北海道北部，大沼周辺地域における完新世後半の泥炭地の拡大過程
大平明夫１）・海津正倫１）１）名古屋大学文学部地理学教室〒４６４­０１名古屋市千種区不老町
Ｉ．はじめに臨海部の沖積低地における泥炭地は，完新世における気候変化，海面変化および海岸砂州の発達といった様々な低地周辺の地形変化を反映したものである．よって，海岸部の沖積層に発達する泥炭層は，相対的海面変化や地形形成史に関する研究で古環境を復元する上で重要な資料とされてきた．
北海道北部から東部にかけての沖積低地には，一般に，後氷期海進に伴う海成〜汽水成粘土層や砂層を覆って最上部に層厚２〜５ｍの泥炭層が発達している．これまで，主にオホーツク海沿岸から根室湾沿岸の沖積低地において，海成層直上に発達する泥炭層基底付近を中心に１４Ｃ年代測定が多数行われてきた（たとえば，前田，１９８４；１；・１１（ａｇｕｃｈｉμａｊ．，１９８５；平井，１９８７，大平ほか，１９９４）．これらの研究の結果，オホーツク海沿岸に面する地域では，５，０００〜４，０００年前頃と３，０００〜２，０００年前頃の２つの時期の相対的海面低下期が認められ（太田ほか，１９９０），これらの時期に，海面低下に伴って湿原の形成が進行したことが推定されている（たとえば，大平ほか，１９９４）．相対的海面変化と泥炭地の拡大過程との関係を詳細に明らかにするためには，連続した沖積低地の中で，できるだけ多くの地点で泥炭層基底の１４Ｃ年代を明らかにし，泥炭地の水平的な拡大時期を明らかにすることが必要である．しかしながら，このような観点から多数の１４Ｃ年代資料に基づいて，泥炭地の拡大過程を論じた研究は十分に行われていな
い．
そこで本研究では，北海道北部の大沼周辺の沖積低地において，合計Ｆｉｇ．ＩＭａｐｓｈｏｗｉｎｇｌｈｅｓａｌｐｌｉｎｇｓｉｔｅｓａｒｏｕｎｄＬａｋｅ（）ｌｌｎｕａ，３１地点でハンドボーリングによってＮ ｏ ｒ ｔ ｈ ｅ ｒ ｎ Ｈ （ ） ｋ ｋ ａ ｉ ｄ ｏ 泥 炭 層 を 採 取 し （ Ｆ ｉ ｇ ． １ ） ， そ の う

９３ち８地点の泥炭層基底について，ＡＭＳ１４Ｃ年代測定を行った．その結果から，完新世後半における泥炭地の拡大過程にを検討した．ボーリング地点の標高はオートレベルを使用して測量した．ＡＭＳ１４Ｃ年代測定は，タンデトロン加速器質量分析計を使用して行った．試料の処理・測定の手順は中村・中井（１９８８）に従った．
ＩＩ．大沼周辺地域の地形と堆積物
大沼は，稚内市の東部に位置する面積４．８６ｋｍ２の淡水の潟湖である．海岸側は砂州が発達しており，内陸側は声問川，サラキトマナイ川といった大沼に流入する河川が形成した沖積低地となっている（Ｆｉｇ．１）．大沼の東側にも砂州の背後に面積０．２５ｋｍ２のメグマ沼があり，そこから稚内空港にかけての地域は，湿原植生が保存されている．
沖積低地の周辺は，新第三紀鮮新世と第四紀更新世の砂泥層よりなる丘陵が取り囲んで い る （ 更 別 グ ル ープ ほ か ， １ 冬 豆 ） ． こ れ ら の 丘 陵 は 氷 期 の 周 氷 河 作 用 を 強 く 受 け て おり，なだらかな起伏で谷も浅くなっている．
４万の：Ｌ空中写真を判読した結果，声聞川低地は，おおむね標高＋５ｍの等高線を境にして，２段の沖積面に区別されることが明らかとなった．両地形面の比高は，上流側では明瞭であるが，下流側ほど不明瞭となる．
完新統の上部は，小型のシジミガイを含むシルト層・砂質シルト層とそれを覆う泥炭層よりなる（Ｆｉｇ．２）．下位のシルト層・砂質シルト層は勁肩ａｓ吋 ｓ行ａＺ・７ʼａｉ・？ｊＭ７£ｒａθ，ｊ，１。７Ｅ Ｓθ行ａＳｐｐ．といった汽水〜淡水生の浮遊性珪藻が産出すること，シジミガイを含むことから，わずかに海水の流入する潟湖の湖底堆積物と考えられる．泥炭層の層厚は１〜３ｍ程度であるが，表層部には圃場整備に伴う客土が施されているため，圧密によって１〜２ｍ程度は圧縮されているものと考えられる．
泥 炭 層 基 底 の 標 高 は ， 上 流 側 の 上 位 の 沖 積 面 で は ＋ ５ 〜 ＋ ４ ｍ で 比 較 的 よ くそ ろ って い る ．
下流側の下位の沖積面では＋４ｍから＋ｌｍまで低下する（Ｆｉｇ．２）．

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９４

Ｔａｂｌｅ１４ＣｄａｔｅｓｏｆｔｉＨｏｌｏｃｅｎｅｓｅｄｉ睨ｎｔｓｉｎｔｈｅａｎｕｖｉａリｏｗｌａｆｘｊｓａｒｏｕｎｄＬａｋｅ｛｝ｈｎｕ隠ｌｉｔおりｉｌＪ晩気随信順ｍ（深度）

試 料­矛ｔｌｌ；哨↑ｉ声問（ＣＩ）稚内市恵北（Ｂ３）
矛ｔｌ内市樟岡（Ｂ８）
（Ｂ了）
（Ａ５）
矛｜む；大ｌ市恵北（Ｂ６）
くＡ１７）
稚内市更喜苫内くＡ２）
矛ｌｔ内市声問
稚内市更喜苫内▲泥炭▲泥炭▲泥炭▲泥炭▲泥炭▲泥炭▲泥炭▲泥炭カキ
貝殻（１１．１（４．１０）
１．６７（２．１５）
４．６３（２．１０）
４．９９（１．６５）
３ｊ８（２，６０）
３．２７（１．４０）（１．２５）（１．２５）（ｌｌ．０．３（ＺＩ．
３

１４Ｃ年代（ｙｒｓＢＰ）コード番号­

文献；本研究３，８４０２４０
１，６４０士２１０

μ４，２１０士２３０

μ４，３６０士１４０Ｎ
ＵＴＡ
­
３０１（）

μ

３，６１０士１７０

閲ＴＡ­３００９ＮＵＴＡ­３１５６μ

眼ｊＴＡ­３１５８μＮＵＴＡ­３１５７限ｊＴＡ­３０８８μ２，４００士１３０
４，７６０２６０
１，３００１４０
７，３５０１２０
５，９４０士μ／／赤松・北１１（１９８３）▲泥炭層基底ＩＩＩ．泥炭層基底の１４Ｃ年代と考察
８地点における泥炭層基底の１４Ｃ年代は，完新世後半の２つの時期にそろうような傾向がある（Ｔａｂｌｅ）．声聞川低地の上位の沖積面に位置するＡ５，Ｂ８，Ｂ７地点と砂州背後のＣ１，Ａ１７地点では約４，７００〜３，６００年前を示し，声関川低地の下位の沖積面に位置するＢ６，Ｂ３地点とサラキトマナイ川低地のＡ２地点では約２，４００〜１，３００年前を示す．
このことから，大沼周辺地域の泥炭地は上流側から下流側へ徐々に形成されたものではなく，段階的に泥炭地が拡大したことが推定される．このような段階的な泥炭地の拡大は，道東の風蓮川低地においても確認されている（大平ほか，１９９４）．
以上のことから，本地域の泥炭地の形成にも，従来からオホーツク海沿岸から根室湾沿岸地域で報告されている完新世後半の２つの時期の相対的海面低下が関与していることが推定できる．さらに，声関川低地の沖積面は上位と下位に区分されるが，この沖積面の段丘化にも海面変化が影響していると考えられる．
ただし，声聞付近では多段化した完新世海成段丘面が発達しており，地震に伴う間欠的な隆起があった可能性がある．声聞川左岸の段丘の露頭には，標高＋０．３ｍ付近に７，３５０ １２０ｙｒｓＢＰ（ＮＵ７ｒ／Ｘ­３０８８）という１４Ｃ年代を示すカキ床が認められた．このことからも，海岸付近の隆起速度はかなりはやいことが予測される．よって，地殻変動による隆起が沖積低地の段丘化と関連性が推測される．今後は，北海道北部の泥炭地の拡大時期の共通性を明らかにし，泥炭地の形成がどのような環境変化に最も影響を受けたものなのか，沖積面の段丘化はどのような過程で進行したのかを検討する必要がある．
タンデトロン加速器質量分析計による１４Ｃ年代測定の際には，中村俊夫先生をはじめとする名古屋大学年代測定資料研究センターの方々にお世話になりました．記して深く
感 謝 い た し ま す．
文献
­太田陽子・海津正倫・松島義章（１９９０）：日本における完新世相対的海面変化とそれに関する問題­１９８０〜１９８８における研究の展望­．第四紀研究，２９，３１­４８．

５９大 平 明 夫 ・ 海 津 正 倫 ・ 浜 出 智 （ １ ９ ９ ４ ） ： 風 蓮 湖 周 辺 地 域 に お け る 完 新 世 後 半 の 湿 原 の 形
成．第四紀研究，３３，４５­５０．
更 別 グル ープ ・ 藤 則 雄 ・ 朝 比 奈 正 二 郎 （ １ ９ ６ ６ ） ： 稚 内 ・ サ ロ ベ ツ 地 域 の 第 四 系 ． 第 四 紀研究，５，１­１１．
中 村 俊 夫 ・ 中 井 信 之 （ １ ９ ８ ８ ） ： 放 射 性 炭 素 年 代 測 定 法 の 基 礎 一 加 速 器 質 量 分 析 法 に 重 点を お い てー ． 地 質 学 論 集 ， ２ ９ ， ８ ３ ­ １ ０ ６ ．
平 井 幸 弘 に ９ ８ ７ ） ： サ ロ マ 湖 の 湖 岸 ・ 湖 底 地 形 と 完 新 世 後 半 の オ ホ ー ツ ク 海 の 海 水 準 変
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前 田 保 夫 （ １ ９ ８ ４ ） ： 完 新 世 に お け る 北 海 道 オ ホ ー ツ ク 海 沿 岸 の 古 環 境 の 変 遷 ． 古 文 化 財編集委員会編：『古文化財の自然科学的研究』，同朋舎．４３０­４４０．
１；ａｋａｇｕｃｈｉ，Ｙ．，Ｋａｓｈｉｍａ，Ｋ，ａｎｄＭ，１ｔｓｕｂａｒａ，Ａ．（１９８５）：Ｈｏｌｏｃｅｎｅｍａｒｉｎｅｄｅｐｏｓｉｔｓｉｎ
Ｈｏｋｋａｉｄｏａｎｄｔｈｅｉｒ１３ｅ３ｄｉｍｅｌｌｔａｒｙｅｎｖｉｌヽｏｎｍｅｎｔｓ．Ｂｕ１１．Ｄｅｐｔｉ．Ｇｅｏｒ．Ｕｎｉｖ．Ｔｏｋｙ０，１７，
１­１７．

一９６

ＬａｔｅＨＯｌｏｃｅｎｅＥＶＯｌｕｔｉｏｎｏｆｐｅａｔｌａｎｄｓａｒｏｕｎｄＬａｋｅｏｈｎｕｍａ，ＮＯｒｔｈｅｒｎＨｏｋｋａｉｄｏ

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ＫｏｅｔｏｉａｎｄＳａｒａｋｉｔｏｍａｎａｉＲｉｖｅｒＬｏｗｌａｎｄｓ，１０ｃａｔｅｄｉｎｎｏｒｔｈｅｒｎｍｏｓｔＨｏｋｋａｉｄｏ，ｄｕｒｉｎｇｔｈｅＬａｔｅＨｏｌｏｃｅｎｅ，ａｎｄｔｏｄｉｓｃｕｓｓｔｈｅｒｅｌａｔｉｏｎｔｏｓｅａ­ｌｅｖｅｌｃｈａｎｇｅｓａｎｄ
ｔｅｃｔｏｎｉｃｕｐｌｉｆｔｏｆｔｈｉｓｒｅｇｉｏｎ．Ｓａｍｐｌｅｓｏｂｔａｉｎｅｄｂｙｐｅａｔ­ｃｏｒｅｒａｔ３１ｓｉｔｅｓｗｅｒｅｕｓｅｄｆｏｒｓｅｄｉｍｅｎｔａｒｙｆａｃｉｅｓｏｂｓｅｒｖａｔｉｏｎ，ｒａｄｉｏｃａｒｂｏｎｄａｔｉｎｇｗｉｔｈ
ａｃｃ１３１ｅｒａｔｏｒｍａｓｓｓｐ｛ｌｃｔｒｏｍｅｔｒｙ（ＡＭＳ）ａｎｄｄｉａｔｏｍａｎａｌｙｓｉｓ。
Ｐｅａｔｌａｎｄｓａｒｅｃｌａｓｓｉｆｉｅｄｉｎｔｏｔｗｏ９ｅｏｍｏｒｐｈｉｃｓｕｒｆａｃｅｓａｃｃｏｒｄｉｎｇｔｏｔｈｅｉｒ
ｔｏｐｏ９ｒａｐｈｉｃｆｅａｔｕｒｅ．Ｐｅａｔｌａｙｅｒｓｄｅｖｅｌｏｐｏｖｅｒｓｉｌｔｙａｎｄｓａｎｄｙｓｅｄｉｍｅｎｔｓ，ｗｈｉｃｈａｒｅｌａ９００ｎａｌｓｅｄｉｍｅｎｔｓｏｆｔｈｅｐｏｓｔ９１ａｃｉａｌｔｒａｎｓ９ｒｅｓｓｉｏｎ。
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ｒａｎｇｅｆｒｏｍ４，７６０ ２６０ｙｒｓＢＰａｔｔｈｅｕｐｐｅｒｒｅａｃｈｅｓｏｆｔｈｅＫｏｅｔｏｉＲｉｖｅｒＬｏｗｌａｎｄ
ｔｏｌ，３００１４０ｙｒｓＢＰａｔｔｈｅＳａｒａｋｉｔｏｍａｎａｉＲｉｖｅｒＬｏｗｌａｎｄ．Ｔｈｅｓｅｅｉｇｈｔｒａｄｉｏｃａｒｂｏｎｄａｔｅｓｉｎｄｉｃａｔｅｔｈａｔｔｈｅｒｅｉｓａｇａｐｏｆｔｈｅｅｘｐａｎｓｉｏｎｏｆｐｅａｔｌａｎｄｓ
ｂｅｔｗｅｅｎｃａ．４，７００­３，６００ｙｒｓＢＰａｎｄｃａ．２，４００­１，３００ｙｒｓＢＰ．ｌｔｉｓｃｏｎｓｉｄｅｒｅｄｔｈａｔ
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９７­

口頭発表
海津正倫（１９９４）沖積低地における海岸環境の変遷．
公開シンポジウム「日本列島における海岸環境の変遷一第四紀後半から現在まで」（日本学術会議講堂），講演要旨集，１­７．
海津正倫（１９９５）完新世海面変動と古環境．
Ｉ Ｇ Ｂ Ｐ ・ Ｌ Ｏ Ｉ Ｃ Ｚ 研 究 計 画 シ ン ポ ジ ウム 「 海 岸 沿 岸 域 研 究 を 考 える 」 （ 駒 沢 大 学 ） ，
講演要旨集，３６­３９．
大平明夫（１９９４）完新世におけるサロペツ原野の地形発達過程．
日本地理学会春季学術大会（明治大学），日本地理学会予稿集，４５，１００­１０１．
村田泰輔・遠藤邦彦・片瀬隆雄・綿貫拓野・海津正倫・大平明夫・磯望・愈立中・鄭祥
民 （ １ ９ ９ ４ ） 中 国 ， 太 湖 の 成 因 と 環 境 変 遷 一 主 と して 珪 藻 分 析 に よる ー ．
日本第四紀学会（東京都立大学），日本第四紀学会講演要旨集，２４，７２­言言

学会誌・

大平明夫・海津正倫・浜出智（１三）風蓮湖周辺地域における完新世後半の湿原の形成．
第四紀研究，３３­１，４５­５０．
大平明夫（１９９５）完新世におけるサロベツ原野の泥炭地の形成と古環境変化．
地理学評論（投稿中）­９８