東海自然誌（静岡県自然史研究報告），2013， 6 号，p. 1−17
Natural History of the Tokai District，2013，No. 6，p. 1−17

〔原著論文〕

静岡県富士宮市沼久保に分布する
中部更新統沼久保礫シルト部層の堆積シーケンス
横山謙二 1）・柴 正博 2）

Depositional sequences of the Middle Pleistocene Numakubo gravel and silt
Member distributed at Numakubo in Fujinomiya City, Shizuoka Prefecture, Japan
Kenji YOKOYAMA1）, Masahiro SHIBA2）
Abstract
Sequence stratigraphy analysis was carried out for the Middle Pleistocene Numakubo gravel andsilt Member of the Ihara Group, distributed in Fujinomiya City, Shizuoka Prefecture, Japan. Twelve
sedimentary facies and six facies associations are recognized in the Numakubo gravel and silt Member as aresult of sedimentary facies analysis. This member consists meandering ﬂuvial, coastal plain incised valley,
estuary, meandering ﬂuvial, braided ﬂuvial system, respectively. This member was deposited coastal plain
in response to relative sea−level changes during Middle Pleistocene epoch. The transgression that formed
estuary system recognized in the middle part of this member is correlated to the marine oxygen isotope
stages（MIS）15.5.

サジカ（Cervus（Nipponicervus）kazusenisis）の枝

はじめに

角化石（阿部ほか，2001）が産出している．

富士川下流の富士宮市沼久保の富士川左岸の東西

庵原層群および沼久保礫シルト部層の層序学的研方向の河床には，庵原層群岩淵火山岩部層の上位に究については柴ほか（1990，1991，1992）などがあ礫層とシルト層の互層からなる沼久保礫シルト部層

り，柴ほか（1992）では沼久保礫シルト部層を下位が，約 300m にわたりほぼ連続して露出する（Fig. 1）．

から下部層，中部層，上部層に区分し，その岩相よ

沼久保礫シルト部層はほぼ南北走向で 35°〜 75°東りその堆積環境を下部層は主に河川域，中部から上へ傾斜しており，河床の上流から下流にかけて下位か部は主に干潟や後背湿地としている．しかし，そのら上位へ連続した層序が地質断面として観察される．

堆積相や堆積シーケンスの詳細については十分に検また，沼久保礫シルト部層からはこれまでに貝討されていなかった．

化石や植物化石，生痕化石などとシカ属（Cervus

沼久保礫シルト部層は，水野ほか（1992）の研究

sp．
）の骨化石（柴ほか，1992，2003），およびカズなどから約 70 万年前から 50 万年前の中期更新世に

1）

2）

NPO 静岡県自然史博物館ネットワーク辻事務所 , 〒 424−0806 静岡県静岡市清水区辻 4−4−17
Network for Shizuoka Prefecture Museum of Natural History, Tsuji Ofﬁce, 4−4−17, Tsuji, Shimizu−ku,
Shizuoka, Shizuoka, 424−0806, Japan
東海大学自然史博物館 , 〒 424−8620 静岡県静岡市清水区三保 2389
Natural History Museum, Tokai University, 2389, Miho, Shimizu−ku, Shizuoka, Shizuoka, 424−8620,
Japan

−1−

横山謙二・柴 正博

Fig. 1

Locality map. Base map is 1：25000−scale topographic map of Japan, Quadrangle Fujinomiya , Geographicalsurvey of Japan. The inside of a black quadrangle shows this study area.

堆積したと考えられ，沼久保の富士川河床でその連（1990）では，庵原層群を下位より蒲原層と岩淵層続した地質断面が観察される．このことから，本研に区分し，岩淵層は安山岩質溶岩と凝灰角礫岩から究ではこの間にどのような堆積環境の変化が起こっなる岩淵火山岩部層とそれを指交関係にあるいくつ

たかを連続的に知るため，沼久保の富士川河床で沼かの砂礫部層に区分した．また，岩淵層のいくつか

久保礫シルト部層の堆積相解析を行い，その堆積組の砂礫部層は，羽鮒丘陵に分布する上羽鮒砂礫部層

相や堆積シーケンスについて検討を行った．

と沼久保礫シルト部層，岩淵丘陵の北部に分布する
南松野砂礫部層，北西縁部に分布する泉水砂礫部層，丘陵北西部に分布する鷺ノ田礫部層，星山丘陵に分地質概説

布する星山砂礫部層に区分される．

庵原層群は，静岡県中部の富士川下流域にある岩柴ほか（1992）は，沼久保礫シルト部層を下位か淵丘陵，星山丘陵，羽鮒丘陵に分布し，浜石岳層群

ら下部層，中部層，上部層に区分し，下部は礫層がを不整合に覆い，段丘堆積物および富士山火山噴出

卓越し，中部はシルト層が卓越し，上部は礫層と砂物に不整合で覆われる．

層の互層からなり，最上部は礫層からなるとした．

柴ほか（1990）によって示された沼久保周辺の地質図および層序を Fig. 2 と Fig. 3 に示す．柴ほか−2−

阿部ほか（2001）によって示された沼久保礫シルト部層の柱状図を Fig. 4 に示す．

沼久保礫シルト部層の堆積シーケンス

Fig. 2

Fig. 3

The geologic map in the Numakubo area. The inside of an oblong is the study area
（modiﬁed from Shiba et al., 1990）.

The stratigraphic succession of the Ihara Group in the Habuna and the Hoshiyama area（modiﬁed from Shibaet al., 1990）.

−3−横山謙二・柴 正博ている．水野ほか（1992）では，古地磁気測定結果をもとに沼久保の富士川河床に分布する岩淵火山
岩部層の上部に松山−ブリュンヌ境界（約 0.78Ma）が推定され，沼久保礫シルト部層上部に挟在する
足ヶ久保火山灰層（柴ほか，1992 の A8 火山灰層）
が樋脇火山灰層（Hwk）に対比されている．また，水野ほか（1992）では，沼久保礫シルト部層の最上部および沼久保火山灰層（柴ほか，1992 の A4 火山灰層）付近からナンキンハゼ等の温暖な気候を示す植物化石を見いだし，足ヶ久保火山灰層の少し上位および最下部からヒメバラモミ等の比較的寒冷な気候を示す化石の産出を報告している．
沼久保礫シルト部層上部に挟まれる樋脇火山灰層（Hwk）は，町田・新井（2003）によると，南九州を起源とし K−Ar 年代法により 0.57±0.03Ma と 0.58
±0.03Ma という年代値を示し，上総層群笠森層中の Ks18 火山灰層に対比され，上総層群の海洋酸素同位体層序および横浜地域の海成層・河成層層序から海洋酸素同位体ステージ（MIS）16 より上位の
温暖期・海進期に入る時期の MIS 15 に対比できるとされている．
以上のことから，沼久保礫シルト部層は約 70 万年前から 50 万年前の中期更新世に堆積したと考え
られる．

堆積相解析
本研究では，富士川河床に連続して分布する沼久
保礫シルト部層の堆積相解析を行った．その結果，
沼久保礫シルト部層を Fig. 5 に示す 12 の堆積相に区分し，これらの堆積相の組み合わせから 6 つの堆積組相（IV・MF・BF・ES・LCB・BD）を区分した（Fig.
5）．堆積組相 MF については，チャネル部を主体
Fig. 4

Geological columnar section of the Numakubo
gravel and silt Member in the Ihara Group（modiﬁed from Abe et al.，2001）.

とする MFc と氾濫原を主体とする MFf に区分した．以下に，堆積組相を構成する堆積相の記載を行い，各堆積組相の概要を述べる．これらの堆積相と堆積組相で区分した沼久保礫シルト部層の柱状図を岩淵層の地質年代に関して，K−Ar 年代測定や古地磁気測定，植物化石などから推定が行われている．

Fig. 6 に示し，主な堆積相と堆積組相の写真を Fig.
7 と Fig. 8 に示す．

岩淵火山岩部層およびその貫入岩体の年代値について，海野・大木（1989）では K−Ar 年代測定法に

1. 堆積相より，嵐山（貫入岩体，以下同様）が 1.13±0.24Ma，堆積相 CH1

大 丸 山 が 0.87±0.07Ma， 紫 山 が 0.88±0.06Ma， 羽本堆積相は，深さ 4 〜 10m で幅 7m 以上のチャ

鮒丘陵の北西部の森山が 0.61±0.07Ma と報告されネルを充填する大礫を主体とする中礫〜巨礫からな−4−

沼久保礫シルト部層の堆積シーケンス

Fig. 5Classiﬁcation of facies and facies associations of the Numakubo gravel and silt Member.

−5−横山謙二・柴 正博

Fig. 6

Detailed columnar sections of the Numakubo gravel and silt Member, Ihara Group. Si: Silt, Sa: Sand, G: Gravel.

−6−

沼久保礫シルト部層の堆積シーケンス

Fig. 7

Photographs of ﬂuvial facies association, a: Coastal plain incised valley facies association（IV）, b: The boundaryof coastal plain incised valley facies association（IV）and meandering ﬂuvial facies association（MF）, c: MF
facies association, d: CH4 facies and FP1 facies in MF facies association, e: M3 facies in MF facies association,
f: Vertebrate footprint in the ﬂood plain（FP2 facies）, g: Braided ﬂuvial facies association（BF）, h: CH3 facies andCH2 facies in BF facies association.

−7−

横山謙二・柴 正博

Fig. 8

Photographs of estuarine and lagoon central basin facies association, a: The boundary of meamdering ﬂuvial facies
association（MF）and estuarine facies association（ES）, b: Glossifungites ichonfacies in ES facies association, c:
Circular nodules in lagoon basin facies association（LCB）, d: Bay−head delta facies association（BD）, e: Skolithos
ichonfacies in BD facies association.

る塊状の礫層で，礫は亜角礫から亜円礫である．チャ

する塊状の大礫を主体とする礫層からなる．亜角礫

ネル内には，上下に約 2 〜 4m 間隔で複数の下凸から亜円礫の中礫〜巨礫からなり，上方細粒化を示の浸食面があり，チャネルが上下に重なる multi−

す．チャネルは上下に重なる multi−story channel

story channel の特徴を持つ．礫層は塊状またはイと，側方付加し重なる multi−lateral channel の特ンブリケーションが見られる．インブリケーション

徴を持つ．礫層は塊状またはインブリケーションがから流向方向を推定すると南東方向が卓越する．

見られる．インブリケーションから流向方向を推定

堆積相 CH2

すると北〜南方向と西〜東方向の 2 方向を示す傾向

本堆積相は，堆積相 CH1 のチャネルとくらべ浅く，側方付加を示す深さ 2 〜 4m のチャネルを充填−8−があり，同一チャネル内で側方付加に対応して一定方向を示さないことが多い．

沼久保礫シルト部層の堆積シーケンス
堆積相 CH3が主体で，砂層や細礫層などがほとんど挟在しない．

本堆積相は，深さ 0.3 〜 0.6m で幅約 1m のチャ

本堆積相にはルート痕が見られる．また，しばしばネルを充填する，塊状または斜交層理が発達する砂堆積相 FP2 を削るチャネル状構造を充填し，その層からなり，構成する砂は中粒〜粗粒砂からなる．

基底には中礫〜大礫と材化石が含む泥炭質のシルト

堆積相 CH4層が挟在する．
堆積相 M4本堆積相は，深さ 0.6 〜 1.5m で幅 2m 〜 5m のチャネルを充填する細礫〜中礫を主体とする礫層からな

本堆積相は，淘汰の良い塊状の灰褐色のシルト層

る．本堆積相のチャネルは，single−story channelからなり，粗粒堆積物がまったく含まず，ウラカガを主体とし，中には multi−story channel タイプのミガイ属 Dosinia sp. やウミタケガイ属 Barna sp.

チャネルも見られるが，CH2 のものとくらべて大の貝類化石が自生的な産状で産する．また，直径

きな浸食面を持たず，その規模は小さい．

40 〜 60cm の球形のノジュールが多数含まれ（Fig.

堆積相 FP18c），これらの多くからはシカ属の骨格化石が産出

層厚 0.5 〜 2cm の砂層と層厚 5 〜 20cm のシルトする（柴ほか，1992，2003）．
堆積相 M5層の（細）互層からなる．砂層は極細粒〜中粒砂で逆級化を示す．シルト層には細礫を含み，材化石や本堆積相は，塊状の砂質シルトからなり，植物化
石を多く含むがルート痕はあまり認められない．

ルート痕が見られる．また，しばしば層厚約 20cmの中粒砂層〜細礫層を挟在し，亀裂状の幅 30cm，堆積相 T1：本堆積相は，細礫層と砂層の互層か

深さ 60cm 程のチャネルを充填することがある．こらなり，細礫層は塊状で砂層中には低角な斜交層理の中粒砂層〜細礫層は塊状のものと正級化構造が発または平行葉理が発達する．また，Ophiomorpha

達するものがあり，後者にはしばしば平行葉理，斜isp. などの Skolithos 生痕相（Fig. 8e）が見られる．

交層理，カレントリップルが発達する．
2. 堆積組相

堆積相 FP2

堆積組相 IV

本堆積相は，層厚 5cm 未満の薄層の細粒砂層ま海岸平野開析谷（Coastal plain incised valley）

たは細礫層と層厚 50cm 以上のシルト層の互層からなる．本堆積相には，立木化石とルート痕が含まれ定義と特徴：本堆積組相は，沼久保礫シルト部る．また，脊椎動物の歩行痕（Fig. 7f）と推定され層の基底から 10 〜 30m 間のみで見られる堆積組相

る荷重痕が見られる．薄層の細粒砂層と礫層中にはで，堆積相 CH1 と FP2 の組み合わせからなり，厚平行葉理と低角な斜交層理が発達する．

い礫層からなる堆積相 CH1 によって特徴づけられ

堆積相 M1る（Fig. 7a）．この堆積相 CH1 のチャネルの層厚は，本堆積相は，シルト層からなり，薄い粗粒砂層〜上方で薄層化し，含まれる礫には細粒化傾向が見ら

細礫層が挟在する．シルト層にはしばしば穿孔痕やれ，最上部ではしだいに FP2 を多く挟在するよう多毛類の居住痕などからなる Glossifungites 生痕相になり，漸移的に堆積組相 MF に変化する．下位（Pemberton et al., 1992）が認められ，ルート痕はの堆積組相 MF とは大きい浸食面をもって接する

堆積相 FP2 ほど見られない．薄く挟在する粗粒砂（Fig. 7b）．

層は低角な斜交層理か平行層理が発達し，級化構造

解釈：本堆積組相の主体となる堆積相 CH1 は，が見られる．

堆積相 CH2，CH3，CH4 のチャネルと比べ厚く，幅

堆積相 M2の広いチャネルであり，またチャネルを充填する礫

本堆積相は，淘汰が悪い砂質シルトからなり，細のサイズも大きい．また，インブリケーションが示

礫が点在する．Ophiomorpha isp. や Diplocraterion

す古流向もばらつきが少ない．このことは，本堆積

isp. な ど の 生 痕 化 石 か ら な る Skolithos 生 痕 相

組相は CH2 など他のチャネル堆積相を含む堆積組（Pemberton et al., 1992）が発達し，層内が攪乱さ

相 BF と MF よりも高エネルギー下における，単一れている．

の規模の大きい流路をもつ河川環境が推定できる．

堆積相 M3

また，チャネル内に複数の浸食面が確認できること

本堆積相は，淘汰が悪い塊状の灰褐色のシルト層−9−から，この河道はあまり大きく変化することなく，

横山謙二・柴 正博
ほぼ同じ位置で浸食と堆積を繰り返しながら，一つ堆積空間の差を表しているという．すなわち，チャの開析谷を充填したと考えられ，これらのことから

ネル内に複数の浸食面を持つ multi−story channel

海岸平野を開析した谷の堆積環境と推定した．

と multi−lateral channel タイプのチャネルは，上堆積相 FP2 は岩相の特徴，およびルート痕や植方への堆積空間の増加が十分でなかったために浸食物化石を含むことから氾濫原の堆積物と考えられと埋積を繰り返したと考えられ，一方チャネル内にる．本堆積組相の上部でこの FP2 の堆積相を多く大きい浸食面を持たない single−story channel タイ

含むようになることは，河川が谷を埋積するにした

プのチャネルは，一回の浸食と埋積後に上方への堆がって徐々に川幅が広がり，氾濫原を広げていった

積空間が十分であったために，埋積後再び浸食されことを示している．

ることなく地層中に保存されたものと考えられてい堆積組相 MFる．従って，堆積組相 MFc と堆積組相 MFf との蛇行河川（Meandering ﬂuvial）

境界は，堆積空間の増加を示す境界として解釈でき

定義と特徴：本堆積組相は，沼久保礫シルト部

る．

層の主体をなす堆積組相で，堆積相 CH2，CH4，堆積組相 BF

FP1，FP2，M3 の組み合わせからなる．本堆積組

網状河川（Braided ﬂuvial）

相は，チャネル密度が高く，堆積相 CH2 を主体と定義と特徴：本堆積組相は，本層の最上部に分布する堆積組相 MFc と，チャネル密度が低く，氾濫し，沼久保礫シルト層の基底から 234m 上位以上で原の堆積相 FP2 と M3 を主体とする堆積組相 MFfのみ見られる堆積組相であり，上限は不明である．

に区分できる．

主にチャネルを充填する礫層の堆積相 CH4 と砂層

解釈：堆積相 CH2 と CH4 は，堆積相 CH1 とくからなる堆積相 CH3 からなり（Fig. 7g），堆積組

らべ規模が小さく，構成する礫層の礫の大きさも小相 IV や MF とは異なり泥質堆積物をほとんど含ま

さいことから，堆積相 CH1 よりも低エネルギー下ない．
解釈：本堆積組相は，泥質堆積物をほとんど含まの河道で堆積したと考えられる．
堆積相 FP1 は，砂層と泥層の互層で，泥層の泥ず，堆積組相 IV と MF とは異なり，砂層および礫は浮流によって運ばれた堆積物であり，砂層中には層からなる複数の浅いチャネルを主体とすることか

逆級化構造が発達することから，河川の自然堤防のら，本堆積組相は網状河川の堆積物と考えられる．

堆積環境が推定される．この堆積相に挟在する平行堆積組相 ES葉理や斜交層理が発達する細礫層と，亀裂状のチャ

エスチュアリー（Estuarine）
定義と特徴：本堆積組相は，沼久保礫シルト層のネルを充填する中粒砂層〜細礫層は，クレバスとク

基底から 96 〜 114m 間のみで見られる堆積組相で，レバス・スプレーに堆積したと考えられる．
堆積相 FP2 は，前述したように氾濫原の堆積環

堆積相 M1 と M2，M5 からなる（Fig. 8a ,b）．

境を示すと考えられる．堆積相 M3 は，淘汰が悪い

堆積相 M1 と M2，M5 はシルトを主体とする堆

塊状のシルト層が主体で，粗粒堆積物をあまり含ま積物であり，堆積相 M1 では粗粒砂〜細礫からなる

ず，ルート痕が見られることから，洪水時でも河川薄層を挟在する．
解釈：本堆積組相は主に浮流で移動した細粒堆からの溢流の影響が少ない氾濫原か湿地の堆積環境

積物からなるシルト層からなり，このシルト層にが推定される．
以上のように，本堆積組相は，河川流路の堆積は Glossifungites 生痕相が卓越し，また粗粒堆積物

相 CH2 と CH4，および自然堤防・クレバス・スプを多く含む堆積相 M2 には Skolithos 生痕相が卓越

レーとクレバスの堆積相 FP1，氾濫原を示す堆積

する．これらの生痕相は潮間帯で卓越する生痕相で相 FP2 と M3 の 5 つの堆積相からなり，これらのあることから，本堆積組相は潮汐の影響下に堆積し堆積相の組み合わせはこの堆積組相が平野を流れるたと推定できる．しかし，フレーザー層理やレンズ

蛇行河川域で堆積したことを示すと考えられる．

状層理など潮流の影響を示す層理はほとんど認めら

本堆積組相は，堆積組相 MFc と堆積組相 MFf とれず，むしろ堆積相 M1 には洪水時に河川から供給に区分できるが，Shanley and McCabe（1994）にされたと考えられる粗粒砂層〜細礫層など挟在層がよれば，チャンネルの形態と密度の違いは上方への目立つ．また細礫が含まれる堆積相 M2 については− 10 −

沼久保礫シルト部層の堆積シーケンス
河川域に比較的近い堆積環境が推定される．堆積相

堆積システムと堆積シーケンス

M5 は，ルート痕があまり認められないことから，
潮汐環境下で植物があまり繁茂しない塩水湿地の堆

1. 堆積システム

積環境が考えられる．これらの堆積相の組み合わせ

以上の堆積相解析の結果，沼久保礫シルト部層により，本堆積組相はエスチュアリー奥部の中央部を構成する堆積組相の堆積環境はそれぞれ，IV がに近い位置での堆積物であると推定した．

海岸平野開析谷，MF が蛇行河川，BF が網状河川，

堆積組相 LCB

ES がエスチュアリー，LCB がラグーン中央盆底，

ラグーン中央盆底（Lagoon center basin）

BD が内湾奥デルタを推定した．このうち MF は，

定義と特徴：本堆積組相は，沼久保礫シルト層

multi−story channel，multi−lateral channel タイプの基底から 114 〜 116m 間でのみで見られ，塊状ののチャネルが卓越する堆積組相 MFc とチャネル密シルト層からなる堆積相 M4 のみからなる．堆積相度が低く氾濫原の堆積相が卓越する MFf とがある．

M4 には貝化石が自生的な産状で産出し，シカ属の沼久保礫シルト部層において，これらの堆積組
相 は 下 位 か ら MFc，IV，MFc，MFf，ES，LCB，骨化石を含むノジュールが含まれる．
解釈：本堆積相 LCB は，粗粒堆積物を含まない

BD，MFc，MFf，BF の順に重なる．これらの堆浮流により移動したシルトのみからなることから，

積組相は，堆積組相の特徴と重なりから，以下の波浪や河川流の影響のない閉鎖的な環境下に堆積

4 つの堆積システムによって形成されたと推定できしたと推定できる．また含まれるウラカガミガイ

る．すなわち，堆積組相 MF からなる蛇行河川シ

属 Dosinia sp. やウミタケガイ属 Barna sp. などのステム，堆積組相 IV からなる海岸平野開析谷シス

化石が自生的な産状で産出することから，内湾やラテム，堆積組相 ES と LCB，BD からなるエスチュ

グーンの中央盆底の堆積物と考えられる．なお，こアリーシステム，堆積組相 BD からなる網状河川シの堆積組相から産出したシカ属の化石は同一個体のステムの 4 つである．

骨格で，おそらく推定される堆積環境の近くで死亡

堆積システムから沼久保礫シルト部層の構成を見した個体か，死後に河川流により浮流で移動してきると，下位から蛇行河川システム，海岸平野開析谷て，本堆積相が示す低エネルギー環境下の水底に定システム，蛇行河川システム，エスチュアリーシス

着し，時間をかけて埋積したと思われる．

テム，蛇行河川システム，網状河川システムの順に堆積組相 BD

重なる．大局的にみると，沼久保礫シルト部層の堆

湾奥デルタ（Bay−head delta）

積システムは，最上部の網状河川システムを除く

定義と特徴：本堆積組相は，沼久保礫シルト層のと，蛇行河川システムを主体として，下部に海岸平基底から 116 〜 122m 間のみで見られる堆積組相で，野開析谷システムが，中部〜上部にかけてエスチュ

堆積組相 LCB の上位にある．本堆積組相は，砂礫

アリーシステムが挟まれる．

互層からなる堆積相 T1 からなり，砂質シルト層からなる堆積相 M5 を挟在する（Fig. 8d, e）．

また，最下部の蛇行河川システムを除けば，海岸
平野開析谷システムからエスチュアリーシステムに

解釈：堆積相 T1 は細礫層を含むことから，河川かけての変化は海進過程を示し，エスチュアリーシ

流の影響下の堆積環境が推定され，Skolithos 生痕

ステムから網状河川システムへの変化は大まかには相が見られることから潮汐環境下であったと推定

海退−陸上化過程を示す．

される．堆積相 M5 は塩水湿地の環境下が推定され

以上のように，富士川の沼久保河床で観察されるる．また，本堆積組相は，下位のラグーン中央盆底

約 250m にわたる沼久保礫シルト部層には，海進過の堆積組相 LCB の上位に重なり，その上位は蛇行程と海退−陸化過程から，2 つの堆積シーケンスを河川の堆積組相 MF が重なることから，海退過程

認めることができる（Fig. 9）．そのシーケンスオーを示す堆積組相であると考えられる．これらの堆積

ダーは，沼久保礫シルト部層の基底が松山−ブリュ相の組み合わせと本堆積組相前後の堆積組相との累

ンヌ境界以降であることと，A8 火山灰層が海洋酸積関係を考慮すると，本堆積組相は海退にともない

素同位体ステージ（MIS）15 に対比されているこ

ラグーンを埋積した内湾奥デルタの堆積物と考えらとから，第 4 次オーダーの堆積シーケンスと推定さ

れる．

れる．

− 11 −

横山謙二・柴 正博
組相 LCB 下部までのサクセッションは海進期堆積体に，その上位の堆積組相 LCB 上部から堆積組相
MFf までを高海水準期堆積体に相当するとし，この間のサクセッションを堆積シーケンスⅠとした．
この堆積シーケンスⅠの上位の堆積組相 MFc を低海水準期堆積体〜海進期堆積体下部に，その上位の堆積組相 MFf 〜堆積相 BF までを海進期堆積体上部〜高海水準期堆積体に相当するとし，この間のサクセッションを堆積シーケンスⅡとした．次にその解釈について述べる．
2. 堆積シーケンスⅠ
堆 積 シ ー ケ ン ス Ⅰ は Zaitlin et al.（1994） のIncised−valley sequence モデルに相当すると考えられ，このモデルに従い堆積シーケンスを解釈する．
また，その概念図を Fig. 10 に示す．
低海水準期堆積体（堆積組相 IV 〜堆積組相 MFf）
沼久保礫シルト部層の最下部の蛇行河川（堆積組相MFc）と海岸平野開析谷充填堆積物（堆積組相 IV）の
境界は，低海水準期初期（LSF：Lowstand fan）に相対的海水準が低下したことにともない浸食され形成された海岸平野開析谷の浸食面を示すものと解釈され，この境界をシーケンス境界とした．この開析谷の浸食によって形成された礫は，沖合いの海底域に運ばれ，デルタを形成したと推定される（Fig. 10a）．
次に海岸平野開析谷の充填堆積物（堆積組相 IV）
から蛇行河川氾濫原を主体とした堆積物（堆積組相MFf）にかけてのサクセッションは，下位から上位に向かうにしたがいチャネルの規模が縮小化し，そのチャネルを充填する堆積物も細粒化傾向が見られる．これは，高エネルギー下から低エネルギー下の環境に変化したことを示していると考えられる．
この低エネルギー化を示すサクセッションは，海Fig. 9Simpliﬁed columnar sections of the Numakubo
gravel and silt Member. LST: Lowstand system
tract, TST: Transgressive system tract, HST:
Highstand system tract, SB: Sequence boundary,
BRS: Bay ravinement surface, MFS: Maximum
ﬂooding surface, TS: Transgressive surface.

岸平野が低海水準期中期〜後期（LSW：Lowstandwedge）にかけて，海岸平野開析谷を埋積していった結果，谷が平地化し氾濫原が広がりやすい環境に変化したと考えられる（Fig. 10b）．
海進期堆積体（堆積組相 ES 〜堆積組相 LCB 下部）
本層中部の堆積組相 MFf と堆積組相 ES 境界は，最下部の堆積組相 MFc の上位の堆積組相 IV か

その境界で穿孔痕や多毛類の居住痕などからなるら堆積組相 ES の下位の堆積組相 MFf までは低海

Glossifungites 生痕相が見られることから，それま

水準期堆積体に，その上位の堆積組相 ES 〜堆積で氾濫原が広がっていた環境が潮汐影響下に変化し− 12 −

沼久保礫シルト部層の堆積シーケンス

Fig. 10 Idealized plain and sectional view of the sedimentary process of the Numakubo gravel and silt Member.
a: Coastal plain incised valley was formed at Lowstand fan time. b: Incised valley is ﬁlled and ﬂood plain spreadat Lowstand wedge time. c: Development of the estuarine system at Transgressive time. d: Development of thecoastal plain system at Highstand time.

たことを示す．また，その境界から上位の地層が最クセッションに対し，堆積組相 LCB から上位は内終的にラグーン中央盆（潮下帯環境下）の堆積物に

湾奥デルタ相（堆積組相 BD）から蛇行河川相（堆変化し，上方深海化傾向が見られる．このことは，積組相 MFf 〜 MFc）への変化する陸上化の傾向

この境界面がベイラビーンメント面（Nummedalを示す．このことは堆積組相 LCB が海進期堆積体

and Swift, 1987）に相当すると解釈され，この面をと高海水準期堆積体の境界を示すコンデンスセク

海進面と認定し，この堆積組相 ES 〜堆積組相 LCB

ションに相当すると解釈でき，したがって堆積組相までのサクセッションを海進期堆積体と認定した．

LCB 上部〜堆積組相 MFc までのサクセッションを

この海進期堆積体を示す堆積組相 ES 〜堆積組相

高海水準期堆積体に認定した．

LCB 下部までのサクセッションは，低海水準期に埋このラグーン中央盆底の堆積組相 LCB に重なる積途中だった開析谷の谷地形に，相対的な海水準上

内湾奥デルタ堆積組相 BD から堆積組相 MFf の変

昇により海水が浸入して塩水湿地になり，つづいて化は，急速に陸上化が進行したことが推定できる．

泥干潟，さらにラグーン中央盆底へと環境が変化し

これは，海進期にエスチュアリー環境下にあった谷ていったとことが推定される（Fig. 10c）．

地形が，相対的な海水準低下により内湾奥デルタ（堆

高海水準期堆積体

積組相 BD）の前進によって完全に埋積され，その（堆積組相 LCB 上部〜堆積組相 MFc）

上位に蛇行河川が発達する海岸平野が広がったと解

堆積組相 ES 〜堆積組相 LCB まで海進を示すサ釈される（Fig. 10d）．

− 13 −

横山謙二・柴 正博
3. 堆積シーケンスⅡに重なる堆積組相 MFf は，チャネル密度が小さく，堆積シーケンスⅡは，堆積シーケンスⅠに重なる

氾濫原を主体とし，チャネルのタイプは堆積組相

堆積組相 MFc 〜 MFf と堆積組相 BF からなる河川

MFc のチャネルが multi − story channel と multi−

システムからなる．河川システムの堆積シーケンス

lateral channel タ イ プ を 主 体 と す る の に 対 し ての認定については，Schumm（1993）, Wright andsingle−story channel タイプのチャネルを主体とす

Marriott（1993）および Shanley and McCabe（1994）

る．これは，堆積組相 MFf の堆積時に堆積空間がな ど の 研 究 が あ る．Shanley and McCabe（1994）

十分に広がり，またチャネルの出現率が低下して氾によれば，相対的な海水準の変動に伴う堆積空間の濫原が卓越し，チャネルが側方にシフトすることな変化によって，垂直方向に河川チャネルの頻度やサく上方に累積していくようになったと推定される．

イズが変化し，これをもとに河川システム中にも堆一般的に堆積シーケンスでは，陸や浅海域で堆積空間が増加するのは，海進期後期の最大海氾濫期

積シーケンスの認定ができるとしている．
本研究では，Shanley and McCabe（1994）の考えで最も増加率が大きい．以上のことから，堆積組相に基づき，堆積組相 MFc と MFf におけるチャネル

MFf は海進期堆積体上部から高海水準期堆積体にの規模やタイプ，そして密度の違いが海水準の変動相当すると推定され，最大海氾濫期付近の時期に堆による堆積空間の変化によって生じたものと考え，積したと推定される．

堆積組相 MFc を低海水準期〜海進期前期に，堆積堆積組相 MFf の上位に累積する堆積組相 BF は，組 MFf 〜 BF を海進期後期〜高海水準期の堆積物

最大海氾濫面後，相対的な海水準の低下にともない，と認定した．Fig.11 に，堆積シーケンスⅡのチャネ

堆積空間の増加率が急激に小さくなった結果，蛇行ルタイプの変化を示した柱状図とその特徴的なチャ

河川から網状河川へと変化したために堆積したと考ネルの断面を示し，以下にその解釈について述べる．

えられる．

低海水準期堆積体−海進期堆積体下部
A8 火山灰層の約 20m 下位にある堆積シーケン

堆積過程と海洋酸素同位体ステージ

ス Ⅰ 最 上 部 の 堆 積 組 相 MFf の 堆 積 相 M3 と そ の上位に重なる堆積組相 MFc の堆積相 CH2 の境界

以上に述べてきたように，沼久保礫シルト部層のは，CH2 のチャネルが形成された時の浸食面をな

堆積組相の変化には，相対的海水準変動が記録さす．この境界から上位の堆積組相 MFc は，チャネれていると推定される．すなわち，最下部の堆積ル内で複数の浸食面をもって累積する multi−story

組相 MFc の堆積後に堆積組相 IV の堆積までに海channel または multi−lateral channel タイプのチャ

水準が相対的に低下して，堆積シーケンスⅠが開始

ネルが卓越する．このことは，堆積組相 MFc が堆する．本地域には海岸平野開析谷が形成されて，低積した当時，堆積物の供給量に対し堆積空間の広が海水準期中期〜後期にその谷は充填されて蛇行河川

りが不十分だったため，浸食と埋積が限られたとこの氾濫原が形成された．その後海水準は相対的に上ろで繰り返し起こったことが推定される．

昇し，堆積組相 ES から堆積組相 LCB の堆積期間

一般的にひとつの堆積シーケンスの場合，堆積空に埋積途中の海岸平野開析谷に海水が浸入して潮間間の増加率が小さいことは，シーケンス境界付近か帯下になり，最終的にラグーン中央盆（潮下帯環境

ら海進期前期の期間に相当する．この期間に形成さ下）に変化した．そのラグーン中央盆は，その後のれるチャネルは，浸食と埋積を繰り返して側方にシ

高海水準期に埋積されて，堆積組相 BD から堆積組

フトしながら累積していくため，チャネル密度が大相 MFf までの堆積物を形成した．

きくなる．本堆積組相は，その上下にある堆積組相

さらにその後，海水準はふたたび相対的に低下し，MFf とくらべると，チャネル密度が極端に大きい

堆積シーケンスⅡが開始する．堆積組相 MFc の堆（Fig. 11）．以上のことより，堆積相 MFc の基底の浸積期間の低海水準期から海進期前期には，堆積空間

食面はシーケンス境界と推定され，堆積相 MFc を低が減少したためにチャネルが側方にシフトしながら

海水準期堆積体から海進期堆積体下部に認定した．

たくさんのチャネルが累積した．そして海水準の相

海進期堆積体上部〜高海水準期堆積体

対的上昇とともに堆積空間が広がり，氾濫原が卓越

堆積シーケンスⅡの堆積組相 MFc の上位に漸移的するようになり，堆積組相 MFf が堆積した．そし− 14 −

沼久保礫シルト部層の堆積シーケンス

Fig. 11 Change of the channel types in the deposition sequence Ⅱ. S.S.C: single−story channel, M.S.C: multi−story
channel，M.L.C: multi−lateral channel. Si: Silt, Sa: Sand, G: Gravel.

− 15 −

横山謙二・柴 正博てその後，高海水準期から海面が低下し，堆積空間

ま と めが減少し始め，蛇行河川域から網状河川域に移行して最上部の堆積組相 BF が堆積した．

本研究では，静岡県富士宮市沼久保の富士川河床

沼久保礫シルト部層は，その下位の岩淵火山岩部に分布する庵原層群沼久保礫シルト部層の堆積相解層上部より上位が松山−ブリュンヌ境界（約 78 万析とシーケンス区分を行った．その結果，以下のこ年）以降であること（水野ほか，1992）と，沼久保とが明らかになった。

礫シルト層上部層に挟在する樋脇火山灰層（Hwk）

1） 沼久保礫シルト部層の岩相を 12 の堆積相に区が海洋酸素同位体ステージ（MIS）15 に対比され分し，その堆積相の組あわせから 6 つの堆積組相る（町田・新井，2003）ことから，約 70 万年前かを認めた．そして，それらの堆積組相が形成され

ら 50 万年前の中期更新世に堆積したと考えられる．

堆積システムを推定し，沼久保礫シルト部層は最

沼久保礫シルト部層の堆積シーケンスを Bassinot

上部の網状河川システムを除くと，蛇行河川シス

et al.（1994）の海洋酸素同位体ステージ（MIS）とテムの間に，下部に海岸平野開析谷システムが，対比すると，堆積シーケンスⅠに認められる海進

中部〜上部にかけてエスチュアリーシステムが挟期は MIS 15.5 に相当し，その下位の低海水準期はまれることを明らかにした．

MIS 16 に相当すると考えられる（Fig. 12）．堆積シー2） 沼久保礫シルト部層の堆積した地域は，最下

ケンスⅡは，シーケンス境界（SB2）から約 20m部の蛇行河川の後にそこに海岸平野開析谷が形成

上位に挟在する樋脇火山灰層（Hwk）が 0.57 またされ，その谷が充填されて蛇行河川氾濫原が発達

は 0.58Ma という年代値が示されている（町田・新井，する海岸平野が形成した．その後の海水準上昇に

2003）ことから，MIS 15.3 〜 15.1 に対比されるとよってラグーン中央盆になり，それが埋積されて思われる．

蛇行河川となった．その後，海水準の上昇と低下があり，網状河川の発達する扇状地が形成された．
3） 沼久保礫シルト部層にはⅠとⅡの 2 回の堆積
シーケンスが認められた．Bassinot et al.（1996）の海洋酸素同位体ステージ（MIS）と対比すると
堆積シーケンスⅠの低海水準期は MIS 16 に，海進期は MIS 15.5 までに相当し，堆積シーケンス
Ⅱの海進期は MIS15.3 〜 15.1 に相当する．

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町田 洋・新井房夫（1992）町田 洋・新井房夫（1992）
Fig. 12 Stratigraphy and sequence of the Numakubo
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町田− 16 −

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