Laguna (2023) 30: 47-60

ISSN 2185-2995

出雲平野東部から採取した HK19 コアの堆積層と年代
1

1*

2

3

瀬戸浩二 ・香月興太 ・中西利典 ・入月俊明 ・
4

5

三浦伊織 ・林田

明 ・齋藤文紀

1,6

Sediment lithology and chronology of the HK19 core from theeastern part of the Izumo Plain, Shimane Prefecture, Japan
Koji Seto1, Kota Katsuki1*, Toshimichi Nakanishi2, Toshiaki Irizuki3,
Iori Miura4, Akira Hayashida5, Yoshiki Saito1,6
Abstract: Detailed lithology and tephra records in core sediment (Core HK19) from the easternend of the Izumo Plain near the mouth of the Hii River in Shimane Prefecture revealed theformation history of the Izumo Plain and paleo-events of volcanic eruptions and great floods.

Accelerator mass spectrometry (AMS) 14C dating indicates that sediment accumulation began about
10.1 cal. kyr BP under the low-salinity brackish condition. Once this site was under an open bay

called Paleo-Shinji Bay, the bay had shifted to the semi-closed condition by sand bar development

around 7.5 cal. kyr BP. After that, the laminated sediment started to be deposited in core HK19.
Three tephra layers (K-Ah, S3-fa, and SOh) and a remarkable reworking of the K-Ah tephra layer

were deposited in this laminated layer. The Sanbe (or Sambe) tephra units (S3-fa and SOh) occur
as crypt-tephra layers, which were identified by soft X-ray and extremely high Sr content. The

reworked K-Ah tephra was deposited around 6.86 cal. kyr BP. A correlative reworked layer was also
found in the sediment layer of Paleo-Shinji Bay beneath the Shimane University campus east of
Lake Shinji. This suggests that there was a huge flood in the Hii River basin at that time. The site ofcore HK19 was rapidly buried after 150 cal. yr BP under the progradation of the Hii River delta by
the “kanna-nagashi” iron manufacturing activity.

Key words: Izumo Plain, Hii River, lithology, tephra, Holocene, Mt. Sanbe, Lake Shinji.
1

島根大学エスチュアリー研究センター・Estuary Research Center, Shimane University, Shimane, 690-8504, Japan.

2

ふじのくに地球環境史ミュージアム・Museum of Natural and Environmental History, Shizuoka, 422-8017, Japan.

3

島根大学総合理工学部・Interdisciplinary Faculty of Science and Engineering, Shimane University, Shimane, 690-8504, Japan.

4

島根大学自然科学研究科・Graduate School of Natural Science and Technology , Shimane University, Shimane, 690-8504, Japan.

5

同志社大学理工学部・Department of Environmental Systems Science, Doshisha University, Kyotanabe, Kyoto 610-0321, Japan.

6

産業技術総合研究所地質調査総合センター・Geological Survey of Japan, AIST, Higashi 1-1-1, Tsukuba 305-8567, Japan.

* Corresponding Author

受付日：2023 年 4 月 10 日，受理日：2023 年 7 月 10 日，WEB 掲載日：2023 年 9 月 30 日

47

瀬戸浩二・香月興太・中西利典・入月俊明・三浦伊織・林田

は

じ

め

明・齋藤文紀において，水圧式ピストンコアラーと打ち込み式に

コアパックを併用して掘削された．採取した試料は表土を除いた深度 1 m から 34.71 m の堆積物，計

島根県東部に位置する出雲平野は，島根半島と中43 本のコアである（図 2）．柱状堆積物試料は島根

国山地に挟まれた宍道湖西方に広がる山陰地方最大の沖積平野で，その広さは東西約 20 km，南北約 5

大学エスチュアリー研究センターに運搬し，打ち込

km である．簸川平野とも呼ばれる出雲平野は中国

み式の試料は塩ビ管から押し出し，また水圧式ピス

山地から流れ込む斐伊川と神戸川によって形成されトンコアラーによる試料はシンウォールから押し出た平野である．斐伊川は平野中央部を北流した後，した後半割し，目視による層序の確認と記載と写真

東へ大きく曲がり宍道湖に注ぎ，神戸川は平野西部の砂丘地帯を北西へ流れ日本海に注ぐ（図 1）．出撮影を行った．半割した試料の片側で年代測定用のテフラ・植物片の採取を行った後，幅 5 cm，厚さ1 cm，長さ 20 cm あるいは 25 cm の試料を連続で採

雲平野は最終氷期に陸域であった宍道低地帯が完新取し，軟 X 線写真の撮影を行った．また，もう片側の試料には長さ 90 cm，幅 2 cm，高さ 2 cm の LL

世の海水準上昇に伴って水没した古宍道湾に，これら 2 本の河川のデルタが発達し形成された（徳岡ほか，1990；林，1991；高安克巳・出雲古代景観復元

チャネル（Nakagawa et al., 2012）および U チャネ

チーム，1998；中村，2006；山田・高安，2006；高ルを押し込み，コアごとの連続試料を採取した．U

安，2019）．これまでにも出雲平野では柱状堆積物

チャネル試料の残留磁化と磁気特性については林田が採取され，堆積構造や堆積物の化学組成の変遷か

ほか（2022）によってすでに報告されている．

ら上記のような出雲平野の形成過程に関する知見が得られてきた．

年代測定
HK19 コアでは多数の植物片（葉，木片，木炭）

出雲平野の発達形成史を復元する上で，重要な役が確認されており，そのうち状態の良い 16 点の試料について加速器質量分析法による 14C 年代測定を割を果たしたのが火山灰層序である．出雲平野や宍道湖湖底，さらに宍道湖に連結した汽水湖沼である

韓国地質資源研究院 (Hong et al., 2010a,b) で行い，３試料を Beta Analytic Inc. で行った．得られた年

中海の堆積物中には複数のテフラ（火山灰層）が報告されている．更新世後期以降の堆積物より，姶良
Tn（AT）テフラ，鬼界アカホヤ（K-Ah）テフラ，

代値は IntCal20 (Reimer et al., 2020) による年代補正
Calib8.2 (Stuiver et al., 2021) を用いて暦年較正した．

三瓶木次軽石（SKP），三瓶角井降下火山灰（S2-fl），
三瓶大平山火砕流（SOh）起源の石英安山岩砂礫やまた，HK コアに含まれる 4 層準の火山灰試料と 2降下火山灰層の存在が各所で確認された（例えば，層準の白灰色堆積物試料を京都フィッショントラッ

正岡，1972；大西，1977；林，1991；中村・徳岡，
1996；三瓶ほか，1996；渡辺・遠藤，1998；中村，

ク社で分析し，再堆積ではないと判断されたテフラ
3 層準を年代推定に用いた（表 1，図 3）．

では，これらのテフラ年代を基準として考察したも

XRF コアスキャン

2006；山田・高安，2006）．出雲平野の古環境研究のも多いが，テフラの同定が行われず，先行研究を

HK19 コアのテフラ層準とその前後の層準に関し

もとにテフラが産出した堆積深度からどの噴火によて，高知大学海洋コア総合研究センターが所有する
ITRAX XRF コアスキャナーを用いて LL チャネル

るテフラか想定した例も多いため，再確認の必要性

試料の元素分析を行った．分析間隔は 0.2 mm，電圧 60 kV，電流 40 mA，各層準の X 線照射時間はがある．本研究では，2019 年に出雲平野東部から採取された柱状堆積物試料（HK19 コア）中のテフラに関して放射性炭素年代を含む新たな知見が得ら

100 ms で分析を行った．得られた元素の結果は相れたため，堆積層序，年代層序，テフラの特徴，テ対的なカウント数で表している．

フラの堆積物中の元素組成について議論を行う．

結

試料と方法

果

HK19 コアの堆積相

HK19 の堆積相について，コア底部より順に述柱 状 堆 積 物 試 料 HK19 は，2019 年 1 月 19 日
か ら 26 日 に 出 雲 平 野 東 部 の 斐 伊 川 河 口 南 部

べる（図 2-4）．コア底部の深度 34.71–34.04 m（図2，Core 43）では淡灰色の角礫・砂・シルトの淘汰（35°25'33.8"N，132°52'14.5"E， 標 高 0.04 m, 図 1）48

出雲平野東部から採取した HK19 コアの堆積層と年代
132º40’133º00’133º20’

日本海
島根大学
中海
SB1 宍道湖

HS02

HB2

HK19

大橋川
塩楯島

出雲平野
斐伊川

35º20’
JZ01
神戸川

N

三瓶山

船通山
5km

図1

島根県東部の地図．HK19 コアならびに先行研究のコア試料採取地点を示す（HB2 コア：中村・徳岡，1996，HS02，JZ01 コア：山田・高安，2006，SB1 コア：
1972，中村・徳岡，
1996）．白灰色は出雲平野（標高 20m 以下）を示す．
水野ほか，
Fig. 1 Map of the studied area with core locations of HK19 and previous studies（HB2 core: Nakamura and Tokuoka, 1996; HS2 and JZ01cores: Yamada and
Takayasu, 2006, SB1 core: Mizuno et al., 1972, Nakamura and Tokuoka, 1996）.
Solid circle indicates the coring site of HK19. Open circles indicate the coring sites
in the previous papers. Light gray area shows the Izumo Plain (under 20m altitude).

の悪い堆積物からなる．深度 34.03–33.20 m（Core42-41） で は 灰 緑 色 の， 深 度 33.20–32.76 m（Core

最も高密度であった．上部に向かうにつれ段階的に底部は侵食面であった．深度 32.73–23.03 m（Cores
40-30）は暗灰色の塊状泥質堆積物からなり，最下（Core 22）には白みがかった層準があり，軟 X 線写がみられた．また下部から中部にかけて複数の顕
著な白灰色層が確認された（例えば，図 2, Core 39,

層厚約 6 cm の黒灰色塊状泥質層が確認された．深
度 12.72–10.34 m（Core 17-14）では灰色から暗灰色

低密度化し，上部の境界は波打っていた．同様に，
深 度 18.635–18.63 m（Core 24） と 16.245–16.23 m41）では黒灰色の風化土壌が狭在し，黒灰色層基

真では粗粒の堆積物からなる層が確認された．深度
16.68–16.62 m（Core 22）では縞状構造をさえぎり，部 に は ヤ マ ト シ ジ ミ（Corbicula japonica） の 合 弁

36）．これらの白灰色層は上下の層と比較してやや高密度であり（図 4 e），特に顕著であった層（Coreの泥質堆積物が堆積しており，下部では不明瞭な縞

36: 28.68–28.71 m）には粒上の高密度塊が含まれ状構造が，上部では塊状構造が見られた．両者の境界は不明瞭で漸移する．深度 10.34 m（Core 14）に23.03–12.69 m（Core 29-18）は暗灰色の縞状泥質堆

生痕を含むこげ茶色か暗灰色の塊状泥質堆積物からな る（ 図 4b）． 深 度 9.49 m 以 浅（Core 12-1） に はていた．塊状泥質堆積層の上部では，軟 X 線写真
内に生物の痕跡がみられるようになった（図 4 d）．

侵食面があり，深度 10.34–9.49 m（Core 14-13）は

積 物 か ら な る（ 図 4 c）
． 深 度 22.51–22.49 m（Core29）では粗粒の火山灰層，深度 21.36–21.34 m（Core

砂泥互層が堆積し，上位へ向け砂層が厚く粗粒堆積物からなる（図 4a）．この互層の下部には粗粒な白28）では白灰色の細粒の火山灰層が狭在した．この灰色層がみられた（Core 12: 深度 9.02 m）．

火山灰層は下部層との境界が明瞭であり，最下部が49

瀬戸浩二・香月興太・中西利典・入月俊明・三浦伊織・林田明・齋藤文紀図 2 HK19 コアのコア写真．写真下の数字はコア写真の深度（m）．写真右側の黄色三角はテフラを示す．青三角は産出したヤマトシジミを指す．Core 50 は副孔堆積物でコア深度 11.92-11.75m．Core 15下部からと Core 16 上部およびその間の堆積物にあたる．
Fig. 2 Photos of the core HK19. The numbers under the photo show the composite depthof cores (m). Yellow and Blue triangles indicate tephra layers and Corbicula japonica,
respectively. Core 50 was obtained from sub-hole, its depth overlaps between the lower
part of core 15 and upper part of core 16.

火山灰層準および火山灰の再堆積層
HK19 コアの縞状泥質堆積層中には 3 層のテフラ特徴からこの層は鬼界アカホヤ（K-Ah；町田・新井，2003）テフラであると同定できる．

粒の白灰色層は 3 層構造であり，軟 X 線写真では常に明瞭な細粒で均質な白灰色層が認められた．この層準は軟 X 線写真では上下の層準と比較して密と 1 層の再堆積層が見られた．縞状泥質堆積層底部に位置する 22.50–22.49 m（図 2：Core 29）には粗深度 21.36–21.34 m（図 2：Core 28 上部）では非度が高い（図 5b）．この層準は軽鉱物（Qz：石英・Kf：カリ長石・pl）が主体で，石質岩片と火山ガラ最下部に薄い高密度層，中部に薄い低密度層，上部に厚い中密度層が認められ（図 5a），上方への細粒化を示す．これらの層には珪長質肉薄 bw（バブルウォール）> pm（軽石）型の火山ガラスが多量にスも含まれていた．火山ガラスの形態は珪長質肉薄bw > pm 型であり，平均屈折率は 1.5118 であった．

含まれており，その平均屈折率は 1.5124 であった．
C（中火山ガラスの形態は H（扁平）> T（多孔質），

この層準の重鉱物は Ghb, Opq, Bt（黒雲母）を主体とした．このため，K-Ah テフラの再堆積層である間型）であり，水和層厚はおよそ 5 µm であった．

と推測される．
深度 18.635–18.63 m（図 2：Core 24 下部）ではや

少量のスコリアガラスを含み，スコリアガラスの屈折率は平均 1.5324 であった．この層準には少量のや白みを帯びる堆積層が確認された．肉眼での識別は難しいが，軟 X 線写真から高密度の粗粒堆積物

軽鉱物（斜長石：pl）と重鉱物（Opx：斜方輝石 ,Cpx：単斜輝石 , Oqp：不透明鉱物 , Ap：アバタイ

が容易に確認できた（図 6a）．軽鉱物（pl, Qz）がト > GHb：緑色角閃石）が含まれている．これらの主体で，ガラス質の岩片を含む．産出した重鉱物は50

出雲平野東部から採取した HK19 コアの堆積層と年代

表 1 HK19 コアの 堆 積 年 代．(a) 14C 年 代，(b) テフラ年 代．Main 2 Sigma は補 正した際 にもっとも
Probability が高かった 2 sigma の年代範囲を示す．
Table 1 Dating results and tephra layers of core HK19, (a) 14C dating results, (b) tephra layers. Main 2 Sigma
indicates the interval of the highest probability age.

表1.HK19コアの堆積年代．(a) 14C年代，(b) テフラ年代．

Table 1: Age dating of core HK19, (a) 14C dating, (b) tephra layer(a) 14C dating
MedianCore Depth in core

Depth (m) Num.

(cm)

Material

5
10.36
11.385
11.42
13.19
16.5
18.5
20.63
22.4875
22.74
23.1775
25.16
25.4175
26.99527.97
32.55532.8975
33.8

15
32
10.5
64
52
38
62
21
29.75
59
21.75
41
66.75
48.5
47
13.75
48
21

plant
coal
wood
wood
plant
leaf
leaf
plant
plant
leaf
leaf
leaf
plant
leaf
plant
wood
plant
wood

6
14
50
50
18
22
24
27
29
29
30
32
32
34
36
41
41
42

14

Lab. Code
KGM-Owd200004
KGM-Owd200005
Beta-647442
Beta-647703
KGM-Owd210081
KGM-Owd210082
KGM-Owd200006
KGM-Owd200007
KGM-Owd200008
KGM-Owd200009
KGM-Owd210084
KGM-Owd200010
KGM-Owd200011
KGM-Owd210085
KGM-Owd210086
KGM-Owd200012
KGM-Owd200013
KGM-Owd200014

δ13C

C age

Calibration

14

Calibrated C age

(BP)

std

(‰)

std

data set (cal. yr BP) Main 2 sigma

196
155
640
820
2428
3853
4725
5807
6497
7001
6635
7189
8549
7826
8146
8867
9017
8956

26
25
30
30
44
38
32
36
34
48
39
35
39
76
75
43
39
38

-29.6
-22.7
-27.62-26.37-34.8-32.85-30.6-30.69-11.39-36.51-29.01-13.1-25.77-33.25-32.89
-28.9
-29.5
-30.5

0.6
1.1
0.98
0.57
0.7
0.48
1.19
1.48
0.6
0.6
2.01
1.73
2.02
0.9
1
1.7

IntCal 20
IntCal 20
IntCal 20
IntCal 20
IntCal 20
IntCal 20
IntCal 20
IntCal 20
IntCal 20
IntCal 20
IntCal 20
IntCal 20
IntCal 20
IntCal 20
IntCal 20
IntCal 20
IntCal 20
IntCal 20

183
152
599
717
2480
4275
5463
6610
7377
7834
7517
7993
9525
8625
9102
10001
10205
10119

141 - 222
167 - 230
554 - 614
677 - 775
2,351 - 2,543
4,221 - 4,408
5,325 - 5,409
6,496 - 6,676
7,322 - 7,433
7,709 - 7,934
7,461 - 7,575
7,934 - 8,039
9,479 - 9,549
6,839 - 6,474
7,369 - 7,026
8,975 - 9,318
10,144 - 10,246
10,113 - 10,225(b) tepha layers
Bottom14

Core Depth in core

Depth (m) Num.

(cm)

Calibrated C age
Material

Deposit(Th-Pd, SOh)

4036

(S3-fa)5501(Symbol)

16.245

22

12.5

Ash

Sanbe Taiheizan pyroclastic deposit
Sanbe-Oohirayama fall deposit

18.635

24

75

Ash

Tsunoi-Ash fall deposit

21.36

28

4

Rework Ash

22.51

29

32

Ash

std

Reference±

32

Albert et al. (2018), Maruyama et al.
(2021)±

20

Fukuoka & Matsui (2002), Albert et al.
(2018), Maruyama et al. (2020, 2021)(cal. yr BP)

Kikai-Akahoya(K-Ah)

GHb, Bt, Opq が主体であった．産出する火山ガラス

7253

±

46

Machida and Arai (2003), Maruyama et al.
(2019)

初磁化率測定の結果でもピークが認められた（林田は珪長質 It（不規則）, pm 型で珪長質 microlite が含まれていた．火山ガラスの平均屈折率は 1.49963 で，ほか，2022）．また，K-Ah テフラの再堆積層を含めたこれら 4 層すべてに少量の AT テフラの火山ガ

形態は It, T > C, H であった．以上より三瓶角井降
下火山灰（S3-fa: 福岡・松井，2022; Maruyama et al.,ラスが含まれていた．縞状堆積物層上下の層準で見られた白灰色層（深度 9.02 m および 28.68–28.71 m）

2021）である可能性が高い．

においても少量の AT テフラの火山ガラスが確認さ

深度 16.245–16.23 m（図 2：Core 29 上部）にもやれた．

や白みを帯びた堆積層が確認された．火山灰層であることは肉眼識別では難しいが，軟 X 線写真では

放射性炭素年代
HK19 コアで得られた 14C 暦年較正年代を表 1 お

高密度の粗粒堆積物が容易に確認できた（図 6b）．
この層も軽鉱物（pl, Qz）が主体で，ガラス質の岩よび図 3 に示した．コア底部付近の風化土壌層から産出した 2 試料（深度 33.80, 32.90 m）の年代は片を含む．産出した重鉱物は GHb, Opq, Bt が主体であった．産出した火山ガラスは珪長質 It で microlite

10,119 cal. yr BP と 10,205 cal. yr BP を示した．風化を含む岩片質ガラスが主体であった．平均屈折率は1.4974，形態は It > H, C, T で，三瓶大平山降下火土壌層の上部に堆積する暗灰色の塊状泥質堆積物
層では，最下部付近（深度 32.56 m）で 10,001 cal.

山灰（Th-pd: Albert et al., 2018; SOh: Maruyama et al.,2021）であると推測される．

yr BP を示し，上部（深度 23.18 m）の 7,517 cal. yr
BP にかけて，明らかに上下の層準より古い年代を

これら 3 層の火山灰層準には，U チャネル試料の示した 1 試料を除くと，ほぼ一様の堆積速度（0.2651

瀬戸浩二・香月興太・中西利典・入月俊明・三浦伊織・林田明・齋藤文紀図３．瀬戸ほか

HK19: Elevation, 0.04m

Depth in core [m]

0 (a)

(b)

10
Legends

20

Th-Pd, SOh

Mud (m)S3-fa

Silt (si)Very finesand (vfs)
Finesand (fs)Mediumsand (ms)Coarsesand (cs)Very coarse
sand (vcs)

K-Ah_reworked

K-Ah

Plant-14C
Plant-14C excluded
Volcanic ash

30
peb.
m
gran.
si
vfs fs ms csvcs
0Distinct
laminaIntermediate
LaminaObscuredlaminaAshBurrow
Shell

Granule (Gran.)
Pebble (Peb.)

2000 4000 6000 8000 10000 12000[cal. yr. BP]

図 3 HK19 コアの層序と堆積年代．
（a）深度ごとの層序を示す．粒径は細かい方か
ら順に，泥・シルト・極細粒砂・細粒砂・中粒砂・粗粒砂・極粗粒砂・細礫・小礫の 9 段階とした．
（b）堆積物中の 14C ならびに火山灰による堆積年代

Fig. 3 Lithology and age of HK19 core. (a) Depth plot of the core lithology. Horizon axis
show the grain size (med, silt, very fine sand, fine sand, middle sand, coarse sand, very
coarse sand, granule, and pebble). (b) The depositional age of HK19 core based on 14C
and tephra layers.

cm yr-1）を示した．暗灰色の縞状泥質堆積物には上テフラ層準の元素組成
K-Ah テフラを含む上下 20 cm の元素組成を図述の 3 層の火山灰層が含まれていた．縞状泥質堆積物層上部（深度 13.19 m）から得られた較正年代は4a に示す．K-Ah テフラ層準では，Si, K, Mn が上

2,480 cal. yr BP を示した．K-Ah テフラと深度 13.19

下層より明らかに多く含まれている．Ca, Sr も多い

m 間の堆積速度は 0.20 cm yr ，上部層でやや堆積-1が下部層にさらに多い層準が確認された．一方で，
Ti, Fe が 少 な く， 特 に Fe は 顕 著 で あ っ た．Zr は速度が低下するものの比較的一様であった．深度
12.72–10.34 m では灰色から暗灰色の泥質堆積物がK-Ah テフラ下部で少なく，上部で多かった．K-Ah

テフラの再堆積層では，K-Ah テフラ同様 Si, K が上下層より多く Fe が少ない（図 4b）．しかしながら，堆積しており，下部の不明瞭な縞状構造から上部の塊状構造へ堆積構造の変化が見られたが，境界にあたる堆積物がコア 15-16 間で欠落していたため（図K-Ah テフラの再堆積層では K-Ah テフラとは逆に，

2），副孔から採取したコア 50（深度 10.92–11.78 m）
を用いて，11.42 m および 11.385 m の木片からそれTi が多く，Ca, Mn, Sr が少なく産出した．Zr は再堆積層全般で高かった．

ぞれ 717 および 599 cal. yr BP の年代を得た．コア
最上部の砂泥互層直下（深度 10.36 m）と砂泥互層

三瓶角井降下火山灰と三瓶大平山降下火山灰の元素組成を図 5a, b に示した．三瓶角井降下火山灰に内（深度 5.00 m）の堆積年代はそれぞれ，152 cal.
yr BP と 183 cal. yr BP を示した．

は Si, Ca, Sr が多く含まれ，特に Sr が顕著であった．
これらの元素は火山灰層の上部 5 cm ほどで多く含
まれ，上部に上がるにしたがって少なくなった．また，Ti, Fe, Mn は火山灰層で少なく，Ti は Si, Ca, Sr
52出雲平野東部から採取した HK19 コアの堆積層と年代図 4 HK19 コアの代表的な層準の軟 X 線写真．コア下部から（e）顕著な白灰色層を含む暗灰色の塊状泥質堆積物，（d）暗灰色の塊状泥質堆積物，（c）暗灰色の縞状泥質堆積物，（b）暗灰色の塊状泥質堆積物，（a）砂泥互層，を示す．
Fig. 4 Typical sedimentary structures of HK19 core by Soft X-ray radiographs. Fromthe core bottom, (e) dark gray massive mud deposit with clear white layers, (d) dark graymassive mud deposit, (c) dark gray laminated mud deposit, (d) dark gray massive mud
deposit, and (a) interbedded mud and sand.

とは逆に火山灰層の上部 5 cm ほどで少なく，上部

土壌層上部の塊状泥質堆積物の最下部の木片からは約 10,000 cal. yr BP の年代が得られている（表 1，に上がるにしたがって多くなった．三瓶大平山降下
火山灰においても Si, Ca, Sr が多く含まれ，特に Sr

図 3）．HK19 コアが採取された出雲平野東端部では，約 10,000 cal. yr BP に湖沼に覆われたと考えらが顕著であった．一方でその他の元素に顕著な変動

れる．塊状泥質堆積物の最下層（深度 32.70 m）からはヤマトシジミの合弁が見つかっており（図 2，は見られなかった．

考Core 40），この湖沼は低鹹汽水湖であったと言える．

察

塊状泥質堆積物が堆積し始めた層準が，コア深度
32.73 m（標高 –32.69 m）であり，汽水湖であること

HK19 コアの堆積層序
現在の宍道湖や出雲平野には最終氷期最盛期に形から，約 10,000 cal. yr BP の最大潮位面は –32.69 m

成された谷地形が埋もれている（徳岡ほか，1990；
中 村，2006； 高 安，2019）． 約 11,000 年 前 の 宍 道より浅かったと考えられる．出雲平野北西部で採取された HS02 コアではヤマトシジミが標高 –37.38 m

から見つかっており，その堆積年代は 10,510 cal. yr
BP である（山田・高安，2006）．同様に出雲平野南低地帯は，北側である島根半島の南方に谷地形があったとされている．当時の海面は –35 m 付近に島付近を分水嶺とし，西流する古宍道川が宍道低

西部の神西湖から採取された JZ01 コアでは基底礫層直上の標高 –25.06 m から 9,530 cal. yr BP のヤマト地帯を流れ，谷地形に小さな淡水域が形成された．
HK19 コア最下部の礫・砂・シルト混合堆積物の年シジミが得られている（山田・高安，2006）．これら出雲平野西部のコア試料から想定される約 10,000

代は得られてないが，その上部の風化土壌の木片か
ら約 10,100 cal. yr BP の年代が得られており，風化

誤差，地層の厚密沈下を考えると大きな差異はない．

あり，現在島根県松江市を流れる大橋川にある塩楯

cal. yr の縞状泥質堆積物ヤマトシジミの生息水深の53

瀬戸浩二・香月興太・中西利典・入月俊明・三浦伊織・林田明・齋藤文紀図 5 （a）K-Ah テフラおよび（b）その再堆積層周辺の写真（左），軟 X 線写真（中央）と元素変動（右）．写真上の数字はコア番号および軟Ｘ線写真のコア内深度を示す．
Fig. 5 Photo (left), soft x-ray radiograph (center), and major mineral components (right)
around (a) K-Ah tephra and (b) K-Ah reworked deposits. The number on images suggests
the core number and depth in core of the soft-X images.

54出雲平野東部から採取した HK19 コアの堆積層と年代図 6 （a）三瓶角井降下火山灰層および（b）と三瓶大平山降下火山灰層周辺の写真（左），軟 X 線写真（中央）と元素変動（右）．写真上の数字はコア番号および軟Ｘ
線写真のコア内深度を示す．
Fig. 6 Photo (left), soft x-ray radiograph (center), and major mineral components (right)
around (a) Shigaku-Ash fall deposit layer and (b) Sanbe-Taiheizan pd layer. The number
on images suggests the core number and depth in core of the soft-X images.

55

瀬戸浩二・香月興太・中西利典・入月俊明・三浦伊織・林田明・齋藤文紀図７．瀬戸ほか

り，HK19 コアの採取地点である出雲平野東端部は，
この時急激に湖底（海底）が貧酸素水塊に覆われたことを示している．約 8,000 年前の海水準は –6.5 m
であり，急激な海水準の上昇に伴い，古宍道湾と呼ばれる内湾が中国山地と島根半島間に形成されていた（高安，2019）．HK19 コアはこの古宍道湾の中央部にあたる．HK19 コアにおいても深度 23.03 mで初磁化率がやや低下するが（林田ほか，2022），
約 7,500 年前から 7,400 年前にかけて出雲平野西部のコアでは初磁化率が急減し，宍道湖湖心でもわず
かに減少する．高安（2019）はこれらの変化を古宍道湾の湾口にあたる西側で出雲長浜砂州が発達し，
古宍道湾の閉鎖水域化が始まったためだと推測しているが，HK19 コアの結果も閉鎖水域化を裏付けるものである．K-Ah テフラおよびその再堆積層，三瓶角井降下火山灰と三瓶大平山降下火山灰の 4 層は，この縞状泥質堆積層内に含まれており（図 3），
半閉鎖環境の古宍道湾下で堆積している．
HK19 コアの縞状構造は深度 12.69 m まで堆積し，およそ深度 12 m にかけて次第に不明瞭となり，やがて塊状構造となる（図 3）．すなわち，深度 12.69

m の堆積年代，約 2,100 cal. yr BP まで底層が貧酸素化する閉鎖的汽水環境が継続し，その後次第に底層の貧酸素化が解消されている．塊状堆積物層は
深度 10.36 m，約 150 cal. yr BP まで堆積するが，深度 11.47 m か ら 11.37 m の 間（ 図 2，Core 15 と 16
図7の間）において堆積物の色の変化が確認できる．こ島根大学地下からロシア式ピートサンプの深度を境界に堆積物中の初磁化率および非履歴性ラーで採取されたアカホヤ火山灰層およびその磁化率が急激に増加しており，細粒マグネタイト

再堆積層．
Fig. 7 K-Ah tephra and K-Ah reworked depositsの流入量が急増したことが示唆される（林田ほか，
2022）．すなわちかつて出雲平野を西流していた斐

obtained from the open pit in Shimane University

伊川が，東方へ流れを変え，宍道湖にそそぐよう

by Russian peat sampler.

になった斐伊川東流イベント（徳岡ほか，1990; 高安ほか，2000; 瀬戸ほか，2006; 中村 2006; 山田・高HK19 コアはコア深度 23.03 m で塊状堆積物から

安，2006）がこの間に起きたと考えられる．副孔の HK19-50 コア（深度 10.92–11.78 m）の下部で磁暗灰色の縞状泥質堆積物へと堆積相が変わる（図3）．縞状泥質堆積物は厚さ数 mm 程度の高密度層化率の顕著な変化が確認されており，その直上（深度 11.42 m）の 14C 暦年較正年代が 1,175 - 1,273 cal.

と低密度層が繰り返し堆積した葉理層であり（図 3,4），このような微細な堆積構造が残されていること

AD (775 - 677 yr BP) となっていることから，西暦1200 年代に大きな環境変化があったことが示唆さは，生物擾乱などにより湖底（海底）が攪拌されなれる．HK19 コア上部の深度 10.36 m 以浅では，デかったことを示している．このような堆積構造は水ルタ堆積物と思われる上方粗粒化する砂泥互層が堆積しているが，この層準は 150 cal. yr BP 以降に急底が攪拌されないほど深く，水温躍層などが発達す

激に堆積している（図 2, 3）．西暦 1700 年代後半から 1800 年代にかけて，斐伊川流域ではかんな流し

る湖水底層への酸素供給が乏しく底層の溶存酸素が少ない湖沼で形成されやすい（福沢，1995）．縞状
泥質堆積物の堆積開始年代は約 7,460 cal. yr BP であが盛行し，その間宍道湖沿岸を含む斐伊川下流では
56

出雲平野東部から採取した HK19 コアの堆積層と年代

たびたび洪水が発生している（大矢，2010）．HK19

で あ る（ 正 岡，1972； 三 浦・ 林，1991）．HK19 コ
アで見られた 2 層の三瓶山を起源とするテフラ層はコアの上層はかんな流しにより増加した多量の土砂

Sr 含有量が顕著に高い．HK19 コアの縞状堆積層が斐伊川デルタを前進させたことにより堆積した層では三瓶山起源のテフラ層以外の Sr のカウント数
が 1,000 前後で安定しており，三瓶角井降下火山灰準であると言える．
火山灰層の年代対比
HK19 コアの縞状泥質堆積物内の 3 つの火山灰層，層の 10,000 以上と三瓶大平山降下火山灰層の 4,000以上の Sr カウント数は明瞭な特徴である（図 6）．

m の三瓶大平山降下火山灰は，水月湖で確認された源のテフラと比べて明らかに低い（図 5）．三瓶山

深 度 22.51–22.49 m の K-Ah テ フ ラ， 深 度 18.635–
18.63 m の三瓶角井降下火山灰，深度 16.245–16.23

一方で，K-Ah テフラの Sr カウント数は火山灰以外の層準よりは高いが，その値は 2,000 弱で三瓶山起

火 山 灰 層（Albert et al., 2018; Maruyama et al., 2019,の溶岩ドームはアダカイトに分類される岩石で構成され，高い Sr/Y 比と低い Y 濃度を持っている（浅2020, 2021）との年代対比を行った．HK19 コアにおける K-Ah テフラの直上 22.488 m で採取された木
片は K-Ah テフラの年代（7,253 cal. yr BP）と比較

野ほか，2018）．これは異常高温状態のプレートが部分融解してマグマを形成している三瓶山アダカイ

しておよそ 100 年古い年代値（7,377 cal. yr BP）を

トマグマの特徴である．そのため，三瓶山のアダカ
イトマグマから噴出したテフラは高い Sr 濃度をも示した（表 1）
．一方で，水月湖の三瓶山火山灰層の年代は HK19 コアの火山灰層付近の炭素年代はほつと考えられる．出雲平野に堆積する三瓶山起源のテフラは堆積物中の Sr 含有量から容易に見分けるぼ一致した（表 1，図 3）．水月湖の堆積物中に見られた三瓶山火山灰層の名称は，Albert et al. (2018) とことが可能だと言える．

Maruyama et al. (2019, 2020) 間で混乱が見られるが，本稿では Maruyama et al. (2021) の見解に従い，下部

アカホヤ再堆積層の堆積年代と分布
HK19 コアの 21.36–21.34 m でみられる K-Ah テフの三瓶山火山灰層を角井降下火山灰，上部の三瓶山
テフラ層を大平山降下火山灰とした．角井降下火山

ラの再堆積層は，均質な白灰色層が特徴的な識別が容易な層準である（図 2, 5）．HK19 コアで見られる

灰の記号は福岡・松井（2002）で示されたもの（S3fa）を使用し，大平山降下火山灰はこれらの論文で

K-Ah テフラは鳥取県の東郷池や福井県の水月湖で示されたものを併記した（表 1）．水月湖における
5,501
cal. yr BP，大平角井降下火山灰の堆積年代はも見られる広域テフラであるが（加藤ほか，1998；
Albert et al., 2018; Maruyama et al., 2019, 2020, 2021），

山降下火山灰の年代は 4,036 cal. yr BP である（Albert
et al., 2018; Maruyama et al., 2019, 2020, 2021）．HK19

K-Ah テフラの再堆積層は他地域からの報告がない
ことから出雲地方の局地的なイベント層であると考えられる．HK19 コアの植物 14C 年代より推測されコアでは角井降下火山灰層上部より 13 cm 上部で採取された葉の年代が 5,463 cal yr BP，大平山降下火る K-Ah テフラ再堆積層の堆積年代は約 6,860 cal. yr
BP である（表 1，図 3）．K-Ah テフラ再堆積層は松山灰より 25cm 下部で採取された葉の年代が 4,275
cal yr BP であった（表 1）．このため，HK19 コアで江市島根大学（図 1）の構内遺跡の発掘現場においても報告されている（図 7）．島根大学の構内遺跡（現

見られた三瓶山起源の火山灰層は水月湖で確認され次世代たたら協創センター地下）では，標高 –2.5 m
地点に K-Ah テフラが堆積しており，その上位標高

た火山灰層と同一のものであり，角井降下火山灰および大平山降下火山灰は広域テフラであることが伺–2.3 m に K-Ah テフラ再堆積層が確認されている（川える．

原ほか，2022）．K-Ah テフラ再堆積層が堆積した元素を用いた三瓶山起源の火山灰同定
HK19 コアで見られた三瓶山テフラの特徴の一つ

当時は，現在出雲平野がある地域は当時古宍道湾ととして，肉眼での同定が難しいことが挙げられる（図2，6）．これはおそらく出雲平野東部の堆積物に共か，1990；中村，2006；高安，2019）．古宍道湾南通した特徴であり，出雲平野東部から宍道湖・中海

していた．HK19 コアが採取された地点は古宍道湾にかけて，K-Ah テフラの報告例は多いが（例えば，の中央部にあたり，島根大学は古宍道湾の東端部に中村・徳岡，1996；三瓶ほか，1996；山田・高安，
2006；中村，2006），三瓶山テフラの報告は限定的あたる．K-Ah テフラ再堆積層では他の火山灰層と異なり、陸源元素である Ti のカウント数が高いこ呼ばれ西方が日本海に開いた内湾であった（徳岡ほ
部には斐伊川と神戸川の河口からなるデルタが発達

57

瀬戸浩二・香月興太・中西利典・入月俊明・三浦伊織・林田とを考慮すると（図 5，6）
，約 6,860 cal. yr BP に中国山地の斐伊川と神戸川一帯に堆積していた K-Ah

明・齋藤文紀積物試料においても K-Ah テフラが見つかっていな

火山灰が，おそらくは豪雨・洪水によって古宍道湾

い事例も報告されている（例えば，HB2 コア；中村・
徳岡，1996 や HS02 コア；山田・高安，2006）．出

に流入し，湾内全域に堆積する巨大イベントが発生

雲平野における正確な堆積構造・火山灰層序を把握したのではないかと考えられる．K-Ah テフラ再堆するためには，連続的なボーリング試料の採取が不積層は，下部層が薄くやや高密度であるももの全体として均質で粗粒な堆積物は見られない（図 5，7）．

可欠であり，同一地点において複数のボーリング孔による柱状堆積物の比較が必須となると思われる．

これは当時の斐伊川や神戸川の河口が島根大学やHK19 コアが採取された地点より遠く粗粒な堆積物

まは届かなかったのが原因だと推測できる．
一方で，これまで出雲平野や宍道湖の堆積物をとめ

斐伊川河口近くの出雲平野東端部において長さ34.71 m の柱状堆積物試料 HK19 コアを 2019 年 1 月

扱った先行研究において，K-Ah テフラ再堆積層が報告された事例は存在しない．しかしながら，宍道に採取し，堆積層序とテフラの確認を行った．堆積
層序は半割試料および軟 X 線写真を用いて確認し，湖・中海の湖底堆積物を扱った水野ほか（1972）は，宍道湖西部で得られた試料 SB1 において，コア深堆積年代は植物片の 14C 年代および火山灰を用いて度 10.3 m, 9.8 m, 9.3 m に 3 層のテフラ（火山灰層準）決定した．ボーリング地点の出雲平野東端部の完新統堆積物は約 10,100 年前に汽水環境下で堆積を開が含まれると報告した．水野ほか（1972）はこれらのテフラを三瓶山 5 期の噴出物ではないかと推測し始した．7,560 年前から 2,100 年前にかけて閉鎖的たが，その後コア深度 10.3 m のテフラは中村・徳

な汽水環境下で湖底（海底）には縞状構造が発達し，縞状堆積物内には再堆積層１つを含む 3 層のテフラ

岡（1996）により検討され，K-Ah テフラであること１層のテフラの再堆積層が確認された．約 7,250
年前に K-Ah テフラが堆積し，約 6,860 年前に大洪とが確認された．残念なことに中村・徳岡（1996）
による分析時には 9.8 m と 9.3 m のテフラは失われ水による K-Ah 再堆積層が堆積したと考えられる．

ており，これらのテフラがなんであるのか不明であるが，コア深度から考えると K-Ah テフラ再堆積層

また，三瓶山を起源とする三瓶角井降下火山灰層と三瓶大平山降下火山灰層が約 5,500 年前と 4,063 年を含んでいる可能性は十分にある．また，中村・徳岡（1996）では SB1 コアにおける K-Ah テフラ付近

前とそれぞれ堆積した．これらの三瓶山を起源とすの花粉帯が，それまで宍道湖・中海地域全体で報告

る火山灰層は肉眼では識別しにくいが，Sr を多くされてきた花粉帯と異なっており，同じ宍道湖内の宍道湖湖心から得られた BP1 コアとも異なってい含有するため，Sr による識別が可能である．また，粗粒であるため，軟 X 線写真では火山灰層を確認ることを明らかにしている．同じ湖沼内において同することができる．

じテフラを含む花粉帯が異なることはまずあり得な
いため，中村・徳岡（1996）は花粉帯境界の再検討

謝が必要だと報告しているが，HK19 コアや島根大学
で見られた K-Ah テフラ再堆積層は層が厚く下層が辞

本研究では，コア分割にあたり島根大学総合理工

明瞭であるため特徴的であり，K-Ah テフラ以上に認識しやすいことを考えると（図 2,7）
，BP1 コアを

学部入月研究室の学生らに助力いただいた．韓国地
質資源研究院での年代測定ではホン ワン センター含む先行研究の堆積物のいくつかは K-Ah テフラ再堆積層を K-Ah テフラと認識していた可能性が考え長にお世話になりました．本研究には，島根大学エスチュアリー研究センターのプロジェクト経費ならびに文部科学省科学研究費補助金（基盤 A，研究代

らえる．
出雲平野や宍道湖で報告される堆積物研究において K-Ah テフラであると推定される層準が，多くの表者：齋藤文紀，課題番号：21H045221C；基盤 C，宍道湖地域の掘削研究のほとんどが一つの穴で掘削

18H01310）の一部を使用させていただいた．また，をおこなっているため，コアパイプ間の堆積物欠損

元素分析は高知大学海洋コア総合研究センターの全が避けられないことが挙げられるのではないかと考

国共同利用（採択番号：21A041）として行われまえられる．実際に完新統全体を回収している柱状堆

した．元素分析には高知大学の村山教授に許可をい研究代表者：香月興太，課題番号：19K039951A；
基 盤 B， 研 究 代 表 者： 中 西 利 典， 課 題 番 号：

地点で 1 層準である原因として，本研究を含む出雲・58

出雲平野東部から採取した HK19 コアの堆積層と年代

取県東郷池湖底堆積物の層序と年縞．LAGUNA（汽水域研究）, 5: 27–37.

ただいた．また，松崎技術職員，岡林技術補佐員には分析を行っていただき，補佐員の方々に手伝っていただいた．軟 X 線写真は島根大学エスチュアリー

町田 洋・新井房夫（2003）新編火山灰アトラス．東京大学出版会，336p.

研究センターの舩來技術職員に撮影していただい

Maruyama, S., Takemura, K., Hirata, T., Yamashita,

た．ここに記して謝意を表します．

引

用

文

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Maruyama, S., Takemura, K., Hirata, T., Yamashita,

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