1

静岡大学地球科学研究報告 40（ 2013 年７月）１頁～ 12 頁
Geosci. Repts. Shizuoka Univ., 40 (July, 2013), 1-12静岡県南伊豆の海岸低地における津波堆積物の調査（速報）北村晃寿1, 2・板坂孝司3・小倉一輝1・大橋陽子1
斉藤亜妃1・内田絢也1・奈良正和4

Preliminary study on tsunami deposits fromthe coastal lowland of Minami Izu, Shizuoka Prefecture
Akihisa KITAMURA1, 2, Koji ITASAKA3, Kazuki OGURA1, Yoko OHASHI1,
Aki SAITO1, Junya UCHIDA1 and Masakazu NARA4
Abstract The coastal lowland of Minami Izu, Shizuoka Prefecture, Japan, has been inundated bytsunamis with wave heights of 5-6 m at least two times during the past 400 years.  However, there havebeen no investigations of the frequencies or magnitudes of tsunami occurrences over long-term geological timescales in this area.  We therefore conducted stratigraphic and paleoenviromental researchon Holocene deposits based on a new outcrop and sediment cores (8–11 m long) from four sites in thelowland, examining the evidence for tsunami deposits.  The Holocene sediments were deposited in avariety of coastal plain, shallow water, shoreface, backshore/dune, back marsh and floodplain.  No any
evidence for tsunami deposits was identified from the terrestrial deposits.
Key words: Holocene, coastal lowland, Minami Izu, stratigraphy, sedimentary environment, tsunami
deposits

はじめに2011 年 3 月 11 日 14 時 46 分頃に発生した東北地方太平洋沖地震による津波で，岩手県・宮城県・福島県沿岸は大被害を被った．この津波は日本観測史上最大だが，これとほぼ同規模の津波が過去に発生していたことは，Minoura & Nakaya（ 1991 ），Minoura et al.（ 2001 ）や宍倉ほか（ 2010 ）などによる宮城県と福島県の海岸平野の１

完新統における西暦 869 年に発生した貞観地震による津波堆積物の分布調査から明らかにされていた．さらに貞観津波よりも古い津波堆積物が存在することから，巨大津波の再来間隔は 450 ～ 800 年程度であり，再来が近いことも指摘されていた（Minoura et al., 2001）．この貞観津波堆積物の研究は，地震や津波の規模の予測に津波堆積物が役立つことを実証した．そのため，中央防災会議
は，2011 年 9 月 28 日に南海トラフで発生する巨大地震に

静岡大学理学部地球科学教室，〒 422–8529 静岡市駿河区大谷 836

Institute of Geosciences, Shizuoka University, 836 Oya, Suruga-ku, Shizuoka, 422-8529, Japan１

E-mail: seakita@ipc.shizuoka.ac.jp

２

静岡大学防災総合センター，〒 422–8529 静岡市駿河区大谷 836

Center for Integrated Research and Education of Natural Hazards, Shizuoka University, 836 Oya, Suruga-ku, Shizuoka 422-8529, Japan２
３

静岡県危機管理部危機政策課，〒 420–8601 静岡市葵区大手町 9 － 6

The Shizuoka Prefecture Government Office, 9-6 Ohtemachi, Aoi-ku, Shizuoka, 420-8601 Japan

３
４

高知大学理学部理学科，〒 780–8520 高知市曙町 2 － 5 － 1

Department of Natural Sciences, Kochi University, 2-5-1 Akebono-cho, Kochi 780-8520, Japan４

北村晃寿・板坂孝司・小倉一輝・大橋陽子・斉藤亜妃・内田絢也・奈良正和

138°E

139°E
富士山

35°N

伊
豆
半
島

フ

静岡
トラ

よる巨大津波への対策の一助として，完新世の津波堆積物の調査が有効であるという提言を出した．その一方で，中央防災会議は，2011 年 12 月 27 日に南海トラフで起こる巨大地震の震源域・波源域の面積を従来の約2倍とし，最大地震はマグニチュード 9 とした．そして，あらゆる可能性を考慮した最大クラスの津波の高さの予測を2012
年 3 月に公表した．その中で，静岡県下田市・南伊豆町
沿岸は 25.3 m という値が示され，8 月の発表では下田市
は33 mに引き上げられた．一方，古文書記録に残された
下田市・南伊豆町沿岸を襲った大津波としては，1854 年の安政東海地震と 1707 年の宝永地震に伴う津波があり，
安政東海地震の津波高は下田市では4.4～6.8 mで南伊豆町では4～5 mであり，宝永地震の津波高は下田市では5～ 6 m で南伊豆町では 5 m と推定されている（羽鳥，1977 ）．このように，中央防災会議が 2012 年に発表した
あらゆる可能性を考慮した最大クラスの津波高は，古文書記録により，従来認知されていた最大の津波高よりも20 m余りも高いことになり，地域住民の津波に対する関心は極めて高い．
こうした状況にあるものの，同地域における津波堆積物の調査は全く行
Loc. 14a
われていない．そこで，
１ Loc. 13
静岡県の第 4 次地震被害
Loc. 12想定の策定の調査の一環として，南伊豆町において津波堆積物の緊急調査
2を静岡大学と静岡県で実Loc. 11
施することとした．同地
域を調査対象としたのは，
2012年5月の予察調査で，著者の一人の北村が，南
南伊豆町
伊豆町日野の鯉名川において河川工事に伴う露頭
3Loc. 9Loc. 10（後述の地点2）を確認し
4
Loc. 85たからである．これらの調査の結果，調査地域の後背湿地堆積物からは，
津波堆積物の可能性が高いイベント堆積物は見出
1 km
せなかったことを報告す
る．
Loc. 8 〜 14, 太田ほか (1986)

駿河

2

相

模

ト

ラ

フ

図2

50 km
34°N
図 1 調査地域の位置．
Fig. 1 Location of the study area.

b

１
鯉名川
2

青野川
3
4

5

海岸

浜
弓ヶ

海浜調査の
地点 ( 図 3)

1 km

1 〜 5, 本研究

調査地域
南伊豆町の海岸低地は青野川とその支流の鯉名
川沿いに分布し，弓ヶ浜
海岸には砂丘があり（図1 ，2 ），その背後には数列の湿地と高まりが繰り返す（太田ほか，1986）．
本調査地域の完新世の古環境学的研究は福富

調査地点の位置．
（ a ）大日本帝国陸地測量部 1889 年発行の 1:25,000 の地形図（長津呂村）．青色部
は安政地震津波の浸水域．静岡県（ http://www.e-quakes.pref.shizuoka.jp/shiraberu/map/maps.html ，2013 年 2 月 28 日ダウンロード）による．
（ b ）南海トラフの巨大地震モデル検討会（第二次報告）の公表した南伊豆町沿岸におけるあらゆる可能性を考慮した最大クラスの津波の高さの予測（ http://
www.bousai.go.jp/nankaitrough_info/case1.pdf ，2013 年 2 月 28 日ダウンロード）
Fig. 2 Location of a new outcrop and sediment cores in this study. (a) A 1889 1:25,000 scale topographic
map (Nagatsuro-Mura district) published by Dai Nippon Teikoku Rikuchi Sokuryōbu. Blue coloringshows the area of tsunami inundation following the 1854 Ansei Tokai earthquake (after Shizuoka
Prefectural Government, http://www.e-quakes.pref.shizuoka.jp/shiraberu/map/maps.html). (b) Predictionof tsunami height of the largest-possible tsunami on the coastal lowland of Minami Izu. After the second
report by Central Disaster Management Council, Government of Japan, at 29 August 2012 (http://www.
bousai.go.jp/nankaitrough_info/case1.pdf Accessed February 28, 2013).
図2

静岡県南伊豆低地における津波堆積物の調査（速報）3（ 1935 ）から始まる．福富（ 1935 ）は，伝承記録に基づ層で，それより下には粗砂ないし細礫層が見られる．Loc.
き，現在の海抜 5 m 以下の土地は西暦 1100 年頃までは海13 の標高は 6.7 m で，地表下 3.75 m まで掘削した．堆積底であったと述べている．また，青野川河口での穿孔貝物は砂質シルトないし粘土層からなり，標高 4.8 ～ 4.9 mの高度から過去に 1 m の隆起があったとし，その原因をの層準にはカワゴ平軽石（暦年代で 3,126 ～ 3,145 年前，
1703 年の元禄地震に伴う隆起と解釈した．さらに，福富
奥村ほか，1999 ）が検出された．Loc. 14 の標高は 15.0
（ 1935 ）は本調査地域の北東 4 km にある下田市吉佐美のm で，地表下 5.5 m まで掘削した．河成堆積物とそれを海食洞で離水貝層を発見し，1703 年元禄地震の隆起の痕
覆う腐植質シルト層からなる．
跡と推定した．ただし，福富（ 1935 ）は年代測定を行っ以上の調査結果をもとに，太田ほか（ 1986 ）は本調査ていない．その後，石橋ほか（ 1979 ）はこの海食洞の隆地域の海成層の上限高度は 2 ～ 3 m ，年代は約 2,000 年前
起貝層の 14C 年代測定を行い，標高 1.1 m のケガキからで，縄文海進最盛期（太田ほか（ 1986 ）は 6,000 年前と690 ± 80 y. B.P. ，標高 2.3 ～ 2.7 m のケガキおよびフジツ
記載）の海成層は現海面より上には見られないとした．
ボから2,730±85 y. B.P.と2,910±95 y. B.P.の年代を得た． そして，本調査地域を含む伊豆半島南端は少なくとも石橋ほか（ 1979 ）は，これらの年代が古地震の年代と対6,000年前以降から3,000～2,000年前の期間は沈降し，そ
応しないことから，地震隆起によるか否かはさらなる調の後隆起したと結論づけた．なお，太田ほか（ 1986 ）は査が必要であると述べている．なお，これらの 14C 年代
14C 年代の暦年補正を行っていない．
の算出の際に使った 14C の半減期は 5,730 年だったので，
本調査地域の地盤変動については，1896 ～ 1973 年ま太田ほか（ 1986 ）は半減期に 5,570 年を用いて，年代値
での水準測量データに基づくと，南伊豆付近は平均約1.5を補正し，2.3 － 2.7 m の試料の 14C 年代を 2,650±80 y.
mm/yの速度で沈降しているという（壇原，1974）．この
B.P.と2,830±90 y. B.P.に，0.9－1.1 mの試料の14C年代
値は，1996 ～ 2004 年までの GPS 観測による変動速度とを 645 ± 80 y. B.P. と 670 ± 75 y. B.P. にした．
一致している（吉井，2005 ）．一方，1974 年 5 月 9 日に発
南伊豆町の海岸低地の完新統の層序学的研究は，太田生した伊豆半島沖地震では，南伊豆町周辺は 5 ～ 10 cm
ほか（ 1986 ）によって 7 地点（ Locs. 8 ～ 14 ）で行われ隆起している（壇原，1974 ）．なお，南伊豆町周辺におており（図 2 ），以下に簡潔に記す．
ける1854年の安政地震に伴う地殻変動は記録がない（羽Loc. 8 は，砂丘背後の低い段丘面上（標高 3.8 m ）に鳥，1977 ）．また，西暦 1703 年の元禄地震の隆起も見出
位置し，深さ約 3 m の掘削調査を行った．その結果，地されていない（太田ほか，1986 ）．
表下約 3 m（標高 0.8 m ）に貝層があり，そこからはMeretrix lamarckii（チョウセンハマグリ），Gomphia
調査方法
veneriformis melanaegis（コタマガイ）などの沿岸性種を主とし，それに Umbonium moniliferum（イボキサゴ），
地点 1 ，3 ，4 ，5 でボーリングコア掘削を行った（図Batillaria zonalis（イボウミニナ），Ceritium coralium（コ2 ）．地点 1 は本調査で最も内陸部に位置し，太田ほか
ゲツノブエ）などの内湾砂底種やカサガイ Cellana sp. な （ 1986 ）の Loc. 13 にあたる．地点 4 は太田ほか（ 1986 ）どの岩礁性種を含む貝化石群が報告された．貝化石試料の Loc. 10 にあたる．地点 2 では静岡県下田土木事務所にから 2,040 ± 120 y. B.P. の 14C 年代を得た．
よる工事で露出した完新統を現地調査した．太田ほか
Loc. 9 は，湊付近の山地の南の段丘（標高 3.1 m ）で， （ 1986 ）に基づくと，すべての調査地点の地形は完新世
標高－ 1 m までピッチを掘り，標高－ 0.5 m 以下に M.
段丘に分類される．静岡県の第 3 次地震被害想定におけlamarckiiを主体とする貝化石群を含む粗砂層を見つけた． る安政東海地震に伴う津波浸水域によると，本調査域は貝化石試料から 3,540 ± 100 y. B.P. の 14C 年代を得た．
いずれも津波浸水域内にある（図 2a ）．また，あらゆるLoc. 10 は，手石の青野川右岸の平坦面（標高 5.7 m ） 可能性を考慮した最大クラスの津波の想定浸水高によるで，深さ約4.5 mの掘削調査を行った．標高3.8 m以下はと（http://www.bousai.go.jp/nankaitrough_info/case1.pdf），
分級の良い砂層からなる．それより上位はシルト混じり
地点 1 は遡上域外にあり，地点 2 の浸水高は 0.3 ～ 1.0 m ，の砂層である．標高 1.3 m からは M. lusoria ，Batillaria
地点 4 の浸水高は 2.0 ～ 5.0 m ，地点 3 ，5 の浸水高は 5.0
multiformis（ウミニナ），Crassostrea nipponica（イワガ～ 10.0 m である（図 2b ）．なお，太田ほか（ 1986 ）のキ）が産し，それらは掃き寄せ的産状を呈する．C. nipponica
Loc. 10 の周辺の 3 地点でボーリングコアの掘削を行ったの14C年代は1,200±110 y. B.P.である．また，標高2.5～のは，太田ほか（ 1986 ）がそれらの地点の海成層の上限
2.8 m から産した長さ約 50 cm ，径 20 cm の流木の 14C 年
高度（標高 3.8 m ）が他地点と比べてかなり高いと述べ
代は1,770±100 y. B.P.である．分級の良い砂層の上限（標ているからである．つまり，この海成層は津波堆積物の高 3.8 m ）を海成層の上限高度とすると，この値は他地可能性がありえるからである．
点と比べてかなり高いと太田ほか（ 1986 ）は述べてい地点 2 では露頭を調査し，地点 1 ，3 ，4 ，5 では掘削しる．
たボーリングコア（コア径 118 mm ）を半裁し，堆積物
Loc. 11は日野橋の建設現場で，標高－5 mの層準に産の粒径，組織，色，含有化石等を記載して柱状図を作成する C. nipponica の 14C 年代は 7,040±160 y. B.P. である．
した．コア試料に短縮が見られた場合には，柱状図作成
Locs. 12 ～ 14 は，日野橋上流の鯉名川沿いの低地に位の際に補正した．これらの作業時に，年代測定用試料と置する．Loc. 12 の標高は 6.5 m で，地表下 4.25 m まで掘して保存状態の良い貝化石や木片を採取した．貝化石は，削したところ，標高 4.1 m より上の層準は腐植質シルト
同定して層位分布図を作成した．14C 年代測定は地球科

4北村晃寿・板坂孝司・小倉一輝・大橋陽子・斉藤亜妃・内田絢也・奈良正和

表 1 14C 年代測定の結果．
Table 1 Results of 14C dating.
Sampleno.

Site

Altitude(m)Materials

Preservation

δ13C
(‰)

Conventional
14C age(yr BP)

Calibrated age(1σ) (cal yr BP)

Calibrated age(2σ) (cal yr BP)

Lab
Number
Beta

1

1

–0.87

Rhinoclavis (Proclava )sordidulavery good–1.06510±306960 to 6780

7060 to 6710

340344

2

1

–2.37

leaf

very good–29.6

6070±306950 to 6890

7000 to 6860 and
6810 to 6810

340346

3

1

–5.27

Batillaria cumingii

very good

0.47050±307500 to 7400

7560 to 7310

3403454780 to 4770 and
4580 to 4420

340347

4

2

–0.8

leaf

very good–30.4

4040±304530 to 4510 and
4480 to 4440

5

2

–1.0

Crassostrea gigas

Disarticulated shell
very good–0.84920±305240 to 4960

5290 to 4860

32347762–1.0

Crassostrea gigas

Disarticulated shell
very good–6.5

4870±305120 to 4880

5260 to 4830

32347872–1.0

Crassostrea gigas

Disarticulated shell
very good–5.2

5010±40

5300 to 5120

5420 to 5010

323479

8

3

1.2

root

very good–25.5

2460±302700 to 2640 and2620 to 2590 and
2540 to 2530 and
2520 to 2460

2710 to 2630 and2620 to 2360

3403529

3–1.0

Turbinidaegen. et sp. indet.

very good

1.7

5470±305830 to 5630

5890 to 5580

340354

10

4

1.65

wood

rounded–29.0

4150±34820 to 4780 and
4770 to 4750 and
4730 to 4610 and4590 to 4590

4830 to 4570

3403494140±30

4810 to 4780 and
4770 to 4760 and
4710 to 4660 and
4660 to 4610 and
4600 to 4580

4820 to 4570 and
4560 to 4550 and
4540 to 4530

3403504830 to 4570

340351

11

4

1.63

wood

rounded

–26.0

12

4

1.61

wood

rounded–29.5

4150±34820 to 4780 and
4770 to 4750 and
4730 to 4610 and4590 to 4590

13

4

0.3

fragment ofbivalve shell

good

0.3

5100±305430 to 5270

5480 to 5200

34034814

50.1

Batillaria multiformis

very good

0.44630±30

4810 to 4610

4850 to 4510

340360学研究所を通じて，Beta Analytic 社に依頼し，加速器質量分析法により行った．Reimer et al.（ 2009 ）により暦年代に変換した（表 1 ）．ローカルリザーバー補正にはYoneda et al.（2000）が下田産の海生貝類から得たΔR =
109 を用いた．また，堆積相の解釈のために，弓ヶ浜の前浜から浜堤までの堆積物の調査を行った（図 2 ）．
結果
弓ヶ浜海岸（図 3 ）
弓ヶ浜海岸は開放性の内湾である．前浜の堆積物は平行葉理を持つ粗粒～中粒砂からなり，砂鉄質葉理が観察される（図3a）．葉理は海側に6度傾斜する．後浜から浜堤の堆積物は塊状または不明瞭な葉理をもつ細粒砂からなる（図 3b ）．これらの前浜，後浜，浜堤の堆積物の特徴は，我が国の他地域の現世堆積物でも確認されている（増田ほか，2001 ）．

地点 1（図 4 ，5 ）地点 1 は北緯 N34°39ʼ19.87 ”，東経 138°53ʼ14.35 ” に位置する．基底（標高－ 5.30 m ）から標高－ 0.80 m は，青黒色塊状粘土層と青黒色中粒砂層の互層からなる．両層からは保存状態の良い海生巻貝 Batillaria cumingii（ホソ
ウミニナ）
（図6）
，B. multiformis，Rhinoclavis（Proclava）
sordidula（ヒメカニモリ）が産する．中粒砂層の層厚は50 cm 未満であり，それらの基底面は浸食面であり，級化している．標高－0.80～4.70 mは暗緑灰色塊状粘土層と青黒色砂層の互層からなり，植物の根や植物片を産す
るが，貝化石は見られない．標高 1.30 ～ 1.70 m の細礫層
は，基底が浸食面で，級化を示し，礫支持礫層である．
標高 3.20 m には厚さ 3 cm の白色軽石層があり，粒子のサイズは 0.5 mm 以下である．標高 2.00 ～ 1.90 m には腐植質粘土層が挟在する．標高4.70～5.70 mは撹乱された表層土である．
ボーリングコアの基底の B. cumingii の 14C 年代は，暦
年代で7,500～7,400年前である．標高−2.37 mから産し静岡県南伊豆低地における津波堆積物の調査（速報）

5

a

b

図 3 南伊豆町の海浜の堆積物．
（ a ）前浜堆積物．矢印は砂鉄質葉理．
（ b ）浜堤堆積物．
Fig. 3 Deposits in the beach of the lowland of Minami Izu. (a) Shoreface deposits. Arrows show iron-oxide rich laminae. (b) Beach ridge
deposits.

1

-6

-5

-4

9

8

7

6

5

11

10

(m)

帯

下

潮

地

湿

背

後

・

川

河

表
土

7,5007,400 年前 3

6,9506,890 年前 2

6,9606,780 年前 1

軽石
表
土

潮
間
帯
4

河
川
度2 ・
後
(m)
背
3 湿
地

深

1

0

地点2
標高3.0m5,240-4,960 年前 55,120-4,880 年前 65,300-5,120 年前 7

4,530-4,440 年前 4変形した葉理

葉理

礫

生痕化石

貝化石

粗粒砂
中粒砂
細粒砂
極細粒砂
シルト
粘土

-3

-2

-1

3

度4

深

2

1

0

4

10

9

8

7

6

5

(m)

度

深

後
浜
・
浜
堤

表
土

帯

間

潮

後
背
3 湿
地

2

1

0

地点3
標高4.3m

後
背
湿
地

(m)

8

7

5

後 3
浜
・
浜 4
堤

2

0

後
浜
・
浜 1
堤
前
浜

表
土

地点4
標高4.5m帯

深潮5,8305,630 年前 9 度
6 間

2,7002,460 年前 8

粗粒砂
中粒砂
細粒砂
極細粒砂
シルト
粘土

礫
極粗粒砂
粗粒砂
中粒砂
細粒砂
極細粒砂
シルト
粘土

図 4 調査地点の柱状図．14C 年代の詳細は表 1 を参照（上付きの数字はサンプル番号）．
Fig. 4 Columnar sections of the study sites. Details of radiocarbon dates with sample numbers are presented in Table 1.

(m)

高 0

標

2

3

4

5

6

地点1
(Loc. 13)
標高5.7m

基盤

(m)

度

8

7

6

5

礫
浜

帯

間

潮

深 4

後
浜
・
浜
堤

前
浜

2

1

0

3

後
背
湿
4,820-4,590 年前 10 地
114,810-4,580 年前
後4,820-4,590 年前 12 浜
・浜
5,430堤
5,270 年前 13

地点5
標高3.9m基盤

48104610 年前 14

6北村晃寿・板坂孝司・小倉一輝・大橋陽子・斉藤亜妃・内田絢也・奈良正和

小礫
極粗粒砂
粗粒砂
中粒砂
細粒砂
極細粒砂
シルト
粘土

礫
極粗粒砂
粗粒砂
中粒砂
細粒砂
極細粒砂
シルト
粘土

1

-6

-5

-4

-3

-2

-1

3

9

8

7

6

5

11

10

(m)

度4

深

2

1

0

帯

下

潮

地

湿

背

後

・

川

河

表
土

軽石
表
土

潮
間
帯
4

河
川
度2 ・
後
(m)
背
3 湿
地

深

1

0

地点2
標高3.0m層準2 〜 4 個体5 〜 10 個体

生痕化石
礫
変形した葉理葉理

1 個体

Batillaria multiformis
Batillaria zonalis
Crassostrea gigas
Meretrix lusoria
Cyclina sinensis
Panopea japonica
Clementia vatheleti

貝化石

粗粒砂
中粒砂
細粒砂
極細粒砂
シルト
粘土

層準

礫
極粗粒砂
粗粒砂
中粒砂
細粒砂
極細粒砂
シルト
粘土

図 5 貝化石の優占種の層位分布．
Fig. 5 Stratigraphic distribution of dominant species of molluscan fossils.

(m)

高 0

標

2

3

4

5

6

Rhinoclavis sordidula
Batillaria multiformis
Batillaria cumingii

地点1(Loc. 13)
標高5.7m

4

10

9

8

7

6

5

(m)

度

深

後
浜
・
浜
堤

表
土

帯

間

潮

後
背
3 湿
地

2

1

0

地点3
標高4.3m

後
背
湿
地

潮

前
浜

表
土

(m)

8

7

帯

度 6 間

深

5

後 3
浜
・
浜 4
堤

2

0

後
浜
・
浜 1
堤

地点4
標高4.5m

層準
基盤

8

7

6

礫
浜

帯

間
5

度
(m)

潮

深 4

後
浜
・
浜
堤

前
浜

2

1

0

3

後
浜
・
浜
堤

後
背
湿
地

地点5
標高3.9m層準基盤

静岡県南伊豆低地における津波堆積物の調査（速報）

7

小礫
極粗粒砂
粗粒砂
中粒砂
細粒砂
極細粒砂
シルト
粘土

Reticunassa festiva

礫
極粗粒砂
粗粒砂
中粒砂
細粒砂
極細粒砂
シルト
粘土

層準
粗粒砂
中粒砂
細粒砂
極細粒砂
シルト
粘土

Batillaria multiformis

Reticunassa festiva
Barbatia stearnsii
Phacosoma japonicum8

北村晃寿・板坂孝司・小倉一輝・大橋陽子・斉藤亜妃・内田絢也・奈良正和

1

3

4

5

2
6

7

図 6 貝化石の優占種．1, Batillaria multiformis; 2, Batillaria cumingii; 3–5, Crassostrea gigas; 6, Meretrix lusoria; 7, Cyclina sinensis. スケー
ルバーは 1 cm ．
Fig. 6 Dominant species of molluscan fossils. 1, Batillaria multiformis; 2, Batillaria cumingii; 3–5, Crassostrea gigas; 6, Meretrix lusoria; 7,
Cyclina sinensis. Scale bar, 1 cm.

た葉の 14C 年代は，暦年代で 6,950 ～ 6,890 年前である．
海生貝類の最上位の試料は標高− 0.6 m であり，同層準の R. sordidula の 14C 年代は，暦年代で 6,960 ～ 6,780 年前である．
地点 2（図 4 ，5 ）地点2は北緯34°38ʼ54.38”，東経138°52ʼ59.09” に位置する．標高－ 0.90 m 以深は厚さ 30 cm 以上の青灰色塊状
シルト質砂からなり，中礫を含み，海生貝類B. multiformis
を多産し，Batillaria zonalis（イボウミニナ），Crassostrea
gigas（マガキ），M. lusoria ，Cyclina sinensis（オキシジミ）を伴う（図 6 ）．二枚貝はいずれも離弁であり，M.
lusoriaとC. sinensisは摩滅しているが，C. gigasの保存状態は良い．直上の砂層の砂に充填された鉛直方向に10 cm
ほど延びる直径1 cm程度のパイプ状の生痕化石（ ?Psilonichnus isp. ）を産する．

標高− 0.90 ～− 0.70 m は青灰色塊状シルト質砂であり，直径5 cmの礫を含む．基底は侵食面で，級化を呈す
る．木片，植物片や葉を産する．また，海生二枚貝Panopea
japonica（ナミガイ）と Clementia vatheleti（フスマガイ）が産する（図 6 ）．これらの二枚貝は合弁ではあるが，生息姿勢は保持していない．貝殻はすべて溶解していた．
標高−0.70～1.70 mは主に青灰色塊状シルト層と褐色
塊状シルト質砂層の互層からなる．最下位に層厚 20 cmの塊状泥質細粒砂が二層あるが，部分的に層厚 0.9 m 以
下のレンズ状の細礫層に削られている．細礫層は礫支持で，基底は浸食面で，級化を示す．シルト層やシルト質
砂層には植物の根の痕跡が見られる．標高 3.00 ～ 1.70 m
は撹乱された表層土である．
最下位の塊状シルト質砂層から産する3個体のC. gigasの 14C 年代は，暦年代で，5,300 ～ 5,210 年前，5,240 ～
4,960 年前，5,120 ～ 4,880 年前である．塊状シルト質砂静岡県南伊豆低地における津波堆積物の調査（速報）

層を覆う塊状泥質細粒砂層に含まれる葉の 14C 年代は，
4,530 ～ 4,440 年前である．

9化を呈し，最大の礫の長軸の長さは 10 cm に達する．標
高0.55～1.40 mは平行葉理が発達した分級の良い褐色細粒砂からなり，一部に砂鉄質平行葉理が見られる．標高
1.40～1.60 mおよび1.87～3.90 mは分級の良い褐色塊状
細粒砂からなる．標高1.60～1.70 mは褐色シルトからなる．標高 1.70 ～ 1.87 m には級化した褐色細粒砂層があり，その基底面は侵食面である．標高 1.87 ～ 1.96 m には
黒色塊状粘土層があり，炭質物を多産する．
標高0.20 mから産したB. multiformisの14C年代は，暦
年代で 4,810 ～ 4,610 年前である．

地点 3（図 4 ，5 ）地点3は北緯34°38ʼ18.24”，東経138°52ʼ54.62” に位置する．基底（標高−5.70 m）から−2.20 mは青黒色塊状
シルトからなり，保存状態の良い海生巻貝 Reticunassa
festiva（アラムシロガイ）を多産する．標高− 2.20 ～ 0.0
m は主に青黒色塊状細粒砂からなり，中粒砂層や極粗粒砂層を挟む．これらの砂層の層厚は 20 cm 未満で，基底面は侵食面であり，級化を呈する．海生二枚貝 Barbatia
stearnsii（ハナエガイ）や Phacosoma japonicum（カガミ考察ガイ）などを産し，これらは片殻で産する．標高 0.0 ～0.80 m の堆積物は青黒色の分級の良い細粒砂からなり，
津波堆積物から過去の津波の規模を復元するには，津一部に不明瞭な葉理が見られる．標高0.80～2.30 mの堆
波堆積物の堆積環境と地殻変動の推定が必要である．そ
積物は青黒色塊状シルトからなり，腐植物の多産層が見こで，本論では，まず研究地域の堆積環境と地殻変動をられ，また植物の根を産する．標高 1.50 ～ 1.70 m には層推定し，最後に津波堆積物の有無を議論する．
厚約 20 cm の基質支持の粗粒砂層を挟む．その基底面は侵食面であり，級化を呈し，長径 11 cm の礫を含む．標堆積環境の推定
高 2.30 ～ 4.30 m は撹乱された表層土である．
標高−1.10 mから産した海生巻貝Turbinidae gen. et sp.
海津（ 1981 ，1994 ）による沖積低地の形成過程に基
indet. の 14C 年代は，暦年代で 5,830 ～ 5,630 年前である．
づく分類には，「扇状地タイプ低地」，「氾濫原タイプ低地」，
標高1.20 mの根の14C年代は，暦年代で2,700～2,460年「デルタタイプ低地」，「バリアータイプ低地」，
「溺れ谷タ
前である．
イプ低地」，「海岸平野タイプ低地」がある．本調査地域
は東西の山地で挟まれた低地であることから，「溺れ谷タ
地点 4（図 4 ，5 ）イプ低地」に分類される．各地点の堆積環境は以下の通地点4は北緯34°38ʼ14.64”，東経138°52ʼ57.14” に位置りに推定される．
する．標高− 3.00 m 以深は変質した安山岩からなる基盤である．標高− 3.00 ～ 0.20 m は，層厚 70 cm 以下の級化
地点 1を呈する青黒色砂層の累重からなる．それらの基底は侵基底（標高−5.30 m）から標高−0.80 mの堆積物の堆
食面で，しばしば平行葉理が見られる．保存状態の良い積期間は，暦年代で7,500～7,400年前から6,960～6,780
海生巻貝 R. festiva などを産する．標高 0.20 ～ 3.90 m は年前である（図 4 ）．粘土層と中粒砂層（基底面が浸食面
分級の良い青灰色細粒砂層と青黒色シルト層（標高 2.70
で，級化を呈する）の互層は，通常時は泥質物の沈殿す～ 3.20 m ）の累重からなる．細粒砂層には部分的に平行る静水域だが，しばしば突発的に発生した強い流れで砂葉理が見られる．標高2.00～2.60 mには砂鉄質の平行葉が流入したことを示唆する．これらの堆積物から産する理が見られ，標高2.30～2.50 mの部分の葉理は変形して貝類の生息環境はそれぞれ B. cumingii が干潟の泥底，B.
いる．標高 1.60 ～ 1.85 m に黒色塊状粘土層を挟み，粘土
multiformis が干潟や潮間帯の泥底，R. sordidula が水深
層は炭質物を多産する．標高3.90～4.50 mは撹乱された
44 m までの潮下帯の砂泥底である（奥谷，2000 ）．上記
表層土である．
のように，突発的に強い流れが発生する環境であること
標高 0.20 m から産した二枚貝破片の 14C 年代は，暦年から，これらの化石群集は，B. cumingiiやB. multiformis
代で 5,430 ～ 5,270 年前である．標高 1.60 ～ 1.85 m の黒が死後に水流で潮下帯の上部に移動し，R. sordidulaと混
色塊状粘土層の下部から産した木片の 14C 年代は，暦年合したことによって説明できる．したがって，基底から代で 4,820 ～ 4,590 年前である．
標高− 0.80 m の堆積物は，溺れ谷の潮下帯上部の堆積物と解釈される．
地点 5（図 4 ，5 ）
標高−0.80～4.70 mの粘土層と砂層（基底面が浸食面
地点5は北緯34°38ʼ13.03”，東経138°53ʼ01.36” に位置で，級化を呈する）の互層は，植物の根や植物片を産すする．標高− 3.60 m 以深は変質した安山岩からなる基盤ることから，これらの堆積環境は蛇行河川の後背湿地がである（図 4 ）．標高− 3.60 ～− 2.60 m は礫支持礫層で，最も考えやすい．粘土層は後背湿地の通常の堆積物で，最大の礫の長軸の長さは 10 cm に達する．この礫層の最砂層や細礫層は堤防決壊堆積物と解釈される．
上部 20 cm の部分は貝殻片を含む．その上位の標高 0.55
完新世のテフラの中で，分布域が伊豆半島南部を含む
m までは主に石灰質の平行葉理の発達した淡灰色細粒砂
テフラには，鬼界アカホヤ火山灰（暦年代 7,300 年前），層からなり，しばしば層厚 1 ～ 2 cm の石灰質砂を挟む．
天城カワゴ平火山灰（暦年代で3,126～3,145年前に降下）
砂層は海生貝類B. multiformisなどを産する．標高0.15～がある．町田・新井（ 1992 ）によると，鬼界アカホヤ火
0.30 m には細礫層があり，その層の基底は侵食面で，級山灰の火山ガラスはバブル型の形態のものが多く，天城10

北村晃寿・板坂孝司・小倉一輝・大橋陽子・斉藤亜妃・内田絢也・奈良正和

カワゴ平火山灰は軽石からなる．本地点の標高 3.2 m の （図 4 ）．一方，標高 0.80 ～ 2.30 m のシルト層は植物の根
白色軽石層の堆積年代は，6,960～6,780年前以降である． を産し，腐植物の多産層を挟在することから後背湿地のしたがって，白色軽石層は天城カワゴ平火山灰と推定さ堆積物と推定される（図 4 ）．標高 1.50 ～ 1.70 m に挟在れる．なお，太田ほか（ 1986 ）が本調査地点の近傍のする粗粒砂層は，基底面は侵食面であり，級化を呈する
Loc. 13から記載した天城カワゴ平火山灰層は，その上位ことからイベント堆積物である．
に腐植質泥層がある．一方，本研究で記載した軽石層も以上のことから，本地点では潮間帯から後浜・浜堤を
またその上位に腐植質粘土層があり，層位は一致する．
経て後背湿地と変化し，離水した年代は 5,830 ～ 5,630 年
以上のことから，本地点は 7,500 ～ 7,400 年前までに海
前から 2,700 ～ 2,460 年前の間である．
面下に水没しており，6,960 ～ 6,780 年前に潮下帯上部から蛇行河川の後背湿地に変化したと推定される．
地点 4
標高− 3.00 ～ 0.20 m の砂層から産する R. festiva は潮地点 2
間帯泥底に生息する（奥谷，2000 ）．したがって，砂層
標高−0.90 m以深のシルト質砂から産する貝類の生息は潮間帯の堆積物と推定される（図 4 ）．その上位の地層
環境は，B. multiformisが干潟や潮間帯の泥底，B. zonalisのうち標高2.00～2.60 mの砂鉄質平行葉理の発達した分は内湾の潮間帯中部から下部の泥底，C. gigas は汽水性
級の良い細粒砂は，その特徴から，前浜の堆積物と解釈
内湾の潮間帯から潮下帯の砂礫底，M. lusoriaとC. sinensis
される（図 4 ）．それ以外の分級の良い砂層は塊状あるいは潮間帯下部から水深 20 m の砂泥底に生息する（奥谷，は不明瞭な平行葉理をもつことから後浜・浜堤の堆積物
2000 ）．これらのことから，シルト質砂は潮間帯の堆積と解釈される（図 4 ）．また，標高 1.60 ～ 1.85 m の粘土物と解釈され（図 4 ），C. gigas の 14C 年代から，その堆層と標高2.70～3.20 mのシルト層は，上下の堆積物との積年代は約 5,300 ～ 4,880 年前と推定される．
累重関係や塊状で細粒であることから，後浜・浜堤の後
標高−0.90～−0.70 mのシルト質砂層は，基底面が侵背湿地と推定される（図 4 ）．
食面で，級化を呈することから，イベント堆積物であり，以上のことから，本地点では 5,430 ～ 5,270 年前に潮間その発生年代は，4,530 ～ 4,440 年前と推定される．保存
帯から後浜・浜堤へ変化し，その後，後背湿地へと変化
状態の良い葉を多産することから，堆積物の主たる供給
した．そして 4,590 ～ 4,820 年前以降に，前浜に変化した
源は陸域であり，急速に埋積したと思われる．また，砂後，再び後浜・浜堤をへて，現在にいたったと推定され層から産するP. japonicaは潮間帯下部から水深30 mの砂る．
泥底（奥谷，2000），C. vatheletiは潮間帯から水深140 mの砂底に生息する（肥後・後藤，1993 ）．そして，これ地点 5らの二枚貝は洗い出された産状を示す．以上のことから，
標高−3.60～−2.60 m の礫支持礫層は，下位に安山岩
シルト質砂層は洪水流によって陸から運搬されたものと， からなる基盤があり，上位は海成層である．また，礫層
洪水流による潮間帯下部の堆積物の再堆積したものの混の最上部は貝殻片を含む．これらのことから，この礫支合物からなるイベント堆積物と考えられる．
持礫層は礫浜の堆積物と推定される（図 4 ）．標高− 2.60
標高−0.70～1.70 mは主にシルト層とシルト質砂層の～ 0.55 m の細粒砂層から産する B. multiformis は干潟や互層からなり，植物の根の痕跡が見られる．そして，調潮間帯に生息する．したがって，砂層は干潟や潮間帯の査地域は鯉名川の自然堤防に位置する．したがって，こ堆積物と推定される（図 4 ）．標高 0.55 ～ 1.40 m の分級の互層は自然堤防堆積物と解釈される．また，レンズ状の良い褐色細粒砂は平行葉理が発達し，砂鉄質平行葉理の礫支持細礫層は小規模の河川流路堆積物と思われる．
が見られ，これらの特徴は現在の弓ヶ浜海岸の前浜堆積以上のことから，本地点は 5,120 ～ 4,880 年前までには物と共通することから，前浜の堆積物と解釈される（図
沈水しており，4,530 ～ 4,440 年前に潮間帯下部から自然
4 ）．標高 1.40 ～ 1.60 m および 1.87 ～ 3.90 m の分級の良堤防に変化したと思われる．
い褐色塊状細粒砂の特徴は，現在の弓ヶ浜海岸の後浜・浜堤の堆積物と一致することから，後浜・浜堤の堆積物地点 3と推定される（図 4 ）．そして，標高 1.60 ～ 1.70 m のシ
基底（標高− 5.7 m ）から− 2.20 m のシルト層から多ルト層と標高1.87～1.96 mの粘土層は，上下の堆積物と産するR. festivaは潮間帯泥底に生息する（奥谷，2000）．
の累重関係や塊状で細粒であることから，後背湿地の堆したがって，シルト層は潮間帯の堆積物と推定される（図積物と解釈される．標高1.70～1.87 mの級化した褐色細4 ）．標高− 2.20 ～ 0.0 m の細粒砂から産する B. stearnsii
粒砂層は，基底面が侵食面で，級化を呈することから，
は潮間帯から水深 20 m に生息し，P. japonicum は潮間帯
イベント堆積物である．
から水深60 m付近までの細砂底に生息する．下位のシル以上のことから，本地点では，礫浜から干潟・潮間帯
ト層よりも粗粒なので，流水エネルギーはより高いと思に変化し，4,810 ～ 4,610 年前以降に後浜・浜堤・後背湿われる．以上のことから，細粒砂は潮間帯の堆積物であ地に変化したと推定される．
り，下位のシルト層よりも浅いと考えられる．
標高 0.0 ～ 0.80 m の分級の良い細粒砂の特徴（分級が良く不明瞭な平行葉理）は弓ヶ浜の後浜や浜堤の堆積物に共通することから，後浜・浜堤の堆積物と解釈される

静岡県南伊豆低地における津波堆積物の調査（速報）

地殻変動の推定
上述のように，太田ほか（ 1986 ）は海成層の深度と年代をもとに，青野川地域では約6,000年前以降から約2,000年前の期間は沈降し，その後隆起したと結論づけている．
この中で隆起の根拠としたのは，Loc. 8とLoc. 10の海成層の上限高度が2～3 mであることである．Loc. 10では，
標高3.8 m以下は分級の良い砂層からなり，標高1.3 mからは海生貝類が掃き寄せ的産状を呈し，貝殻から1,200±
110 y. B.P. の 14C 年代を得ている．そして，太田ほか（ 1986 ）は分級の良い砂層の上限（標高 3.8 m ）を海成層の上限高度とすると，この値は他地点と比べてかなり高いと述べている．
本調査では，この Loc. 10 にあたる地点 4 において，4,820～4,590年前以降の前浜堆積物が標高2.00～2.60 mに分布することを明らかにした．したがって，海成層の上限高度は 2.60 m となるが，太田ほか（ 1986 ）よりも1.2 m低い．この違いの原因としては，太田ほか（ 1986）
が前浜堆積物と後浜・浜堤堆積物の識別を行っていない
ことによると思われる．この解釈に基づくならば，Loc.
10の分級の良い砂層は津波堆積物ではなく，前浜，後浜，
浜堤堆積物である．
最近，Woodroff et al.（ 2012 ）はオーストラリア・ク
リスマス島の100個以上のマイクロアトールの高度とU-Th
年代から過去 5,000 年間の海水準は現海面に対して 0.25
m 以内にあったことを報告している．この報告と太田ほか（1986）の年代論と本研究の結果に基づくと，約2,000年前以降の隆起量は 2.6 m と推定され，平均隆起速度は1.3 mm/y と算出される．
一方，各地点では現海面付近に海成層の上限が位置する．例えば，地点 2 の海成層の上限高度は標高− 0.20 m
であり，葉から得た14C年代は4,530～4,440年前である．
したがって，約2,000年前以降に2.6 mの隆起があったにも関わらず，見掛け上，地殻変動が起きていないことになる．これは，4,530 ～ 4,440 年前から約 2,000 年前の期間に 2.6 m の沈降があったことを意味し，その平均沈降速度は 1.0 ～ 1.1 mm/y と算出される．この値は，1896 ～1973 年までの平均沈降速度（約 1.5 mm/y; 檀原，1974 ）と良く一致する．
上記の地殻変動のパターンと陸成層の層厚を考え合わせて，浸食作用が無いと仮定すると，調査地点の標高は，いずれの地点でも現在が最も高いことになる．したがって，海岸からの距離も現在が最も長いと思われる．つまり，本調査地点は 7,000 年の間では過去に遡るほど津波の被害を受けやすかったことになる．
津波堆積物の可能性
前述したように，あらゆる可能性を考慮した最大クラスの津波の想定浸水高によると，地点 3 と 5 の浸水高は5.0 ～ 10.0 m である． Goto et al.（ 2011 ），Szczuciński etal.（ 2011 ），Takashimizu et al.（ 2012 ）は，仙台平野において，2011 年の東北地方太平洋沖地震に伴う巨大津波がもたらした津波堆積物を記載している．これらの研究

11によると，浸水高 5.0 ～ 10.0 m の浜堤間低地における津波堆積物は，最大層厚が 28 cm で，中粒砂～粗粒砂からなり，級化を呈し，下部は塊状で，上部は平行葉理や低角の斜交葉理が見られ，基底面は浸食面である．これを浸水高 5.0 ～ 10.0 m の津波堆積物の典型例として，調査地点において津波堆積物の認定に用いることとする．なお，Richmond et al.（2012）によると，仙台平野の前浜，後浜，浜堤では浸食が卓越し，津波堆積物は見られないという．したがって，前浜から浜堤までの堆積物からは津波の痕跡を検出することはできない．
調査地点 3 では標高 0.80 ～ 2.30 m のシルト層は浜堤の後背湿地の堆積物と推定される．このシルト層は層厚 20cm の粗粒砂層を 1 枚挟む．その基底面は侵食面であり，級化を呈することからイベント堆積物であることは確実である．しかしながら，この砂層に対比できるイベント
堆積物は地点4では見つからない．地点5では，標高1.70～ 1.87 m に級化した褐色細粒砂層があり，基底面が浸食面であることからイベント堆積物であることは確実である．しかし，その粒度は，直下の浜堤堆積物のそれと同程度なので，運搬した営力のエネルギーはかなり低い．
また，地点 3 より海側にも関わらず，地点 3 のイベント
堆積物よりも細粒なので，運搬した営力が海側から来たとは考えにくい．以上のことから，地点 3 と 5 の後背湿地堆積物に挟まれるイベント堆積物は同一のイベントによるのならば河川の洪水堆積物と解釈するのが妥当である．また，異なるイベントによるのならば，そのイベン
トは局地的なものとなり，津波よりも河川の洪水堆積物と解釈するのが妥当だろう．したがって，本調査地域においては，現在よりも津波の浸水しやすい状況にあったにも関わらず，巨大津波の痕跡は検出されなかった．一方，古文書記録にある安政地震と宝永地震に伴う津波堆積物も検出されなかった．この原因としては，風化・浸食や生物撹拌や人為改変などによる津波堆積物の消失・変質があげられる．なお，地点 3 ，4 ，5 には前浜や浜堤堆積物があり，この堆積期間の津波の発生については不明である．したがって，青野川沿いの低地でさらにボーリング掘削を行う必要がある．
謝辞
調査地の個人地主の方々には調査掘削用地を貸していただいた．賀茂郡南伊豆町役場総務課には，調査掘削用地の選定，用地交渉にご協力いただいた．露頭調査では，
産業技術総合研究所の藤原 治研究員に同行・議論していただいた．静岡大学教育学部の延原尊美博士と同大学
理学部生形貴男博士による査読コメントによって，本稿は改善された．本研究は静岡県と静岡大学防災総合セン
ターの経費で行った．これらの方に厚く御礼申し上げる．
引用文献
檀原

毅（ 1974 ），伊豆半島南部の上下変動．地震予知連絡会会報，14 ，69–72 ．
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