Laguna (2020) 27: 41-57

ISSN 2185-2995

中海 Nk-3C 地点における湖底表層堆積物層序および過去約 600 年間の地球化学的環境の変化
1

2

廣瀬孝太郎 ・瀬戸浩二 ・辻本
2

34

彰 ・中村英人 ・5

安藤卓人 ・入月俊明 ・香村一夫

1

Sedimentation age model for bottom sediments and temporalvariation in water environment over the last 600 years in
Lake Nakaumi, Core site Nk-3C
Kotaro Hirose1, Koji Seto2, Akira Tsujimoto3, Hideto Nakamura4,
Takuto Ando2, Toshiaki Irizuki5 and Kazuo Kamura1

Abstract: The stratigraphy of lake bottom sediments at site Nk-3C in Lake Nakaumi wasdetermined based on three sediment cores: 09Nk-3C (core 09; drilling depth 167 cm below lake
floor (blf)), 17Nk-3CA (core A; 183cm blf), and 17Nk-3CB (core B; 168cm blf). Seven tie points

were established correlating core 09 and core A, and correlating core B and core A. These were

determined using lithofacies, soft X-ray photography and CNS elemental analysis. Using the age

model inferred from 137Cs and 14C dating, the sedimentation rates at Nk-3C are estimated to be
0.37 cm/y in the 0–20.3cm interval, 0.38 cm/y in 20.3–23.7 cm, 0.24 cm/y in 23.7–102.5 cm, and0.34 cm/y in 102.5 cm–182.5 cm. We also investigated the vertical distribution of TOC, TN and
TS in the cores and the historical variation in the depositional environment at this location in Lake

Nakaumi. TOC and TN gradually increased with small fluctuations from 1391 CE to 1870 CE,

after which they increased rapidly up to 2017 CE. Within this sharp increase there are two brief(~30 y) decreases beginning at 1910 CE and 1965 CE. TS follows a trend similar to TOC and TN

up to 1965 CE, then it decreases toward the top of the core (2017 CE). C/N ratio, which follows
1

早稲田大学創造理工学部・Faculty of Science & Engineering, Waseda University, 3-4-1 Okubo, Shinjuku-ku, Tokyo, 169-8555 Japan.

2

島根大学エスチュアリー研究センター・Estuary Research Center, Shimane University, 1060 Nishikawatsucho, Matsue 690-8504, Japan.

3

島根大学教育学部・Faculty of Education, Shimane University, 1060 Nishikawatsu-cho, Matsue 690-8504, Japan.

4

大阪市立大学理学研究科・Faculty of Science, Osaka City University, 3-3-138 Sugimoto, Sumiyoshi-ku, Osaka, 558-8585, Japan.

5

島根大学総合理工学部・Faculty of Science and Engineering, Shimane University, 1060 Nishikawatsu-cho, Matsue 690-8504, Japan.

受付日：2020 年 7 月 28 日，受理日：2020 年 11 月 10 日，WEB 掲載日：2020 年 12 月 31 日

41

廣瀬孝太郎・瀬戸浩二・辻本彰・中村英人・安藤卓人・入月俊明・香村一夫

a generally increasing trend after 1700 CE, indicating a relative increase of terrestrial organic

materials. We suggest that a displacement in river course of the Hii and/or Iinashi rivers in the
middle 17th century and resulting progradation of their deltas enhanced the dilution effect on TOC

and TN due to an increase in sedimentation rate at the core site. The sharp rise of TOC, TN, andTS after 1870 CE reflects the eutrophication of Lake Nakaumi, caused by an array of anthropogenic
impacts, such as the rapid increase of nutrient inputs due to industrialization and population growth,and the semi-enclosure of the lake due to land reclamation in the Sakai Strait, the outlet of Lake
Nakaumi.

Key words: Lake Nakaumi, lake sediment, past 600 years, stratigraphy, CNS

は

じ

め

することで，湖のシステムの変化をより正確に理解でにきるはずである．このような研究においては，複数の島根県と鳥取県の県境に位置する中海は，砂州の研究結果を統合的に扱い，各環境要素の変化に対す発達により日本海と分断された汽水の海跡湖である（高安，2001）．中海およびその上流域に位置する宍る因果関係を検討するために，掘削年が異なるコア
間および極近傍で掘削位置が異なるコア間において

道湖の湖底には，中海層と呼ばれる完新統が最大 30m 程度の厚さで堆積する．これまで行われた中海層データを比較する必要がある．以上のことから本研究では，中海の Nk-3C 地点において掘削した複数本のの層序学的研究から，現在の中海・宍道湖に相当す

コアの分析データをもとに層序と年代を検討した．また，CNS 元素分析に基づき，本地点の水域環境変化

る水域は，内湾と汽水湖の環境を何度か行き来したことが知られている（徳岡ほか，1990; 三瓶ほか，1996;とその要因について検討した．

Sampei et al.，1997, 2005; 高安・出雲 古代 景 観 復 元

チーム，1998; Sampei and Matsumoto, 2001; 山田・高安，2006 など）．過去 1,000 年間の中海の古環境に関調査地域、試料および分析方法

しては，音波探査（徳岡ほか，1990）や貝化石（高安ほか，1989）のほか，貝形虫（高安ほか，1990; 山田ほ

中海の地理環境と環境特性
中海の湖面面積は 96.9 km2，平均水深は 5.4 m でか，2015），有孔虫（瀬戸ほか，1990），渦鞭毛藻シスト（小島ほか，1996），花粉（渡辺・中海・宍道湖自然ある．湖底は全体的には西部から東部に向かって緩やかに傾斜し，後述の浚渫窪地を除いた最大水深は
弓ヶ浜西部における 8.4 m である．中海の西部には大史研究会，1988）および，元素分析（Seto et al., 2004）

橋川の河口が接続し，これを介して宍道湖と連絡しにより中海全域にわたって議論がなされてきた．近年
では，アジアモンスーンの振動による 10–100 年スケーている．その他に主な流入河川には，中海の南側にルといった短期間の環境変化（Yamada et al., 2016）も集水域を持つ飯梨川や意宇川などがある．そのうち，堆積物から復元されている．さらに近過去に関しては，
歴史記録にある洪水（Ota et al, 2017），地形改変や人

宍道湖の主要な流入河川である斐伊川から大橋川を経て中海へ流入する水量は，中海への河川水の年間総流入量の約 70% を占めると言われている（Ohtake

為的な栄養塩の負荷による富栄養化（入月ほか，2003;
Nomura, 2003; Katsuki et al., 2008）など，周辺域の人

et al., 1982）．中海は島根半島および弓ケ浜半島によって日本 海と隔てられているが，長さ 7.5 km，幅 0.3
km の境水道を通じて日本海の海水と湖水を交換して間活動に関連した湖内の環境変化も注目されてきた .

以上のことからも分かるように，中海は，完新世にいる（図 1）．湖水上層（0−2 m）の塩分は主として河おける非常に精緻な古環境情報のリザーバーである．
中でも，中海湖心部の Nk-3C 地点（図 1）は，中海川からの流入量に依存して大きく変動し，特に梅雨期の 7 月には低下する．これに対して下層（4−6 m）での水理環境に大きく寄与する宍道湖，飯梨川，境水
道のいずれの影響も捉えやすい位置にあり，これらをは，7 月を除いて変動幅は小さい．このため，中海は，通じた周辺域の変化を堆積物に記録し続けているこ

浅い水域であるにもかかわらず，全層の混合は起こりとが予測される．そのため，この地点に保存された

にくく，平常時には塩分躍層が発達する水域である．

古環境記録をかつてない高い時間解像度で明らかにこれに対し，水温の季節変動は表層のみならず底層42

中海 Nk-3C 地点における湖底表層堆積物層序および過去約 600 年間の地球化学的環境の変化

A

0

140°
E

B

10(km)

Sea of Japan35° 30′ N

40°N

Sea of JapanB

Sakaiminato
Miho Bay

MatsueLake Shinji

Pacific Ocean N
130°
E

C

133°00′ E

E

W

30°
N

Lake Nakaumi

YonagoOohashi R.

Hii R.

S

C
i
ka

Sa

N

el

n
an

Ch

Sakaiminato(1923）1930-

Sotoe-Wataridistrict(1948) 1955 -Moriyama
dike

Nakaurawater gate

(1961) 1981-(2009)

Honjo Area
Omisakidike

EshimaYumMawatari
dike

iga

-H

Nk-3C

Nu86-81

1981?-2008(This Study)(Takayasu et al., 1989)

X

Lake Nakaumi
NU9007(Yamada et al., 2016)

BP-3(Sampei et al., 1996,
Sampei et al., 1997)

Oohashi R.

subaqueous
dredged pit(1968）1989-(1978）1979-

West drainage
channelreclaimed/aggradedarea after 1899 CE

Yumigahama
district

Daikonjima(1968)1978-

Takeuchi Industrial district（1978）-(1969) 1974-2008）(Ota et al., 2017)13Nk-8c

am

a

pe

nin

su

la

Hikona district(1971）1992-

1666
-1840

Yonago Bay- 1666

Iya district(1968) 1989-

Iu R.
0

図1

1

past river channel

2

3 (km)

Yasugi district(1968）1989-

Iinashi R.

中海の位置および堆積物試料掘削地点．
（A）日本における中海の位置（B）中海周辺の水域システムと水域における主要都市（C）中海におけるコア試料掘削地点（Nk-3C），地理
的状況，および人為的改変地域．地点 X は Yamada et al.（2016），地点 Nu86-81 は高安ほか

Sampei et al.（1997），13Nk-8c は Ota et al.（2017）（1989），NU9007 と BP-3 は三瓶ほか（1996），
においてそれぞれ過去に堆積物コアが掘削された地点．飯梨川と大橋川が，中海に流入する
主要な河川である．一方で海水は境水道を通じて日本海より侵入する．森山堤防，馬渡堤
防，御海崎堤防は本庄工区を干拓するために建造された．この水域は現在西部承水路，北部
承水路に設置されたパイプ，および 2009 年に一部が撤去された森山堤防によって中海の主部と通じている．中浦水門は西暦 1974 年に完成し，2008 年に撤去された．飯梨川の河口は西
暦 1666 年に西部から東部へ付け替えられ，さらに西暦 1840 年に現在の位置に付け替えられた．中海には，かつてヘドロの除去と埋め立て母材の入手を目的として掘削された浚渫窪地が弓ヶ浜に沿って存在する．埋め立てや埋積の歴史的経緯は中海自然再生協議会（2010），野村（1999），谷田部（2001），中国四国農政局（2020）より，浚渫窪地の分布は徳岡（2010）をコンパイルした．
43

廣瀬孝太郎・瀬戸浩二・辻本彰・中村英人・安藤卓人・入月俊明・香村一夫(Continue)
Fig. 1 Maps indicating the location of Lake Nakaumi and the drilling site of sediment cores. (A)The location of the Lake Shinji-Lake Nakaumi system in Japan. (B) The location of Lake Nakaumi
relative to surrounding water bodies and principal cities in the catchment area. (C) The locality ofthe drilling site (Nk-3C), geomorphological features, and areas of anthropogenic environmental
changes in Lake Nakaumi. Station X, Nu86-81, NU9007 and BP-3, and 13Nk-8c are locations ofpast studies: Yamada et al. (2016), Takayasu et al. (1989), Sampei et al. (1996) and Sampei et al.
(1997), and Ota et al. (2017), respectively, whose data are discussed in this paper. Oohashi riverand Iinashi river are dominant rivers which provide freshwater to Lake Nakaumi. Sea water entersthrough the Sakai Channel from the Sea of Japan. Moriyama dike (north side), Mawatari dikeand Omisaki dike (southwest side) were built to isolate the Honjo area from Lake Nakaumi for anabandoned land reclamation project. This area is now connected with the main water body of Lake
Nakaumi by the western drainage channel, pipes at the entrance to the northern drainage channel,

and the opening of part of the Moriyama dike in 2009. The Nakaura Gate was built in 1974 CE andremoved in 2008. The river channel of the Iinashi river was displaced from the western channel
to the eastern channel in 1666 CE, then rerouted to the present location in 1840. Borrow pits were

dug in order to remove eutrophic bottom sediments and to providing the base material for land
reclamation along the Yumiga-Hama peninsula. The historical record of reclamation/aggradation
is taken from Nakaumi Shizen Saisei Kyogi-kai (2010), Nomura (1999), Yatabe (2001), Chugokushikoku Regional Agricultural Administration Office (2020). The distribution of borrow pits isfrom Tokuoka (2010).

2007）．マサ土採取による土砂流出は，19 世紀中盤に最大となったと考えられている（伊藤ほか，2000）．こにおいても大きく，表層と底層の水温差は比較的小さ
いため，水温躍層の発達は微弱である．湖心部における上層の塩分は 10∼20 psu，下層の塩分はおよそ 30の土砂流出の影響下において，西暦 1635 年または1639 年の洪水をきっかけとして，日本海に直接注いでpsu である（清家ほか，1997）．

いた斐伊川は東流し，斐伊川からの淡水は宍道湖から中海を経由して美保湾へと流出することになった（高
安・徳岡，1993）．その後も，上流域のたたら製鉄（19

中海の環境変遷の概要
最終氷期，現在の中海に相当する水域は陸地であったが，縄文海進期には東部に開いた内湾的な環境となった．その後，弥生時代の冷涼期（紀元前 400 年

世紀に最盛），方満山銅山の開発（西暦 1865 年以降），
湾口の埋め立て（西暦 1920 年代）など，日本国内のごろ）には海底が低下し，現在の弓ヶ浜に相当する場

一般的な事例からみても，古くから様々な人為的改変が行われてきた．さらに中海では，1963 年から始まっ

所に浜堤が形成され，汽水の潟湖となった（高安・徳岡，
1993）．その後は比較的外洋の影響が強い内湾となった国営中海干拓 ･ 淡水化事業に前後して多くの干拓たが，貝類および貝形虫群集に基づけば西暦 1100 年

事業が行われ，中海南西部および東部・弓ヶ浜半島
沿いや南東部・米子湾の浅場が陸化した．また，1975

頃，古文書（大山寺縁起絵巻）によると遅くとも西暦
1398 年には，弓ヶ浜を横断していた境水道以外の水

年から 1998 年まで，弓ヶ浜半島沿いや米子湾で大規模な浚渫が行われ，現在も中海の面積の 1 割に及ぶ路が陸化し，現在に近い汽水域が形成されたと考えられる（山田ほか，2015）．

約 8 km2 の窪地がこの水域に存在する（中海自然再生協議会，2010）．これらの事業により，1960 年以前は

中海に及んだ最初の顕著な人為的改変は，たたら

中海の総面積の約 20% を占めた水深 3 m 以下の浅場の大部分が失われた．1968 年から 1981 年にかけては，製鉄のためのマサ土採取や，「かんな流し」に伴う土砂流出であろう．かんな流しは，たたら製鉄に用いる砂鉄の選別・採取のために，西暦 1700 年前後から西

中海の北西部にあたる本庄工区を囲む堤防（森山堤

暦 1923 年まで，中海・宍道湖の集水域を含む中国山
地北麓一帯の河川で行われていた（貞方，1985; 貞方，

防・大御崎堤防・西部承水路提など）が建設された．
1980 年前後の堰提完成以前の中海では，境水道から
44

中海 Nk-3C 地点における湖底表層堆積物層序および過去約 600 年間の地球化学的環境の変化

流入した海水は大根島の周りを反時計回りに流れ , 河

で 2 時 間 乾 燥 させ た 後，Sn カップ に包 み，CHNS
Elemental analyzer（Thermo Electron Co., model Flash

川から供給される淡水は大根島を取り巻くように両方

EA 1112) を用いて測定した．標準試料には BBOT を向に流れていたが，堰堤完成以後の海水は，中浦水用い，5 点検量線法を採用した．

門を通って南へ流れ，淡水は大根島の周りを反時計回りに流れている（倉門ほか，1998）．なお，1988 年には，干拓 ･ 淡水化事業の一時凍結が決定し，2002 年に正式な事業中止を受けて，2005 年に中浦水門の撤

年代分析
Bコア（Ⅰ）の，137Cs，210Pb (ex)，
測定を行った．
試料は，去，2009 年には森山堤防の一部開削（開削幅 60 m）てスチレン製のチューブに入れて密閉し，226Ra とそれらが壊変して生成される 222Rn，214Pb および 214Bi の放去工事が開始され，2009 年 3 月には撤去が完了した．
また，2007 年には本庄工区西部の西部承水路提が撤CNS 分析と同様に乾燥・摩砕を行った後，2g を分取し射平衡を得るために，3 週間以上放置した．測定は γ
線スペクトロメトリー（Canberra EGPC150-P16; FWHMが行われた．

resolution 1.4KeV at 122 KeV）を用い，24 時間エネル

柱状コア試料の採取と分取

ギーのカウントを行った．深度 0.5 cm から 28.5 cm までの 29 試料と，深度 30.5 cm から 48.5 cm まで 2 cm

柱状コア試料は，中海南部に流入する飯梨川の河口から北に約 2 km の地点 Nk-3C（水深約 7.2 m）に
ンコアラー（コアラーの機構の詳細は香月ほか（2019）

ごとの 10 試料について分析を行い，計 39 の分析結果を得た．137Cs に関しては，得られた測定結果に対に詳しい）により採取した．ピストンにつながるロープを船上に固定し，ロッドで連結した 2 m のパイプをし，1950 年代以降の大気圏内核実験で大気中に放出され世界中に拡散・降下したグローバルフォールアウトcm）
N，133°12.750 ′E にお いて，2017 年 に 35°28.588 ′17Nk-3CA（A コア；コア長 183 cm）および 17Nk-3CB（Bによって求めることができる．210Pb (ex) の濃度は，210Pbの濃度から 214Pb の濃度を差し引くことによって求め，

おいて，コアパイプ部がアルミ合金製の押込式ピスト

船上から押し込んだ後速やかに船上に回収し，垂直 （Global Fall Out; GFO）の観測結果との対比をもとにの姿勢を保ったまま持ち帰った．2009 年に 35°28.597′ 年代を評価した．210Pb（半減期 22.3 年）を利用した堆N，133°12.740′
E において 09Nk-3C コア（09 コア；167
積速度は，水中を沈降して堆積した過剰鉛（210Pb (ex)）

コア；コア長 168 cm）を得た．コアは半割し，その一方（Ⅰ）は断面の岩相記載と SPAD503（コニカミノル

CIC モ デ ル（Appleby and Oldfield, 1978; Carroll andLerche, 2003）を適用して年代の評価を行った．また，コアから産出したアサリの殻を対象に，2 試料の 14C

タ株式会社）による色調測定を行った後，深度方向に対して直交する面で 1 cm ごとに分割した．もう一

年代分析を行った．分析は，（株）地球科学研究所（名古屋市）に依頼し，測定された 14C 年代に基づき暦年方（Ⅱ）は断面に soft X 線ケース（長さ 25 cm，幅 5cm，深さ 1 cm）を埋め込んで連続試料を採取した後，代値を得た．

残りを（Ⅰ）と同様に 1 cm ごとに分割した．なお，本研究では各コアにおける試料（分析層準）を深度で表記する．例えば，深度 0-1 cm の試料はその深度の結中央値を用いて 0.5 cm と表記する．本研究ではコア

果岩相，含水率間の側方連続性が良好であったため，後に詳細を記

三本のコア（09 コア，A コア，B コア）はいずれも泥述するコア間の層序対比により補正深度を適用した
1 試料あたりの厚さはいずれも約 1 cm である．
場合も，が主体で，ところどころにラミナや植物片，貝殻片がsoft X 線画像解析，含水率測定，CNS 分析

cm，61.0–58.0 cm，52.0–48.0 cm，25.0–22.5 cm，16.5–

濃集する層準がある．
09 コアの岩相は，深 度 140.0–104.0 cm，93.0–84.0

soft X 線ケースの試料は，soft X 線画像撮影装置

13.0 cm，10.0–7.0 cm，5.0–1.0 cm にラミナ 状 を 呈 す（ソフテックス株式会社）による撮影を行った後，1 cmごとに分割し，含水率測定と CNS 測定を行った．試る． そ の うち 140.0–130.0 cm，25.0–22.5 cm，3.0–0.0
cm は比較的明瞭，それ以外は不明瞭であった．深料は湿潤重量を測定した後，凍結乾燥機で 10 日間

度 52–48.0 cm，35.0–34.0 cm，21.0–18.0 cm ではとくに70.0–61.0 cm，貝殻片が濃集する．深度 84.0–82.0 cm，乾燥させ，乾燥重量を測定した．その後，同一の試料を分取してメノウ乳鉢で摩砕し，そのうち約 10 mg

58.0–52.0 cm，21.0–18.0 cm は比較的生物擾乱が顕著を Ag カップに入れ，1 mol/l の HCl を滴下して 110℃である（図 2）．A コアは，深度 122.0–121.7 cm，121.0–
45

0

46
0.3
TN

0.4
(%)

(cm)

LegendMolluscan fossils

Mud (massive)

High-density
lamination(cm)

Plant fossils

Mud with obscurelamnation

soft X

Burrows

0.1

0.2

0.3
TN

0.4
(%)

(cm)

soft X

from 17Nk-3CA(core A), 17Nk-3CB(core B), and 09Nk-3C(core 09).

0.1

TP7-B

TP6

TP5

TP4

TP3B

TP2

TP1

Water Content (%)
60
70
80 1

図 2 柱状図，soft X 線写真，TOC（C），TN（N）および TS（S）の鉛直変化，コア間のタイポイント．
Fig. 2 Columnar sections, soft X-ray photography, vertical variation in CNS, and tie points between cores

Mud with distinct
lamination

180

170

170

0.1

160

160

160
170

150

TP7-B

140

150

150

TP7
-09

130

140
TP7
-09

130

140

110

130

TP6

120

110
120

TP6

120

110

100

90

TP5

TP5

90

90

100

100

80

TP4

70

80

80

60
60

0.2

50

TP3
-09

50

TP4

40

30

20

10

70

soft X0core B
Depth

TP3-B

TP2

TS (%)
3
4

40

30

TOC
2

60

TP3
-09

TP2

TP1

Water Content (%)
60
70
80 1

70

50

40

30

TP1

core A
Depth

20

TS (%)
3
4

20

TOC
2
10

Water Content (%)
60
70
80 1

10

0

Depth

core 09

0.2

TOC
2

0.3
TN

3

0.4
(%)

TS (%)
4

廣瀬孝太郎・瀬戸浩二・辻本彰・中村英人・安藤卓人・入月俊明・香村一夫

中海 Nk-3C 地点における湖底表層堆積物層序および過去約 600 年間の地球化学的環境の変化

1.0

0

5

10

15

20

Depth (cm)
25
30

30

40

45

50

Activity (Bq/g)

210Pb(ex)R2=0.9867

0.1

0Activity (Bq/g)

0.03

137Cs
0.02

0.01

n.d.
0

0

5

10

15
20
Depth (cm)2530

図 3 17Nk-3CB コアにおける放射線量の鉛直変化．
（A）210Pb (ex) お
よび（B）137Cs．深度 22.5−28.5 の三角形は検出限界以下の値（n.d.: notdetected）を示した層準．
Fig. 3

Vertical variation in the radioactivity of（A）210 Pb (ex) in

uppermost 50cm and (B) 137Cs in uppermost 29cm of core 17Nk-3CB.

The open triangles at 22.5–28.5cm indicate the horizons which values are
below detection limits (n.d.: not detected).

120.4 cm，92.1–92.0 cm，39.5–39.0 cm にそ れ ぞ れ 高を推移し，09 コア，A コアでは深度 50 cm，B コアでは深度 40 cm 程度から増大傾向に転じた．それより密度のラミナを挟む．深度 185.0–171.0 cm，162.0–158.0cm，126.0-108.0 cm，99.0–97 .0 cm は不明瞭なラミ

上位ではいずれのコアでも深度約 20 cm で 75% 前後

ナ状を呈する．深度 158.0–157.0 cm，139.0–136.0 cm，84.0–82.0 cm，78.0–70.0 cm，46.0–44.0 cm，37.0–34.0の最高値を示した後，それより上位から表層までは，70–75% 程度で推移した．

cm，12.0–9.0 cm ではとくに貝殻片が濃集する．深度

82.0–78.0 cm，70.0–52.0 cm は 比 較 的 生物 擾 乱 が 顕

210

著 で あ る．B コアは 深 度 117.3–117.0 cm，115.1–115.0
cm，83.5–82.7 cm，34.3–33.8 cm にそれぞれ高密度のPb (ex)・137Cs 年代分析

B コアにおける 137Cs 濃度は，深度 22.5 cm 以下では検出限界以下であった（図 3）．21.5 cm より上位ではで急激に増加し，深度 18.5 cm，16.5 cm で 2.7×10-

ラミナを挟む．深度 157.0–154.0 cm，122.0–108.0 cm，85.0–82.0 cm，43.0–39.0 cm は不明瞭なラミナ状を呈す

2

Bq/g と最大値を示した後，それより上位では急激にる． 深 度 148.0–147.0 cm，135.0–133.0 cm，100.0–97.5
cm，73.0–68.0 cm，39.0–36.0 cm，32.0–28.0 cm，7.0–4.0

減衰した．深度 14.5 cm で 1.3×10-2 Bq/g を示した後緩やかな減少傾向に転じ，深度 0.5 cm で 8.1×10-3 Bq/g

59.0–46.0 cm は比較的生物擾乱が顕著である．深度

を示した．
210
Pb (ex) は，B コアにおける最表層（深度 0.5 cm）

cm ではとくに貝殻片が濃集する．深度 97.5–85 cm，140.5 cm，130.0–129.0 cm には長径 5 mm 程度の植物の 6.7×10-1 Bq/g から，下位に対して指数関数的に滑らかに減衰し，深度 46.5–48.5 cm で 2.0×10-2 Bq/g 程度

片がいくつか含まれていた．

含水率はいずれのコアでも下部から 62–68% 程度とほぼ一定の濃度を示した．
47

廣瀬孝太郎・瀬戸浩二・辻本彰・中村英人・安藤卓人・入月俊明・香村一夫
14

C 年代分析

考

09 コ ア か ら 採 取 し た 貝 片（ ア サ リ；Ruditapes

philippinarum）を試料として測定した 14C 年代値を，Marine09 データセットを利用して暦年較正し，深度察

コアの対比と年代モデル
3 本のコアのうち，最もコア長の長い A コアを深102.5 cm において中央値 1628 CE (1σ: 1620–1670; 2σ:度の基準とし，09 コア，B コアでそれぞれタイポイン
ト（Tie Point）を設定することで，層序対比を行った．

1528–1700)，153.5 cm に お い て 中 央 値 1477 CE (1σ:1450–1500; 2σ: 1415–1555) の年代値を得た（表 1）．

タイポイントそれぞれの深度や対比の根拠を，表 2 に記す．タイポイントは，岩相記載と soft X 線写真を基

CNS 元素分析

準にしながら，CNS 分析結果に基づき，A コアから 09
コアと B コアに対してそれぞれ 7 層準（TP1-7）を設定

全有機炭素（TOC ； C）
，全窒素（TN；N），全硫黄（TS；S）各濃度の鉛直変化は，いずれのコアでも深度に対して概ね類似した傾向を示した（図 2）．すなわ

した．このうち TP3，TP7 については，A コアから 09
コアと B コアに対比するのに適した単一の層準が見いする．それより上位ではわずかな増減を繰り返しながら，09 コアでは約 55 cm，A コアでは約 45 cm，B コア

下に隣り合うタイポイントポイントの間では，対応する A コアの深度距離を按分することで補正深度を算

ち，C は基底部から深度約 160 cm では 2% 程度の値を示し，深度約 150 cm にかけて 1.5% 程度まで減少

だせなかったため，A コアの異なる層準に対して TP309 と TP3_B，TP7-09 と TP7_B を個別に設定した．上では約 40 cmで1.35–1.4% 程度まで徐々に減衰した後，出した．次に，B コアにおける 210Pb (ex)・137Cs 分析結
果，09 コアにおける 14C 分析結果を補正深度において急激な増加に転じる．この増加傾向は表層部まで継続するが，09 コアでは約 40 cm と約 20 cm，A コア で評価し，コアの年代軸を設定した．以降では，深度は深度約 35 cm と約 20 cm，B コアでは深度約 30 cmと約 20 cm で一時的に減少に転じる．

は全て補正深度で表記する．なお，あるタイポイント
に対するコアの記載深度と補正深度の相違は最大でも 10 cm であり，Nk-3C 地点の湖底定積物は極めて良N の傾向は C と非常に類似している．いずれのコアでも下部から深度約 160 cm では 0.22–0.24% 程度の値を示し，160–150 cm で 0.2% 程度まで減少する．そ好な側方連続性を有することが分かる．
B コアの 210Pb (ex) の測定 結果から指数 近似によれより上位ではわずかな増減を繰り返しながら，09 コ
アで 55 cm，A コアの 45 cm，B コアの 40 cm で 1.35–

り得られた記載深度と放射線量の関係 Activity (Bq/g)= 0.7771e-0.073x（R²= 0.9867；x は 記 載 深 度 (cm)） か

1.4% 程度まで徐々に減衰した後，急激な増加に転じら求めた堆積速度は，0.43 cm/yr であった（図 3）．これに基づくと，測定したうち最下部の 53.2 cm は西暦

る．この増加傾向は表層部まで継続するが，09 コア
では 40 cm と 20 cm，A コアでは深度 35 cm と 20 cm，

1903 年と評価され，補正深度に基づく平均堆積速度は，

B コアでは深度 30 cm と 20 cm で一時的に減少に転

0.47 cm/yr となる．これに対し，コアにおける 137Cs のじる．
S はいずれのコアでも基底部で最大 1.8–2% 程度のピーク下部である深度 20.3 cm を，観測された GFOのピーク（気象庁，2015）である 1963 年としたときの高い 1.5–1.6% 程度の値であるが，それより上位では徐々に減少傾向を示し，09 コアで 50 cm，A，B コアで圏内核実験が実施され，大規模なフォールアウトが始まった 1954 年（UNSCEAR, 1982）としたとき，深値を示し，深度約 140 cm にかけて 1.3–1.4% 程度まで減少する．100–110 cm あたりまでは，ふたたびやや

表層からの堆積速度は，0.37 cm/yr であった．また，コアの検出最下部の深度 23.7 cm を，世界的に大気はともに 40 cm 程度で 1.2–1.3% 程度と低い値を示す．
それより上位では急激な増加傾向に転じ，09 コアでは度 20.3 cm から 23.7 cm における堆積速度は 0.38 cm/
yr であった．これらの値は，210Pb (ex) に基づく堆積速約 25 cm で 2.7% 程度，A コアでは 19.5 cm で 2.4% 程度，B コアでは 18.5 cm で 2.6% 程度の最大値を示す．

度に比べて小さい．このような，210Pb (ex) と 137Cs に基づき中海の堆積速度をそれぞれ見積もった時の相違

それ以上では急激な減少傾向に転じ，表層部ではいずれのコアでも 1.3% 程度の値であった．

は，金井ほか（2002）でも系統的な相違として報告されている．すなわち，中海の堆積速度は，沿岸域では 137Cs に基づく方が高い値に，逆に沖合では 210Pb(ex) に基づく方が高い値に算出される傾向にある．本
研究の Nk-3C 地点と極めて近い金井ほか（2002）の
地 点 16 では，210Pb (ex) に基づき 0.46 cm/yr，137Cs に48

中海 Nk-3C 地点における湖底表層堆積物層序および過去約 600 年間の地球化学的環境の変化

Age (CE)
0
10
20
30

2000

1900

1800

1700

1600

1500

1400

1300

G.F.O. maximum (1963 CE)
G.F.O. initial (1954 CE)

40
50
60

Depth (cm)

70
80
90

1628 CE

1σ:1620-1670

100

2σ:1528-1700

110
120
130
140
150

1477 CE

1σ:1450-1500
2σ:1415-1555

Age control points

160

based on 137Cs

170

based on 14C

1σ

180

２σ

図 4 Nk-3C 地点における湖底堆積物の年代モデル．4 点のコントロールポイント間は堆積速度が一定と仮定し，直線で結んだ．このうち上位の 2 点（菱形）は 137 Cs により，下位の 2 点（丸形）は 14 C 年代測定に基づいた．破線を伴う濃い網掛けは 14C 年代における 1σ の範囲を，薄い網掛けは 2σ の範囲を示す．137 Cs 年代は B コアにおいて，14 C 年代
は 09 コアにおいて測定し，それぞれを補正深度に基づき統合した．
Fig. 4 Age models and chronology data in Nk-3C sediment core. The darker shaded areawith dotted lines area indicates a 1σ range in 14C dating; the lighter shaded area indicates a
2σ range. 4 control points are linked by straight lines. Upper 2 points (rhombuses) are dated

using the global fall out (GFO) of 137 Cs, and lower 2 points (rounds) are from 14 C dating. The
age control points from 137 Cs data in B core and from 14 C data in 09 core are merged into
corrected core (Nk-3C) based on the corrected depths.

基づき 0.33 cm/yr の値が算出されている．これらの数値はそれぞれ本研究の結果とも近い値を示し，210Pb

ラックスが極めて滑らかに指数関数的な減衰を示すこ(ex) を評価した表層から深度 53.2 cm までは，そのフ(ex) ととから，大きな堆積速度の変化はないと考えるのが妥当である．以上のことから，本研究では，210Pb (ex) は(ex)，137Cs の相違の傾向も両者で整合的である．210Pb
137

Cs に基づく堆積速度の相違に関しては，そ堆積速度の安定を評価する値とし，137Cs から導いた
前述の深度 20.3 cm を 1963 年，深度 23.7 cm を 1954の要因を金井ほか（2002）では明確に言及されていな
いものの，210Pb (ex) のフラックスにおいて，CIA モデル

年の年代のコントロールポイント（Control point）に採用した．さらに，14C 分析結果により，深度 102.5 cm

で評価できない要素がインベントリーに寄与している可能性がある．いずれにせよ，本研究において 210Pb
49

50

core 09
core A
core B

TP3
-09

40

180

170

160

150

140

130

120

110

100

90

80

70

60

TP7-B

TP7
-09

TP6

TP5

TP4

TP3-B

30

60

TP2

20

65

TP1

70

0

10

water
content (%)
TN (%)

440

-2
-0.5

TS (%)

840

670

1.5

0.20

4.0
0.10

marine09

marine09

C/N

473

322

stratigraphy of the 3 cores. Ages of the cores are based on the age model shown in Figure 4.

C/S

1400

1500

1600

1700

1800

1900

2000

age
(CE)

1477 (1σ: 1450-1500, 2σ: 1415-1555)

N ratio, and C/S ratio in bottom sediments from Nk-3C in Lake Nakaumi. Corrected depths are derived from theFig. 5Intercept of 14C Age(CE)
1628 (1σ: 1620-1670, 2σ: 1528-1700)

Vertical change in water content, TN (total nitrogen), TOC (total organic carbon), TS (total sulphur), C/

3.0

中海 Nk-3C 地点における TN（全窒素），TOC（全有機炭素），TS（全硫黄）C/N 比 , および C/S 比の鉛直変化．深度は 3 本のコアの対比により算出した補正深度である．年代軸は前述の年代モデルにもとづく．

図5

TOC (%)

2.0

corrected
depth (cm)

3.0

290

0.30

159

0.40

107

0.50
1.0

09Nk-3C-159

2.0

Beta-274012 Ruditapes philippinarum

2.5

Sample No.

7.0

09Nk-3C-107

9.0

Material

8.0

Calibrated 14C Age(Cal BP)

10.0

Referenced
Databese

11.0
0.5

Conventional 14C Age(yr BP)

1.0

C/12C Ratio
(‰)

13

1.5

14

2.0

Measured C Age(yr BP)

2.5

Core Depth
(cm)

3.0

Lab.No.

75

1477

1628

1963
1954

age control
points (CE)

Beta-274011 Ruditapes philippinarum

80

phase 3phase 2

crrected coretye ponts

1.050

phase 1

表 1 09Nk-3C コアの 14 C 年代測定および暦年較正の結果 .
Table 1 Analytical results of 14 C dates and calibrated age for 09Nk-3C sediment core.

廣瀬孝太郎・瀬戸浩二・辻本彰・中村英人・安藤卓人・入月俊明・香村一夫

中海 Nk-3C 地点における湖底表層堆積物層序および過去約 600 年間の地球化学的環境の変化

表 2 コア対比のコントロールポイント一覧 .
Table 2 Control points between cores.

tie point
TP1
TP2
TP3_B
TP3_09TP4TP5TP6
TP7_09TP7_B

17Nk-3CA
fixed depth
(cm)
22.5
34.5
44.5
45.5
77.5
97.5
109.5
147.5
170.5

09Nk-3CA
orig. depth
(cm)
30.5
39.5
—
54.5
85.5
101.5
113.5
152.5
—

09Nk-3CB
orig. depth
(cm)
20.5
30.5
38.5
—
76.5
95.5
107.5
—
164.5

を 1628 CE (1σ: 1620–1670;2σ: 1528–1700)，153.5 cm を1477 CE (1σ: 1450–1500; 2σ: 1415–1555) の年代のコン

key values
inflection points of N
peak values of N
minimum values of N
inflection points of N
peak values of C
minimum values of N
peak values of N
inflection points of N
peak values of N

は困難である．

なお，本研究の Nk-3C 地点を含む中海の湖深部の塩 分は， 底 層で 20−30 psu 程 度， 湖底 付近ではトロールポイントとした．これに基づくと，上記 23.7

cm から 102.5 cm における堆積速度は 0.24 cm/yr とな

30 psu を超え，海水の塩分に近づくこともある．本る．102.5 cm から 153.5 cm では 0.34 cm/yr となり，さ研 究 で 14C 年代を計測した貝 類（ アサリ：Ruditapes
philippinarum）は底生生物であるため，その殻には，らにこれを下位に外挿すると，その年代はコアの基底部（182.5 cm）で西暦 1391 年となる．

海水由来の炭素が含まれると考えられる．しかしながら，中海周辺の海域における 14C 年代のローカルリザー

中海おける完新統については，三瓶ほか（1996）のNU9007 コア（図 1）について過去約 8000 年間の堆積年代モデルが示されている．このモデルの算定にバー効果については情報がなく，また本研究のコアからは，14C 年代を測定しうる量の陸上植物の化石を得使われている歴年代と深度プロットの近似曲線に基づくと，NU9007 コアにおける堆積速度は，紀元前約

ることができなかったため，その補正値を十分に議論することは難しいと考え，本研究では 14C 年代のロー

6000 年 – 紀元前約 5000 年で 0.4 cm/yr と大きく，そカルリザーバー効果補正を行わなかった．より精確なれ以降でなだらかに減衰して紀元前 1000 年で 0.1 cm/
yr 程度と小さい値を示す．それ以降では増加傾向に

年代モデルについては，楠・坂田（2015）で議論されている銅山の鉱業活動と堆積物中の Cu 濃度の関係

転じ，西暦 1000 年では 0.16 cm/yr 程度，それ以降でさらに増加傾向を示す．Yamada et al.（2016）の X コのように，明確な年代のコントロールポイントを追加しながら，今後の報告において議論を行いたい．

ア（図 1）の過去約 1700 年間の堆積年代モデルも類似の傾向を示す．すなわち，堆積速度は西暦 300 年

CNS 分析から見た中海の環境変化における 0.12 cm/yr 程度からゆるやかに増加し，西暦1000 年で 0.16 cm/yr 程度，1500 年では 0.22 cm/yr 程

陸起源の有機物は，高等植物由来で，セルロー
スなど糖 類の重合体を含むため C/N 比が 高く（15度である．また，三瓶ほか（1996）は，C 濃度の深度以 上 ）， 反 対に海 洋 起 源の 有 機 物はプランクトン

変化が宍道湖－中海水系において広域的によく似てい遺 骸 のタンパク質の 窒 素に富むために低い（6–9）（Bordovskiy，1965a, b）．そのため，沿岸域におけるC/N 比は，有機物の起源の指標となる．一方で，有ることから，このような堆積速度の変化が中海－宍道湖全域についてほぼあてはまると述べている．以上のことから，本研究のコア掘削地点である Nk-3C

機物分解は酸化的な環境においては好気性細菌にも，過去数千年間の堆積速度が全体として増大傾向にあった可能性が高い．ただし，14 C 年代が適用可能

よって分子状酸素を用いて行われる．しかし酸素のな年代や時間解像度の制約を考えれば，この傾向に基づいて過去数 100 年程の堆積速度を議論することれる．硫酸還元では，有機物を分解する過程におい少ない還元的環境では，硫酸還元や硝酸還元が行わて間隙水中の硫酸イオンが還元され硫化水素となり，51

廣瀬孝太郎・瀬戸浩二・辻本彰・中村英人・安藤卓人・入月俊明・香村一夫

最終的には鉄イオンと結びついて硫化鉄（パイライト）が生成する．すなわち C/S 比が低いほど還元的環境

やかに減少する．しかしながら，その減少率は一定ではない．すなわち不明瞭ながらも，「定常的には顕が強く，反対に高いほど酸化的環境が強い．C 濃度
1% 以上の海成堆積物における C/S 比は，酸化的な環

著な変化はない（あるいはわずかに増加する）ものの，西暦 1610 年頃からと西暦 1740 年頃からそれぞれ

境では 2.8±0.8 で，還元的な環境では 1.1±0.4 となる（Berner and Raiswell, 1984）．以下では，前述の層序

約 40 年間で急激に減少する」という階段状の変化として認められる．なお，S は，西暦 1550 年以降，や対比と年代モデルに基づき，湖内の基礎生産性，河川の影響および酸化還元環境に着目して C，N，S，C/や増加傾向にあり，西暦 1610 年前後に 1.6% 程度を示した後に緩やかな減少を維持し，西暦 1870 年頃に変 化 の 特 徴に 基づき，phase 1（ 西 暦 1390 年 –1500
年頃），phase 2（ 西 暦 1500 年 –1870 年 頃 ）， およびがら C/N 比と C/S 比の低下を伴う．
Ota et al.（2017）では，中海の旧飯 梨川河口付近

N 比，C/S 比の時系列変化を議論する（図 5）．なお，1.3% 程度となった．2 度の C，N の低下は，不明瞭なphase 3（西暦 1870 年頃以降）に区分して論じる．

の 13Nk-8c（図 1）で掘削されたコアに関して，過去
約 700 年間の洪水の記録が検討されている．ここで＜ phase 1：西暦 1390 年 –1500 年頃＞

は，粒度の増大，C，C/N 比の増加に特徴づけられる
イベント性の層準が見いだされ，これらは西暦 1596 年，「中海の環境変遷の概要」で述べたように，中海は遅くとも西暦 1400 年頃には現在に近い閉塞性をも

西暦 1666 年，および西暦 1826 年の飯梨川の洪水堆積物とされている．本研究の Nk−3C 地点では，このつ汽水域になったと考えられている．コアの基底部である西暦 1390 年頃から西暦 1500 年頃にかけて，C はような特徴を持つ層準は認められなかった．これは，本研究の Nk-3C 地点が，13Nk-8c に比べて飯梨川河

1.4–2.0%，N は 0.18–0.24% 程度の間で推移した．西暦 1390 年頃以降，C，N は共にわずかな増加傾向を継続した後，西暦 1440 年頃に減少に転じ，西暦 1500

口から沖合側に離れた位置にあり，洪水の影響を直接受けにくかったためであると考えられる．

年頃まで減少傾向を継続した．C/N 比もこれら類似した傾向で 8.5 程度から 8 程度まで減少した．この変

元々は日本 海に注いでいた斐 伊川が 東流し，中海上流の宍道湖に流入するようになったのは，西暦1635 年または西暦 1639 年と言われている（高安・徳岡，化は，陸源起源の有機物負荷量の減少を示す．S はこの時期に同じく 1.7% 程度から 1.5% 程度まで減少

1993）．このイベントは，宍道湖のコアで顕著な環境変化として認められており（三瓶ほか，1994; 瀬戸ほか

傾向を示すが，C，N が一定の値で推移した後も西暦1550 年頃まで減少傾向を維持し，1.4% 程度に達した．

2006; 田村ほか，1996; 高安・出雲古代景観復元チー

この期間を含む環境変動に目を向けると，西暦 1420
年 –1570 年頃は，太陽活動の指標である δ14C が極ム，1998），斐伊川からの砕屑物供給の増加が，宍道湖の堆積速度を 4-6 倍に増大させたと見積もられてい小となる Spörer Minimum（Kocharov, 1995）に相当する．しかし，少なくとも中海西部の X 地点から産出しる（瀬戸ほか，2006）．宍道湖において，この変化をもっとも明確に示すことができるプロキシーは，淡水環境への以降を反映した S の減少であるとされる（瀬た貝形虫に基づく環境評価（Yamada et al., 2016）では，
中海においてこのイベントに対応した変動の記録は認められていない．一方で，X コアからさらに北西側の戸ほか，2006）． このうち瀬 戸ほか（2006） の 2002S12 コアと 003-S2 コアでは，C，N および C/N 比の低

いる．Nk-3C 地点における陸域からの有機物負荷のS12 コアと 003-S2 コアの粒度は，細かいモード系がNu86-81（高安ほか，1989）における貝類を用いた評価
環境では，西暦 1400 年頃に塩分の低下が認められて下，および C/S 比の増加も顕著に認められている．また，このイベント以降に相当する層準において，2002-

低下は，時期としてはこのイベントと同時間的である．
しかしながら，本研究の結果のみからは，Nk-3C 地点

卓越する．これは宍道湖西側の斐伊川からの流量が，動する共通のメカニズムを見出することは難しい．

度はわずかながら減少傾向にあり，C/N 比が徐々に増

東の中海側からの流量に対して，相対的に増大していったことを示す．これに伴い，斐伊川からの C の濃の陸源有機物負荷の減少と X 地点の塩分の低下を駆加傾向が認められる．このことは，東流イベント以降＜ phase 2：西暦 1500 年頃 -1870 年頃＞
C，N は，西暦 1860 年頃に増加に転じるまで，西の斐伊川からの流量増大に伴い，栄養塩供給量が増加したことにより，生物生産性が増大したことを反映しているとされる．さらに西暦 1666 年には，飯梨川

暦 1500 年頃以降，C が 1.6% 程度から 1.3% 程度に，
N が 0.21% 程度から 0.16% 程度に，全体としては緩の河口が付け替わり，それまでは現在より西側にあっ52

中海 Nk-3C 地点における湖底表層堆積物層序および過去約 600 年間の地球化学的環境の変化たものが，現在よりやや東側に移動した．以上の斐伊
川の東流と飯梨川の河口の移動は，Nk−3C 地点に対の変化に合理的な説明を与えることができる．さらに，
C/N 比の増加傾向はその後も 200 年以上継続するこ

しては，淡水の影響の増大として記録されたと想定さとから，これらの河川の土砂運搬によるデルタの前進れる．しかしながら，コアの年代軸に基づけば，西暦1600–1700 年頃の C，N には多少の減少傾向が認めらにより，淡水の影響がさらに強まっていった可能性がい．以上のことから，斐伊川の東流や飯梨川の河口の移動は，少なくとも中海の Nk-3C 地点においてはイ＜ phase 3：西暦 1870 年頃以降＞
C，N，S はいずれも，西暦 1870 年頃に急激な増加

ある．

れるものの，C/N 比や S には顕著な変化が認められなに転じ，C は1.3% 程度から表層付近では 3.6% 程度に，
N は 0.16% 程度から表層付近では 0.41% 程度にまでベント性の急激な環境変化を引き起こすことはなかったと考えられる．
以上のように，Nk−3C 地点おいて，コアを構成する

達する．ただし，その過程で，西暦 1910 年頃と西暦
1965 年頃からそれぞれ 15-20 年程度の期間，一時的堆積物は比較的静穏な環境で定常的に堆積してきたと考えられる．ここで，三瓶ほか（1996）の NU9007に減少し，その後にふたたび増加に転じる，という鋸状の変化を示した．一方で S は，西暦 1870 年頃に 1.3%

を見ると，紀元前 6000 年以降増加していた C が紀元前 2000 年以降に減少する傾向が，宍道湖―中海程度から急激な増加を示し，西暦 1910 年頃以降 1.8%程度から 1.6% 程度に一時的に減少し，西暦 1930 年

水系に広域的に見られることが示されている．本研究の 09 コア，A コア，B コアでも，全体としてみた場合，頃からふたたび増加した．この時期は C，N が一時的に減少した時期と同時的である．C，N がふたたび一基底部の西暦 1400 年 – 1870 年の C は減少傾向にあり，上記の傾向と整合的である．Einselc（1992）は無時的に減少する西暦 1965 年頃には，S の減少も伴うが，それ以降の S の変化傾向は C，N とは異なる．す機砕屑物による有機炭素希釈について，「堆積速度が約 0.1mm/yr を超えると酸化的および還元的堆積環

なわち，S は増加に転じることなく減少し続け，表層で1.3% 程度を示した．西暦 1870 年以降の C, N, S の急

境のいずれにおいても希釈が生じる」と述べている．
Nk-3C 地点の西暦 1400 年 – 1860 年における全体と激な増加は C/N 比と C/S 比の増加を伴い，陸源有機

しての C の緩やかな減少傾向は，負荷量の減少より物負荷の増加，それに伴う富栄養化，および貧酸素

は，三瓶ほか（1996）と同様，上記の希釈効果に原化を示す．このような急激な変化は，少なくとも本研
究のコアが記録している過去 600 年以内で最も顕著因を求めるほうが妥当である．堆積速度変化が約紀
元前 6000 年 – 紀元前 5000 年で大きく，紀元前 1000

な陸源有機物の負荷量増加であるため，その要因を年で小さい理由として三瓶ほか（1996）は，夏季モン

中海およびその周辺域の人為的環境改変に求めるのスーンの影響により気温が上昇し，降水量が増加してが妥当であろう．中海の集水域の大部分が含まれる
島根県では，その人口が，西暦 1870 年代前半には 60

陸源砕屑物が河川によって多くもたらされたこと，海万人程度であったのが，西暦 1870 年代後半から急激に増加し，西暦 1900 年頃には約 70 万人，西暦 1935

面変化に伴う河口域と試料採取地点との距離の変化，
海岸線の浸食と潮流等による堆積粒子の運搬量の変1996）．また，年には約 75 万人に達した（総務省統計局，
中海と美保湾を結ぶ境港では，西暦 1922 年に着工し化，主要河川デルタ域の広さおよび植生の変化等を挙げつつも，これらの地域的要因では中海－宍道湖
において広域的に現われる C 濃度の変化を説明する

西暦 1930 年に竣工した湾港の修築工事が，中海の海
況と水質を著しく変化させた（佐野，1992）と報告さのは困難であるとしている．西暦 1400 年 – 1870 年にれている．西暦 1870 年代から西暦 1930 年代は，江戸時代（西暦 1868 年まで）から明治時代（西暦 1868

堆積速度が増大したとするならば，変化の時期や周期から，小氷期など短周期の気候変動とも直接的に結びつけ難い． Nk-3C 地点における C，N の 1 度目の年 – 1912 年），大正時代（西暦 1912 年 – 1926 年）を減少（西暦 1610 年から約 40 年間）以降，西暦 1700
年頃には，西暦 1390 年以降それまで，全体としては経る過程で，日本における産業化や生活様式の変化が急激に進行した時代である．人口と環境負荷の量

緩やかな減少傾向にあった C/N 比が明瞭な増加に転的関係を直線的な関係で結びつけることはできない

じる．このことは，陸源有機物の相対的な増加を示

ものの，上下水道のないこの時代において，人口増加すことから，前述の斐伊川の東流，もしくは飯梨川の河口の変化，あるいはその両方が寄与し，Nk-3C 地点

や生活の近代化は，中海への栄養塩負荷の増大に大における淡水の影響が徐々に強まったと考えると，こ弓ヶ浜半島の先端部を東側に伸長するものであったた

きくに影響したと考えられる．また湾口の修築工事は53

廣瀬孝太郎・瀬戸浩二・辻本彰・中村英人・安藤卓人・入月俊明・香村一夫

逆に S はパイライトの形成により定着してより濃度がめ，工事により中海の閉塞性がさらに増大したと考えられる．このような歴史的背景が，上記の西暦 1870

高くなると考えられ，これらを総合的にみて中海の富栄養化軽減が，C，N，S の減少傾向として今後の堆積

N，
S の急激な増加に寄与したのであろう．
年以降の C，
西暦 1910 年頃に起こった C，N の減少と S の増加

物に記録されると推察される．

停滞は，C/N 比，C/S 比の変化を伴わない．西暦 1910

なお，本研究を含むプロジェクトにおいて，17Nk3AC，BC コアの粒度分析，貝形分析，無機元素分析

年代は，幸町（1911），白潟（1913），末次（1915）の
3 ヶ所の宍道湖岸の埋立地が造成されたことで，宍道等が進行中であり，これらの情報が今後追加されるこ湖と中海を繋ぐ大橋川の上流域が狭窄した時期に相当する（脇田・田中，1999）．本項冒頭で述べた C，Nとにより，より詳細なコアの堆積年代や古環境変化が明らかになるであろう．

の一時的な減少のうち，西暦 1910 年頃の変化は，上流域の地形改変が引き起こした負荷量の低下を反映している可能性がある．西暦 1945 年以降急激に増加

ま

と

め

して 90 万人以上となった島根県の人口は，西暦 1955
年を境に減少し，西暦 1970 年頃には 77 万人程度と柱状コア試料は，中海南部に流入する飯梨川の河口から北に約 2 km の地点 Nk-3C（水深約 7.2 m）に年頃）における日本の全体的な増加傾向とは異なる．

ア長 168 cm）を得た．soft X 線画像解析，含水率測定，CNS 分析結果を元に，A コアの深度を基準とし，なった（総務省統計局，1996）．このような中海の人口推移は，高度経済成長期（西暦 1950 年代半ば –1970

おいて，09Nk-3C コア（09 コア；167 cm），17Nk-3CA（Aコア；コア長 183 cm）および 17Nk-3CB（B コア；コ

そのため，中海の堆積物に保存されているこの時期

09 コア，B コアでそれぞれタイポイント（Tie point）をの人為負荷も，堆積物にも松本（1983）の東京湾や
Yasuhara et. al.（2007） の 大 阪 湾，Irizuki et al. (2018)

設定することで，層序対比を行った．また，210 Pb (ex)・
137
Cs 年代分析，14 C 年代分析を行い，コアの年代モデの瀬戸内海中 − 西部など，日本の都市沿岸域の多くで報告されている，西暦 1960 年 −70 年頃にピークを有するそれとは異なるのかもしれない．すなわち，こルを構築すると共に，CNS 濃度変化からみた過去約600 年間の地球化学的環境変化とその要因についての時期の中海に，人為起源の栄養塩負荷の減少が生じていた可能性が示唆される．西暦 1970 年以降島根

検討した．
・A
 コアから 09 コアと B コアに対してそれぞれ 7 層準の人口は緩やかに増加し西暦 1985 年には 80 万人近くまで増加するが，その後は減少し，西暦 2015 年時点（TP1−7）を設定し，上下に隣り合うタイポイントポ
イントの間で，対応する A コアの深度距離を按分す

では 70 万人を下回った．また，西暦 2008 年に 20.9%であった下水道の人口普及率は，西暦 2018 年で 49.1%

ることで補正深度を算出した．タイポイントに対するコアの記載深度と補正深度の相違は最大でも 10（松江市では 83.9%）となっている（島根県，2013）こ

cm であり，Nk-3C 地点の湖底定積物は極めて良好なとからも分かるように，高度経済成長以降の環境問

側方連続性を有することが分かった．

題顕在化以降，栄養塩の負荷量を減少させる取り組・210
 Pb (ex) 測定結果から，表層から深度 53.2 cm まみが継続されている．堆積物中のパイライト形成は表層 10cm 程度においては進行中であるため，表層付

では，大きな堆積速度の変化はないと考えるのが妥当である．137 Cs をもとに年代を評価した結果，ピー年頃以降の中海の環境変化，すなわち浚渫や埋め立実験が実施され，大規模なフォールアウトが始まった西暦 1954 年（UNSCEAR, 1982）を深度 23.7 cm

ク下部である深度 20.3cm を観測結果による GFOのピークである西暦 1963 年，世界的に大気圏内核

近における C/S 比による酸化還元状態の議論は難しい（Berner，1989）とされている．そのため，西暦 1965て，堤防の造成による人為的改変がもたらした環境変とした．14 C 年代測定から，深度 102.5 cm において
中央値 1628 CE，153.5 cm において中央値 1477 CE

化を，本研究のデータのみから議論することはできな
い．しかしながら，吉原ほか（2019）に報告されている西暦 1984 年以降の中海の水質モニタリングデータの年代値を得た．これら年代のコントロールポイン

からは，中海の COD や Chl-a，全窒素（TN），全リン（TP）は，西暦 2000 年頃を境に，わずかに減少傾向

トを直線的に連結して年代モデルを構築した結果，堆積速度は深度 0–20.3 cm で 0.37 cm/yr，深度 20.3にあるように見え，中海の富栄養化は軽減の過程にあると考えられる．この層準の C や N は，今後の有から 23.7 cm で 0.38 cm/yr，深度 23.7 cm から 102.5
cm で 0.24 cm/yr，102.5 cm-153.5 cm で 0.34 cm/yr と機物の分解により流出して堆積物中の濃度は低下し，なり，さらにこれを下位に外挿すると，コアの基底54

中海 Nk-3C 地点における湖底表層堆積物層序および過去約 600 年間の地球化学的環境の変化

部（182.5 cm）の年代は西暦 1391 年となる．
・N k−3C 地 点おいて， イベント性の堆積 物は認め

なお，本研究には平成 28 年度文部科学省科学研
究費補助金基盤研究（B）（課題番号 16H04832，代表者：川井浩史），平成 24 年度科学研究費補助金基盤
研究（B）（課題番号 24310014，代表者：山崎秀夫），

られず，コアは比較的静穏な環境で定常的に堆積してきたと考えられる．TOC，TN は西暦 1500 年頃–1860 年頃まで全体としては緩やかに減少する．宍令和 2 年度文部科学省科学研究費補助金基盤研究（C）（課題番号 20K04089，代表者：廣瀬孝太郎）の一部

道湖において堆積速度を 4-6 倍に増加させたと見積もられる斐伊川の東流（西暦 1635 年または 1639 年）を使用した．

や，飯梨川河口の移動（西暦 1666 年）に伴う砕屑物供給の増加は，中海では急激な環境変化を引き起こすことはなかったと考えられる．C，N の減少は，

引

用

文

献

流路変更以降の斐伊川・飯梨川の土砂運搬によるAppleby, P.G. and Oldfield, F. (1978) The calculation of

デルタの前進により，徐々に堆積速度が増加することで，TOC，TN の濃度に希釈効果が働いたことに起

unsupported 210Pb to the sediment. Catena, 5: 1–8.

Lead-210 dates assuming a constant rate of supply of

Berner, R.A. (1989) Biogeochemical cycles of carbon

因する可能性が高い．
・西暦 1870 年頃以降，TOC，TN，TS はいずれも，西a nd su l f u r a nd t hei r ef fe c t on at omospher ic

暦 1870 年頃に急激 な増 加に転じる． 以降 TOC，
TN は西暦 1910 年頃と西暦 1965 年頃からそれぞれ

oxygen over Phanerozoic time. Palaeogeography,
Palaeoclimatology, Palaeoecology, 75: 97–122.

15–20 年程度の期間，一時的に減少しながら，現在

Berner, R.A. and Raiswell, R. (1984) C/S method forまで階段状に増加した．S は西暦 1965 年以降は増distinguishing fresh-water from marine sedimentaryrocks. Geology, 12: 365–368.

加に転じることなく減少し続けた．この変化は，全体としては C/N 比と C/S 比の上昇伴い，陸源有機物

Bordovskiy, O.K. (1965a) Source of organic matter inmarine basins. Marine Geology, 3: 5–31.

負荷の増加に起因する富栄養化および貧酸素化を

Bordovskiy, O.K. (1965b) Accumulation of organic示す．この変化は，江戸末期以降の日本における産matter in bottom sediments. Marine Geology, 3: 33–

業化や生活様式の変化，地形改変による中海の閉82.

塞性の増大などにより，栄養塩負荷が増加したためCarroll, J. and Lerche. I. (2003) Sedimentation Processes:であると考えられる．

Quantification Using Radionuclides. Elsevier,

本研究での年代モデルは，年代のコントロールポイ

Amsterdam, 282p.

ント間を直線的に評価したこと，海洋リザーバー効果について議論していないことなどに起因する不確かさ

中国四国農政局（2020）国営土地改良事業等事後評を含む．今後，同一のコアを用いた粒度分析，貝形

価 国営干拓事業「中海地区」事後評価基礎資料．
中国四国農政局，85p.

分析，無機元素分析等など他のパレオプロキシーに

Einsele, G. (1992) Sedimentary basin (evolution, facies,

関する情報が追加されることにより，より精確な年代

and sediment budget). Springer-Verlag, 628p.

モデルが得られる予定である．その上で，複数のパレオプロキシー基づき古環境変化のプロセスとシステム

入月俊明・中村雄三・高安克己・坂井三郎（2003）中海における過去約 40 年間の貝形虫（甲殻類）の群を明らかにしたい．

集変化．島根大学地球資源環境学研究報告，22:
149–160.

謝 辞

Irizuki, T., Hirose, K., Ueda, Y., Fujihara, Y., Ishiga,

H., and Seto, K. (2018). Ecological shifts due to

本研究を進めるににあたり，島根大学の三瓶良和
氏と信州大学の山田桂氏に有益な助言をいただいanthropogenic activities in the coastal seas of the Seto

た．試料採取には，島根大学の赤對紘彰氏，早稲田大学の青木南氏にご助力いただいた．2 名の匿名の査

pollution bulletin, 127: 637–653.

Inland Sea, Japan, since the 20th century. Marine

読者と英文を校閲いただいた University of Arizona のDavid L. Dettman 氏のおかげで，原稿を大幅に改善す伊藤静イザベル・道前香緒里・石賀裕明（2000）鳥取県西部，弓ヶ浜の地下水の水質分析．地球科学，
54: 159–166.

ることができた．以上の方々，および本特集号の齋藤

金井

文紀編集委員長，編集委員の方々に御礼申し上げます.
55

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廣瀬孝太郎・瀬戸浩二・辻本彰・中村英人・安藤卓人・入月俊明・香村一夫

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