第四紀後期の関東ローム層に記録された古環境：古土壌と考古学研究の基礎としてLate Quaternary environmental changes recorded in the Kanto loam formation
as a basis of paleosol and archeological studies
町田

洋

＊

Hiroshi MACHIDA＊

東京都立大学名誉教授
Professor Emeritus, Tokyo Metropolitan University

摘

要

気候・海面などの環境の変化を導く地球システムは、大気・海洋・陸地・氷床間のさまざまな営みが相互に複雑なフィードバック作用を起こして変動している。時間的、空間的に気候変化が「何故起こったか ?」を理解する上で環境変化史は基礎となる。ここ 20 年余のうちに過去の環境の連続的な記録が湖や海底の堆積物や氷床のコアなどから解読されるようになって、複雑な気候変化史がある程度わかってきた。古
気候・古環境の指標（proxy）の開発・分析と年代決定の進歩がそれを支え、将来予測のための気候モデル設定に基礎を提供するようになった。本稿では陸上に残された風成堆積物（とくに南関東のローム層）を対象にし、テフラ層を年代軸にして、海成・河成段丘の層序が基礎的な海面・気候変化史の枠組みを示すこと、ローム層中の間氷期
古土壌も重要であること、さらに更新世後期以降のローム層中の植物珪酸体組成変化
が気候・植生変化にとってよい proxy であることを中心に記述する。また最終氷期以降の 1 万数千年間（人類活動が盛んになった時代）のやや詳しい環境変化について、上に述べた諸 proxy と氷床や海底堆積物からの記録とを対比する試みを述べる。

キーワード：海成段丘、河成段丘、考古遺物、古気候、古土壌、植物珪酸体、
テフラ

Key words：marine terrace, ﬂuvial terrace, archeological remains,
paleoclimate, paleosol, phytolith, tephra
1．はじめに：古環境 proxy は何に残っているか
先史時代の地球環境変化の記録は、最近では、氷床や海底および湖底堆積物、さらに石灰洞の鍾乳石などに詳しく残っていることがわかって、高分解能の研究が進められつつある。一方かつて主たる研究対象であった各地陸上の地形・地質も見直され、各地の環境変化の解明に役立っている。氷河・周氷河
地域以外の陸上でほぼ連続した堆積作用により形成される地層は、湖成層と風成層（主に風で送られ陸地の地表に降り積もった地層）に大別される。湖成層は堆積速度が速いことが多いため、花粉などの植物化石とその年縞年代や放射年代の資料から氷床コ
アや海底コアに匹敵する高分解能の資料を得ること1）ができる（たとえば Nakagawa et al. ）。
風成層では、古土壌を含むレスとテフラが対象になる。レスは世界各地でかつての氷床周辺や乾燥地といった風塵の給源から風下地域に広く分布し、その給源や堆積地域の植生環境と卓越風の向きや強さを示す。このためレスとそれを挟む古土壌の層序は氷期－間氷期のサイクルといった長期間の気候・植生変化を示している（たとえば中国レス）。しかしその年代分解能は一般に、数千年かそれより粗いオー
ダーであまり高くはない。
一方テフラとそれを主な母材とした古土壌は火山
山麓とその風下地域の平野に広く分布する地層で、日本などでは時間指標層として火山の活動史のみならずテフラとその分布域の地形・地質との関係から
海面変化・気候変化、および地殻変動などの研究に役立ってきた。またその堆積物は考古学的遺物・遺跡を挟むことがあるので、テフラ・古土壌の研究は人類史とともに環境変化がヒトに与えた影響などを検討する上で重要な役割を果たしている。
本稿では、研究の進んだ関東南西部において後期

受付；2011 年 4 月 12 日，受理：2011 年 7 月 26 日＊
〒 227-0054 横浜市青葉区しらとり台 15-7，e-mail：hiroshimachida@b01.itscom.net
2011 AIRIES189

町田：関東ローム層に記録された古環境

更新世以降のテフラ・古土壌を対象にし、海成・河成段丘の地形との層序関係、および最近報告された
植物珪酸体組成の層序から読み取れる環境の変化を述べる。また最終氷期極相期以降現在までの急速に温暖化した気候とそれに伴う環境の変化史は、現在の気候を理解し、また将来予測のために重要である。
これについても氷床や海底コアなどとテフラや考古学遺物などの層序を総合して考察する。
2．関東ローム上部層と古土壌の層序と編年
日本列島の多くの活火山は安山岩や玄武岩質噴出物を噴出し、数十年～数百年に 1 度ほどの頻度で活動している。その結果、火山の麓から風下の平野地域にかけて降り積もったテフラが厚い地層を形成している。関東平野はその代表的なところで、とくに南関東でローム層や赤土と呼ばれてきた堆積物は、西方の諸火山が噴出し、風送・降下・堆積した夥し
い数のテフラ層に起源し、堆積後時間が経って風化・土壌化が進み、本来の堆積構造を失って一見無層理の褐色火山灰土になったものである。ことに富士山のテフラ層のように玄武岩質で多数の薄いスコリア層からなるものは、個々の層を区別し難い。さ
らに火山から遠くなるとみかけの堆積速度は遅くなり、風塵や隣接斜面から移動してきた別起源の粒子が混入する機会が増えるため、こうしたみかけの地層となる。「ローム」と呼ばれるものは、砂とシル
トがほぼ等量の混合物という、粒度に基づく本来の定義があるが、関東ロームには必ずしもあてはまらない。
火山からの距離とともに粒度が減少するので、

図1

190

上記の特徴をもつ「累積したテフラなどを起源とす
る土壌化した地層」と呼ぶべきである。しかしこれでは使い難いため、第四紀学の分野でローム（層）の語は長くこうした起源の地層に使われてきた。本稿でも上記の性格をもつ地層の慣用名として使うことにする。テフラ（層）の語は、明瞭な指標層や粗粒で厚い風成の噴火堆積物に限って使う。
2.1 南関東のローム層の概要、給源火山と時間指標層2.1.1 模式地
南関東では、火山に近い西部の地域ほどローム層は厚くまた粗粒になるので、遠方の関東平野中部よりも古環境復元の精度・年代分解能は高くなる。図
1 は、約 100 ka 以降の富士起源テフラと約 400 ka
以降の箱根起源テフラ累層の等厚線を示す（ka は1,000 年前の単位）。給源から 20～30 km までの火山山麓・周辺では、噴火が環境に及ぼした影響が大きい。関東平野の中でも南西部にあって富士山の東方（風下）に位置する相模野は、台地平坦面が広いため、段丘砂礫層（元の河川氾濫原）の上に降り積もった新しい（後期更新世の）テフラがよく保存されている。またその南西方にあって箱根火山の東方に位置する大磯丘陵は、箱根火山由来のテフラ層がきわめて厚く、しかも海・河成層が挟まり傾動・隆起している。これらの地域は 1960 年代まで関東ローム層の模式地とされた武蔵野と周辺地域に比べて 2 倍以
上の厚いローム層をもち、海成層・河成層との層位関係も明瞭なので、より多面的な情報が得られる。
このため、南関東の後期更新世以降のテフラ・古土壌層序編年の模式地は相模野台地・大磯丘陵におか

南関東の富士山・箱根山起源のテフラ（ローム）層等厚線図．

富士山起源のテフラ層等厚線（F），箱根山起源のテフラ層等厚線（H）．
2）（それぞれ 10 万年間，40 万年間．単位は m）．

地球環境 Vol.16 No.2

189－202（2011）れる。なお相模野ではローム層中や上位の黒土層かのに欠けることが多い。以下、主に海成段丘三崎面
ら人類遺跡・遺物も発掘され、日本の先史文化層序 （約 80 ka 亜間氷期）形成以降の、従来の名称でいえの標準となっている。
ば、武蔵野ローム層と立川ローム層、黒土層にあた2.1.2 ローム層の区分
るローム層の指標層を述べる。
武蔵野・多摩川周辺で南関東のローム層は、丘まず富士吉岡テフラ（F-YP）は富士火山群起源と陵・台地（段丘）
構成層が古いものほど古いローム層
しては珍しく角閃石をわずかながら含むテフラで、を載せることから、上位から表土をなす黒土層、立Aso-4（約 88 ka）の上位で海洋同位体ステージ（以下川ローム層、武蔵野ローム層、下末吉ローム層、多MIS と記す）5a の亜間氷期に形成した海成段丘（三3）摩ローム層に区分された 。当初この区分単位に年崎面）と同時代、すなわち約 80 ka に噴出した。そ代は付与されなかったが、層序区分は海成や河成のの上位にある複数の箱根起源の指標テフラ層のうち地形形成と関連して行われたので、それは第四紀の古くから南関東全域で認められているのは、箱根東気候・海面変化を反映したものであった（例えば下京軽石層（Hk-TP）である。これについては複数の放末吉ロームは最終間氷期下末吉海進の後につづく海射年代測定値があるが、あまり信頼性が高くない。
退期に降下したもの）。その後、地形・地層との関
最近鹿島沖の海底コアで認められて海洋同位体層係は見直されるとともにローム層に多数の指標テフ
序・編年では MIS 4 の約 66 ka に噴出したと報告さ
4）8）ラが記載され、それらの数値年代決定も行われた 。
れた 。これは後述の植物珪酸体層序とも矛盾しな
また、ローム層に間氷期・亜間氷期に形成された顕い。その上位にある箱根三色旗軽石（Hk-SP）、富士
著な土壌が注目された。
相模野下位スコリア 2（F-S2S）などの年代は後述の植2.1.3 主な指標テフラ層
物珪酸体層序からの推定値で、それぞれ約 58 ka
9）
図 2 は代表的な模式地を総合したローム層柱状 （MIS 4 と 3 の境界）および約 45～47 ka である 。
図で、厚さや岩質上特色があって指標となるテフラ
上位のローム層中で年代層序を考えるのに指標層5）－ 7）
を記入してある。更新世後期から中期にかけてとなるのは、どれも遠来のもので 29～30 ka の南九の指標層には、下位ほど箱根火山起源のものが多い。 州姶良カルデラ起源の姶良 Tn 火山灰（AT）、およびその他、肉眼ではすぐ区別できないが特徴的組成を
浅間起源の As-Y 火山灰（As-Y、または UG）（約もつので判別できる遠来の広域テフラが重要な指標
16 ka）、富士黒土層中の鬼界アカホヤ火山灰（K-Ah）となっている。富士山起源の指標層は、特徴的なも （約 7.3 ka）などである。AT はもっとも重要な指標

浅間 As-Y 火山灰（As-Y）

富士相模野上位スコリア（F-S1S）

富士相模野下位スコリア 2（F-S2S）

図2

16,00029,000〜 30,000

やや不明瞭，2 枚ある相模野・大磯丘陵地域におけるローム層柱状図と指標テフラ層．
町田 に加筆．
5）191

町田：関東ローム層に記録された古環境層で、肉眼で識別可能な場合があるが、一般に顕微
7）
鏡下で観察して認定できる（詳しくは町田・新井
を参照されたい）。
F-YP 以下の軽石質指標層には箱根火山起源のものが多い（箱根吉沢上部、下部軽石群 Hk-KmPs、
HK-KlPs：計約 30 層の軽石層で最終間氷期の下末
吉層上にのる）。しかしより広域的な指標となるのは、阿蘇 4 火山灰（Aso-4）（約 88 ka）、鬼界葛原火山
灰（K-Tz）（約 95 ka）、御岳第 1 軽石（On-Pm1）（95～
100 ka）などの遠来テフラである。
2.2 埋没古土壌、黒土層
従来、関東ローム層を区分するには、海成・河成段丘との関係のみならず、しばしば観察される埋没古土壌が使われてきた。もっとも顕著な古土壌は多摩ローム層と下末吉ローム層との境にあるものと、表土をなす黒土層の下部を占める富士黒土層（FB）10）
である。前者は下末吉埋没土（SB）と呼び 、下末
吉海進時という完新世に匹敵するか凌駕する温暖な気候の間氷期（MIS 5e）（ 125 ka 前後）に形成された（図 3）。また後者は約 10 ka から約 6 ka に至る完新世前半の間氷期レベルの温暖期に生成した腐植質火
11）
山灰土である など、図 4a、b）。ここで注意した
いことは、こうした顕著な古土壌でもそれらの時期に風成層の堆積が行われず、下位層が主たる母材で風化・土壌化したとは限らないことである。下末吉
埋没土も富士黒土層もその中にスコリアや軽石、火山灰層を挟んでいる。下末吉埋没土の中には、HkTAm-12 という指標テフラほか数枚の薄いテフラが挟まれているし、富士黒土層も火山灰が主体で中に鬼界アカホヤ火山灰が認定できる。このように、これらは共通して一次ないし二次の細粒物に富む独立の暗褐色土層である。ただし、両間氷期土壌形成時には爆発的火山活動がその前後より激しくなかったことは共通しており、気候・海面変化と火山活動に何らかの関係があったことを思わせる。もちろんいずれの古土壌も、温暖な気候のもとでバイオマスが

Hk-KmPlKPgroup
下末吉
埋没土

図3

 間丘陵における下末吉埋没土（最終間氷期座
土壌）．

Hk-KlPs：箱根吉沢下部軽石群，Hk-KmP-1：箱根吉沢中部第 1 軽石層．

192

図 4a 富 士山東麓（小山町須川橋）に露出した約 15 ka
以降のテフラ．

YFT：新期富士テフラ群（中間に御殿場泥流堆積物を挟む）
FB：富士黒土層，OFT：古期富士テフラ群

図 4b 厚 木郊外における立川ローム層に重なる厚い黒土層（その下部が FB）．

きわめて多かったし、二次的テフラ粒子も多いので、土壌が形成され易い条件下にあったことは事実であろう。富士黒土層の上には縄文前期以降の新期富士の暗色スコリア質テフラ群がのるが、遠方の地域では黒く土壌化し、一見しただけでは富士黒土層と見分け難くなっている（図 4b）。なお、こうした間氷期の古土壌は日本の他の一部の地域でも認められるが、世界的には中国レスの古土壌や北米のサンガモ
ン土壌などが著名である。
従来、関東ローム層は軽石層を挟む褐色火山灰土に限定し、表土の黒土層は別な土壌と記載されることが多かった。しかし上記の諸性質からみると、後期更新世の褐色ローム層とは母材供給や形成環境が異なった「地層」である。
下末吉埋没土の上位のローム層には、いくつか古土壌と考えられクラックの発達するものが挟まれている。そのうち前述の On-Pm1 と F-YP の挟まる層にクラックの発達した古土壌が認められることがある。これらはそれぞれ海成の小原台段丘面と三崎段
10）
丘面形成時に生じたものである 。これらは下末吉
海進以後の中で中規模の海進があった時期で、いずれも 2 回の亜間氷期にあたると解釈される（図 2 のOB と MB）。それらは海洋同位体層序の MIS 5c と

地球環境 Vol.16 No.2

MIS 5a に対比されている 。
F-YP より上位の関東ローム層（従来の武蔵野・立川ローム層）では、褐色土の間にやや暗褐色のバンドやクラックの顕著な層が挟まれていることが多く、一般に「暗色帯」と呼ばれている。とくに南関
東では立川ローム層にこれがよくみられる。このため相模野では BB1～5 と命名され、ローム層中の指標層になると考えられることが多い。しかしこれらは狭い地域でも丘や窪地といった局地的地形条件
や、火山からの距離や方向によってもその数や厚さが異なり広域的な対比は難しい。その成因には母材となるテフラの堆積速度、粒度、気候・植生、人為干渉などの多くの事象の変化が考えられ、個々の要12）－ 14）
因の評価をめぐって種々議論されてきた。上記、間氷期土壌や亜間氷期的土壌のような気候との関連がさほど明らかでないことは、後述する植物珪酸体層序からもいえる。なお立川ローム層からは旧石器遺物が発掘されてきたが、それらは必ずしも暗色帯のみに出土するとはいえない。
ところで南関東では富士山のような玄武岩質火山から頻繁に噴出したテフラ起源の土層が対象となるが、安山岩やデイサイト質の火山のテフラ累層の場合はどうであろうか。こうした火山の噴火は一般により長い周期で起こり、厚いテフラ層を形成する。
そして顕著な土層が厚いテフラ層とテフラ層の間に挟まれている。こうした場合に、噴火・堆積の長い中断期に起こった環境の変化を連続的に解明するのはかなり難しいと思える。
6）

3．南関東のローム層からみた 80 ka～15 ka の古環境
80 ka 以降 15 ka までの環境（とくに気候）変化史
では、グリーンランド氷床で明らかとなった D-Oevent や Heinrich event などの気候変動が他の地域にも共通するのか、また人類（新人）がいつどのように世界各地に進出したのかが話題となる。これを解くためには信頼できる年代資料や各地の古環境
proxy が必要だが、現時点では十分にはわかっていない。ローム層やそれに関係する諸現象にはこれらを解く手がかりになるものがあろうか。次に 3 つの面を検討してみる。
1）海面や気候の変化で生じた海成および河成段丘からみた環境2）植物珪酸体組成からみた植生・気候環境、
3）考古学的遺物の変遷からみた人類の活動史環境との関わり
なおこれらからわかってきた古環境の分解能は、
上記ローム層中の時間の基準となるテフラの年代や間隔に依存する。1）は基本的な枠組みを示し、2）はかなり連続的な陸域の詳しい資料をもたらす。

189－202（2011）

3.1 段丘地形からみた古環境
3.1.1 海成段丘
海生段丘は大規模な氷床の融解にともない約 10万年周期で訪れる間氷期または数万年周期の亜間氷
期の高海面期（海面の相対的安定期）に、海蝕や堆積作用が海面すれすれに形成した平坦な地形である。
完新世（現在）
も高海面期であるが、世界的にそれより海面が高い時期があったり陸が隆起したりすると段丘として陸上に現れる。一方海面が低かった長い
氷期や沈降域にできた段丘地形は海底にある。
南関東のうち相模湾に面した南部の海側の地域（大磯丘陵－三浦半島－房総半島）
は大地震時に隆起する激しいテクトニックな地域で、第四紀の間氷
期・亜間氷期の海進（高海面）期に形成された数段の海成段丘や海成層が、海抜数 10 m から 100 m を越す高さに達している。その中で最終間氷期（下末吉期、約 125 ka）の海成段丘は広く分布する。またそれ以後の約 80 ka の亜間氷期にできた三崎面は、顕著な隆起地域である大磯丘陵南西部の二宮吾妻山、
三浦半島南部の三崎周辺、それに房総半島南西部で知られている。テフラとの関係では、F-YP の頃までに形成され、その直後に離水したものである（図2 では相模原の 2、3 面に相当）。F-YP 付近のローム層は前述のように古土壌 MB で、後述のように
植物珪酸体組成も温暖な気候環境を示している。この亜間氷期の古海面は地殻変動の安定地域の海岸ではその前後の時代より高く、およそ－15 m 程度で15）あったと推測されている 。
この F-YP 層準から上位で黒土層までのローム層の時代には、隆起して現海面以上に現れた海成段丘
や海成層は、ほとんど知られていない。黒土層形成
時代のいわゆる縄文海進までに形成された海成面・海成層は陸地には現れない。これはこの時期が氷期の相対的海面低下期にあたることを示している。
3.1.2 河成段丘
河成段丘は種々の要因で形成されるが、広域的には、主に氷期・間氷期の気候変化に基づく河川作用の変化の産物である。こうした河成段丘からみた河川の動きと環境変化との関係を南関東で探ってみる。流水が河床を削ったり埋め立てたりする作用は流速と水深に支配される。これは河川勾配、流量（大洪水時の流量やその頻度、降水量やその強度に由来）、および供給される岩屑の量と深い関係をもつ。
このように河川の過程は流域の総合的な環境条件（気候条件）と関連するので、それを記録している河
成段丘
（旧河床）
の性質は環境変化を論じる場合に重要である。もちろん地殻変動、山地崩壊や噴火も河
床勾配や岩屑量に変化をもたらすが、その影響は局地的で短期的である。
三崎面以後に形成された相模川や多摩川の河成段
丘は、海成段丘より多段化し、河川が浸食・堆積作
用を変化させてきた複雑な歴史を物語る。相模川は193町田：関東ローム層に記録された古環境

図5

相模川河成段丘の投影縦断面図

．

16）
－ 18）

どの線も段丘面を覆う風成テフラ層を剥いだ旧河床面を示す．IS は D-O イベント（亜間氷期）の番号．

この発達史を知る上で模式的な河川と考えられてい5）る 。段丘は古い（高い）面ほど厚い（古くから堆積した）ローム層に覆われる。下流部の河口に近い河成段丘は海面変化と地殻変動の影響を受けたが、中・上流部のものは主に気候環境の変化に関連したと解釈されている。MIS 5e、5c、5a という 3 時期とそれ以後の相模川段丘（河床氾濫原）の縦断面形（図 5）をみると、完新世（現在）とともに間氷期や亜間氷期の河床勾配は共通して氷期の中津原面、田名
原面、陽原面より緩い。間氷期の河川は中・上流部
では深く掘れて峡谷をなしたが、その後の氷期には埋もれた。この時代は谷埋めの段丘堆積物に指標テ
フラが数層挟まることからわかる。氷期に中・上流部の河床氾濫原は急勾配で広かったので、その地形は段丘面としてよく残っている。一方氷期に下流部の川は海面低下の影響を受けて大陸棚を下刻し深い谷（沖積層の基底）を掘った。大陸棚が狭い相模川ではこの谷は急勾配で、現河口から 20 km 上流以上
では現河床より高まり陽原面につづいている（図5）。
相模川と似た河川の侵食・堆積史は、年代がわかったテフラを基準にすると、ほかの地域の河成段丘でも同じ傾向を辿ったことがわかる。MIS 5e 以降の諸河川の堆積・浸食の動向をみると図 6 のよう
19）である 。MIS 5e 間氷期に深く刻まれた谷は氷期に入ると次第に埋められ、MIS 4 に堆積のピークを迎えた（氾濫原が広かった）。そののち、約 60 ka 以
後 MIS 3 には徐々に刻まれたが、40 ka を過ぎて若干の埋積が起こったが小規模であった。その後もMIS 2 にかけて河床はあまり激しく変化しなかった194ようである。MIS 2 の段丘堆積物は中・上流側ではやや厚く、急流河川の山麓に広がる新しい扇状地の主体をつくった。
海退期に河口部で生じた深い谷は、
MIS 1 の海進で沖積層に覆われた。
河川の堆積と侵食のバランスは前述のように河川の流量・流速と供給岩屑量で決まる。日本では、氷期には植生密度が小さかったため、流域斜面からの岩屑生産は多かったが、強雨が少ない環境下と考えられるため、岩屑を運び出す洪水は少なかったのであろう。ところが間氷期になると温暖化に伴い植物被覆が密になり、台風や梅雨前線活動が活発化して降水強度やその頻度が増大し、洪水による岩屑の運搬力が増えたと考えられる。
なお個々の河川の河床変動は細かい気候変化すべてを反映しているわけではなく、局地的な条件を受けている場合もある。だからかつて日本列島の段丘は一般に地殻変動と関係させて説明されることがあったが、その影響は大きくないと考えられる。どの例でも、ある氷期に上・中流部にできた堆積面は次の氷期のものより高く、また間氷期の谷底も古いものほど高い。比高は氷期と間氷期同士の時間差に応じて大きくなる。このことは第四紀後期の 10 万年の尺度ではテクトニックな隆起が同じ方向に継続したことを示している。いうまでもなく地殻変動は地震時と地震のない時期とで向きの違う変動が繰り返されるが、長期的には同じ向きに累積すると考えられる。
3.2 ロ ーム層中の植物珪酸体組成が示す植生・気候環境
継続的に陸上に堆積した関東ローム層も環境変化地球環境 Vol.16 No.2

図6189－202（2011）MIS 6 以降の中部日本諸河川と相模川の河床変動．
町田を改訂．横線は主要な指標テフラの噴出年代と分布を示す．

19）を示す proxy を含んでいる。南関東の立川・武蔵野
ロームには泥炭層がレンズ状に挟まることがあり、それから産出した材の樹種や花粉化石の組成より、この時代の古環境が寒冷であったことが報告され20），21）た。これに対してイネ科植物の機動細胞起源
や短細胞起源の植物珪酸体は保存の程度がよいので、これらを用いて主に草原性の植生環境の変化を知るための研究が行われた。その中で相模原（大正坂など）や大磯丘陵（吉沢、遠藤原）といったテフラが厚く年代指標が多い地域で行われた研究は、植物
珪酸体組成の変化がグローバルな気候変化と対比で9）きるなど、示唆に富む結果をもたらした 。
気候・植生環境変化のよい指標としては、タケ亜科のササ属タイプとメダケ属タイプの割合が選ばれる。日本列島周辺のやや寒冷な気候のもとではミヤ
コザサやチマキザサなどのササ属が、温暖な地では
ネザサなどのメダケ属が優占するからである。その他にも非タケ亜科起源、短細胞起源の両属の量比のほか、10 以上の指標値が気候などの環境を判定・追認したり、人類干渉など特定の影響を推定するのに利用されている。
大磯丘陵では箱根山起源の指標テフラが多数ある
が、相模原まで北上すると富士山起源のテフラが主体となり、箱根山起源の指標テフラは Hk-TP だけである。したがって F-YP～F-S2S 層準は大磯丘陵において、また Hk-TP 以上は相模原で、累計厚さ約20 m を越すローム層（褐色火山灰土のみ）の断面を垂直方向に 5 cm ごとに全部で 379 コの試料を採取し分析した。1 試料はおよそ 200 年間の堆積物と考9），22）
えられる。その結果は佐瀬ら
に詳しい。
22）
このうち佐瀬ら はササ属タイプとメダケ属タイプの割合の変化と標準的な海洋酸素同位体変動との対比を示した（図 7）。寒冷地に適応したササ属に起源する機動細胞珪酸体ササ属タイプの出現率は、寒暖に対応する植生の変化を示し、海洋における酸素同位体の変化（陸上の氷床量すなわち海面の変化）に対比できるようである（図 7 の破線）。この研究ではこの地域の植生－気候には次のような変動があったことが判明した。1）F-YP テフラ層準は MIS 5a の温暖期に対比できるが、間もなく MIS 4 の寒冷期に入る。2）この寒冷期は Hk-SP テフラまで続き、これを境に温暖期に移行する（MIS 3）。Hk-SP から
S 2S 層準まではメダケ属が高い比率を占め、MIS 3の亜間氷期の主期に対比できる。3）AT は海洋コアの分析結果と同様、MIS 3 の末期に噴出・堆積し、これ以後に MIS 2 の亜氷期（最終氷期極相期を含む時代）に入る。4）だいたい黒土層とローム層の境界付近の時代から MIS 1 の温暖期に入る。これらの195

町田：関東ローム層に記録された古環境

図7

 磯丘陵・相模原における 80 ka 以降の植物珪酸体組成の変化と標準的海洋同位体層序
大22）（佐瀬ら の図Ⅰ－11）
．

との対比

23）

MIS 層序のうち 2.0，3.0，4.0，5.0 はステージの境界を示し，3.3 は 3 のうちの亜間氷期のピークを，また 5.1 は 5a のうちのピークを示す．☆印は旧石器初現の属位を示す．

うちとくに 2）の気候移行期は新知見である。
こうした結果は従来他の地域から報告された植物
珪酸体層序と矛盾するものではなく、分解能はそれらを上回ると考えられる。
ところで、植物珪酸体組成が示す植生変化と気候変化との間に時期的なずれがあるのかという問題については、MIS 1 の始まりでは一般的温暖化に遅れて組成が変化したとみられるので、他の古い時代についても時間にずれがある可能性がある。それが1,000 年以内なのかそれ以上の長さなのかは、ここでは判断の手がかりがない。今後の高分解能の研究
196を必要とする。
9）
佐瀬ら は以上のような植物珪酸体層序を海洋同位体年代尺度で正規化した時間軸を用い、それに前述の海成・河成段丘から知られる氷河性海面や河床の変化、および相模野での先史人類遺跡初現の層位を加えて論議している。
3.3 旧石器時代の遺物・遺跡とローム層、古環境
立川ローム層が降下堆積した時期は、日本列島人類史でいえば旧石器時代にあたる。このローム層からは、下部から上部にかけてほぼ連続的に人類遺物が出土する。ローム層の層序と石器群の特徴からみ地球環境 Vol.16 No.2

た石器文化の発達については、多くの先行研究があ24）
るが、諏訪間 は相模野中南部のいくつかの代表的旧石器遺跡群において、層序を総括して 12 の段階に分けた。図 8 はこうした相模野と武蔵野および愛鷹山麓の旧石器遺跡の柱状図を対比し、指標テフ
18）
ラ AT（30 ka～29 ka）の層位を示したものである 。
最下位の石器出土層（段階Ⅰ）は AT から 2 m ほど
下位で、S 2S 直上の B5 層にある。それは中津原段

図8189－202（2011）

丘砂礫層を覆うローム層の下限（おそらく武蔵野における武蔵野／立川ローム層境界）より若干上位である。石器の型式からみると、B5 層から出土するのは、チャート石器群と台形様石器を主体とするものである。南関東各地ではこれより古いローム層から確実な人類遺物は出土していない。ある層位から下位で一斉に人類遺物が産出しなくなるという事実
は、まだヒトが南関東にいなかったことを示唆する。

相模野と武蔵野および愛鷹山麓の旧石器遺跡の柱状図．
指標テフラ AT（30 ka～ 29 ka）の産出層位を示す

．

18）

197

町田：関東ローム層に記録された古環境

その年代は従来 C 法で約 32 ka とみなされていた。
25）
しかし町田 はこれがローム層の層序・年代観から暦年では約 40 ka かそれより若干古いとみなし、それが日本における旧石器文化の初現年代ではないかと主張した。植物珪酸体変化と海洋同位体変化とを対比させた図 7 に基づけば、相模野の旧石器段階
Ⅰは気候がかなり不安定であった MIS 3 の中頃で、海面も MIS 3.3 のピーク（おそらく－50 m 内外）より少し低下していた。しかし AT 以後の MIS 2 ほど低下していたわけではない。当時大陸から続く陸橋があった可能性はなく、人はこの列島へ海を渡ってきたと考えられる。
24）
諏訪間 は段階Ⅱの B4 層の上部以上になると、
刃潰し加工をしたナイフ形石器が現れ、その後段階ごとに旧石器の石材構成が次のように変化したことを述べ、原石の入手地と消費から人々の行動について検討できるとした。ただし、これらの背景にあった環境の変化を読み解くことはまだ行われていな
い。
・段階Ⅳ：黒曜石では信州産と伊豆柏峠産が主・段階Ⅵ：硬質細粒凝灰岩やチャートでナイフ形石器が作られ、黒曜石は信州産が主で有樋尖頭器も出土・段階Ⅶ：ナイフ形石器と箱根畑宿産および信州産黒曜石製の尖頭器が共存
・段階Ⅸ以降：細石刃の材料は伊豆柏峠産から信州産・伊豆神津島産の黒曜石、そして硬質細粒
凝灰岩・ガラス質黒色安山岩と変化・段階XI、XII：黒曜石製石器が激減
段階Ⅲに相当する時代はおよそ AT テフラの直下（B4～B3）で、田名原段丘が離水した時代である。
植物珪酸体組成の変遷史では、この時代は一旦寒冷化した後再び温暖な気候に戻った時代であるらしい。そして AT の噴火の後（段階Ⅴ以降）、本格的な寒冷期（最終氷期最盛期）に入った。
植生を変えた気候変化は、食料の獲得など多方面
で旧石器時代の人々の生活に影響したに相違ない。
図 8 のようにこれら旧石器の産出層は暗色帯に多いが、必ずしもそれに限定してはいない。当然ながら、ローム層がテフラ層個々の短い堆積期から長い火山灰土形成期にかけての産物であることを示す、ただしこうした石器の産出層位と当時の人々の生活面とは必ずしも一致していたわけではなかろう。とくに氷期には土壌水分の凍結と融解で遺物の層位が原位置から移動した場合もあろう。こうした氷期に明瞭な生活面を示す遺跡として、相模原の陽原段丘上のローム層から出土した田名向原遺跡がある。
田名向原遺跡は旧石器時代としては珍しい住居址
26）
ではないかとみられている 。立川ローム層の B1
暗色帯に相当する層の上部から多量の黒曜石製石器（尖頭器を主にナイフ形石器を伴う）と黒曜石片を出14198土した。上記段階Ⅶに対比される。そしてこれは次の諸事項から最終氷期極相期（おそらく最寒冷期）の14
考古遺跡であるといえる。1） C 年代から暦年に較正した年代値、2）下位の特異な富士相模川泥流堆積物の年代、3）遺跡は陽原面という相模川中流部でもっとも急勾配で下流で沖積層の下に埋まる河成段丘（海面が著しく低下したときの河床）に立地すること、4）陽原面をつくった河床が離水してあまり時間が経っていないときに成立したこと、また 5）前述の植物珪酸体組成では、当時草原ではササ属が優占的9），22）であったこと（冷涼な気候植生環境下、佐瀬ら）。
最終氷期極相期は 29 ka の頃から約 1 万年余も続き、大陸では氷床がもっとも拡大し、世界的に海面が著しく低下した。北海道・サハリン・シベリアは陸続きで、本州・九州と北海道、韓半島とはそれぞれ指呼の間にあって狭く浅い水道で隔てられていた。また本州中部では低地まで亜寒帯林が卓越し、黒潮の流れも本州南岸から離れていた。日本海は閉
鎖的で冬季には広く流氷に覆われた。こうした時期に本遺跡ではナイフ形石器に代わって尖頭器を主な用具とした狩猟が行われていたと思われる。石器の材料として多数の産地起源の黒曜石が使われているが、それは当時の人々の行動・交易範囲がきわめて広かったことを示している。陸域が広かったことに関係するのであろうか。
4．MIS 2 から MIS 1 への移行過程とその後の気候
関東ローム層の褐色部と富士黒土層の境界は、
図 4a、b のように土色が急変するが、それは長年安定していた氷期から一転して急激に気候が温暖化
し、現在までつづく完新世（間氷期）に入った時代にあたる。暦年代ではグリーンランドの氷床コア編年を標準とすると、11.7 ka とされている。この時代の前後は気候とそれに基づく環境が実に激しく変化した時代で、その仕組みについて高緯度地域はもとより詳しい proxy を残している世界各地で研究が進められてきた。日本でもその影響を大きく受けたことが、各地の資料から判明しつつある。図 9 はこの時代を含む 20 ka から 6 ka までの気候とそれに関連した諸現象の変遷について主に日本の研究成果27）をまとめたものである 。
最終氷期末には上記した更新世－完新世の境界の前から激しい気候変化のあったことが知られている。図 9 の①のようにグリーンランド氷床コアの
資料では氷床上の年平均気温は 14.6 ka の頃の僅か28）
数年間に 8.3℃も上昇したという Alley et al. 。
14.6 ka の温暖化は Bølling-Allerøde（B/A）とよばれる亜間氷期をもたらした。グリーンランド氷床は
1 9 ka 頃から後退を始めて（海面も次第に高まって）いたが、この B/A 期に大きく崩壊・後退した（海面急上昇：MWP-1A）。しかしその後の約 12.7 ka に北地球環境 Vol.16 No.2

図9189－202（2011）

最終融氷期における諸現象の変遷．

27）

主に日本における諸種の proxy の変化と大陸氷床，海面，陸域植生，河成地形の変化，考古学編年を示す．参考文献：① Stuiver and
29）
30）
31）
32）
33）
34）
35）
36）
Grooves , Dansgaard et al . ； ② Fairbanks , Bard et al . , Yokoyama et al . , Hanebuth et al . ； ③ Oba et al . ； ④谷村ほか ；
37）
38）
1）
39）
27）
7）
40）
41）
⑤大場ほか ，奥村ほか ； ⑥ Nakagawa et al . ； ⑦⑧ 辻 ； ⑨町田 ； ⑩町田・新井 より図化； ⑪工藤 ，Kudo

大西洋の水温が融氷水で冷えたため、寒の戻り的な現象が約 1,000 年間ほど続いた（ヤンガードリアス
亜氷期（YD）：年平均気温が 150 年間に 8℃下降）。
本格的な温暖化は上記のように 11.7 ka に起こった。
このような急激な気候変化は、広域的にほかの環境に大きな影響を与えた。ただし気候変化に対する
植生や生態系の変化の反応には地域差があった可能性がある。このことは、環境変化とその影響について細かい議論をする場合には取り上げるべき課題である。海に囲まれた日本列島の場合には、海流の変化の影響が大きい（図 9 の③～⑤）。また大陸と海洋間を吹くモンスーンも変化し環境に影響したことが考えられる。氷期に黒潮暖流は太平洋岸から遠く離れた海域を流れていたが、温暖化とともにその勢力を強め、現在のように鹿島沖まで達したのは10.5 ka になってからである。また日本海へ対馬暖流が本格的に流入するのはおよそ 10 ka～8 ka と考
えられている。これらは陸上の気温のみならず台風や梅雨前線活動の位置にも関係し、降水量・強度、そして前述のように河川の働き・地形にも大きな影響を与えたに相違ない。モンスーンの変化史の研究については列島周辺ことに日本海海底コア中の風塵
42）
堆積物や色調が鍵になっている（たとえば池原 ）。
199町田：関東ローム層に記録された古環境

ここで再び最終氷期末の河川の歴史に戻る。約20 ka を過ぎると、河川中・上流部は一斉に下刻傾向に入った（図 9 の⑨）。北大西洋で急速に温暖化
した影響は北半球に広く及び、日本でもそれに伴って植被密度や流量が増大したと考えられる。しかしやや詳しく段丘とテフラ層との被覆関係をみると、
谷の下刻は相模川では As-Y（約 16 ka）以前から始まっていた。一方、下流河口付近の河川の動きは中・上流部とは逆で、氷期極相期の海面は低下していて下流部には深い谷が刻まれた（中・上流部まではその影響は届かなかった）が、約 19 ka 以降の海面上
昇の結果この谷は次第に埋められた。海面上昇による陸地への海進は 7 ka（縄文前期）にピークに達し、入江をもつリアス海岸が発達した。当時温度も現在より若干高かったとされる。完新世の沖積平野は縄
文海進以後の河川の堆積作用と人為作用で形成された。
また陸上の植生の変化については、地域や植生の種類による差が大きいが、全体的傾向は図 9 の⑦、⑧に記すようであったと考えられている。陸域の生態系が現在と同レベルに安定したのは、グローバルに温暖化した時期より数千年ほど遅れたと思われる。中部地方以西の太平洋沿岸では縄文早期の 9～43）
8 ka（ 本格的には 6 ka）から 、関東平野では 5 kaから照葉樹林が発達し、北日本にブナ・コナラ林が卓越するようになった。これは海流の影響を強く受けるようになったためでもあろう。
一方、北半球の大陸氷床が主にグリーンランドのみに現在とほぼ同じ程度まで融解・縮小したのは約7 ka とされている。その結果、海面は 15 ka～6 kaに、平均約 13 m/ 千年（1.3 m/100 年）の速度で上昇したが（図 9 の②）、その 3 倍以上で上昇した時期もあった。当然、海岸地域における海進の速度も驚異的であった。たとえば 1/1,000 の勾配の海岸平野
では 100 年に平均 1 km、最大 4 km の速度で海岸線が後退した。旧石器時代に海岸低地を生活の場にしていた人々がいた場合には、多大の影響を受けたに違いない。海底の大陸棚に残された考古遺跡の研究は今後重要である。
前述の相模野の旧石器段階XI～XIIは、ほぼ B/A期の前から YD 末までに相当し、細石刃から土器を作成・使用するようになった時代（縄文草創期）である（図 9 の⑪）。相模野ではこの時期の遺跡が少なくない。石器を主とするが、無文土器や隆起線文、爪形文土器から撚糸文土器などいわゆる草創期縄文土器を伴っている。この時期から縄文早期・前期にかけて各地でかなり急速な植生の変化、とくに広葉樹林の拡大があったが、それは食料資源の採取などの生業活動を大きく変えたであろう。特定の道具を作成する技術の発達や遺跡の集中・拡散などは、おそらく生態系に関係する食料資源の変化によると思われる。縄文草創期土器の出現と自然環境の顕著な
200

変化との間に、関係が深かったことは予想されるが、それがどのような仕組みと過程であったかは興味深
い問題である。移動的な生活から定住生活への指向とその確立は、やがて人為的植生の形成を促すことになった。
約 10 ka 以後に日本列島に展開する縄文土器文化
は、ようやく安定した温暖気候とそれがもたらした環境のもとで展開したのである。この約 1 万年間には 8.2 ka に完新世最大の寒冷化が起こったが、比較的短期間に終息した。14～19 世紀には世界各地で寒冷化が起こり社会への影響が記録された程であっ
たが（小氷期）、しかしその規模は氷床コアには記録されなかった程度であった。
ところで本稿の主題の一つである古土壌と環境の問題について、再び富士黒土層の形成環境に触れる。
14
富士黒土層の最下部の形成年代は主に C 法で測定されてきた。最近の測定値を暦年較正システムを用44）
いて較正すると約 10 ka である 。これは先に述べた更新世－完新世境界より少し遅れている。黒土層
は間氷期の温暖多湿な環境とともにテフラ堆積の変化（粒度や速度）に影響を受けた地層と思われる。富
士黒土層形成期に富士山の火山活動はテフラを噴出する爆発的なものから、主に溶岩を噴出する活動に変わった。ローム層の母材になる粗粒のテフラは噴出せず、溶岩を出す活動では多少とも火山灰の噴出を伴ったに違いない。富士黒土層の厚さが下位の粗粒テフラ層と同じく、卓越風に支配された分布を示
11）
すのも降下堆積物であることを示す 。新期富士テフラは縄文前期以降の爆発的活動の再開を示す。しかしこれは火山からおよそ 30 km 以上離れると全層土壌化している（図 4b）のは、気候環境に加えて人為による草原化・攪乱などの影響を示すと考えら
れる。
5．まとめ
本稿は 80 ka 以降の南関東の降下テフラ（ローム）層を対象にし、これを時間軸にして層位関係をもつ
古土壌、段丘の地形地質、植物珪酸体組成が気候・環境の変化の指標になることを述べた。また先史時
代に人類は環境変化の影響を受けたことも考古遺物
層序・編年から明らかになった。
海成段丘は氷期・間氷期の海面変化を、また中・上流における河成段丘は流域の気候変化の枠組みを万年単位で示している。また間氷期古土壌（下末吉
古土壌、富士黒土層）も気候温暖化の重要な指標となるが、ローム層中の暗色帯と呼ばれるものは気候
植生変化だけでなく母材（主にテフラ）の供給・堆積速度にも関係して生じた。さらにローム層中の植物
珪酸体組成変化は気候植生変化（主として草原環境の推移）のよい proxy になり、海洋同位体層序・編年と対比することが可能である。また人類が日本列

地球環境 Vol.16 No.2

島へ渡来したのは約 40 ka で、それ以降石器のみを使う文化が続いたが、土器が開発されたのは最終氷期末から完新世にかけての急速な温暖化を背景としていた。さらに最終氷期末から完新世の気候変化に基づく環境の変化の過程をさらに詳しく解明するには、今後、すぐれた環境 proxy の開発を進めるとともに、年代の分解能を 100 年かそれより短い、より高度なものにする必要があるといえよう。

189－202（2011）

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202

町田

洋

Hiroshi MACHIDA東京大学理学部卒業。同大学院で過去数十年～数百年間に起こった山地での崩壊・浸食地形の変化と影響を研究後、富士山の研究から火山灰が重要なことを認識し、それを鍵層として火山活動史や、ひろく先史・有史時代の自然とひとの歴史を研究してきた。
1975 年、「南九州のシラス（火山灰）が東京にもある」ことを発見。その後次々に日本列島を含む広域で新旧の火山灰を同定。これらは火山活動史のみでなく、東アジアの第四紀（地球史の現代）環境変化史や人類史研究に役立っている。
東京都立大学名誉教授。研究者のみならず一般社会にも、第四紀の（大地の）自然史研究が重要であることを伝えようとしている。著書『火山灰は語る』、『火山灰アトラス』（共著）、『第四紀学』（共著）など多数。