活断層・古地震研究報告，No. 6, p. 89-106, 2006静岡県浮島ケ原の湿地堆積物に見られる層相変化と南海トラフ周辺の地震との関係（速報）
Holocene earthquakes along the Nankai Trough and sedimentary facies of the
Ukishima-ga-hara lowland beside Suruga Bay, Shizuoka Prefecture,
central Japan: a preliminary report藤原治 1・小松原純子 2・澤井祐紀 3Osamu Fujiwara1, Junko Komatsubara2 and Yuki Sawai3
1, 2, 3

活断層研究センター（Active Fault Research Center, GSJ/AIST, o.fujiwara@aist.go.jp）

Abstract: Four cores of Holocene sediments were collected from the Ukishima-ga-hara lowland,
Shizuoka Prefecture, located on the Philippine Sea Plate subducting under the Eurasia Plate, toinvestigate geologic records of past subduction zone earthquakes. The cores are composed mainly ofalternation of dark color peaty sediments and light color muddy sediments, which have been recording
repeated environmental change of the lowland during about the last 6000 years. The cores include
several dated tephras which provided precise ages of the sediments. Abrupt lithofacies changes frompeaty interval to muddy interval probably indicate the water-level rise caused by the co-seismic
subsidence of the lowland. Event deposits resulted from high-energy flows are occasionally interbeddedin the boundary of the abrupt lithologic change, which are inferred to be tsunami deposits. The
lithofacies changes have been repeated with 100 to 400 years interval based on 14 C ages andtephrochronology of cores. Some of them were correlated to historical earthquakes occurred along the
Nankai Trough. Further researches are needed to accurately clarify the relationship between lithofacies
changes and paleo-earthquakes.
キーワード：浮島ケ原，完新世，古地震，津波，富士川河口断層帯，南海トラフ，ボーリングコア
Keywords: Drilling core, Fujikawa-kako fault zone, Holocene, Nankai Trough, Paleo-earthquake,
Tsunami, Ukishima-ga-hara

１．はじめに

田野ほか，1979）．それによれば，過去 6000 年間の平均沈降速度は浮島ケ原西部で 1.5 mm/y 前後，富士川河口断層帯に近く沈降量が大きい田子の浦では4 mm/y に達すると想定されている．
浮島ケ原の沈降は，駿河湾まで破壊した海溝型地震とも関連している．1854 年安政東海地震の際には，浮島ケ原では東端近くの 1 地点のみで記録があるに過ぎないが，それによれば 3～6 cm 程度の沈降が推定されている（羽鳥，1976；石橋，1984）．一方，駿河湾西岸はこの地震で隆起した（石橋，1984；羽鳥，
1985）．これらの変動は，富士川河口を境界として西側での隆起と東側での沈降が対を成すものと考えられ，大局的には駿河湾の海底地形，活断層分布，地形面の高度分布・傾動方向などと良く調和している（石橋，1984）．
浮島ケ原の表層部に分布する泥炭層には，約 3000年前頃と 1500 年前頃に水位が急増したことを示唆す
る泥層が挟まれている（下川ほか，1999）．彼らはこれ を 湿 地 の 突 発 的 な 沈 降 を 示 す と 解 釈 し た．

南海トラフから駿河湾に連続するプレート境界は駿河湾奥で上陸し，富士川河口断層帯に連続すると考えられている（第 1A 図）．この断層帯では，東側のフィリピン海プレートが西側のユーラシアプレー
トの下に沈み込みつつある（Yamazaki, 1992；池田ほか編，2002；Yamazaki et al., 2002）．浮島ケ原はフィ
リピン海プレートの上に位置し，富士川河口層帯の西側の地域に対して相対的に沈降している．このようなテクトニクス環境のために，浮島ケ原は南海ト
ラフや富士川河口断層帯の地震活動に伴う地殻変動
が地形や地層に記録されやすい場所であると期待される．本調査では，こうした地震性地殻変動の履歴を解読する目的で，浮島ケ原でオールコアボーリングを行った．
過去 100 年程度の水準測量の結果は，富士川河口
断層帯の方向へ浮島ケ原が傾動沈降していることを示している（例えば，加藤，1984）．この傾動は，浮島ケ原のボーリングデータからも解析されている（羽

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治・小松原純子・澤井祐紀

Yamazaki et al.（2002）は，この浮島ケ原の沈降現象と，
富士川河口断層帯の活動を示すと考えられる断層崖の崩壊時期や完新世段丘の離水時期が，良く対応することを報告している．以上のデータを総合すると，富士川河口断層帯の活動や駿河湾内まで破壊が及ぶ
海溝型地震の際には，浮島ケ原は沈降することが予測される．
今回，浮島ケ原で得られたボーリングコアから，完新世に泥炭（質）層と泥層が繰り返し堆積したことが分かった．本稿では，こうした層相変化と地震性沈降の関連性について，堆積相の解析，14C 年代測定結果，テフラ分析結果，珪藻化石の分析結果に基づいて，予察的に報告する．

UK-4）について報告する．1/2500 国土基本図から求めた掘削地点の標高は，UK-1：約 1.6 m, UK-4：約 1.8 m
で，2 地点は約 1.8 km 離れている．掘削深度は両コ
アとも 20 m である．
３．調査・分析方法
ボーリングコア（コア径 86 mm）は，掘削時の汚染を除去するために表面をカッターナイフで削り取ってから半裁し，以下の層相記載と分析を行った．
半裁した片方のコアは今後の分析のために 5 cm ごとに切り分けジッパー付きサンプル袋に保存した．
3.1 層相記載
断面を平らに整形し，写真撮影と並行して柱状図（縮尺 1/10）を作成した．柱状図には，地層の色，構
成物質の種類と粒度，侵食面の位置，堆積構造などを記載した．コア全体の写真を第 2 図に，柱状図を
第 3 図に示す．また，堆積構造が明瞭な砂層や砂礫層については，親水性のグラウト剤による剥ぎ取り処理（Takada and Atwater, 2004）を行った．記載と試料採取の終わったコアは，ビニールでラッピングして塩ビパイプに入れて保管した．
これらに基づく両コアの総合柱状図を第 4 図に示す．なお，掘削時のコアの伸縮は，掘削時のロッド長記録を元に補正した．このため，第 2 図と第 3 図でコアの長さが見かけ上，多少異なる部分がある．

２．調査地域と掘削地点
浮島ケ原は，静岡県中部の富士山・愛鷹山の南に広がる東西約 15 km，南北約 2 km の細長い形態を持つ低湿地である（第 1 図）．この低湿地は，駿河湾奥の海岸線にほぼ平行した海岸砂礫州によって海から隔てられており，東側は狩野川河口の扇状地性三角
州に，西側は富士川河口の扇状地に接する（松原，1992）．
松原（1992，2000）によれば，浮島ケ原には陸側から順に 3 列の砂州（砂州Ⅰ，Ⅱ，Ⅲ）が分布し，
砂 州 Ⅰ は 約 6000～5500 年 前 頃， 砂 州 Ⅱ は 5000～
4500 年前頃，砂州Ⅲ（現在の海岸砂礫州）は 2000
年前頃に形成されたとされる．砂州ⅠおよびⅡは浮
島ケ原の沈降のために地表下に埋没している．浮島
ケ原の地層は，これらの砂州を構成する砂礫層と，砂州の陸側の閉塞された水域に堆積した泥層や泥炭層である（松原，1989；町田ほか編，2006）．地下に分布する地層や埋没砂州の高度分布は，浮島ケ原では少なくとも過去約 6000 年間を通じて西方へ傾動沈
降が続いていることを示している（例えば，羽田野
ほか，1979；松原，1984, 1989；Yamazaki, 1992）．
浮島ケ原とその周辺には縄文時代から古墳時代にかけての遺跡が多数分布しており，遺跡発掘に伴って浮島ケ原での地層の層相，富士火山から噴出した火山灰の層序，植生変化などが明らかにされている（沼津市教育委員会，1990）．現在の浮島ケ原では，人工的な排水・干拓の結果，水域は姿を消し全体が低湿地となっている（沼津市教育委員会，1990）．
掘削地点は，沈降現象を示す堆積相の変化を詳しく捉えるため，泥層や泥炭層が連続して厚く堆積していると考えられる浮島ケ原西部を対象とした（第1 図）．ボーリング地点は，既存のボーリング資料などを参考に，富士川扇状地を構成する粗粒堆積物の分布域を避けて選定した．掘削地点は湿地中央を縦断する測線上に配置し，東から西側へ順に UK-1～
UK-4 とした（第 1B 図）．本稿では，層相の記載や年代測定などが進んでいる 2 本のコア（UK-1 および

3.2 14C 年代測定
材化石や植物片など 21 試料を，㈱パレオ・ラボに委託して加速器質量分析計（コンパクト AMS：NEC製 1.5SDH）で測定した．測定に関する情報を第 1 表に，試料の採取層準と暦年較正された測定値を第 4
図 に 示 す．14 C 年 代 の 暦 年 較 正 プ ロ グ ラ ム は
OxCal3.10（Ramsey, 1995, 2001）を，較正データは
INTCAL04（Reimer et al., 2004）を用いた．表に示した 1σ および 2σ 暦年代範囲は，OxCal の確率法を使用して算出された 14 C 年代誤差に相当する 68.2％および 95.4％信頼限界の値である．カッコ内の百分率の値は，その範囲内に暦年代が入る確率を意味する．
3.3 火山灰分析
目視で確認できた広域テフラと考えられる火山灰層および一部の火山灰質堆積物について，鉱物組成，
ガラスの形態および屈折率の測定を，（有）古澤地質調査事務所に依頼した．試料の前処理と粒子の区分
手法は古澤（2003）に概ね従った．ガラスの屈折率
測定は，浸液の温度を直接測定しつつ屈折率を測定する温度変化型測定装置 “MAIOT” を使用した．火山ガラスの場合，屈折率の測定精度は ±0.0001 程度である（古澤，1995）．
測定個数の目安は，ガラスが 30 片，斜方輝石が90

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10 片である．ただし，値にバラツキがある試料では，モードを把握できるまで測定数を増やした．

が薄く（黄土色，灰色など）有機物に乏しい泥層からなる区間が数十 cm から 1 m ごとに繰り返す（第 2，3 図 ）． 泥 炭（ 質 ） 層 は 粗 粒 な こ と も あ り， コ ア
UK-1 の後背湿地堆積物の下部は有機質で焦げ茶色の泥質砂層からなる．泥層は植物片を含み均質である
ことが多いが，一部の区間では平行葉理が見られる．
これらの地層には多くの層準で根痕や生痕化石が見られ，また，後述するイベント性の砂層などを時折挟む．
これらの地層の一部には，潮汐の影響下で堆積したと考えられる特徴が見られる．例えば，コア UK-4の深度 4.10 m～4.27 m 付近では，層厚 2～4 cm でリッ
プル葉理を持つ極細粒砂層と層厚数 mm の粘土層がリズミカルに繰り返している．粘土層を挟む上下の砂層で流れの向きが反転する様子が，リップル葉理の内部構造から読み取れることもある．これは潮汐堆積物に典型的な構造である（e.g. Dalrymple, 1992）．
泥炭（質）層から上位の泥層への層相変化は , 明
瞭な境界をなし急激であることが多い（第 2, 3 図）．
この層相変化境界にコアごとに上位から順に番号を付けた（第 2, 3, 5 図）．コア UK-4 の深度 3.8 m 付近と 3.35 m 付近，コア UK-1 の 3.4 m と 3.15 m 付近では，泥層の基底に砂層や粘土層からなるイベント堆積物が見られる（第 2, 3 図）．
一方 , 泥層から上位の泥炭層または泥炭質泥層への変化は漸移的である．大半の場合，泥層は上位へと植物片などの有機物含有量が増加して暗色になり ,次第に泥炭層または泥炭質泥層へ変わる．

3.4 珪藻化石分析
コア UK-4 の泥炭層と泥層の境界のうち代表的な 3箇所（第 5 図）について，層相境界を挟んだ環境変化を検討するために，珪藻化石の予備的な分析を行った．各層相境界を挟んで，合計 25 層準の試料について珪藻化石を抽出した．珪藻化石の抽出は次亜塩素
酸ナトリウムを用い，作成した各プレパラートを低倍率で観察して優占種を記録した．
４．結果
4.1 コアの層相
両コアとも良く似た層相を示し，下部の砂礫層と ,それを覆う後背湿地堆積物からなる（第 2, 3 図）．さらに，後背湿地堆積物は暗色の泥炭（質）層と，相対的に明色の泥層との繰り返しからなり，イベント性の砂礫層や砂層などを時折挟む．また，降下スコリアなどの火山噴出物も見られる．これらの特徴について，以下に記載する．
4.1.1 コア下部を構成する砂礫層
コア UK-1 の深度約 8.95 m（標高約 -7.35 m）およびコア UK-4 の深度約 17.3 m（標高約 -15.5 m）より下位は，暗緑灰色の砂礫層からなる（第 2, 3 図）．この砂礫層は全体に固結が緩く，そのため一部の区間
では掘削中にコアが流出している．層厚 0.3～1 m の粗粒砂層または砂礫層が累重しており，砂混じりの泥層を挟むこともある．個々の砂層・砂礫層は基底に侵食面を持ち上方細粒化することが多く , 一部には弱いラミナや斜交層理が見られる．礫は円磨度（亜角～円礫）もサイズ（細礫～中礫）も多様なものが混在し , 粘土礫も含まれる．マトリックスは砂または泥混じりの砂で，角張った石英粒が目立つ．また，
生痕化石が見られることがある．
この砂礫層は，粗粒な層相と分布高度，および後述する堆積年代から，松原（1989，1992，2000）が埋没海岸砂礫州としたものに相当すると考えられる．
しかし，淘汰が悪く角張った粒子が多く , マトリックスに泥質物質が多いことから，波浪の作用を強く受けた海浜の堆積物とは考えにくい．粘土礫を含むことや上方細粒化する堆積ユニットが累積した構造
からは , かつての富士川の河口部に堆積した洪水堆積物の複合体，あるいは埋没チャネルの堆積物と考えるほうが合理的である．

4.1.3 イベント堆積物
後背湿地堆積物には，砂礫層，砂層，粘土層の 3
種類の「イベント堆積物」が含まれる．ここで言う
イベント堆積物とは，後背湿地で静かにゆっくりと堆積した通常時の泥層や泥炭層に対して，洪水や津波など突発的なイベントで流入・堆積した地層である．砂礫層の多くは数十 cm 以上の層厚を持ち，1 m
以上に達することもある．砂層の層厚は 30 cm 以下のことが多い．粘土層は白色や茶色のことが多く，下位層と明瞭な境界を持ち層厚は数 cm 以下の薄層をなす．粘土層は生物擾乱でパッチ状に途切れていることもある．
砂礫層や砂層は，基底に侵食面を持ち，下位層から取り込んだ粘土礫を多く含み，斜交層理などの堆積構造が見られることもある．これらの特徴は，高エネルギーの流れから堆積したことを示す．粘土層
は，恐らく上記の砂礫層や砂層の縁辺相に当たるもので，洪水などの供給源から離れた場所で，粗粒物質が堆積した残りの濁水から沈殿したものと考えられる．
第 6 図にコア UK-4 の深さ 3.65 m～3.87 m の区間（層相境界 5）に見られる津波堆積物の可能性がある
イベント堆積物を示す．この例では，以下のように

4.1.2 後背湿地堆積物
後背湿地堆積物は，明瞭な境界を持って下位の砂礫層を覆う．この地層は，主に泥炭層または暗茶褐
色の泥炭質泥層からなる暗色の区間と，相対的に色

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治・小松原純子・澤井祐紀

藤原ほか（2003）が示した津波堆積物と良く似た内部構造が見られる．1）砂礫層や砂層からなる多数のサブユニットが重なった構造を持つ，2）各サブユニッ
トは基底に侵食面を持ち上方細粒化し，マッドドレ
イプに覆われる，3）各サブユニットの下部は斜交葉
理やリップル葉理など流水による堆積を示す，4）イ
ベント堆積物は全体として上方細粒化する．このイベント堆積物は，マッドドレイプが堆積する流れの停滞期を挟んでサブユニットを作る強い流れが何度も繰り返したことを示している．これと類似した内部構造を持つ砂層が，コア UK-4 の深度 3.20 m から
3.35 m にかけて（層相境界 4）も見られる（第 3 図）．
後述の地層の堆積年代を参考にすると，これらの砂層は 2 本のコア間で対比でき，堆積時に湿地から海への連絡口に近かったコア UK-4 から内陸側のコ
ア UK-1 へと薄く細粒になる（第 4, 5 図）．層相境界
4 の砂層は，コア UK-1 では白色粘土層になっている（第 4, 5 図）．この水平方向の層相変化は，これらのイベント堆積物が海側から供給されたことを示し，津波堆積物である可能性を支持している．
厚い砂礫層や砂層は全体に固結が緩く，掘削中にコアの一部または大部分が流出していることが多い．
これらについては，上記の例のように詳細な内部構造が判読できず，その堆積プロセスや起源の違い（津波や洪水など）を推定することは難しい．

ア層として分布する（例えば，増島，1978, 1981; 沼
津市教育委員会，1990）．浮島ケ原表層部の模式層序や ObS の層相（沼津市教育委員会，1990）との比較から，コア UK-4 の深度 4.5～4.33 m，コア UK-1 の 3.85
～3.65 m の区間に挟まれるスコリア層が ObS に相当すると判断される（第 2～5 図）．ObS の降下年代は，遺跡調査の結果からは古墳時代中期の 6 世紀中頃と推定されている（加藤，1990）．また，富士山麓で
ObS は神津島天上山テフラ（AD838）の直下にあり，
西暦 800 年頃に降下したとの考えもある（高田ほか，
2005）．
今回，ObS の約 15 cm 上位からは，AD 545～640（2σ）の 14 C 年代測定値（PLD-5812）が得られた．一方，
雌鹿塚遺跡では ObS 直下の泥炭質泥層から 1390±70
yrs BP の 14 C 年 代 測 定 値 が 得 ら れ て い る（ 松 原，
1990）．この値を第 1 表と同じ方法で暦年較正したと
ころ，AD610～780（1σ），AD 560～880（2σ）となった．較正に必要な δ 13 C 値は，第 1 表の平均値と標準偏差から -27.2±1.9 ‰ とし，同位体分別の補正も行った．以上から，ObS の降下年代は 6～7 世紀と推定される．
コア UK-4 に見られる ObS は，マトリックスが泥質で，下位に層厚 10 cm 前後の極細粒砂層を伴っている．この極細粒砂層の粒子組成は，パミスタイプ
ガラス 1.5％，長石類 15％，斜方輝石 0.5％，岩片・風化粒子 83％であった．ガラスの屈折率は 1.498～
1.503 および 1.510～1.512 の Bi-modal を示す．これ
らのことから，コア UK-4 に見られる ObS は洪水などで再堆積したものである可能性が高い．
また，コア UK-4 と UK-1 では，ObS の下位に薄いスコリア層が数枚認められる（第 2～5 図）．これらは紀元前 6 世紀から ObS の降下までの期間に降下しており，富士火山起源と考えられる．この時期には富士山の山腹噴火によって富士山南麓にも多数のスコリアが降下している（山元ほか，2005）．

4.1.4 火山噴出物
下位から順に肉眼で識別できる火山灰層について記述する．コア UK-1 の深度 6.90～6.97 m にかけて，
白色で主に中粒砂サイズの軽石が濃集する．コア
UK-1 では 3.7 m～5.2 m 付近の区間，コア UK-4 では
4.4 m～5.1 m 付近の区間に，層厚 1 cm～20 cm 程度のスコリア層が 4～5 層確認できる．スコリア粒子は角張っており，径は数 mm～1 cm 程度である．これ
らの区間は細粒のスコリアの影響を受けて，コア全体が紫灰色を呈する．

神津島天上山テフラ（Iz-Kt）
白色の細粒火山ガラス層で，コア UK-1 では深度2.93 m の泥炭中に層厚数 mm の層状をなし，UK-4 コ
アでは深さ 2.77～2.84 m の区間に 3 層準に分かれてパッチ状に挟まれる．何れもパミスタイプおよび急冷時に形成されやすい低・無発泡ガラスを主体とする．屈折率は UK-1-293 が 1.4950～1.4970（mean:1.4957）
で，UK-4-277 が 1.4953～1.4970（mean: 1.4963）である．
これらの試料は，いわゆる新島神津島テフラに対比される．新島神津島テフラは神津島天上山テフラ（AD838）と新島向山テフラ（Iz-Nm; AD886）があり（町田・新井，2003），静岡県富士山麓に分布するものは神津島天上山テフラと解釈されている（小林ほか，2005）．コア UK-4 で複数の層準に火山ガラス層が挟まれるのは，リワークの可能性もあるが，新島

4.2 火山灰の同定
天城カワゴ平軽石（Kg）
コ ア UK-1 の 深 度 695 cm か ら 採 取 し た 試 料（UK-1-695）は，軽石型～急冷低発泡ガラスを主体とし，ガラスの付着した有色鉱物としては，緑色普通角閃石および斜方輝石を含む．ガラスの屈折率（1.5004～1.5034）と形態，および角閃石を含むことなどから，伊豆半島中部のカワゴ平火山から噴出した Kg（町田・新井，2003）に対比される．Kg の降下年代は 3126～3145 cal BP とされている（奥村ほか，
1999）．
大淵スコリア（ObS）
大淵スコリアは富士山の山腹噴火で噴出したスコ
リアで，浮島ケ原では層厚 10～20 cm の降下スコリ

92静岡県浮島ケ原の湿地堆積物に見られる層相変化と南海トラフ周辺の地震との関係（速報）と神津島双方が降灰しているとも考えられる．

５．イベント解析
以上の結果を総合して，コアに見られる層相変化
やイベント堆積物の成因を考察し，南海トラフおよび富士川河口断層帯の活動履歴との関連を検討する．

4.3 地層の堆積年代
14C 年代測定値と同定された火山灰の年代を元に，コアの堆積曲線を作成した（第 4, 5 図）．堆積曲線から内挿・外挿することによって，直接年代測定を行っていない層準や後背湿地堆積物に見られる泥炭（質）層と泥層の境界の年代を推定した．後背湿地堆積物の堆積はコア UK-4 では 4200 cal BC 頃から始まった．
また，コア UK-1 では 1750 cal BC よりもかなり前か
ら泥炭層が堆積し始めた．
上記の年代データに基づくと，約 1.8 km 離れたコ
ア UK-1 と UK-4 の間で，泥炭（質）層と泥層の境界の多くが対比できる可能性が高い（第 4, 5 図）．また，
コア UK-4 の堆積曲線の傾きを見ると，泥層では泥炭層に比べて堆積速度が大きい傾向がある（第 4 図）．
このことも，泥層と泥炭層での堆積環境の違いを表していると考えられる．

5.1 泥炭（質）層から泥層への層相急変の原因
この層相変化の原因として最も可能性が高いのは，
湿地の沈降による水位上昇である．このことは幾つかの証拠から推定される．まず，層相変化は急激であり，ある時期に突然植物生産量が急減し，泥質物の供給量が相対的に増加したことが考えられる．泥層が堆積物フラックスの大きい水域で堆積したことは，泥層の堆積速度が泥炭層よりも大きい傾向がある（第 4 図）ことからも示唆される．
微化石の分析結果からも，この層相変化が水位上昇に起因することを示唆する証拠が得られている．
コア掘削地点の東方に位置する雌鹿塚遺跡と雄鹿塚遺跡では，大淵スコリア（ObS）の降下直後に泥炭層からシルト層へ層相が急変する（沼津市教育委員会，1989，1990）．雌鹿塚遺跡で行われた珪藻化石分析の結果は，泥炭層が堆積する湿地からシルト層が堆積する水位のある沼沢地への環境の変遷を示すとされる（沼津市教育委員会，1990）．
今回の珪藻群集解析の結果は，予備的な結果であり詳細な議論は出来ないが，遺跡での分析結果と調和的である．遺跡で確認された ObS 直上の層相変化
は，層相と年代から第 5 図で区間ⅤからⅣへの変化にあたる．区間Ⅴの上部（深度 395 cm，400 cm）では，水分の少ない環境でも生育する淡水性珪藻が含まれるのに対して，区間Ⅳの下部では淡水生の珪藻が優占している．同様な珪藻化石群集の変化は，区間Ⅳ上部の泥炭質層と区間Ⅲの青灰色泥層の間でも認められる．区間Ⅳ上部（深度 338 cm）では水分の少ない環境でも生育する淡水生珪藻が随伴するが，区間
Ⅲでは淡水生種が優占し，汽水生種も随伴する．
以上に示した泥炭（質）層と泥層の堆積の繰り返
しが起こる状況を，模式的に第 7 図に示す．浮島ケ原は常時ゆっくりと沈降しつつあるが，堆積物による埋積がこれを補っており，泥炭層が堆積している．
時折急激な沈降が起こり，湿地が水没すると泥炭層の堆積は止み，泥層が堆積する．沈降した湿地では
泥のフラックスが高くなって堆積速度が上がり埋積が進む．水位が浅くなると再び泥炭が形成され始める．このような沈降と堆積が繰り返されることで，厚い泥炭層と泥層の互層が蓄積したと考えられる．

4.4 珪藻化石の分析結果
コア UK-4 の 3 箇所の層相境界（第 5 図）について，観察された珪藻化石は以下の通りである．
区間Ⅰ（深度 50～71 cm）：青灰色の泥層からなり，
深度 71 cm の明瞭な境界で下位区間Ⅱ（泥炭質層）
を覆う．5 層準（泥層）について分析したが，保存状態が悪く珪藻化石は観察できなかった．
区間Ⅱ（深度 71～77 cm）：この区間はこげ茶色の有機質シルト層で，上部に灰色の泥層（層厚 1 cm未満）を 2 層挟む．シルト層と泥層の両方から合計
6 試 料 に つ い て 分 析 し た． 汽 水 生 種 Navicula
libonensis，Caloneis bacillum，汽水－海生種 Diploneis
smithii の 優 占 が 確 認 さ れ た． ま た， 淡 水 生 種
Staurosira construens も随伴種として多産した．
区間Ⅲ（深度 305～315 cm）：イベント堆積物を覆う青灰色泥層から 3 層準について分析を行った．
淡水生種 Staurosira construens，Aulacoseira ambiguaが優占し，汽水生種 Navicula gregaria も随伴する．
区間Ⅳ（深度 335～365 cm）：イベント堆積物に挟まれた淡黄灰色泥層で，深度 345 cm 付近より上位へと暗茶灰色の泥炭質層になる．4 層準について顕微鏡観察を行い，淡水生の Fragilaria 科珪藻の優占が確認された．特に，深度 338 cm では水分の少ない環境でも生育する淡水生珪藻 Diadesmis contenta が随伴するのが特徴的であった．
区間Ⅴ（深度 393～460 cm）：イベント堆積物下位の ObS を挟む区間である．ObS の下位は未分解の泥炭層，上位は泥炭質泥層からなる．深度 400 cm 付
近から上位へと暗色になる．7 層準で分析を行い，淡水生の Epithemia 属珪藻，Cymbella 属珪藻の優占が確認された．深度 395 cm と 400 cm では，水分の少ない環境でも生育する淡水性珪藻 Luticola mutica
が少数ではあるが産出する．

5.2 層相変化の発生年代
第 4 図と第 5 図に示す堆積曲線から，泥炭（質）層から泥層へ岩相が急変した年代とその間隔を推定した（第 8 図）．過去 1500 年間（暦年，以下同じ）
ではおよそ 100 年～400 年に 1 回，2500 年前～6000

93

藤原

治・小松原純子・澤井祐紀

年前の期間では平均 270 年に 1 回程度（3500 年に少なくとも 13 回）で層相の急変が起こっている．1500
年前～2500 年前の期間は，泥炭の堆積が卓越し層相変化を読み取りにくいが，少なくとも 2 回の層相変化が認められ，この期間の層相変化の再来間隔は500 年程度と推定される．

影響を除いた 100 年当たりの東海地方の地殻上下変動速度を推定している．それによれば，浮島ケ原の西方への傾動速度は平均で 7.7×10 -6 /100 年程度である．この傾動によって，コア UK-4 はコア KU-1 に対して 100 年で 1.4 cm 程度沈下することになる．Iz-Kt（AD838 年）と 6 世紀のイベントの年代差を仮に 250年間とすると，通常時の傾動で説明できる UK-4 の相対的沈下量は，約 3.5 cm である．このことから，
層相境界で富士川河口断層系が破壊して地震が発生し，それに伴って通常より大きな西側への傾動運動が起こり，西側にある UK-4 が断続的に沈下したと解釈できそうである．
第 5 図に示したコア間での層相境界の対比が確実であれば，上記と同様の断続的な沈降現象は，層相境界 1～3 でも発生した可能性がある．各層相境界で挟まれた区間の層厚はコア UK-4 の方が顕著に厚い．
これは，堆積環境の急変が湿地の広い範囲で同時に起こり，その度に UK-4 側で堆積可能な空間が増加したことを示す可能性がある．これらの沈降イベン
トの確証や，個々のイベントによる沈下量を推定す
るには，さらに年代データなどが必要である．

5.3 層相変化と歴史地震との関係
以上のような急激な沈降は，浮島が原のテクトニッ
クな環境を考慮すると，駿河湾から富士川に続くプレート境界の破壊によって生じた可能性が高い．そこで，詳しい年代データが得られた過去 1500 年間について，コアに見られる層相変化と南海トラフの歴史地震の記録（寒川，2001）との対応関係を検討した（第 5 図）．6 世紀以降，泥炭（質）層から泥層への層相変化（赤線で表示）は少なくとも 5 回読み取れる．その後の時期に，コア UK-4 では深度 0.3～0.4 mの区間に流動変形したと思われる痕跡が見られ（点線で表示），そこから上位へと急に粗粒化する（第 5図）．
これらの層相境界と年代が近い歴史地震には，684年白鳳地震，887 年仁和地震，1361 年正平地震がある（第 5 図）．また，コア UK-4 の上部に見られる層相変化は，正確な年代は不明ながら，14C 年代を参考にすると 16 世紀以降に発生したと考えられ，1707
年宝永地震，或いは 1854 年安政東海地震との関係が推定される．これらの地震は何れも大規模な津波を伴っている（渡辺，1998）．
層相境界 4 は，7 世紀後半に当たること，津波堆積物と考えられるイベント堆積物を伴っていることから，684 年白鳳地震に対応する可能性が高い．また，
層相境界 5（6 世紀）も津波堆積物と考えられるイベ
ント堆積物を伴っており，歴史上未知の海溝型地震を示している可能性がある．

5.5 富士川河口断層帯の活動履歴との比較
Yamazaki et al.（2002）は，富士川河口周辺の変動
地形や地層の層相変化などを指標として，富士川河口断層帯の活動時期を推定し，その活動間隔をおよ
そ 1500 年と計算している（第 8 図）．浮島ケ原の地層からは 2 回の地震イベントの存在が下川ほか（1999）によって報告されている．彼らは，本研究の掘削地点と近い 3 地点でボーリング調査を行い，標高 -2.5 m 付近から大淵スコリアを，また標高 -7 m 付
近からカワゴ平軽石層を検出した．そして，両者の上位にそれぞれ 1 層準ずつ，腐植層から青灰色シルト層へ層相が急変する層準を見出し，この変化を浮
島ケ原の水位が急上昇した（浮島ケ原が沈降した）と解釈した．彼らは 14 C 年代測定値も考慮して，これ ら の 沈 降 イ ベ ン ト の 発 生 時 期 を 1500 年 前 頃 と3000 年前頃と推定し，富士川河口断層の活動と関連付けた．
第 8 図には本研究で見出された沈降を示唆する層相境界の年代を合わせて示した．下川ほか（1999）
が報告した約 1500 年前と 3000 年前の層相変化イベ
ントは，それぞれ UK-1 および UK-4 コアの層相境界
5，とコア UK-1 の層相境界 10 に当たる．コア UK-4
では後者に相当する層準に厚いイベント堆積物がある（第 4 図）．今回見出した沈降イベントの発生を示
唆する層相境界は，従来の研究データよりも数が多く再来間隔も短い．これは，従来見落としていた岩相変化を見つけたことによるもので，浮島ケ原の地層には富士川河口断層帯で発生した地震と，駿河トラフで発生した地震の両方が記録されていると解釈される．

5.4 堆積速度変化に基づく低地の傾動イベントの推定
ObS と Iz-Kt で挟まれる区間に注目すると，コア
UK-1 と UK-4 の間で西方への傾動を示唆する地層の累積的な層厚変化が見られる．この区間には，層相境界 4 と 5 があり，この層相変化はイベント堆積物を挟んで起こっている（第 5 図）．ObS，2 枚のイベ
ント堆積物，Iz-Kt はそれぞれ同時間面と見なせるので，これをコア間で繋いで 4 つの同時間面を設定した（第 5 図）．イベント堆積物は下位層を削り込んでいることがあるので，対比線はイベント堆積物の上面同士を繋いだ．Iz-Kt を基準にすると，古い時間面
ほどコア UK-4 の方が累積的に低い位置にあり，その累積量は下側（6 世紀）のイベント堆積物の上面で約 44 cm に達する．
この累積量は通常時の傾動だけでは説明できない．
加藤（1984）は水準測量データを元に，東海地震の94

静岡県浮島ケ原の湿地堆積物に見られる層相変化と南海トラフ周辺の地震との関係（速報）

６．まとめと課題

文

富士川河口断層帯の東側に広がる浮島ヶ原で 4 本のボーリング実施し，そのうちの 2 本を詳しく解析した結果，過去約 6000 年間の後背湿地堆積物中に淡色泥層と暗色泥炭（質）層が数十 cm から 1 m 間隔で繰り返し，さらに粗粒のイベント堆積物がしばしば挟在していることが明らかになった．泥炭（質）層から淡色泥層への層相変化は急であり，その境界にイベント堆積物が挟まっていることもある．層相の急激な変化は湿地の突発的な沈降を記録している可能性が高い．
これらの堆積物に含まれるカワゴ平軽石，大淵ス
コリア，神津島天上山テフラなど年代が既知のテフ
ラや，堆積物試料の 14 C 年代測定値に基づいて，層相変化やイベント堆積物の年代を推定した．泥炭（質）層から淡色泥層への急激な変化は過去 6000 年間に20 回程度起こっており，その一部は南海トラフで発生した歴史地震のいくつかに対比できる可能性が高い．従来，富士川河口断層帯の活動履歴は約 1000 －
1500 年に間隔と推定されており，今回推定された浮島が原の沈降イベントはこれよりも明らかに頻度が高い．
今後の課題としてはまず，表層部の地層を対象に
地殻上下変動を示す証拠を集積し，上述した層相変化と歴史地震との対応関係を証明する必要がある．
精密な年代測定を行うとともに，珪藻化石群集組成の詳細な分析や植物化石の分析などを行って層相境界を挟んだ水深変化などを定量的に求める予定である．これらを踏まえて，より古い時代の層相変化イ
ベントについても，地震との関連を検討する．
また，南海トラフの地震と，富士川河口断層帯の活動が別々に起こるのか，時には連動することもあるのかを解明することも重要な課題である．富士川
河口断層帯の活動は，西方への傾動沈降を伴うと考えられるので，東西方向に調査範囲を広げ，5.4 節に示したような傾動運動の解読を進める予定である．

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謝辞 富士市役所ならびに個人地権者の方からは，ボーリング掘削に土地をお借りした．（財）静岡県埋蔵文化財調査研究所，ならびに沼津市教育委員会からは，浮島ケ原で行われた遺跡発掘調査について情報を頂いた．産業技術総合研究所地質調査情報セン
ターの下川浩一博士からは，浮島ケ原で行われたボーリング調査について情報を頂いた．同所活断層研究センター海溝型地震履歴研究チームの岡村行信チー
ム長には，本稿の丁寧な査読をしていただいた．既存年代測定資料の暦年較正については，株式会社パレオ・ラボ AMS 年代測定施設の伊藤 茂氏と小林紘一博士にお世話になった．以上の方々に記して感
謝します．

95

藤原

治・小松原純子・澤井祐紀

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（受付：2006 年 6 月 30 日，受理：2006 年 10 月 23 日）

96静岡県浮島ケ原の湿地堆積物に見られる層相変化と南海トラフ周辺の地震との関係（速報）表1

放射性炭素年代測定及び暦年較正の結果

測定番号

試料No.

コアトップ
からの深度 試料の種類(cm)

第 1 表．14C 年代測定データ．
Table 1. 14C age determination data.
į13C
(‰)

C 年代
(yrBP±1ı)

1414

C年代を暦年代に較正した年代範囲

1ı暦年代範囲

2ı暦年代範囲

1450AD(52.5%)1520AD 1440AD(64.7%)1530AD
1600AD(15.7%)1620AD 1570AD(30.7%)1630AD
1300AD(28.5%)1325AD
1340AD(28.1%)1365AD 1290AD(95.4%)1400AD
1380AD(11.6%)1395AD
1040AD(38.9%)1090AD
1040AD(95.4%)1210AD
1120AD(29.3%)1170AD

暦年較正用年代(yrBP±1ı)

PLD-5669 UK-4-147

147

材-25.86±0.15

375±20

PLD-5810 UK-4-171

171

材-28.25±0.13

610±20

PLD-5811 UK-4-215

215 植物遺体-27.94±0.12

905±20

PLD-5670 UK-4-269

269-26.83±0.11

1190±25

780AD(7.0%)790AD
805AD(61.2%)880AD

770AD(94.3%)900AD
920AD(1.1%)940AD

1191±24

PLD-5671 UK-4-368

368 植物遺体-26.45±0.12

1395±20635AD(68.2%)665AD

605AD(95.4%)665AD

1395±22

PLD-5812 UK-4-420

420 植物遺体-27.77±0.22

1475±20565AD(68.2%)615AD

545AD(95.4%)640AD

1476±22

PLD-5672 UK-4-564

564

材-29.7±0.16

2725±25858

材(枝)-24.9±0.13

4165±25

920BC(95.4%)810BC
2880BC(19.7%)2830BC
2820BC(74.2%)2660BC
2650BC(1.5%)2630BC

2725±24

PLD-5673 UK-4-858
PLD-5674 U-4-996

996 植物遺体-28±0.173875±25

2470BC(95.4%)2280BC

3876±26

PLD-5675 UK-4-1125

1125

材(枝)

-29.16±0.12

3945±25

2570BC(11.2%)2520BC
2500BC(84.2%)2340BC

3944±26

PLD-5676 UK-4-1167

1167

材

-27.66±0.12

3875±25

2470BC(93.8%)2280BC
2250BC(1.6%)2230BC

3874±26

PLD-5610 UK-4-1255

1255

材

-24.61±0.28

3935±25

2560BC(3.7%)2530BC
2500BC(91.7%)2330BC

3935±25

PLD-5677 UK-4-1412

1412

材

-27.03±0.19

4775±25

900BC(68.2%)835BC
2880BC(12.2%)2850BC
2820BC(38.3%)2740BC
2730BC(17.6%)2680BC
2460BC(38.8%)2360BC
2350BC(29.4%)2290BC
2550BC(3.6%)2530BC
2490BC(40.1%)2450BC
2420BC(9.0%)2400BC
2380BC(15.5%)2340BC
2460BC(37.5%)2360BC
2350BC(30.7%)2290BC
2480BC(35.2%)2430BC
2420BC(12.6%)2400BC
2380BC(20.4%)2340BC
3640BC(6.7%)3620BC
3600BC(61.5%)3520BC

3640BC(95.4%)3510BC

4775±27

PLD-5678 UK-4-1457

1457

植物遺体

-26±0.135110±25

3970BC(28.3%)3930BC 3980BC(40.4%)3900BC
3860BC(39.9%)3810BC 3880BC(55.0%)3800BC

5110±27

PLD-5679 UK-4-1495

1495

材

-31.17±0.145210±30

4040BC(35.6%)4010BC
4055BC(95.4%)3960BC
4005BC(32.6%)3975BC

5209±28

PLD-5611 UK-4-1550

1550

材

-30.06±0.235270±25

4230BC(12.7%)4200BC
4170BC(22.6%)4120BC 4230BC(16.2%)4190BC
4080BC(22.6%)4030BC 4180BC(79.2%)3980BC
4020BC(10.3%)3990BC

5268±25

PLD-5808 UK-1-114

114

材(枝・直
径3mmφ)-29.42±0.15

105±201690AD(21.6%)1730AD 1680AD(26.8%)1730AD
1810AD(46.6%)1920AD 1800AD(68.6%)1930AD

106±20

PLD-5809 UK-1-276

276

植物遺体/
最外年輪

-27.61±0.15

930±20

PLD-5708 UK-1-430

430

種実

-29.77±0.13

1725±20

PLD-5709 UK-1-534

534

材-28.22±0.14

2415±25

PLD-5710 UK-1-772

772 植物遺体-26.39±0.11

3400±25

材

971040AD(12.1%)1060AD
1030AD(95.4%)1160AD
1070AD(56.1%)1160AD
250AD(38.0%)300AD
310AD(25.1%)350AD
250AD(95.4%)390AD
360AD(5.1%)380AD
740BC(9.9%)690BC
660BC(1.5%)650BC
520BC(68.2%)410BC
550BC(84.0%)400BC
1745BC(66.8%)1680BC
1750BC(95.4%)1620BC
1675BC(1.4%)1665BC

373±21612±19903±204167±26929±191724±222417±233401±24

藤原治・小松原純子・澤井祐紀

E135

A

E140

Fujikawa-kako
Fault Zone

B

N35

SurugaTrough

ai

k
an

N

Sagam
i
Trough

gh

u
Tro

B

N

UK-4
UK-3

UK-2
UK-1

500 m
第 1 図．調査位置図．A：調査地域のテクトニック・セッティング．B：ボーリン
グ位置．国土地理院発行 1/25,000 地形図「吉原」，「沼津」を使用．
Fig. 1. Index map. A: Tectonic setting around the study area. B: Location ofdrilling sites. Modified from 1/25,000-scale topographic maps ofGeogr. Surv. Inst., “Yoshiwara” and “Numazu”.

図１98

静岡県浮島ケ原の湿地堆積物に見られる層相変化と南海トラフ周辺の地震との関係（速報）

9.3

8.3

7.0

6.0

5.10

4.30

3.40

2.70

1.85 1.0

0 (m)

9
S

Iz-Kt

ObS

E

埋土

0
(m)

L
Fig.6

E
E

E

S

0.5
5

10

7

6

E

E
4 3

1

12
E

2

11
8

13

E

10.3

1.0
9.3

8.3

7.0

6.0

19.0 18.0 17.0

5.10

16.2 15.4

4.30

3.40

2.70 1.85 1.0

14.55 13.7 13.0 12.0 11.1 10.3(m)図２A（1/2）
0
(m)
14
20

E

砂礫層

E

15

19
E
0.5
16

E
18
17

1.0
20.0 19.0 18.0

17.05

16.2 15.4

14.55 13.7 13.0 12.0 11.1

第 2A 図．半裁したボーリングコアの写真（コア UK-4）．ObS：大淵スコリア，Iz-Kt：神津島天上山テフラ，S：
スコリア層，E：イベント堆積物，1～20：泥炭（質）層から粘土層への層相変化境界，L：液状化跡．
Fig. 2A. Photograph showing the section of Core UK-4. ObS: Obuchi Scoria，Iz-Kt: Kozushima-Tenjo-sanTephra，S: Scoria layer，E: Event deposits, 1-20: Facies change boundaries from peaty interval to図２A（2/2）
muddy interval，L: Trace of liquefaction.

99

藤原

8.25

7.35

6.45

5.55

治・小松原純子・澤井祐紀

4.7

L?

3.8
7

2.9

2.0

1.0

0 (m)

Iz-Kt

ObS

0
(m)

S
E4

12
11

8

10

S

1

9

Kg

埋土

2

E5

E?

0.5

S
3
6
砂礫層

ObS

1.0
9.25

8.25

7.35

6.45

5.55

4.7

3.8

2.9

2.0

1.0

19.0 18.0 17.0 16.0 15.0 13.0 12.0 11.0 10.0 9.35 (m) 図２B(1)
0
(m)

0.5

20.0 19.0 18.0 17.0 16.0 14.0 13.0 12.0 11.0 10.0

1.0

第 2B 図．半裁したボーリングコアの写真（コア UK-1）．ObS：大淵スコリア，Iz-Kt：神津島天上山テフラ，Kg：天城カワゴ平軽石（Kg），S：スコリア層，E：イベント堆積物，1～12：
泥炭（質）層から粘土層への層相変化境界，L：液状化跡．
Fig. 2B. Photograph showing the section of Core UK-1. ObS: Obuchi Scoria，Iz-Kt: KozushimaTenjo-san Tephra，Kg: Amagi Kawagodaira Pumice，S: Scoria layer，E：Event deposits,
1-12: Facies change boundaries from peaty interval to muddy interval, L: Trace ofliquefaction.

100

図２B(2)

101

M S G

Burrow

Cross-lamination

6.00

8

7

5.50

6

5.00

muddy4.50

muddy

M S G

Gravel

4.00
(m)
muddy

Plant debris seam

M S G

8.00

7.50

7.00

6.50

6.00
(m)

1 ～ 20：Facies change boundaries from peaty interval to muddy interval

Peat or Peaty mud

第 3A 図．コア UK-4 の柱状図．
Fig. 3A. Columnar section of Core UK-4.

L: Trace of liquefaction

Rip-up clast

Volcanic ash

Rootlet

10.00

9.50

Mud drape

12.00

11.50

Ripple lamination

14.00

17

13.50

11

9.00

10

8.50

9

12 8.00
(m)

M S G

20

11.00

15

10.50

14

13

10.00
(m)

M S G

16.00

15.50

砂流出

13.00

16

12.50

12.00
(m)

M S G

FU

15.00

19

14.50

18

14.00
(m)

M S G

18.00

20.00

17.00

19.00

17.50

16.50

18.50

19.50

16.00
(m)

18.00
(m)

Plant debris

M S G

4.00

5

3.50

4

3.00

3

2.50

2.00
(m)

90%

M S G

M S G

図 3A

2.00

2

1.50

1.00

1

0.50

L

0.0
(m)

静岡県浮島ケ原の湿地堆積物に見られる層相変化と南海トラフ周辺の地震との関係（速報）

102

16.5

17.0

17.5

18.0

18.5

19.0

19.5

20.0

13.0

15.0

M S G

16.0

M S G

14.0

13.5

12.5

14.5

15.5

12.0
(m)

14.0
(m)

第 3B 図．コア UK-1 の柱状図．
Fig. 3B. Columnar section of Core UK-1.

M S G

16.0
(m)

18.0
(m)

M S G

12.0

11.5

11.0

10.5

10.0
(m)

M S G

8.0

10.0

7.0

6.5

7.5

M S G

12

6.0
(m)

9.5

9.0

8.5

8.0
(m)

M S G

11

10

L?

9

6.0

5.5

5.0

4.5

4.0
(m)

3.5

3.0

2.5

4.0

M S G

8

7

6

2.0
(m)

M S G

5

4

3

2

1

2.0

1.5

1.0

0.5

0.0
(m)

図３B

M S G

藤原
治・小松原純子・澤井祐紀

静岡県浮島ケ原の湿地堆積物に見られる層相変化と南海トラフ周辺の地震との関係（速報）

0.0
(m)

1.0

0.0
(m)

UK-1
1800-1930AD

1.0
1440-1530AD
1290-1400AD

2.0
2.0

3.0

UK-4

1030-1160AD
Iz-Kt(AD838)

1040-1210AD
770-900AD

3.0

605-665AD
4.0
250-390AD

5.0

4.0

Depositional curve
for Core UK-4

ObS

545-640AD

富士火山起源の降下スコリア 5.0(560-880AD)

550-400BC
920-810BC
6.0

7.0

6.0
Kg
(3126-3145 calBP）

Kg

7.0

1750-1620BC
8.0

8.0
2820-2660BC

湿地堆積物
9.0

砂礫層
Grav
S
a
Mud nd el

9.0

10.0

2470-2280BC
泥炭・有機質泥
植物片

11.0

斜交葉理

2500-2340BC

リップル葉理2470-2280BC

植物片のラミナ

12.0

粘土層
2500-2330BC

生痕

13.0

根
粘土礫
礫

14.0

3640-3510BC

火山灰（560-880AD） 松原（1990）より暦年較正

3880-3800BC
15.04055-3960BC
4180-3980BC

16.0

2000

1500

1000

500

AD/BC
0

500

1000

1500

2000

2500

3000

3500

4000

砂礫層

G
MudSand ravel

第 4 図．コアの年代とコア UK- 4 の堆積曲線．堆積曲線の作成には，UK-1 のスコリア層付近での 14 C 年
代測定値と Kg の層準も参考にした．
Fig. 4. Chronostratigraphy of cores and depositional curve of Core UK-4.

図4

103

104

5.0

4.0

3.0

2.0

1.0

0.0
(m)

ObS

4.0

3.0

2.0

1.0

0.0
(m)

Ⅱ

Ⅰ

Ⅴ

（560-880AD）

545-640AD

605-665AD

Ⅳ

Ⅲ

770-900AD

1040-1210AD

1290-1400AD

1440-1530AD

UK-4

礫

泥炭・泥炭質泥層
火山灰
斜交葉理

1500

1000

500

歴史地震

L : 変形層（液状化跡？）

1 ～ 5：層相変化イベント（560-880AD） 松原（1990）より暦年較正
Ⅰ～Ⅴ： 珪藻群集分析区間

根
粘土礫

生痕

粘土層

1854 1605 1361 1096 887 684 ？
1707 1498 13C 初頭？

2000AD

5

4

3

2

1

L

第 5 図．コアの層相変化と南海トラフの歴史地震との対比．
Fig. 5. Correlation between lithofacies changes in cores and historical earthquakes around the Nankai Trough.

550-400BC

富士火山起源の降下スコリア 5.0

250-390AD

Iz-Kt（AD838)

1030-1160AD

1800-1930AD

UK-1

藤原
治・小松原純子・澤井祐紀

105

図6

第 6 図．津波堆積物の可能性があるイベント砂層．コア UK-4 の深度 4.00 m～
3.64 m の区間の剥ぎ取り試料．
Fig. 6. Photograph showing a possible tsunami deposit. Peeled sample from theinterval of 4.00 m to 3.64 m in Core UK-4.

10 cm

マッドドレイプ

上方細粒化する砂層が重なる
砂層は上位ほど薄く細粒になる

マッドドレイプ

間

変動の累積

平均水位

第 7 図．浮島ヶ原における沈降と堆積プロセス．
Fig. 7. Schematic figure showing the processes of tectonic subsidence
and deposition in the Ukishima-ga-hara low land through time.

時

積

通常時の沈降埋地表高度の相対変化

沼沢地（粘土やシルト層）
地震による沈降

湿地（泥炭）

静岡県浮島ケ原の湿地堆積物に見られる層相変化と南海トラフ周辺の地震との関係（速報）

図7

106

F.

10 km

Suruga Bay

R.FujiKambara
Hills

Fuji

Saginota Gravels
Iwabuchi Andesite
Kambara Gravels

Alluvium
Old Fuji Mudflow
Fuji Lavas

Ukisima-ga-hara

Mt. Fuji

5 Ka

0 Ka
DebrisfailureIriyamase F.
DebrisfailureOhmiya F.

Y1

Y2

Y5

Y3

Kg

F-Os

1event/ca.270yrs.

Boundary 10 in core UK-1

図8

6 Ka

4.5 Ka?

3 Ka

1.5 KaInfered seismic
events (Yamazaki
et al., 2002)

1event/ca.500yrs.

(This study)

Ukishimaga-hara

Deformation (Liquefaction?)
Change from peat to mud

K-Ah

Ib3

Iz-Kt

IwabuchiTerraces

ObS

Relic
ware

Y4

Yui
Terraces

第 8 図．富士川河口断層帯周辺の古地震を示す証拠の対応関係．Yamazaki et al.（2002）を改変．
Fig.8. Correlation of paleoseismic evidences around the Fujikawa-kako fault zone. Modified from Yamazaki et al. (2002).

5

Yui

ya

mi

Oh

Fujinomiya

se F.

Iriyama

藤原治・小松原純子・澤井祐紀