網走川下流低地の沖積層とその１４Ｃ年代
愛 宕 誠 治名古屋大学大学院文学研究科地理学専門
ｔｅ１：０５２（７８９）２２３６
ｆａｘ：０５２（７８９）２２７２｜．はじめに北海道オホーツク海沿岸の網走湖の古環境の変遷については，湊Ｇ９５０）をはじめとする当時としては非常に先駆的な研究がある．しかし，それを修正した大島（：１．９７１）以降の研究の進展は，大矢・平井け９８４）によ，；Ｅ）旧湖水準の推定など断片的なものに留まっている．網走湖の上流側に位置する網走川下流低地については，三谷 ほ か に ９ ６ ６ ） や 海 津 （ １ ９ ８ ３ ・ ： Ｌ ９ ８ ４ ） に よ って 沖 積 層 の 層 序 ・ 層 相 の 概 要 は 明 ら
か に さ れ た が ， １ ４ Ｃ 年 代 値 は 報 告 さ れ て お ら ず， 低 地 の 地 形 発 達 に つ い て も 明 ら か にされていない．また，オホーツク海沿岸は地殻変動が穏やかなうえ潮汐差が小さいことでも知られており，海水準変動，気候変化，土砂供給の変化など低地の形成環境に関わる諸要因を考察するのに都合が良い．
そこで，本稿では網走川下流低地の地形発達を考察する前段階として，低地の堆積構造を整理するとともにその１４Ｃ年代値を報告する．
目．調査地域の概要と研究方法
網走川は，その源を阿寒山系の阿幌岳（標高９７８ｍ）に発する流路延長１１５ｋｍ，流域面積：１．，３８０ｋｍ２の一級河川である（北海道開発局網走開発建設部，：１．９９４）．上流の津別町本岐付近でケミチャップ川，チミケップ川などの支流と合流し，津別町市街地南方で津別川と合流，谷底平野を流れながら美幌市街地の北方で美幌川と合流したあと ， 研 究 対 象 と す る 網 走 川 下 流 低 地 の ほ ぼ 中 央 を 北 流 して 網 走 湖 に 注 ぐ ．
網走湖は，長さ１２ｋｍ，最大幅４ｋｍ，最大水深１６．８ｍ，水面標高十〇．６ｍの汽水湖である（田中，１９９２）．網走湖からの流出に１は湖の北東端の大曲にあり，網走川は北側の丘陵と南側の丘陵との間を狭い谷底平野を形成しながら東流する．湖め流出口から約７ｋｍで網走市街地を経てオホーツク海に注ぐ．
本稿では網走川の流域のうち，沖積層が厚く発達する範囲を考慮して，美幌市街地の 北 方 で 美 幌 川 と 合 流 す る 付 近 か ら 網 走 湖 に 注 ぐ ま で を 網 走 川 下 流 低 地 と 呼 び， 研 究対象地域とする．
研究の方法としては，低地の堆積構造を把握するために，既存のボーリング資料の収集と，ハンドオーガーによるボーリング調査を行った．その際，層相の変化に注意して 沖 積 層 の 各 層 や 表 層 地 質 を 記 載 し ， 堆 積 環 境 の 推 定 を 行 っ た ．
また，堆積物中に含まれる有機物に対して，名古屋大学年代測定試料研究センター

１４０­

のタンデトロン加速器質量分析計を用いて／４Ｃ年代値を測定した．
また，網走湖の沿岸には，大矢・平井（１９８４）によると約６，０００〜４，０００年前の高位海水準期に形成された湖岸段丘Ｉ面が分布する．この段丘面構成層の泥炭層基底の年代を測定することにより，湖岸段丘Ｉ面の離水時期，換言すれば完新世における最高海水準直後の年代が決定できると考えた．よって，研究対象としている網走川下流低地から北に外れるが，湖岸段丘Ｉ面においても，まず表層地質を明らかにし，１４Ｃ年代を測定した．
目｜．網走川下流低地における沖積層の堆積構造
筆者が収集したボーリング資料（図１）をもとに，本地域における沖積層の概略について整理する．網走川下流低地を構成する沖積層を，海津（：Ｌ９８３）は，下位から順に砂裸層，砂（泥炭）層，厚いシルト・粘土層，砂層，泥炭層，表土に区分している．本研究でも，基本的に海津（１９８３）の区分に従い，図２〜図５の地質断面図より，下位から順に基底傑層（以下ＢＧとする），下部砂層（同じくＬＳ），中部泥層（ＭＭ），上部砂層（ＵＳ），頂部泥炭／粘土層（ＴＰ／ＴＭ）と区分する．

Ｌ Ｓ は ， Ｂ Ｇ の 上 位 に 標 高 ­ ３ ０ 〜 ­ ２ ０ ｍ よ り 層 厚 １ 〜 ６ ｍ の 間 で 堆 積 す る ． シル ト を

含 む こ と が 多 い 細 砂 か ら シ ル ト 質 砂 に よ っ て 構 成 さ れ ， Ｎ 値 は ４ 〜 ３ ６ を 示 す． 植 物片を含むことがあり，場所によって径３〜１０ｍｍの細傑や軽石粒，木片を含むこともある．

Ｍ Ｍ は ， Ｌ Ｓ の 上 位 に 層 厚 １ ０ 〜 ２ ５ ｍ の 間 で 堆 積 す る ． 均 質 な 部 分 が 多 い シル ト 〜 粘土から構成されてＮ値は全体的にはＯ〜３を示し，細砂の薄層を挟む部分ではＮ＝８を示すことがある．貝殻片や植物片が混じることがある．
ＵＳは，ＭＭの上位に層厚２〜５ｍの間で堆積する．細砂から成り，しばしばシルトを 含 む ． Ｎ 値 は ２ 〜 １ ２ を 示 す． 植 物 片 が 混 じ る こ と が あ る ．
Ｔ Ｐ ／ Ｔ Ｍ は ， Ｕ Ｓ の 上 位 に 層 厚 １ 〜 ５ ｍ の 間 で 堆 積 す る ． 左 岸 で シル ト か ら 粘 土 ま たは泥炭混じりのシルトから粘土，右岸で泥炭という層相を示し，Ｎ値はＯ〜２となる．
以上は，収集したボーリング資料から沖積層全体の堆積構造の概略を述べた．
次に，ハンドオーガーを用いて筆者自らが掘削調査を行い，明らかとなった沖積層最上部の地質を概観する．海津（１９８４）は低地においてハンドオーガーを用いて３地点でボーリングを行った結果，大局的にはいずれも最下部にみられる砂質堆積物の堆積後，粘土層が堆積し，最上部に顕著な泥炭層が形成されるという共通性を見出すことができる，としている．また，この最下部の砂質堆積物は，沖積層のうち泥炭層の直下に発達する砂層に対比され，砂質堆積物より上の堆積物は泥炭層に分類された部分にあたる，と述べている．
掘削調査は低地全域の多数の地点で実施したが，図６に１５線，１８線，２０線について表層地質を示した．いずれの地点も表層から表土，泥炭，粘土またはシルト，砂という層序が観察された．
また，湖岸段丘Ｉ面上でのボーリング地点は，網走湖の南東岸，山下岬付近の湖

１４１▼表層地質鯛査地点

図 １ ボ ー リ ン グ 地 点 位 置 図ＦｉｇｕｒｅｌＡｂａｓｈｉｒｉｒｉｖｅｒｌｏｗｌａｎｄｗｉｔｈｂｏｒｉｎｇｓｉｔｅｓ

網走川高ＯＯＯＯ０ダヘ▼

標高｀Ｎｏ
一３ｏ
１

一１０ｊ｀ｌ２０ｌ
一一３０Ｕｔ□■回囲回国
粘土／シルト国

砂曝植物片貝殼砂図 ２ １ ２ 線 沿 い の 地 質 断 面 図
Ｆｉｇｕｒｅ２

Ｇｅｏｌｏ９ｉｃａｌｃｒｏｓｓｓｅｃｔｉｏｎ（１２­ｓｅｎｒｏａｄ）ａｎｄｒａｄｉｏｃａｒｂｏｎａｇｅｓ­ １ ４ ２ ­網走川
▼

ＩＩ，

臍馬ノ０
１・
１０・２０・
３０

図 ３ １ ４ 線 沿 い の 地 質 断 面 図
Ｇｅｏｌｏ９ｉｃａｌｃｒｏｓｓｓｅｃｔｉｏｎ（１４­ｓｅｎｒｏａｄ）ａｎｄｒａｄｉｏｃａｒｂｏｎａｇｅｓ

Ｆｉｇｕｒｅ３網走川▼標高／ ／ ノ ダノ

１０ʻ

標高１０Ｏ０ＩＯ

１０­２０­ＺＯ匹

犬

図 ４ １ ９ 線 沿 い の 地 質 断 面 図

Ｇｅｏｌｏ９ｉｃａｌｃｒｏｓｓｓｅｃｔｉｏｎ（１９­ｓｅｎｒｏａｄ）ａｎｄｒａｄｉｏｃａｒｂｏｎａｇｅｓ

Ｆｉｇｕｒｅ４１００

水渋匹

標高０１０

­１０

­１０

­２０・２０­ ３ ０ 一­３０一４０­４０ｍｍ

図 ５ 低 地 縦 断 方 向 の 地 質 断 面 図
Ｆｉｇｕｒｅ５

Ｇｅｏｌｏ９ｉｃａｌｖｅｒｔｉｃａｌｓｅｃｔｉｏｎａｎｄｒａｄｉｏｃａｒｂｏｎａｇｅｓ­１４３­

岸段丘Ｉ面上のＣＹ１地点（図１）である．この；ｌ也点でハンドオーガーを用いて深度２．８６ｍまで堆積物を採取した（図６）．泥炭層最下部の深度：１‥ｏ６ｍ（標高０．０４〜１．４４ｍ の 間 ） か ら 一 部 を 採 取 して １ ４ Ｃ 年 代 測 定 を 行 っ た ． そ の 結 果 ， ５ ０ ８ ０

３１０ＢＰ（ＮＵＴＡ­３９９７）という年代値が得られた．したがって，約！５，：Ｌ００年前の湖水準は０．０４〜１．４４ｍの間付近にあったと考えられる．このことは，前田ほか（１９９４）による，大曲における完新世の最高海水準に関する情報とほぼ一致する．
ＩＶ．１４Ｃ年代値にもとづく沖積層の堆積年代本研究および従来の研究から網走湖および網走川下流低地で既に得られている１４Ｃ年代値を，表１に整理した．これにもとづいて，：１ｔｋ点毎に完新世における堆積環境の変遷を述べる．
１２線では，ＬＣＢ２ｊｔｋ点でＬＳの下限に相当する標高­２３：１ごＬ５ｍの木片の１４Ｃ年代値が８ ８ ５ ０ 士 ： １ ． ： Ｌ Ｏ Ｂ Ｐ を 示 す． こ の こ と か ら ， 約 ８ ， ９ ０ ０ 年 前 以 降 に Ｌ Ｓ の 堆 積 が 始 ま っ た と 考えられる．ＭＭでは，ＬＣＢ１：ｌ也点の標高­：１．８．４７ｍの貝殻の１４Ｃ年代；・！，１６８３０ ５０ＢＰ
（ＮＵＴＡ­３７４５），ＭＭの上限に近い標高­（５．５２ｍでの貝殻；６・ヽｉ３１２０ １４０ＢＰ（ＮＵＴＡ­３７４３）を示す注１．ＬＳからＭＭへの堆積の変化は８，０００〜７，０００年前におこったと推測される．そして，ＭＭの堆積は３，０００年まで続いた．
１４線では，ＴＰ／ＴＭは，約１ｋｍ上流の１５線右岸で，泥炭層下限の１４Ｃ年代；４・｀ｉ｀２９３０２１０ＢＰであることから，１４線でも約２，９００年前以降に堆積を開始したしたと考えられ
る．淡水湿地すなわち陸域となったのは，約２，９００年前と考えられる．
１５線では，沖積層深部について堆積年代を示す資料を得ていないが，１５­Ｒ３９／Ｗ２
地 点 に お いて ， Ｔ Ｐ ／ Ｔ Ｍ 下 限 の 深 度 ： １ ‥ ６ ６ ｍ （ 標 高 ０ ． ０ ８ ｍ ） か ら 泥 炭 の 一 部 を 採 取 して１４Ｃ年代測定を行った．その結果，２９３０ ２１０ＢＰ（ＮＵＴＡ­２３９９６）という年代値が得られた．このことから，１５線では約２，９００年前以降，ＴＰ／ＴＭが堆積するような泥炭地となったと考えられる．
１ ８ 線 に お いて も ， １ ５ 線 と 同 様 に 沖 積 層 深 部 の 資 料 は 不 足 して い る が， １ ８ ­ Ｒ ３ ９ ／ Ｗ ２地点において，ＴＰ／ＴＭ下限の深度３．８７ｍ（標高­０．３４ｍ）から泥炭の一部を採取して１４Ｃ年代測定を行った．その結果，３０２０２５０（ＮＵＴＡ­３９９４）という年代値が得られた．このことから，１８線では約３，０００年前以降，ＴＰ／ＴＭが堆積するような泥炭地となったと考えられる．
１９線では，ＭＭの下限に相当する１９ＨＢ２地点の標高­：Ｌ４．２１ｍで植物片の１４Ｃ年代が７ ２ ８ ０ １ ２ ０ Ｂ Ｐ （ Ｎ Ｕ Ｔ Ａ ­ ４ ９ ３ ２ ） を 示 す． こ の こ と か ら ， Ｍ Ｍ は 約 ７ ， ３ ０ ０ 年 前 以 降 に 堆積を開始したと考えられる．ＵＳの下限に相当する１９ＨＢ４地点の標高­３．５９ｍの植物片の１４Ｃ年代が５２４０

９ ０ Ｂ Ｐ を 示 す． こ の こ と か ら ， Ｕ Ｓ は 約 ５ ， ０ ０ ０ 年 前 以 降 に 堆 積 を開始したと考えられる．ＴＰ／ＴＭの堆積年代については，約１ｋｍ上流の２０線右岸で，泥炭層下限の１４Ｃ年代が３７２０

１ ４ ０ Ｂ Ｐ を 示 す． ま た ， 約 １ ｋ ｍ 下 流 の １ ８ 線 右 岸 で ， 泥 炭

１１標高­：１．６ｊ７ｍの貝殻が３４６０土：Ｌ１０ＢＰ（ＮＵＴＡ­３７４４）を示すが，これは層位や上下の年代値と調和的 で は な い た め に ， 本 稿 で は 考 察 の 対 象 か ら 外 す．

­ １ ４ ４ ­

２０線

標高（ｍ）

２（）・Ｒ３９／Ｗ２地点

１８線

ｍ
１
１０ｏｌ
１０ｏｌｌｉｏｌｏｌ
１ｏｌｌ
５１ｏｌ

１８・Ｒ３ ９／Ｗ２地点

１５線
ｌｉ
ＩｌＩｉ
Ｉｌｏｌ
１ｌｉ
ＩｌＩｌｉ
ＩＩｌｉ
１ＩｌＩ
１Ｉｌ１ｌ
ＩＩｌ
１１ＩＩ１Ｉｌ
１５Ｉ
１ＩｌＩ
３３６ｌｌ
１
ＩＩ
１１ｌＩ
１ｌ
１
ｌｏｌｌｏ

１５・Ｒ３９／Ｗ２地点

湖岸段丘１面

日囲
目
回目
囲口
口口
口
図Ｚ

­帰一ｍ・０ １４０ＢＰ，●­２９３０ ２１０ＢＰ
ʻ●­３０２０ ２５０ＢＰ

ＪＮ
Ｉ
１
１０
１
１ｉ
１
１
１
１
１
１
１
１
１
１
１
一ｐ
Ｉ

図６
Ｆｉｇｕｒｅ６．

表１
Ｔａｂｌｅｌ．

２９３０ ２１０
３０２０ ２５０
３１２０ １４０
３４６０ １１０
３７２０ １４０
４０１０ １１０
４１１０ ２３０
４４２０ １３０
５０８０ ３１０
５１３０ １２０
５２４０ ９０
５２６０ １００
５３３０ １９０
５７００ ２７０
６１００ ２５０６７９５ １５０
６８３０ ５０
７２８０ １２０
７３２０ １２０
７６２０ １１０
７６６０ １１０
７９３０ １５０
８８５０ １１０
１３５８０ １０３０
１８０７０ １５３０
１９９８０：十２２５０．・１９３０
２１５９０ １１４０
３２４９０：＋４５４０，・２８９０
４３６００ １５２０

泥炭
植物片混じり粘土
粘土
植物片混じりシルト
シルト
植物片混じり砂
砂
粘Ｌｔ
シ
砂Ｌ
４
Ｌ

Ｈ
９

網 走 川 下 流 低 地 お よ び 網 走 湖 岸 に お け る 表 層 地 質ＣｏｌｕｍｎａｒｓｅｃｔｉｏｎｓｏｆｔｈｅＡｂａｓｈｉｒｉｒ・ｉｖｅｒｌｏｗｌａｎｄ

網 走 湖 ・ 網 走 川 下 流 低 地 で 得 ら れて い る １ ４ Ｃ 年 代 値
１４ＣｄａｔｅｓｏｆｔｈｅｓｅｄｉｍｅｎｔｓｉｎｔｈｅＡｂａｓｈｉｒｉｒｉｖｅｒｌｏｗｌａｎｄ

１５線右岸
１５・Ｒ３９／Ｗ２
１８線右岸
１８・Ｒ３９／Ｗ２
誓疸右岸
ＬＣＢＩ
錨蔓右岸
ＬＣＢ１
２０線右岸
２０­Ｒ３９／Ｗ２
大曲
癩感右岸
１６・Ｗ２
大曲嘴東訪
Ａｂ・４
山下岬湖岸段丘Ｉ面
Ａｂ・４
大曲橋束詰
１９線右岸
ＨＢ４
大曲洞窟
大曲自然貝層
Ａｂ・１
湖心
湖心
大曲洞窟
ｔ２線右岸
ＬＣＢＩ
１９線左岸
Ｈ
Ｂ
２
土礦３
豊里石刃遺跡
豊里石刃遺跡
１号住居址
豊里石刃遺跡
２号住居址
Ａｂ・２
大曲檎西詰
剪彗飾
ＬＣＢ２
湖心
湖心
湖心
湖心
湖心
湖心

ＮＵＴＡ­３９９６
ＮＵＴＡ・３９９４
ＮＵＴＡ・３７４３
ＮＵＴＡ­３７４４
ＮＵＴＡ­３５１８­
ＮＵＴＡ­３９９５ＮＵ­２７９
ＮＵＴＡ­３９９７ＮＵ­２８０ＮＵＴＡ­４９３４Ｇａｋ­６４２ＪＧＳ・１３９­­
ＧＸ・２８１
ＮＵＴＡ­３７４５
ＮＵＴＡ・４９３２
Ｇａｋ４６０７１
Ｇａｋ­１６０６９Ｇａｋ­１６０７０
ＮＵ・２８３ＮＵＴＡ・３７３８­

­­

泥炭
泥炭
貝殻片
貝殻片
泥炭
カキ礁
泥炭
マガキ
泥炭
マガキ
植物片
貝層
マガキ

（筆者測定）

０．０８
・０．３４
・６．３７〜・６．６７
・１６．２２〜­１６．７２（筆者測定）（猫聯諏識）（筆者測定）
赤松（未公表）松島（１９８２）による

１．２５
１．３・０．４４
２０〜・１．４０（筆者測定）
前田は；・５ヽ（１９９４）（筆者測定）

・２．６０〜・２．７０­３．７９〜・４．１１­
０．０７

粘性土・貝殻混在・３７．２〜・３７．４

粘性土
貝層
貝殻片
植物片
木炭
木炭
木炭
マガキ
木片

（筆者測定）

・２６，１〜・２６．２­

前田ほか（１９９４）（筆者測定）
春山・大矢（１９８４）
前田は；６ヽ（１９９４）
北海道開発局網走開発建設部（１９８２）
北海道開発局網走開発建設部（１９８２）
春山・大矢（１９８４）

・１８．７２〜・１８．７２（筆者測定），１４．０６〜４４．３６（筆＝昔測定）

一 木 越 （ １ ９ ９ ２ ）一 木 越 （ １ ９ ９ ２ ）一 木 越 （ １ ９ ９ ２ ）­２７．２５〜・２７．３０前田ほか（１９９４）
・３１．０〜・３１．３０（筆者測定）

粘性土・貝殻混在・４０．３〜・４０．４北海道開発局網走開発建設部（１９８２）
粘性土・貝殻混在・４３．７〜・４３．８北海道開発局網走開発建設部（１９８２）
シルト十細砂­５０．８〜­５０．９北海道開発局網走開発建設都（１９８２）
泥炭・６０．７〜­６０，８北海道開発局網走開発建設部（１９８２）
シル ト ・ ５ ４ ． ２ 〜 ・ ５ ４ ． ４ 北 海 道 開 発 局 網 走 開 発 建 設 部 （ １ ９ ８ ２ ）シル ト ， ５ ８ ． ７ 〜 ・ ５ ８ ． ９ 北 海 道 開 発 局 網 走 開 発 建 設 部 （ １ ９ ８ ２ ）­：記載なし­ １ ４ ５ ­層下限の１４Ｃ年代；４・｀ｉ３０２０ ２５０ＢＰであることから，この地域のＴＰ／ＴＭは３，７００〜３，０００ＢＰの間に堆積を開始したと考えられる．

２０線では，２０­Ｒ３９／Ｗ２地点において，泥炭層下限の深度３．３０ｍ（標高１．２５ｍ）から一部を採取して１４Ｃ年代測定を行った．その結果，３７２０ １４０ＢＰ（ＮＵＴＡ­：３５１８）という年代値が得られた．このことから，２０線では約３，７００年前以降，ＴＰ／ＴＭが堆積するような泥炭地となったと考えられる．

ボーリング資料から，２２線でもＭＭの堆積が認められた．これは完新世における湖水準・海水準の高頂期に堆積したものと考えられる．また，湖岸段丘Ｉ面上のＣＹ１地点における泥炭層下限の１４Ｃ年代より，網走湖の湖水準が最高位に達したのは約５ ， ０ ０ ０ 年 前 と 考 え ら れ る ． し た が って ， 約 ５ ， ０ ０ ０ 年 前 に は 湖 水 域 が ２ ２ 線 ま で 達 して いたと推定できる．
以上が，網走川下流低地の沖積層の堆積年代であるが，完新世の最高海水準については，湖岸段丘Ｉ面から得られた１４Ｃ年代が重要な資料となる．
Ｖ．おわりに網走川下流低地の堆積構造およびその堆積年代を明らかにするために，ボーリング資料を整理し，堆積物の１４Ｃ年代を測定した．本稿で報告した結果に，堆積物の微化石分析結果などを併せて考慮し，低地の地形発達および古環境の変遷を明らかにすることが可能であると考える．
謝 辞
この論文を作成するに当たって，海津正倫先生をはじめとする名古屋大学文学部地理学教室の先生方にはに終始御指導をいただきました．
１４Ｃ年代測定の際には，名古屋大学年代測定資料研究センターの中村俊夫先生，小田寛貴助手，池田晃子技官，太田友子さんほかセンターの皆様にお世話になりました．
女満別町役場，北海道開発局網走開発建設部網走道路事務所，北海道開発局網走土木現業所（順不同）をはじめとする関係諸機関の方々は，貴重なボーリング資料やその 他 の 資 料 を 提 供 して 下 さ い ま し た ．

以 上 の 方 々 に ， こ こ に 記 し て 感 謝 い た し ま す．
引用文献
北海道開発局網走開発建設部（１９９４）：「網走川治水史」．北海道開発協会，５５９ｐ．
前田保夫・松田功・中田正夫・松島義章・松本英二・佐藤裕司に９９４）：完新世における北海道オホーツク海沿岸の海面変化一海面高度の観察値と理論値について
ー．山形大学紀要（自然科学），１３­３，１２０１５­２２９．
湊 正 雄 け ９ ５ ０ ） ： アバ シ リ 湖 周 辺 の 最 近 の 地 史 ． 北 海 道 地 質 要 報 ， １ ４ ， ６ ­ １ ０ ．
三谷勝利・斉藤尚志・二間瀬冽・小原常弘に９６６）：美幌一女満別地域天然ガス鉱床についてその２，女満別低地帯の水溶性天然ガス鉱床．地下資源調査所報告，­ １ ４ ６ ­

３６，１１­３０．
大島和雄（１９７１）：北海道サロマ湖の後氷期の地史．地質調査所月報，２２­１１，６１５­６２７．
大 矢 雅 彦 ・ 平 井 幸 弘 （ １ ９ ８ ４ ） ： 網 走 湖 ， 能 取 湖 の 湖 岸 湖 底 地 形 に つ い てー 「 地 形 発達」的視野からの考察­．昭和ＩＥ；６­５８年度文部省科学研究費総合研究（Ａ）「寒冷地における平野の特性と形成機構に関する研究報告­オホーツク沿岸を中心としてー」（研究代表者大矢雅彦），５Ｅ）９­１１４．
田中正明（１９９２）：「日本湖沼誌」．名古屋大学出版会，５３０ｐ．
海津正倫（１９８３）：常呂川，網走川下流低地の沖積層．昭和５７年度文部省科学研究費総合研究（Ａ）「寒冷地における平野の特性と形成機構に関する研究報告」（研究代表者大矢雅彦），５７­６４．
海津正倫（１９８４）：網走川下流低地の表層堆積物．昭和５６­５８年度文部省科学研究費総合研究（Ａ）「寒冷地における平野の特性と形成機構に関する研究報告­オホーツク沿岸を中心としてー」（研究代表者大矢雅彦），：１．３ミ５­１４４．

­１４７ＨＯＩｏｃｅｎｅＤｅｐｏｓｉｔｓｉｎＡｂａｓｈｉｒｉＲｉｖｅｒＬｏｗｌａｎｄ，ＮｏｒｔｈｅａｓｔｅｒｎＨｏｋｋａｉｄｏ
ＳｅｉｊｉＡＴＡＧＯ

Ｇｒａｄｕａｔｅｓｔｕｄｅｎｔ，ＤｅｐａｒｔｍｅｎｔｏｆＧｅｏｇｒａｐｈｙ，ＳｃｈｏｏｌｏｆＬｅｔｔｅｒｓ，Ｎａｇｏｙａｕｎｉｖ｛？ｒｓｉｔｙ
ｔｅ１：＋８１­５２­７８９­２２３６
ｆａｘ：十８１・５２・７８９­２２７２

Ａｂｓｔｒａｃｔ

Ｔｈｅｐｕｒｐｏｓｅｏｆｔｈｉｓｐａｐｅｒｉｓｔｏｒｅｃｏｇｎｉｚｅｔｈｅｓｅｄｉｍｅｎｔａｌｓｔｒｕｃｔｕｒｅｏｆｔｈｅ
ＨｏｌｏｃｅｎｅｄｅｐｏｓｉｔｓｉｎＡｂａｓｈｉｒｉｒｉｖｅｒｌｏｗｌａｎｄ．
Ｔｈｅａｕｔｈｏｒｏｂｔａｉｎｅｄｓｏｍｅｍａｃｈｉｎｅｂｏｒｉｎｇｃｏｒｅｓａｎｄｓｅｖｅｒａｌｄｒｉｌｌｅｄｓａｍｐｌｅｓｆｒｏｍ
ｔｈｅｓｕｒｆａｃｅｔｏｕｓｅｔｈｅｍｆｏｒｔｈｅＡＭＳｄａｔｉｎｇ・Ｈｏｌｏｃｅｎｅｄｅｐｏｓｉｔｓａｒｅｃｌａｓｓｉｆｉｅｄｉｎｔｏｆｉｖｅｐａｒｔｓａｓｔｈｅｂａｓｉａｌｇｒａｖｅ１（ＢＧ），１ｏｗｅｒ・ｓａｎｄ（ＬＳ），ｌｎｉｄｄｌｅｍｕｄ（ＭＭトｕｐｐｅｒｓ２１ｎｄ（ＵＳ）ａｎｄｔｈｅｔｏｐｐｅａｔ／ｍｕｄ（ＴＰ／ＴＭ）．
Ｔｈｅ１４Ｃｄａｔｅｆｒｏｍｔｈｅｂｏｔｔｏｍｏｆｔｈｅｐｅａｔｌａｙｅｒｏｆｔｈｅ１２１ｃｕｓｔｒｉｎｅｔｅｒｒａｃｅｌｉｓｃａ．
５０８０ ３１０Ｂ．Ｐ．ａｎｄｔｈｅａｌｔｉｔｕｄｅｏｆｉｔｉｓｂｅｔｗｅｅｎ十〇．０４〜１．４４ｍ．Ｔｈｉｓｓｕｇｇｅｓｔｓｔｈａｔ
ｔｈｅｃｕｌｍｉｌａｔｉｏｎｏｆｔｈｅｐｏｌ；ｔｇｌａｃｉａｌｔｒａｎｓｇｒｅｓｓｉｏｎｏｆｔｈｉｓａｒｅａｍｉｇｈｔｂｅｃａ５，０００Ｂ．Ｐ．

­ １ ４ ８ ­