湿原泥炭地における火山灰層の堆積ならびに流域環境の変化の影響について
北海道大学大学院地球環境科学研究科
エコ・ユリアント，中村有吾，平川一臣

I.はじめに⼈為的な森林の伐採や農業的⼟地開発は，河川の侵⾷・運搬・堆積プロセスに⼤きな影響を与える。とくに，農耕が流域の⼟壌侵⾷を引き起こし，河川による流出および堆積などの⽔⽂特性に急激かつ⼤規模な変化をもたらすことが近年注⽬されている。たとえば，⽔垣・中村（1999）は，釧路川⽔系の久著呂川およびチルワツナイ川の河岸で，放射性降下物 137Cs（1960 年代に⼤気中に⼤量に放出された核実験⽣成物）を⽰標として河川氾濫堆積物の編年をおこなった。その結果，1965〜1980 年におこなわれた⼤規模農地開発と明渠廃⽔⼯事,1981 年の⼤⾬によって⼤量の⼟砂が湿原に流⼊したことが明らかとなった。また，鈴⽊（2003MS）は，⼗勝平野南部豊頃丘陵周辺の諸河川で，開墾開始以降の河川堆積物の詳細な編年をおこなった。その結果，137Cs 含有量のピーク層準（1963 年ころ）以降の堆積量および堆積物の祖粒化は顕著であり，堆積速度は近年さらに増加していることが明らかとなった。また，流域ごとの⼟地利⽤変化，すなわち森林伐採，農地拡⼤の時期と，堆積物の増加，粗粒化の時期が対応することも指摘されている（鈴⽊，2003MS）。
そこで本研究では，北海道東部別寒辺⽜湿原に流⼊する別寒辺⽜川流域において河川氾濫堆積物の観察，編年学的考察をおこない，⼟砂の流出・堆積における農業的⼟地開発の影響を考察する。最終的には，本調査結果にもとづき，地質学的視点による別寒辺⽜湿原の環境変化，環境保全を考察する予定である。しかし現時点で得られたデータは，当該流域８地点における堆積物の層序と⽕⼭灰（広域テフラ）の同定結果のみである。本報告では，これ
ら調査結果にもとづく河川氾濫堆積物の編年を⽰し，今後の研究の可能性を考察する。
Ⅱ.調査地域の概要調査をおこなったのは，北海道東部，別寒辺⽜川および釧路川の諸流域である（図１）。
別寒辺⽜川は，根釧原野北部の台地に発してほぼ南東流し，厚岸湖に注ぐ河川で，流路延⻑
約 44km，流域⾯積 872km2 である。下流域は別寒辺⽜湿原とよばれる低湿泥炭地である｡釧路川は，屈斜路湖に発し，釧原野をほぼ南流して太平洋に注ぐ。流域⾯積は 2505km2 で，下流部には低湿泥炭地の釧路湿原が広がる。

Ⅲ.火山灰の同定と層序

図２の柱状図に⽰すように，別寒辺⽜湿原および釧路湿原周辺の多くの地点において，地表⾯下１〜２ｍの表層部に２〜３枚の⽕⼭灰層が認められる｡３枚の⽕⼭灰の層序が確かめられたのは，地点５の⽚無去川河岸の露頭である。この地点の堆積物は，地表⾯付近が泥炭層，その下位が砂層で，⽕⼭灰の保存状態がよい。そこで，この露頭で⽕⼭灰試料を採取し，⽕⼭灰分析をおこなった。採取した⽕⼭灰は，Nakamura et al.（2002）の⽅法で脱⽔ガラス屈折率を測定し，中村ほか（2002）に記載された北海道の主要広域⽕⼭灰の岩⽯学的特徴と⽐較することによって，広域⽕⼭灰に同定した。以下に，この３つの⽕⼭灰について詳しく記載する。
上位の⽕⼭灰は，細砂サイズの降下⽕⼭灰で，層厚が数 mm 以下の薄層だが連続して認められる。⽕⼭ガラスの含有率は 81％で，⾮常にガラス質名⽕⼭灰である。⽕⼭ガラスはスポンジ状および繊維状の形態を呈する。⽕⼭ガラスの屈折率は n=1.494〜1.497 に集中する。
中位の⽕⼭灰は，極細砂サイズの降下⽕⼭灰で，層厚約２cm である。⽕⼭ガラスの含有率は 70％，形態はスポンジ状を呈する。⽕⼭ガラスの屈折率は n=1.491〜1.495 である。
下位の⽕⼭灰は，細砂サイズの降下⽕⼭灰で，層厚約２cm である。⽕⼭ガラスの含有率は 70％，形態はスポンジ状を呈する。⽕⼭ガラスの屈折率は n=1.494〜1.497 に集中する。
以上の⽕⼭灰の特徴と，３枚の層序を考慮すれば，上位の⽕⼭灰は駒ケ岳 c1 ⽕⼭灰（Koc1，⻄暦 1856 年噴⽕），中位の⽕⼭灰は樽前 a ⽕⼭灰（Ta-a，⻄暦 1739 年噴⽕），下位の⽕⼭灰は駒ケ岳 c2 ⽕⼭灰（Ko-c2，⻄暦 1694 年噴⽕）に同定される（⽕⼭灰の名称および噴出年代は，⼭⽥，1958 および町⽥・新井，1992 にしたがう）。これら３つの⽕⼭灰のうち，Ta-a と Ko-c2 は噴出年代が近く，露頭では⽐較的近い層準に産出する。このような層位関係と，露頭で観察される岩相の類似性を考慮すれば，地点１，３，４，６，７，８で認められる２枚の⽕⼭灰層は，それぞれ Ta-a および Ko-c2 に同定される。
Ⅳ.河川氾濫堆積物の記載

別寒辺⽜湿原周辺および釧路湿原周辺の８地点（図１および２）において堆積物を観察した。とくに，過去 150 年間の堆積環境の変化，とくに⼈為的な環境変化に着⽬して，堆積物の記載をおこなう。
地点１
⼤別川下流部（別寒辺⽜川との合流点から 200ｍ上流，右岸）の地点１では，地表⾯下85cm 層準に Ko-c2，70cm 層準に Ta-a がある。その上位の堆積物は砂質泥炭層である。この地点では，Ko-c2 テフラの降下以前から現在まで,堆積環境の顕著な変化は認められない。

地点２
地点２は，別寒辺⽜川の左岸側，河⼝から約５km 上流に位置する。ここでは，砂まじり泥炭層の上位に，斜交薬理をもつ層厚 85cm の中砂〜粗妙層がある。
この地点では，本来泥炭地（湿地）であった場所から，砂を堆積させる環境への変化が読みとれるが，年代を⽰す試料は得られなかった。地表⾯下 40cm の層準に挟在する炭は，開墾時の⼈為的な⽕⼊れを⽰唆する。
地点３
地点３は，地点２よりさらに約 4.4km 上流の，別寒辺⽜川左岸の露頭である。ここでは，泥炭層の上位に Ko-c2 および Ta-a を含む層厚 50cm の粗砂瑞，その上位に層厚 115cm の中砂〜粗砂の互層がみられる。
この地点では，泥炭から粗砂への堆積物の変化が⾒られるが，これは Ko-c2 が降下した1694 年以前のことであり，⼈為的な影響とは考えられない。Ta-a より上位の層相変化，とくに，地表⾯下 50cm 前後に⾒られる粗粒化は，おそらく流域の開墾にともなう⼟砂の流出の影響があると考えられる。
地点４
地点４は，別寒辺⽜川⽀流のトライベツ川の河岸で，別寒辺⽜川との合流点から約９km上流に位置する。ここでは，Ko-c2 および Ta-a を含む中砂層の上位に，斜交葉理をもつ中砂〜粗砂層，細砂〜中砂互層がみられる。
この地点でも層相変化は堆積環境の変化に対応すると考えられるが，Ta-a 直上の層理⾯は 1739 年の直後という時期を考慮すれば，⼈為的な影響があったとは考えがたい。地表⾯
下 75cm 層準の層相変化，あるいは地表約 20cm の粗粒化は，⼈為的影響の可能性がある。
地点５
地点５は，別寒辺⽜川⽀流のチヤンベツ川に注ぐ⼩河川，⽚無去川の河岸に位置する。この地点では，Ko-c2 および Ta-a を挟む中砂層およびその上位に Ko-c1 を挟む砂質泥炭層がみられる。
この砂質泥炭層は，Ko-c1 が降下した 1856 年以前から堆積しており，それ以降顕著な層相変化がみられない。したがって，⽚無去川流域では⼈為的な環境変化は，堆積環境に顕著な影響を与えなかったと考えられる。
地点６
地点６は釧路川本流沿いの河岸，河⼝から上流約 30km に位置する。ここでは，泥炭層の上位に，斜交葉理をともなう層厚 110cm の細砂〜中砂互層がみられる。
ただし，この地点での泥炭から砂への堆積物変化は Ko-c2 が降下した 1694 年以前のことであり，⼈為的影響は考えられない。その上位の砂層は，地表⾯下 55cm 層準から上位ではわずかに粗粒化の傾向が⾒られ，流域の開墾にともなう粗粒⼟砂の流出を⽰唆する。
地点７
地点７は釧路川⽀流の久著呂川の流域で，釧路川との合流点から約 10km 上流に位置する。ただし，地点７は，現在の久著呂川河道から 260m，河川改修前の久著呂川流路跡から130m の位置にある。ここでは，Ko-c2 および Ta-a を含む泥炭層の上位を層厚 12cm の粗砂層が覆うほかは，顕著な堆積物はみられない。
地点８
地点８は，地点７の 280m 北⽅，河川改修前の久著呂川流路跡から約 50m（現在の河道から 115m）の位置にある。この地点は，久著呂川が形成した⾃然堤防の頂部に相当する。
ここでは，泥炭質シル⼘層の上部に Ko-c2 および Ta-a が挟まれ，その上位はシルト〜中砂互層および細砂〜中砂互層が覆う。また，地表⾯下 70cm の層準には有機物が含まれる。
泥炭質シルトから砂層への変化は Ta-a 降下直後（1739 年頃）であり，⼈為的影響は考えられない。いっぽう，有機物の層準前後で，堆積物が粗粒化する傾向がみられ，流域の開墾にともなう粗粒⼟砂の流出を⽰唆する。また，このような⼟砂の流出が⾃然堤防の形成を促進したと考えられる。
Ｖ考察

以上に記した各地点での観察・記載にもとづき，以下の議論が可能である。
1.堆積物の粒粒化
別寒辺⽜川（地点２，３），トライベツ川（地点４），釧路川（地点６），久著呂川（地点８）といった⽐較的流域規模の⼤きな河川において，堆積物の粗粒化が顕著に認められる。
多くの地点で認められるように，この地域は本来は泥炭地（湿原）であり，砂などの粗粒堆積物は⼤規模な出⽔時のみに供給されていたと思われる。しかし，Ta-a 降下（1739 年）後しばらくしてから中砂〜粗砂などの粗粒堆積物が急激に供給されるようになった。
別寒辺⽜川および釧路川流域では，これら粗粒物質の堆積開始時期を⽰す直接の試料は得られなかった。わずかに，地点２および８で観察された炭化物の集積層が，開墾にともなう⽕⼊れを⽰唆するにすぎない。しかし，久著呂川流域や⼗勝平野南部の諸流域では，1960年代以降とくに 1980 年代の急激な農地の拡⼤にともなって，⼟壌侵⾷およびそれにともなう下流部での堆積物供給量が増加したことが明らかになっている（⽔垣・中村，1999；鈴⽊，2003MS）。このことを考慮すれば，別寒辺⽜川・釧路川で認められる堆積物の粗粒化も，1960〜1980 年代の農地の拡⼤にともなう⼈為的影響によると判断すべきであろう。
この問題については，ヤナギなどの樹⽊を⽤いた年輪年代法や，1960 年頃の核実験⽣成物である 137Cs をもちいた編年によって，今後検討する予定である。
2.河川の流域面積と堆積量の関係
いっぽう，流域規模の⽐較的⼩さな⼤別川（地点１）や⽚無去川（地点５）では，Ko-c2の降下（1694 年）以前から現在まで，堆積物の顕著な変化はみられない。おそらく，これ

らの⼩流域では，堆積環境に影響を与える程度の⼤規模な森林伐採や農地の拡⼤は無かったものと推定される。
これについては，別寒辺⽜川・釧路川⽔系の各流域について，⼊植以後の⼟地利⽤変化を明らかにしたうえで考察する必要がある。
3.自然堤防の発達
久著呂川河岸（地点８）の⼈為堆積物は，河道から約 50m の地点で最も厚く，河道から200m 以上離れた地点７では堆積物はきわめて薄い。よって，河川の氾濫により⼟砂が堆積するのは，河道から数⼗ m，せいぜい 100m 以内の範囲である。地点８付近の厚い堆積物は顕著な微⾼地（⾃然堤防）を形成している。つまり，⼈為堆積物の範囲は⾃然堤防の分布とほぼ⼀致しており，⾃然堤防の発達は⼈為堆積物の増加によるところが多い。なお，耕地の拡⼤にともなう⼈為堆積物が⾃然堤防を形成する事例は⼗勝平野南部当縁川下流域でも確認されている（鈴⽊，2003MS）。
謝辞

本研究には北海道厚岸町「平成 14 年度厚岸湖・別寒辺⽜湿原学術研究奨励補助⾦」を使⽤しました。現地調査の際は，澁⾕⾠⽣⽒をはじめとする厚岸⽔⿃観察館の皆様にお世話になりました。ここに記して御礼申し上げます。
引用文献

町⽥洋・新井房夫（1992）⽕⼭灰アドラス−⽇本列島とその周辺．276p，東京⼤学出版

会．
⽔垣滋・中村太⼠（1999）放射性降下物（Cs-137）を⽤いた釧路湿原河川流⼊部における⼟砂堆積厚の推定．地形，20，97-112.
中村有吾・⽚⼭美紀・平川⼀⾂（2002）⽔和の影響を除去した北海道の完新世テフラガラスの屈折率。第四紀研究，41，11-22.
Nakamura, Y., Katayama, Y., and Hirakawa, K (2002) Hydration and refractive indices ofHolocene tephra glass in Hokkaido, Northern Japan. Journal of Volcanology andGeothermal Research, 114, 499-510.
鈴⽊幸恵（2003MS）⼗勝平野南部における開墾に伴う河川氾濫堆積物の編年学的研究．平成 14（2002）年度修⼠論⽂．北海道⼤学⼤学院地球環境科学研究科・地圏環境科学専
攻地球⽣態学講座．
⼭⽥忍（1958）⽕⼭噴出物の堆積状態から⾒た沖積世における北海道⽕⼭の⽕⼭活動に関する研究．地団研専報，8，40p.

図１

別寒辺⽜川および釧路川流域の地域概観

図２

堆積物の層序