して分布するが，この礫層の供給源は鬼怒

13〜12万年前にあたる．

川上流部にしかなく，また桜川低地の幅が桜

その後，海面が少し低下するようになるとバ川の現河道の規模と比較して不相応に大きい

リアシステムは不活発になり，古東京湾は各ことなどから，以前の鬼怒川(古鬼怒川)は桜地で離水して，それまでの内湾や潟が閉塞さ

川低地を流れ，この低地の原形を形作ったこ

れて汽水から淡水へと変化した．この時期まとがわかる．そして礫層中に挟まれる材の 14Ｃでの海面低下によって，浅い平坦な地帯が各年代から，古鬼怒川が桜川低地および霞ヶ浦地で離水し，海岸平野が出現した．その後，の概形をつくったのは，約3.5〜2.8万年前の再び海水面が少し上昇すると，今度はそこが時期であることが明らかにされた(図５ａ)．

浅い水域となった．霞ヶ浦周辺の水域は，前

図 ６ は ， 約 3.5万 年 前 以 降 か ら 現 在 に い た るの時期に続いて再び潟の状態になった．

海水準の変動曲線(大嶋，1978)である．図にそと な さか うら

および外 浪 逆 浦 からなる淡水湖である．霞ヶ２２

図 1−下末吉海進期の古東京湾 〈菊地， 1980〉

URBAN KUBOTA NO.32｜56

図2−霞ヶ浦とその周辺地域の地形学図(宇都宮，1981にもとづき一部省略)と鹿島灘の海底地形

図 3− バ リ ア ー 時 代 の 霞 ヶ 浦 周 辺 域 の 古 地 理〈岡崎・増 田 ，1989．一部省略〉(13〜12万年前)

図 4− 鳥 趾 状 三 角 州 時 代 の 霞 ヶ 浦 周 辺 域 の 古 地 理〈 岡崎 ・ 増 田,1989． 一 部 省 略 〉(10〜8万年前)

水 路 図 誌 複 製「海上 保 安 庁 承 認 第050333号 」

図5−筑波台地周辺低地の地形発達概念図(a)土 浦 礫 層 堆 積 期 （ 約2.9万 年 前 〜 2万 年 前 ）(b)沖 積 層 基 底 礫 層 堆 積 期（ 約 2万 年 前 ）URBAN KUBOTA NO.32｜57

見るように，約３万年前の海面は，現在より

コア間の対比を行った．これらのテフラのな

ほぼ河成堆積物の上面であることなどから推も約50ｍほども低かった．

かで，ごく主要なものを表１に示す．

定することができる．図11が，それまでのボー

約２万年前頃の最終氷期の最寒冷期には，海テフラ以外にも，貝層や特徴的な層準でコア

リング資料をもとに描かれた沖積層基底面の面はさらに低下して，いまよりも約80ｍも低い間の対比が可能であった．柱状図にKBT-２と等深線図である．

レベルに下がり，鹿島灘の遠い沖合までが陸３の間にＣと印してあるのはヤマトシジミの密また鈴木・斉藤(1987)は，海域となる直前の地となった．これに伴い，霞ヶ浦低地帯での集層で，表層柱状試料では霞ヶ浦のほぼ全域

およその谷筋を示しているが，図７に赤色の河川の下刻作用はさらに激しくなった．

で確認されている．この層より下位が海成層線で描いたものがその谷線である．この谷線

この時期に入ると，古鬼怒川が桜川低地からであり，この層から表層までが低鹹汽水・淡の延長上にみられる海域の点線は，音波探査

小貝川低地へと流路を変更する事変がおこる．

水の堆積物である．Ｐと印してあるのは，海成によって得られた埋没谷で，谷地形の延長と桜川低地・田中の露頭では，土浦礫層の上に層中，この層準以深では底生有孔虫や介形虫推定される(海上保安庁水路部，1984)．このは，桜川源流部の花崗岩地域から運ばれた厚が多数見られるのに対し，これより以浅では谷線沿いのボーリング柱状図を，土浦から鹿

さ約１ｍの礫および花崗岩質の堆積物が重な激減する層準である．またKBT-３と４では，島にかけて配列したのが図８である．

り，土浦礫層とは明瞭に区別される．この花

この層準より上位では下位に比べて泥層中に本地域の沖積層は，海が侵入する以前の下部

崗 岩 質 礫 に 挟 ま れ る 材 の 14 Ｃ 年 代 は 約 1.6万

細かい葉理が発達するようになる．

河成堆積物と，海が侵入して以降の上部の堆年前である．一方，埋没谷の基底にある花崗岩

各コアの海成粘土層直下には腐植土層と腐植14積物とに大きく分けられる．海成層が認めら質の砂礫層は，土浦礫屈を20ｍ近くも切って形

質砂泥がみられるが，その中の９ヵ所で Ｃ年れる地点では，下位より，河成，海成，河成成されている．このように桜川低地から霞ヶ代を測定した(図9)．

(一部汽水・淡水成，風成)となっており，海浦にかけては，桜川水系によって，約２万年《湖底および周辺の沖積層の層序と谷地形》

退→海進→海退という１回の堆積サイクルを前頃の最終氷期の極寒期の低海水準期に最も霞ヶ浦とその周辺の沖積層については，既存示している．

深い谷地形が形成された(図５ｂ)．

のボーリング試料の解析および周辺低地の地海が侵入してくるまでの主に河成の堆積層を現在の霞ヶ浦の湖底にある泥や砂は，この谷形地質調査によって，その概要がすでにいく

潮来部層と仮称する．また海が侵入して以降地形を埋める形で堆積している．つまり霞ヶつか報告されている．ここでは，上述の湖上の地層を霞ヶ浦層とする．これらの境界は，

浦は，後氷期の海水準の上昇に伴って，このボーリングとこれらの調査・研究結果とあわ後氷期の海水準の上昇に伴って，海域が陸側

谷地形が溺れ谷となって内湾的な状況となり，せて，霞ヶ浦湖底および周辺の沖積層の層序へ広がるとともに生じていることから，当然

やがてその湾口部が埋積されて生じた海跡湖と谷地形について簡単に述べる．

ながら層相(地層)と時間面は斜交する．層相なのである．

霞ヶ浦湖底の沖積層は，下位より上位に向かの境界は，深いほど古く，浅いほど新しくな③霞ヶ浦の沖積層と谷地形って，河成の礫層，腐植土層・粘土層を挟むる．霞ヶ浦の湖底下では，２つの層相の境界《湖上ボーリング》

河成の砂層，汽水成の砂層，海成の粘土層，が約40〜50ｍの深度にみられ，境界は約１万

1982年に，双胴船の台船を用いて霞ヶ浦の５汽水・淡水成の粘土層からなっている．汽水年前となり，最上部更新統と完新統の境界にヵ所，KB-１〜KB-５の地点(図７)でオールコ成の砂層の直下にも，汽水成の腐食土・粘土

ほぼ一致する．すなわち潮来部層が東京下町

アボーリングを行った．得られた試料の柱状層が認められることが多い．

の「七号地層」に，霞ヶ浦層が「有楽町層」にほ図を図９に示す．ボーリングコアからは全部

霞ヶ浦南部の麻生から潮米，鹿島にかけてのぼ対応する．

で33枚のテフラを確認できた．これらのテフ

地域では，霞ヶ浦湖底の粘土層に連続する海④完新世の環境変遷

ラ に は 上 位 か ら 順 に KBTナ ン バ ー を つ け ， 各

成粘土層の分布は，沖積層基底の谷筋沿いに

次に，海が侵入し始めて以降の約１万年間の限られており，上位は砂・礫層に覆われる．

霞ヶ浦の地史について述べる．この間の霞ヶKB-４ボーリングの下部にみられる海成粘土層

浦は，海水準変動の影響を強く受けており，がこの粘土層で，同粘土層直下の腐食土層の 14

堆積環境の違いからⅠからⅥの６つのステー

Ｃ年代は約１万年である．

ジに分けることができる．図10に，霞ヶ浦湖

沖積層基底の谷地形については，基底まで掘底下のKB-１〜KB-５地点におけるステージⅡ削したボーリングが非常に少ないため詳細は〜Ⅵの層厚分布変化を示した．この間の水域不明であるが，谷地形の概形は，沖積層の層環境は，ⅠからⅤの時期が海の状態であり，厚の厚い地点や，上述した海成粘土層基底が西暦1400〜1600年頃に低鹹汽水・淡水化して，

図６−第四紀後期の海水準変動〈大嶋，1978〉URBAN KUBOTA NO.32｜58

図7−鹿島〜霞ヶ浦間のボーリング地点

図9−霞ヶ浦のKB-１〜５地点のボーリング柱状図

図8−鹿島〜露ヶ浦のボーリング柱状図

図 10− 完 新 世 に お け る ス テ ー ジ 別 の 層 厚 分 布
変化(KB-１〜５地点)

表1−主要テフラとその年代

図11−沖積層基底面等深線図

URBAN KUBOTA NO.32｜59

Ⅵの時期の現在に至っている．

た粗粒化しているので，湾口部に形成された

水したことにより，湾内が閉鎖的となり，湾《ステージⅠ(約10,000〜9,000yBP)》

潮汐三角州の末端と推定され，三角州の拡大の深部に無酸素の停滞水塊が形成されたこと

ⅠとⅡの時期は，ほぼ海水準の上昇期にあたに伴う粗粒化と考えられる．

が考えられる．つまり海水準の上昇期には，り，各流入河川は後退し，海域が拡大してい霞ヶ浦の中央部と湾口部を比較すると，海水

湾 口 部 に 海 水 の 交 換 が 十 分 に 可 能 な 断 面 (水っ た 時 期 で あ る ． Iの 時 期 は ， 海 進 に 伴 っ て

準の上昇に伴って，湾口部では海水準の上昇

路 )を 確 保 で き た が ， 海 水 準 の 低 下 に 伴 う 湾

汽 水成から内湾の泥層が堆積しているが，海速度にほぼ近い速さで堆積しているのに対し口部の堆積と離水，凸状の地形の形成によっ

域は谷線沿いにしか認められない．

て，中央部では急激に古水深が増加している．

て，湾内の永塊と外洋水塊とが十分に交換で霞ヶ浦湖底では，KB-４の海成層下部の粘土層

5,500yBPには湾口部の鹿島地域では，水路をきなくなったのであろう．

がこの時期の堆積物で，KB-２，KB-３などで除いて＋２〜６ｍの標高まで堆積物が認められる《ステージⅣ(4,000〜2,500yBP)》

は潮間帯にちかく，砂質または有機質の堆積のに対し，KB-２地点では−26ｍの凹地となっこの時期は，ほぼ縄文時代後期から弥生寒冷物になる．KB-４の粘土層でも僅かながら上方ている(図８)．湾口部に形成された砂の堆積期までにあたる．霞ヶ浦湖底では，KBT-９層

粗粒化が認められることから，谷筋より海側体の供給源は，鹿島灘に面した沿岸域の更新準までがこの時期の堆積物である．この時期の鹿島の方では，小規模ながら湾口部に砂の統である．

に入ると，南東からの砂の供給がほとんど認堆積体が形成されており，湾口から湾央に向宇都宮(1981)によれば，霞ヶ浦湖岸には標高められなくなり，Ⅲの時期よりもさらに閉鎖

かって細粒化していたのであろう．

6〜7ｍ以下で，一般に2〜3ｍの高度に発達し，性が進行する．堆積物の層厚変化をみると，《ステージⅡ(9,000〜5,500yBP)》

幅O.5km(最大1.5km)の低地が分布する．この

この時期に入ってから，堆積中心が南東側か

この期間の約6.OOOyBPには，海水準は最高に

低 地 は ， 比 高 約 1ｍ の 小 崖 に よ り 標 高 3〜 5ｍ

ら霞ヶ浦の中心部，最深部へと急に移動してなり，海域は最大に拡大する．この時期は縄の地形面と標高1〜2ｍの地形面とに区分されいる．KB-１地点では，堆積物の有機物含有量

文時代前期にあたるので，この海進は，縄文る．このうち上位の地形面には，その上に現が 全 炭 素 で 約 2％ か ら 3.5％ に ，全 窒 素 で 約

海進とも呼ばれている．この時には，海水準

在の湖岸線に調和的な，離水した砂嘴または2％弱から3.5％弱にそれぞれ増加している(図は現在よりも３ｍほども上回り，当時の海岸線砂州が発達している(図２)．この地形は，こ12)． 堆 積 物 の 全 炭 素 含 有 量 3.5％ と い う 値

は内陸深くまで入り込んだ．茨城県石下町での時期の高海水準期に形成されたものと推定

は，富栄養化の進んでいる現在の東京湾の底はヤマトシジミを主とする縄文前期の貝塚がされている．

質の有機物含有量にほぼ等しい．

発見されており，当時，満潮時にはここまで《ステージⅢ(5,500〜4,000yBP)》《ステージⅤ(2,500〜500yBP)》

海水が到達していた．この地点は，鹿島灘のこ の 時 期 ， 海 水 準 は 約 6,OOOyBPの 最 高 海 水

この時期は，曲折を経ながらも閉鎖性がさら現海岸線から約80kmもの奥地にあり，海域の準以降徐々に低下し，鹿島地域では，5,500yBPに進み，最後には霞ヶ浦が低鹹汽水・淡水化

広大さをうかがわせる．この大きな海域は「古に低地(菊地，1968の砂州)が広く離水した．

するヤマトシジミの層準までの時期である．

鬼怒湾」とよばれている．なお，この時期に東霞ヶ浦湖底では，KBT-17層準までがこの時期

KB-３ 地 点 で は 堆 積 物 は 次 第 に 細 粒 化 し て い

京湾から入り込んだ海は栃木県藤岡町まで達の堆積物である．この時期も，Ⅱの時期と同る．KB-１地点では，浅間Ｃテフラの降灰層準しているが，この海域は「奥東京湾」とよば様に湾口部から霞ヶ浦に向かって堆積物の供の４世紀前半頃を中心に，堆積物の有機物含れている．

給 が 顕 著 に 認 め ら れ ,層 厚 変 化 図 で も 南 東 側

有量が全炭素で５％以上，全窒素でも５％以

霞ヶ浦湖底では，ほぼKBT-26層準までがこのほど厚く粗粒である．

上というきわめて高い値を示す．この時期は時期の堆積物である．この海進に伴って湾口

ただⅡの時期と異なるのは，湾口が閉鎖的に

おおよそ古墳寒冷期(阪口，1984)にあたる．

部に形成された潮汐三角州の影響を受けて，なったことである．KB-３とKB-４では堆積物

ところが，その後浅間Ｂテフラの降灰層準の1108

KB-３とKB-４では，堆積物が次第に粗粒になの粒度が急にやや細粒となり，KB-２・KB-３・

A.D.頃には，有機物の含有量は全炭素で3.5％っており(上方粗粒化)，湾口側の砂質の堆積KB-４では堆積物に含まれる底生有孔虫や介形にまで減少しており，閉鎖性は弱まっている．

体の影響が霞ヶ浦まで強く及んでいたことが虫が激減する．また葉理の発達した堆積物もこの時期は，おおよそ奈良・平安・鎌倉温暖分かる．図10の層厚変化図に見られるように，顕著にみられるようになる．

期にあたる．よく知られているように，奈良

こ の 時 期 は ， 南 東 側 の 地 点 ほ ど ， つ ま り KB-

これらのことから，Ⅲの時期では，堆積物の時代に記された常陸国風土記では，霞ヶ浦は１からKB-４に向かって層厚が厚くなる堆積分供給は依然として湾口部から主にもたらされ「行方の海」とか「流海」などと呼ばれ，海布を示している．この上方粗粒化を示す堆積ており，潮汐三角州は潟側へ前進しているの苔をとり，製塩を行い，鯨以外の海の魚がす

物は，古鬼怒湾の湾口部に向かって厚く，まであるが，他方，湾口部の鹿島地域が広く離べて見られる水域であった．

URBAN KUBOTA NO.32｜60

したがって，古墳寒冷期から奈良・平安の温ⅤからⅥの短かい期間に，湖の水域環境が大られる．この凹地形は，湖水の流れによる差

暖期にかけての湖の環境変化が，海水準の微きく変化したことは，霞ヶ浦湖底表層部の柱別的な堆積作用によって形成された地形と考変動と対応していたとすれば，寒冷期の海水状試料の珪藻分析結果(図13，安藤；私信)かえられる．霞ヶ浦の最深部は，この凹地の中準の低下期には，閉鎖性が増して堆積物の有らも示されている．図13は，霞ヶ浦が，古墳にある．

機物含有量は増し，温暖期の海水準の高い時

寒冷期・奈良平安鎌倉の温暖期・小氷期を経《湖底状況図》

期には，外洋水塊との交換が良くなって堆積る間に，やや浅い海域環境・深い海域環境・

図15は，琵琶湖南部でつくったものと同様の物の有機物含有量が減少していたことになる．

浅い淡水〜汽水環境という変遷を経て，今日

霞ヶ浦湖底状況図である．これによれば，霞《ステージⅥ(500yBP〜現在)》の湖沼環境に至ったことを示している．

ヶ浦の底質分布は非常に規則的であることがこ の 時 期 は ， 約 500yBP(1400〜 1600A.D.)か⑤現在の堆積環境

分かる．つまり，湖棚の部分は砂礫質の堆積ら現在まで，霞ヶ浦が低鹹汽水・淡水化して《湖底地形》

物によってつくられており，湖底平原は泥質以降である．霞ヶ浦の低鹹汽水・淡水化を示

霞ヶ浦の湖底地形は，その形態，分布，深度

堆積物によってつくられている．現在行われすヤマトシジミ層準は,富士宝永テフラ11707

から，湖棚，湖棚崖，湖底平原に大きく区分ている砂利の浚渫は，この砂礫層が主として

A.D.)と浅間Ｂテフラ(1108A.D.)の間である．

される．湖底平原は粘土を主とした泥からな対象になっている．ただし，一部は下位の土海域の時代の堆積速度と低鹹汽水・淡水化しり，湖棚は砂質の堆積物からなっている．湖

浦礫層が対象になっていると考えられる．こてからの堆積速度から外插すると，その時期

棚は，湖岸沿いに発達する水深2〜3ｍ以浅のの砂利採取跡は砂礫層がむき出しになっておは 1400〜 1600A.D.と 推 定 さ れ る ． こ の 時 期

平坦面で，水深約1.0〜1.5ｍの湖棚Ⅰと水深り，しかも掻きみだされているため音波の強は，近世初頭の小氷期の始まりとほぼ一致す

2.0〜3.5ｍの湖棚Ⅱに細分される．湖棚崖は傾い反射が現れ，すぐに識別可能である．湖底°る．

き2/100以 上 の 緩 斜 面 (1-2 )か ら な り ， 湖 棚

状況図では，砂利の採取が湖棚域で行われて低鹹汽水・淡水化して以降，KB-３地点では堆と湖底平原を境している．湖底平原は湖盆のいることが見事に表現されている．

積物は更に細粒化し，表層柱状試料の分析で中央部に，傾き2/1000以下の極めて平坦な地

泥質堆積物の分布域は，この図では表現でき

は湖の全域で堆積物の有機物含有量が増加し形面として広がり，中央の最深部では水深5〜6ていないが，底引き網の跡がびっちりとついている．このことから海域の時代より，更にｍ，湾入部では約3ｍである．また高浜入りのていた．泥質堆積物は風波によって再懸濁し閉鎖性が増大したことが推定される．

入口の狭窄部には，溝状の凹地(海釜)が認めていると考えられるので，霞ヶ浦の表層底質

図12−KB-１地点における全炭素・全窒
素濃度およびTC/TNの垂直変化

図13−霞ヶ浦湖底表層部(N-33地点)における珪藻化石分析結果〈安藤，未公表資料〉

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は始終かき回されていると想像される．そのの主な流入部の南東部にあったが，4000年前て周りほど堆積が進行しなかったからであろ

ような底引き網のないところは，オダとか笹から1400年前(Ⅳ〜Ⅳの中頃)では，堆積中心

う．両地点の堆積速度が変わらなくなるのはびたしという古来からの漁法の漁具がおかれは霞ヶ浦の中心部に移った．

1400年前頃からで，浅間Ｂテフラ(1108A.D.)ているところである．オダは太い木などをまさらに1400年前以降になると，過去約200年間

以降は急速に凹地形を埋積している．過去200

とめて沈めておき，魚が入った頃を見計らっとほぼ同じところが堆積中心となっている．

年 間 の 堆 積 速 度 が 続 く な ら ば ， 約 250年 後 にて一網打尽に取る．笹びたしは細い木の枝を

約1400年前のKB-１とKB-２地点の深度を比較

凹地形は埋積され，湖底平原と区別できなく50cm位に束ねておき，一定間隔で沈めておいすると，それ以前では明らかに霞ヶ浦の中心なるであろう．

て鰻などが入った頃に船に引き上げ，漁をす

部に凹地が認められるのに対し，それ以降で《小氷期と霞ヶ浦の低鹹汽水化》

るものである．オダや笹びたしはその設置水は深度差が殆どなくなり，ほぼこの時期に現霞ヶ浦が低鹹汽水化した時期は，江戸時代の域が決まっているため，確認することができ

在の湖底平原が形成されたことが分かる．

小 氷 期 (1550〜 1850年 ;前 島 ， 1984)の 始 ま り

た．この漁法は古くから行われていたようで，

凹地消滅後の土浦入りの堆積中心は，霞ヶ浦にほぼ一致している．ヤマトシジミ層準の直柱状試料で湖底下数10cmの位置で確認されたの中央部の湖底平原と土浦入りの湖底平原と上では堆積物の全硫黄濃度が激減し，海水交こともある．

の境界部の南側に位置している．つまり，土換が極端に悪化したことを示すが，さらにこ

最近，霞ヶ浦ではヘドロの浚渫が行われてい浦入りからの流入物質はその南側に沿って湖の時期以降には，全炭素や全窒素，重金属濃る．このような浚渫跡も音波探査で識別可能

心へ移動し，土浦入りと中央部の湖底平原と度も上昇している．この上昇は，後の昭和40で，図では「攪乱泥分布域」として表現されの 境 界 部 付 近 に ， こ の 境 界 部 の 凹 地 (傾 斜 変

年代の時期よりも激しく，一時は公害時のもている．このように霞ヶ浦の湖底を見てみる

換部)を中心に堆積している．

のと見誤られたほどであった．この事態は，と，ほとんどが人間活動によって影響を受け

高浜入り入り口の堆積速度の速い地域は，ほ湾口部の埋積が進んで外洋からの供給が急減ていることが分かる．

ぼ現在の海釜地形と一致しており，同地形をしたことを語っているが，この背景として，《堆積物分布と湖底地形》

埋積する方向で堆積が進んでいる．KB-５は，小氷期の開始に伴う海水準の微低下の有無と図14aは，浅間Ａテフラ(1783A.D.)から現在(試ⅠとⅡの時期には細粒な泥ではなく，粗粒なその影響を検討することも必要であろう．

料採取時点の1981年)まで，つまり過去約200堆積物からなるので，この時期には，ある程この時期に，湖水準がどの程度低下したかは年間に堆積した湖全域の泥質堆積物の層厚分度の流速下での堆積作用が推定され，海峡部不明である．霞ヶ浦の湖棚は，湖棚ⅠとⅡに布である．また図14bは，すべての表層柱状試に堆積した堆積相と考えられる．

区分される．平井幸弘氏は，湖棚Ⅰは現在の料について含水比を測定し，層厚を重量に換

KB-２とKB-５を比較すると，それ以後両方と水理環境で形成されたが，湖棚Ⅱの形成時期算して求めた過去約200年間の堆積量である．

もに泥を堆積しているが，堆積速度はKB-２のについては，縄文中期の小海退・弥生の小海

こ の 図 で 明 ら か な よ う に ， 過 去 約 200年 間 で方が大きい．このためKB-２の方が深かったの

退・江戸時代初期の小氷期の小海退のうちのは堆積速度の大きい箇所はすべて，各湾入部

が KBT-18〜 19間 で 逆 転 し ， 逆 に KB-５ の 方 がどれか，またはその複合であるとしている．

の入り口にみられる．

深くなる．つまりKB-５地点は，泥を堆積しつ

霞ヶ浦の柱状試料では，小氷期の初頭に含砂さきに述べたように，霞ヶ浦が誕生して以降

つも周りに比ベて堆積速度が小さかったので，率が上昇した証拠があることから，この時期の堆積中心の推移をみると，約１万年前から次第に凹地形を形成したのである．おそらくに，湖棚Ⅱができる程度に湖面(海面)が低下

4000年前(Ⅰ〜Ⅲ)までは，堆積中心は堆積物

KB-５が海峡部に位置するために，流れによっしたことは充分に考えられるのである．

図14a−過去約200年間の堆積物層厚分布

図14b−過去約200年間の堆積量

いずれにしても，霞ヶ浦の歴史をみると，歴史時代に入ってからは短い期間での環境変化が激しく，１メートル以下の海水準の変動にも敏感に反応して環境が激変している．埋積の進んでいる日本の海跡湖はどこでも，少しの条件変化によって環境が大きく変わってしまう状態にあるようである．環境を保全するだけでなく，その環境のもっている能力を生かすためにも，現在および過去の実態を詳細に明らかにする必要があろう．

URBAN KUBOTA NO.32｜62図15−霞ヶ浦湖底状況図

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湖岸低地および沿岸帯の環境変化
平井幸弘＝愛媛大学教育学部助教授①湖岸の人工化

海・宍道湖では，それぞれの湖岸総延長の約湖岸線から水深約1ｍ以浅の湖棚部分には，か日本の湖沼の中で，海岸平野の都市近郊に位80％以上が人工湖岸で，自然湖岸は約10％以っては湖岸のいたるところでアシ・マコモ・

置する海跡湖では，1960年代以降流域におけ下しか残されていない．

ガマなどの挺水植物の群落が見られた．またる都市化の進展，都市域の拡大にともなって，②霞ヶ浦湖沼環境図

湖棚の沖側の部分は，ヒシ・ジュンサイなど

水質汚染や生態系の変化など様々な重大な環人為による環境変化が特に著しい霞ヶ浦を対の浮葉植物，そしてクロモ・シャジクモなど境変化が引き起こされた．そして現在では多象として，湖岸・湖底の微地形分類，湖岸低の沈水植物の生育の場であった(図3)．

くの海跡湖で，湖沼景観の人工化が急速に進地・沿岸帯での植生，土地・水利用，地形改

しかし，現在の霞ヶ浦では1970年代に始まっ展している．

変および湖岸の景観を「霞ヶ浦湖沼環境図」

た霞ヶ浦開発事業を契機として，湖岸のほぼ

図１に，日本における面積4km 以上の海跡湖

としてまとめた(図2)．

全域が標高2.9ｍの堤防で囲まれ，挺水植物群の湖岸の改変状況(1985年)をまとめた．この霞ヶ浦を取り巻く更新世台地と湖岸との間に落地は急激に減少・消減した(写真１・４)．

図では，湖岸を４つの類型に，すなわちは，２段の完新世湖岸段丘と現成の砂浜・湖

そして湖岸低地では農地・宅地・公園の整備，

水面＝流入流出河川の河口，海への開口部等．

岸湿地からなる，幅約300〜800ｍの湖岸低地

沿岸帯では漁港・ヨットハーバーの構築，改自然湖岸＝水際線とそれより約20ｍ以内に人が発達している．また湖岸沿いの水深約５ｍ以修 ， 湖 面 養 殖 施 設 の 設 置 (写 真 2)． 湖 底 で の工改変がなく，自然状態を保持している湖岸．

浅には，幅約200ｍ〜最大約1,000ｍの湖棚が砂 利 採 取 (写 真 3)な ど ， 地 形 改 変 や 施 設 の 構

半自然湖岸＝水際線は自然状態だが，水際線連続して分布する．とくに幅広い部分では，

築等がいたるところで進められ湖岸の景観

より約20ｍ以内に人工構築物が存在する湖岸．

水深，底質，平面形態などの違いから，水深は植生を欠く人工的なものに変貌した(図4)．

人工湖岸＝水際線がコンクリート護岸，矢板

約 2ｍ 以 浅 の 湖 棚 Ⅰ と 水 深 1.5〜 3.5ｍ の 湖 棚

また，かっては水泳場として賑わった白砂青などの人工構築物でつくられた湖岸．

Ⅱに分けられる．湖棚Ⅰは幅200〜300ｍで湖松の砂浜も，緩勾配・階段状の「親水護岸」

以上の４類型に分けて，実測された距離(km)岸に沿って連続する現成の地形面であり，湖に変わり，コンクリートに縁取られた水際線

で示した．

棚Ⅱは流入河川の河口沖合や砂嘴地形の周縁が 湖 沼 景 観 を 無 機 的 な も の に し て い る (写 真

この図を見ると，霞ヶ浦，北浦，浜名湖，中部などに部分的に分布する沈水した化石地形

５ )． 元 来 ， 湖 岸 の 水 生 植 物 群 落 地 は ， 湖 の海，宍道湖など，面積が大きく湖岸線の長い面である．

水質の保全・浄化機能を果たし，稚魚やエビ

海跡湖では，湖岸の人工化が顕著に進行してこのような湖岸地帯のうち，上位の湖岸段丘

類，貝類，甲殻類の生育の場，そして魚の産いることがわかる．全般的には，北海道およは洪水に対して安全であるため，古くからの卵場所でもある．また，湖を訪れる水鳥の絶び下北半島・津軽半島の各湖沼では自然湖岸

集落が立地している．下位の湖岸段丘は異常

好の休息・避難場所であり，人間にとってもが60％〜90％以上残っているのに対し，関東の洪水時に一部冠水するため，一般に水田や心安らぐ水辺景観を提供している(写真６)．

地方以西の湖沼ではいずれも人工湖岸の割合

蓮根畑として利用されてきた．湖岸線付近にこれからの湖沼の開発・利用にさいしては，が50％を越えている．とくに涸沼・北浦・手は，砂州や浜堤が発達する箇所もあり，そこ

このような自然状態の湖岸地帯の機能や特質

賀沼，浜名湖，八郎潟，阿蘇海，東郷池・中にはヤナギ類に代表される水辺林が見られる．

を生かす努力が必要である．

２

図1−日本の海跡湖(面欄約4km ２ 以上)における湖岸の改変状況＜ 環 境 庁 ，1989の 資 料 よ り 作 製 ＞

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図2−霞ヶ浦湖沼環境図

図3−顕著な人工改変がなされる以前の自然湖岸

図4−様々な土地･水利用によって人工化された湖岸＜国土地理院発行5万分の1地形図｢土浦｣｢玉造｣｢佐原｣｢潮来｣｢鉾田｣を使用＞