Nagoya University

琵琶湖底堆積物中の放射性核種の分布

前回広人事，事〉滋賀県琵琶姻研究所
ンター

1.

〒 464

〒 520

中村俊夫綜，小島貞男事事

大津市打出浜 1 ‑10.意書〉名古屋大学アイソトープ総合セ

名古屋市千種区不老町~;r じめに

琵琶湖底には.

湖水中で生育した水生植物やプランクトンの遺骸や，て瞳から湖水中へ運搬されてきた植物片や腐植土などの有機物，の無機物が絶え間なく堆摘している.
表泥〈厚さ約 50

本研究では，また砂粒や泥土、など琵琶湖の北湖中央部で接取されたc 聞〉に含まれる放射性核種 14 C(TI 〆 2 =5730 年九21 1l Pb(Tl 〆 2=22.3 年 ).21 4 Pb (T l 〆 2=26.8 分〉の温度を測定した.の調度の鉛直分布から，河川によっ13 7 CS(TI ぺ =30.2 年) .
これらの放射性骸種

主として 20 世紀以降の環境変化や人類活動が琵琶湖底堆積物に及ぼした彰響について考案を行なう.

2.

試料と測定方法
琵琶湖北湖の西岸にある安曇川河口より東方約 101984 年 11 月に，長さ約 50klll の地点〈水深は約 70c 闘の表層堆積物コアを採取した.

探泥は内径 5211)

で周囲の自由落下式ピストンコアサンプラーを用いて行なった.
堆積物試料は表面から探度 10ごとに分割した.
を求めた

13

7c 厨までは 0.5各々の試料について，

CS.

c 図ごとに10c 燭から 30湿重量と乾燥重量を制定し，

21 1l Pb および 2 14Pb の定量は1c 悶までは 1 c 国堆積物の含水率g の堆積物試科について，井戸型の高鈍度ゲルマニウム半導体検出器を用いて T 綿スベクトロスコピーで行なった[ 1].
14C の樹定は以下の嫌にして行なった[ 1.
2].
た堆積物試料 1 .
5 g を酸薫雰囲気中で 950 ・え，これを 95001.2 組定の塩酸で温浴して炭酸塩を陰去しC に加熱して試料中の有舗雌炭素を C02 に変

C に加熱したマグネシウム金属を用いて元鷲態炭驚に還元した.

した固体状の炭棄を高純度の銀紛と混合し，聾形した後，手動の圧舗装置で直径 3

輔製

図閣のベレットに名古屋大学アイソトープ総合センターに設置されているタンデトロン加速器質量分析計を用いて 1 4
C 混度(6， 14C.

%。で表わす)[3] を樹定した.

3. 測定結果および考察
3 ‑1. 210Pbexc8.9 の鉛直分布と堆積速度
堆積物中に含まれる 21 IlP
b には，のと，大気中のラドン(222Rn ，TI 〆 2=3.8 日)起源のも堆積物の砂位などに元来含まれているウラン系列の放射性核植に起源を持つものとがある.

後者の 2 1IlPb はウラン系列核種の放射平衡状態になっており，堆積物の深度によらずほぽ一定である.

一方，その温度は前者の 2111Pb の温度は堆積物表面で高く(後者の謡度の 10 倍以上ある) . 濃度が増すに従って放射壊変により減少している.
この減少の程度から堆積速度が推定できる[ 4]
.

2 IIl

Pbe x C ・. 8 の探度分布を図 l に示す.

210Pboxc ・. .は堆積物中の 2 I
IlPb の瀦度から 2 14Pb 調度を差し引いて求めた[ 1]
.

される憾に

210Pbexcess 癌度はg/C Dl2

図 l に示で表わした漂度と共に指数関数的に減少する.

‑76‑

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1990 ''70

・ 60

1950 '40

1985

'30

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図I.

琵琶湖底堆積物中の 137(S の放射能譜度の経年変化.
21 1 Pb 堆積年代を示す.

横軸は

黒丸は樹定した t 37Cs温度そのもの，

自丸は放射纏変による減少を補正し堆積当時に換算した漕度を表わす.

137(S 陣下量の経年変化:

における観樹結果を示す.

実鰻は大顕，

1950

2101900

1860Pb AGE(yr)Year (A.
D.)

図 2.

・ 70

点線は東京

琵琶湖底堆積物中の 21 1l Pbexc ・ s s の放射能温度の鉛直分布.
21 f/lPb 堆積年代を横輔に示す.

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次式を用いて最小ニ乗法でフィットした〈図 l の直鰻) .

調定点を.

A( z ) =(φ Is}exp(ー入・ z 1 s )A(z) は漫度 z における 218Pb.xC. ， 1 の渇度，

ここで.

ラックス

φ は堆積物表層の 218Pb.xc. ，.のフ

λ は 21 8Pb の漉変定数である.

s は堆積速度，0.033:
t0.002 g/c.2/'t ( この堆積速度は，フィットの結果，堆積物表面では O. 152 土 0.008

堆積速度は

c ・ 1'1，

度 10 C 闘でほ圧密の効果により 0.052 土 0.003 C ・ 1 '1 に相当する〉と得られた.
は，この結果et a l. [6] の結果とよく一致している.

北綱で劃定された松本 [5] や Ka.i 't a ・ a.

この堆積速度を用いて堆積物の各漫度について 2 1
8Pb 堆積年代を推定し，輔に示した

また漫

21 I Pb の半減期は 22.3 年であることから

図 1 の横21 8Pb による堆積年代の推定はせいぜい 100 年前までしか適用できない.

3 ‑2. 骸兵器実験起源の 1 37Cs の鉛直分布
堆積物中の 137 Cs 温度の鉛直分布を図 2 に示す.
堆積年代に検算したものである.

図 2 の横輸は堆積物の漫度を 211Pb

黒丸は 137CS 温度の測定値をそのまま，変による減衰の補正を施した 137CS 温度を表わす.

また，

自丸は放射壇ヒストグラムは大阪〈実線〉

および東京(点線〉にて樹定された大気中降下物に含まれる 1 37CS の量の経年変化を表わす[ 7].
1

図 2 から137CS 降下量がピークを示す年( 1963 年〉に比べて，堆積物中の37CS温度がピークを示す年の方が若干年代の新しい方にずれている織に見える.に.

減少の仕方は，この結果は，前者が急速に減少するのに対し，大気中から陸上に降下した 137CS が，積するのかを調べる上で重要なデー夕、となろう.
が分布していることは，さら後者はずっとゆるやかである.

どのような経路を経て堆積物中に集また .1950 年以前の堆積物中に 1 37Cs

堆積後に堆積層聞で上下方向に 13 7 CS の移動があった事を示唆する.

3 ‑3. ム 1 • C の鉛直分布-堆積物 4こ含まれる育擁態炭素のム 1 4C の鉛直分布を図 3 に示す.

ム 1 ・ C の分布はおおよそ次の 3 層に区分される.
①湖底表面 -3CII (21 自 Pb 堆積年代 :1984 ・ 1955 年〉(3- 10 c 回( 1955 ・ 1830 年〉(

10-30 c 国( 1830 ・ 1450 年;求めた 2 1l
IPb 堆積速度が一定不変と仮定して外挿した〉

表層①では，増加している.

よる

漫度が 3c 聞から湖底表面ヘ近づくと共に ð 1
4C は・ 250% 。から +40% 。へとこの増加は 1945 年以降に行なわれた原水鋸実践起源の人工 14C の寄与に1958 年以降に増加した大気中の人工 1 4C が，地球上での炭膏循環により琵琶湖堆積物へと徐々に移行して来たものである[ 8].

中間層②の堆積物は人工 1 4C が大規模に生成される以前に堆積したものと考えられるð 14C は約 -25096 。と，くなっている.

すなわち，その当時の大気 C02 のム 1 4C (‑ 0%0 )に比べて 250% 。も低堆積物の 1. C. 度は大気 C02 の 1 4
C 温度に比較して，で希釈されて低くなっている.

古い炭車

湖底堆積物に含まれる有機物の 14C 温度の希釈率は，れらの育機物の起源と関係しており，

こ湖底堆積物の形成過程を考える上で貴重なデータとなる.

図 3 の値観は，核実験開始以前に琵琶湖底に供給された有機物の ð 1.C が長期間一定であったと仮定して.

政射壊変によるム 1 4C の減少を推定したものである.

ム 14C の78‑

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lOOn

I』

ー国-50 ト酬ー25101520DEPTH (cm)

1900

1800

1700

1600

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30

1500

11 11111111 1 1 1 1 I

210pb AGE (yeαr )図 3.

昆琶湖底堆積物中の育機態炭衰の I 4CiI度(ム 14 c)の鉛直分布.

横輔は 2 IilP
b堆積年代を示す.

一定値として漫度 3c 閣での -24096 。を用いた.にほぼ一致している.
している.

しかし，

この結果は

ム I 4 C の測定値は中間層②ではこの予想

探層③では予想に反して ð 14 C は漫度の増加と共に増加

1450 年以降には堆積物中の I 4CiI度の希釈率〈古い炭驚の混入の割合〉が増加して来たが1830 年頃以降には希釈率がほぼ一定になった事を示唆すると考えられる.

考古学や地質学上の研究に醸して，事がある.

この時，成層した堆積物層の I 4C 年代測定が必要となる

淡水湖成堆積物の場合には，積物中の有機態炭素が用いられる事が多い.

貝化石や木片が見つからないため堆

ところが，本研究で明かとなった樽に，堆積層の形成の際に既に堆積物中の有償態炭素のム I 4 C が大気 C02 の ð 14 C と比載しでかなり低くなっており，

たとえば，堆積物中の有機物を用いた I 4 C 年代測定に狂いが生ずる事になる.

本研究に用いた琵琶湖堆積物の場合，探度 3 ・ 4.
.
. ‑250~)6。となっているが，c ・での有横物のム 1 4 C は -230

これは I 4 C 年代に換算すると 2100-2300'i

BP (A.D.1950 年から過去へ遡った年数で表わす〉となり同漫度の 2 Il
iPb 堆積年代 A.D.1945-1955 年と比べて 2000 年以上も古い年代を与える.

従って，堆積物中の有機態炭素の 1 4C の初期温度

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Nagoya Universityがはっきりしない場合，

きい.

今後，それを用いた 14( 年代測定は誤った年代値を与える可能性が大正しい年代値を得るための補正方法を開発するために基礎研究を続ける必要がある.

4.

おわりに

137(S や 2 1ePb の定量に用いた井戸型の半導体検出器は検出効率が高< ,る試料 ρ 量が隈られている場合の T a&計測には大変有効である.
径 55

園周のコアサンプラーで採泥したため，に，鉛直方向の分解能を上げるため細かく分割すると，

1 4(過度の測定においても，利用でき

特に本研究では，利用できる堆積物試料の量が少ない.

直さら試料の量はさらに少なくなる.

少量の炭憲試料で 1 4 (調度測定が行えるタンデトロン加速器質量分一析計の利用により始めて本研究が可能となったと言える.

参考文献[1]中村俊夫ほか，

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[2]

中井信之，中村俊夫

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中村俊夫，中井信之，

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