茨城県自然博物館研究報告常陸台地中部における第四系更新統下総層群の層序と堆積相
Bull. Ibaraki Nat. Mus.,（19）: 7-26（2016）7常陸台地中部における第四系更新統下総層群の層序と堆積相 :行方市平須賀と周辺の露頭での再検討＊
大井信三＊＊・西連地信男＊＊＊・横山芳春＊＊＊＊・安藤寿男＊＊＊＊＊（2016 年 12 月 9 日受理）

Stratigraphy and Sedimentary Facies of the Pleistocene Shimosa Group in
Hitachi Uplands: Re-examination at a Well-exposed Section at Hirasuga,
Namegata City and the Neighborhood, Ibaraki Prefecture＊
Shinzou Ooi ＊＊ , Nobuo Sairenji ＊＊＊ , Yoshiharu Yokoyama ＊＊＊＊ and Hisao Ando ＊＊＊＊＊（Accepted December 9, 2016）

Abstract
The stratigraphic relations of the Middle Pleistocene Shimosa Group are reexamined on the basis of
the sedimentary facies and tephra chronology of a well-exposed outcrop section at Hirasuga, Namegata Cityin the middle part of the Hitachi Uplands. Eight lithostratigraphic units from unit 1 to 8 are recognized andsuccessively assigned to the Yabu, Kamiizumi, Kiyokawa, Yokota, Kioroshi and Joso formations which werestratigraphically defined in the type areas of Boso Peninsula, respectively, except units 5 to 7 for the Kioroshi
Formation. A tephra layer correlative with a widespread tephra, coded as Lw.O.P. was found from unit 1
equivalent to the upper part of the Yabu Formation, and suggests the deposition during a regressive stage of
MIS8. Units 2 to 4 having characteristic sedimentary facies are correlated with the Kamiizumi, Kiyokawa andYokota formations, in comparison with sedimentary facies and tephro-chronology of the same horizons inthe surrounding areas nearby. The Yokota Formation was confirmed for the first time in the middle part of the
Hitachi Uplands. Units 5 to 7 are surely assigned as the Kioroshi Formation because of the presence of incisedvalley fill facies and a few key tephras useful for defining the Kioroshi Formation in the Hitachi Uplands. Unit
8 represents the Joso Formation judging from its uppermost stratigraphic position in the section and identified
key tephras.
Key words: Hirachi Uplands, Shimosa Group, Pleistocene, stratigraphy, sedimentary facies, tephra.

* 本研究は茨城県自然博物館総合調査の一部として実施された．
** 産業技術総合研究所 地質調査総合センター 〒 305-8567 茨城県つくば市東 1-1-1 中央第 7（Geological Survey ofJapan, AIST, Tsukuba Central 7, 1-1-1 Higashi, Tsukuba, Ibaraki 305-8567, Japan）．
*** 東 海 村 立 白 方 小 学 校 〒 319-1106 茨 城 県 那 珂 郡 東 海 村 白 方 2009（Shirakata Elementary School, Tokai, 2009
Shirakata, Tokai, Ibaraki 319-1106, Japan）．
**** 地盤ネットホールディングス株式会社 〒 100-0005 東京都丸の内 1 丁目 8 番 1 号 丸の内トラストタワー N 館（Jibannet Holdings Co. Ltd., Marunouchi Trust City, 1-8-1 Marunouchi, Chiyoda-ku, Tokyo 100-0005, Japan）．
***** 茨城大学理学部地球環境科学領域 〒 310-8512 茨城県水戸市文京 2-1-1（Earth Science Course, Faculty of Science,
Ibaraki University, 2-1-1 Bunkyo, Mito, Ibaraki 310-85 12, Japan）．

大井信三・西連地信男・横山芳春・安藤寿男

8

れていなかった．

はじめに

大井・横山（2011）や大井ほか（2013）では，常陸茨城県中部・南部に広がる常陸台地は，第四紀の中台地における下総層群最上部の木下層について，北関

期更新世以降に関東平野に出現した古東京湾（Yabe，

東の火山を起源とするテフラの層序や堆積相分布に基1931）を埋積した，未固結の浅海成砂質堆積物を主体

づき，下総台地の模式地域の層序をも考慮して，統一とする下総層群によって構成されており，氷河性海水的に層序を見直し堆積年代を推定した．しかし，木下

準変動を反映した明瞭な海進海退サイクルが認められ層より下位の下総層群の広域的な層序の検討は十分なている（青木・馬場，1979; 岡崎ほか，1997; 図 1）．

されておらず，山元（2013）でも一部検討はされたが，常陸台地南部の下総層群の層序は，千葉県の房総半

テフラ対比と堆積相層序の解釈が大井ほか（2013）と島の模式地で確立された層序と対比されて研究が進めは異なっており，さらなる検討を必要としていた．

られてきている（例えば，宇野沢ほか，1988）．一方，

木下層より下位の層準が比較的よく露出している常常陸台地北部では，水戸周辺を模式地とした層序が確

陸台地中部では，下総層群の層序研究の事例は少なく立されてきた経緯がある（例えば，坂本ほか，1981）．

ないが，同層準は分布が断続的であるため，層序区分

これらに対し，常陸台地中部の行方台地から鹿島台地が判明しているとは言い難い状況にある（図 3）．こ（図 2）にかけての下総層群については，これまで多れを解決するには，各層準に挟在しているテフラを見くの研究があるが，層序は地域や研究者によって大きいだして地域間対比を広げていくことが必要である．

く異なり，下総台地の層序を援用する場合と，水戸周しかし研究の進んでいる房総半島で記載されているテ辺の層序を適用する場合があり，統一した見解は得らフラに対比できるテフラは限られることから，房総半

七入
燧ヶ岳

樋沢

宇都宮

Hu-TK

前橋

水戸
常陸台地

八ヶ岳 川平平須賀

八ヶ岳Lw.O.P.
金山

東京

Hu-TKの降灰域（鈴木ほか, 2004）

甲府

八ヶ岳Lw.O.P.
の降灰域（八ヶ岳団研，1988）

千葉
横浜

0

50Km

図 1．関東平野における調査露頭（平須賀）の位置．基図は国土地理院の数値地図 50 ｍメッシュ
（標高）
を使用．
Fig. 1. Location of the studied outcrop (◎ Hirasuga) in the Kanto Plain. The background topographic map was
modified from a Digital Map 50 m Grid (Elevation) published by the Geospatial Information Authority of Japan (GSI).

常陸台地中部における第四系更新統下総層群の層序と堆積相

9

筑波山
東茨城台地

石岡
36°
10′
140°
30′

平須賀

つ
く
ば

土
浦
140°
20′

0

谷島
浜

新治台地

5

10Km

霞ヶ浦

鹿
島
台
地

行
方
台
地

志崎

北
浦

橋門
麻生

稲敷台地

武井

36°0′

図 2．常陸台地北部における調査露頭（平須賀）の位置．基図は国土地理院の数値地図 250 ｍメッシュ（標高）を使用．
Fig. 2. Location of the studied outcrop (◎ Hirasuga) in the northern part of Hitachi Uplands. The background
topographic map was modified from a Digital Map 250m Grid (Elevation) published by GSI.

本研究
常陸台地

坂本ほか

山元

岡崎

荒川

(2013)(1992)
鹿島台地(2000)
鹿島台地

層

茨城層

ー

常総層

見和層
上部層

見和層

(1981)

東茨城台地

茨城粘土

常総層

行方

木
下
層

部層

下総台地研 竜ヶ崎団体
究グループ 研究グルー(2011)
行方台地

稲敷台地

中里

か(1988)筑波台地(2008)
常陸台地

常総粘土
層

常総層

常総層

常総層

木下層

木下層

木下層

木下層

木下層
剣尺
部層

見和層中
部・下部
層

木下層

上

上

層

層

部

夏海層

部

清川層

上泉層

上部
藪
下部

岩

鉢形層

橋
層

下
部

ー
見和層
下部層
石崎層

層

笠神層

未区分
更新統

藪層

笠神層

(1984)
姉崎

常総粘土
層
姉崎層

年代

×104

—10

上岩橋層

岩
橋

下

層

部

清川層

横田層

—20

清川層

層

藪層

上泉層
上泉層

(神崎層)

上泉層

上部

藪層
八日市場
層

見和層
下部層

上

上

笠神層

徳橋・遠藤

木下層

横田層

層

プ(2004)

宇野沢ほ

層

ー

藪層

下部
層

藪層

藪層

—30

図 3．常陸台地と下総台地における下総層群上部の層序区分対比．
図３ 常陸台地における下総層群の層序対比
Fig. 3. Correlation of the stratigraphic divisions of the upper part of the Shimosa Group based on previous studies andour work in the Hitachi Uplands and Shimosa Uplands.

大井信三・西連地信男・横山芳春・安藤寿男

10

島には見いだされないテフラを丹念に追跡して，個々近接する堆積環境が想定される．

に検討していくことが望まれる．
常陸台地中央部に位置する行方市谷島（旧若海）にユニット 2は，常陸台地中部において木下層と藪層の間の中間

厚さ 1 m ほどの砂泥互層の上位に，厚さ 2.6 m で数層準の存在が指摘された貴重な露頭があり（中里，枚の上方細粒化傾向を示す平行葉理細粒〜極細粒砂層

2008），
幾つかの地質巡検で検討されていた（安藤ほか，が重なる．砂泥互層はウエーブデューンを示す粗粒砂

1997 など）．しかし，この露頭には保存の良いテフラ

層が粘土層に覆われており，生物擾乱はほとんど見らの挟在が確認されておらず，層序的位置の検討が十分れない．これは沿岸流による ﬂuid mud 堆積物（西田・でないうえ，近年露頭の風化や植生による被覆も進ん

伊藤，2009）が急速に堆積したためと考えられ，堆積でいた．

環境は沿岸域の外浜が想定される．また，上方細粒化

ところが最近，谷島から 1 km ほど北西方の行方市

傾向は海進傾向を示唆している．

平須賀に，9 枚のテフラの挟在が確認できる新しい好ユニット 2 基底は平坦ながらも明瞭な侵食面をなし露頭が確認できた（図 2，図 4）．この露頭における堆ており，ユニット 1 上部の垂直性生痕はユニット 1 よ積相の特徴，それらの累重関係，および侵食面の性状り上位から掘り込まれたものであり，堆積間隙があっに加え，周辺での同じ層準に挟在するテフラの対比にたことが明らかである．ユニット 1 の海浜相からユニより，薮層から常総層におよぶ下総層群の 7 つの累層ット 2 の外洋性の外浜相への変化と，ユニット 2 上部

および部層を識別することができた．本露頭で得られの海進傾向から，ユニット 2 はユニット 1 とは異なるたテフラと各層・部層の層序的位置および特徴的な層堆積シーケンスの地層であると考えられる．

相を周辺地域と比較することにより，常陸台地の層序研究が進展するものと期待されるので，その調査成果をここに報告する．

ユニット 3
厚さ 1.3 m から 2.5 m ほどで層厚の変化が激しい砂
鉄質の中粒砂で，セット高が 10 cm ほどの相反する二行方市平須賀の露頭における層序と堆積相方向の斜交層理が累重する．このユニットは下位のユニット 2 を侵食するチャネル状をなし層厚の側方変化

行方市平須賀（36°7′34″N，140°24′7″E）では，砂も激しいことから，潮汐チャネル充填相と推定される．

採取のための掘削で大規模に下総層群が露出したため基底の侵食面性状とその上下で大きく異なる堆積相と層厚 25 m を越える地層断面が観察でき，最上部 2 m

堆積環境の変化から，本ユニットは，ユニット 2 とはのローム層を除くと岩相・堆積相から 8 つの層序ユニ異なる堆積シーケンスに属するとみなすのが考え易ットが識別された（図 4）．以降下位からユニット毎

い．

に堆積相と想定される堆積環境を述べる．なお，本露頭は成田層研究会・茨城地学会（1998）で記載された
平須賀の露頭に近い位置にあり，ほぼ同じ層序を見ていると思われる．

ユニット 4
厚さ 2 m から 2.3 m の生物擾乱の激しい塊状の砂層からなり，中部にシルト質部があるので上下に分けられる．下部には二枚貝のキャストが散在する一方で，ユニット 1根痕も含まれる．成田層研究会・茨城地学会（1998）

層厚 3 m 以上の平行葉理の発達した砂鉄質の分級のによるとこの貝殻はシズクガイ，ホトトギスガイとさ

良い中粒砂で，全体にやや固結している．上部には一れている．上部は生物擾乱が激しい小礫・シルト礫混部でトラフ型斜交層理が見られ，最上部の 60 cm の範

じりの砂層でその中部に薄い礫層を挟んでいる．

囲に根痕や垂直性生痕が見られる．

本ユニットは岩相と二枚貝の生息域から強内湾の環上部のユニット 2 に削剥されるため，厚さは側方変境が想定される．平坦な基底侵食面を示す薄い礫層と化し，葉理は緩く東に傾斜している．砂鉄質だが白斑

上位の強内湾成の砂質堆積相から，上下のユニットと状生痕の Macaronichnus（Clifton and Thompson，1978）

は異なる堆積場で形成されたことは明らかである．

は観察されない．砂鉄が集積する海浜で背後に後浜が常陸台地中部における第四系更新統下総層群の層序と堆積相

行方市平須賀

凡例

ユニット

堆積相

堆積環境

m
25

11

層序
ローム層

シルト層
On-Pm1
Nk-MA

8

8

ローム層

20

KtP

7

6

6
5

5

塊状中粒砂層マッドドレープ
砂泥互層

内湾

暗灰色泥層

常総層

木下層行方部層

砂質干潟

エスチェアリー

木下層剣尺部層ArP
上部：生物擾乱の激しい

4

10

3

2
5

下部：貝化石のキャスト・

強内湾

横田層

砂鉄質中粒砂,

相反する斜交層理

下部:砂泥互層
上部:数枚の級化する砂層

潮汐チャネル

清川層

外浜

上泉層

海浜 (前浜,後浜)

藪層上部

Ta5

1

Ta4

Ta3

Ta2
Ta1

0

小礫・シルト 混じり砂層
根痕含む塊状砂層

2

ユニット
ユニット

上部は平行葉理

ラグーン・湿地

15

4
3

7

塊状シルト質砂層

砂鉄質中粒砂1

平行葉理が発達
やや固結している.

cl si vf f m c vc gr p

図 4．行方市平須賀の地質柱状図と調査露頭写真 . 層序ユニット 1-8 に区分される．
Fig. 4. Geological columnar section and outcrop photograph at Hirasuga, Namegata City. The stratal section about 25
meters thick is divided into eight stratigraphic units.

ユニット 5
厚さ 4.5 m の暗灰色の一様な塊状泥層である．ユニユニット 6ットの下部には厚さ 50 cm の灰色の砂層があり，火山

厚さ 2.3 m の砂が卓越する砂泥互層で，泥層は薄くガラスや重鉱物が多く含まれることから砂粒サイズの1 cm 以下のマッドドレイプ状葉理をなす．砂層には火山性堆積物と考えられる．この層準には上部から掘カレントリップルが発達し，古流向はしばしば 2 方向

りこんだと思われる泥質の管状生痕が見られる．このを示す．堆積環境としては潮汐流が卓越するエスチェ

ユニットは上下とは岩相が大きく異なり上下限ともアリー内の砂質潮汐低地（干潟）が想定される．

明瞭な岩相境界を示す．その層相から閉鎖内湾性の環境で，開析谷を充填した地層と考えられる．これよりユニット 72 km 南の行方市浜のカキ化石層がある開析谷充填層

厚さ 3.3 m の塊状中粒砂層で，上部には弱い平行葉（横山ほか，2004）は，堆積相からこのユニットの延理があり，南西側に緩く傾斜している．下位のユニッ長と思われる．

ト 6 とは明瞭な堆積相境界がある．内湾湾奥もしくは大井信三・西連地信男・横山芳春・安藤寿男

12

ラグーンの環境が想定される．

よび火山ガラスの主成分化学組成の比較を行った．この際，常陸台地のテフラは薄層であることから，風化ユニット 8等の影響により必ずしも全ての分析項目が一致しない

厚さ 2 m の塊状のシルト質砂層で，下位のユニット

場合でも，特徴的な鉱物組成や屈折率特性など，それ7 から漸移し，上位はシルト層とローム層に覆われる．

ぞれのテフラの持つ固有の特性の一致を重視し，また堆積環境はラグーン〜湿地が想定される．ユニット 7

テフラが挟在する層位学的位置にも留意した．

との境界が明瞭でないのは，当時のラグーン環境が湿地環境へと漸移したことによると予想される．

テフラの分析方法

行方市平須賀の露頭における挟在テフラ層
行方市平須賀では，8 つの層序ユニットのうち，ユニット 3，4，6 を除くユニットに特徴的なテフラが含1）露頭において，テフラの産状，層位と岩相に関まれており，特に最下位のユニット 1 から 2 に 5 枚のする観察と記載を行った．その後，テフラ分析用の試

未記載のテフラが見いだされた．そこで下位から玉造料を採取した．一般に常陸台地のテフラは薄層である

第 1 〜 5 テフラ（Ta1-Ta5）と名付けた（図 5，表 1）．

ことが多いため，露頭での採取の際には，本源物質以

これらは，木下層より下位層の層準のテフラとして重外の混在を避けるように留意した．

要であるので，筆者らがこれまで携わってきた成果（た2）テフラ試料は #250 メッシュのふるい上で水洗し，超音波洗浄機で濁りがなくなるまで洗浄した後，50℃

とえば，横山ほか，2002; 大井・横山，2011; 大井ほか，
2015 など）も参照しながら記載・対比した．

に加熱したオーブンで乾燥した．次に，#120 メッシ
ュで篩い分けた粒子について薄片を作成し，観察を行った．鉱物組成は鏡下において定性的な岩石記載を行った．火山ガラスの形態については，町田・新井（2003）の形態分類に従って記載した．
3）斑晶鉱物や火山ガラスの屈折率測定には，温度変化型屈折率測定装置（MAIOT; 古澤，1995）を用い，使用する浸液の屈折率を標準ガラスでチェックした上で，30 個以上の粒子を測定した．以下では，火山ガ
ラスの屈折率を n，斜方輝石の屈折率をγ，角閃石の屈折率を n2 で表し，括弧はモード値を示す．
4）火山ガラスの主成分化学組成の分析は（株）古澤地質に外注し，エネルギー分散型 X 線マイクロアナ
ライザー（EDX: HORIBA 製 EMAX ENERGY EX-250）
を用いて 15 点の分析を行った．分析条件は，加速
電圧 15 kV，試料電流 0.3 nA とし，4μm 四方の範囲を約 150 nm にて走査させた . ライブタイムは 150 秒とし，元素濃度の補正は ZAF 法を用いた．ワーキン
グスタンダードには NIST620 ガラスを用い，測定時毎に標準値をチェックした．測定値は，水分を除いて100 wt % になるように再計算した上で議論に使用した．Fe は全鉄を 2 価とし全量が 100 wt.% になるように計算した．
5）
テフラの対比にあたっては，まず，岩相，鉱物組成，
火山ガラスの形態，火山ガラスや斑晶鉱物の屈折率お図 5．藪層のテフラの産状写真．Ta1 〜 Ta4: 玉造第 1 〜第4 テフラ．
Fig. 5. Outcrop photograph showing tephras in the Yabu
Formation. Ta1-Ta4: Tamatsukuri 1st – 4th tephras.

常陸台地中部における第四系更新統下総層群の層序と堆積相

13

表 1．テフラの岩石記載表 注 1. は斑晶鉱物，注 2. はテフラの色調．
Table. 1. Petrographic properties of tephra layers studied. 1: phenocryst minerals. 2: color of tephras.
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1.677-1.683_]dee\_]df·_]dec\_]df`_]ded\_]df`_]ddg\_]de`[W_]deb\_]dedWX_]decY_]de`\_]dedWX_]deb\_]dedY-µ´h"#F9[W{h"F9[W
 hHCP9[Wh:LM[WhS.9@[W³
注１．opx:斜方輝石，cpx: 単斜輝石，ho:hCP9[W
角閃石，oxho:
酸化角閃石，mt: 磁鉄鉱，βqt: 高温石英，ol:h°­°9[W~h/­¡²W}zh>=
カンラン石，gl: 火山ガラス（fb: 繊維型，[WhE9
pm: 軽石型，[Wzh¦©¯
bw： バブル型）
h"N9[Wh1[Wyh§¢¤[W{h¡®[W}yh83[WZhJ*X$GYW[WZZhJ*XY[WJ
pl: 斜長石，opq:
岩片，ap: アパタイト，sc: スコリア，flat: 短冊状，+: 量比（普通），++: 量比（多い），括弧内は少量含まれるもの．
-¶´h5?[WhU?[W~h0?[Wz|hª±¬?[Wh<?[Wh'?[WzhV?
注２．wh: 白色，yl: 黄色，gr: 灰色，be: ベージュ色，pur:
紫色，pk: 桃色，bk: 黒色．

ユニット 1Ta1（玉造第 1 テフラ）: ユニット 1 中部に挟在する厚

南牧村川平
5m
ヌカ5, Kt-5

さ 2.5 cm で極細粒砂サイズのベージュ色テフラ（図凡例5）で直上に Ta2 がある．鏡下ではやや褐色で繊維型

軽石
スコリア
岩片

をなす風化した火山ガラス起源と思われる粘土鉱物を

細粒火山灰

角礫

多く含む．重鉱物では斜方輝石とアパタイトがわずか

Lw.O.P.
ヌカ3, Kt-2に含まれ，斜方輝石の屈折率はγ＝ 1.711-1.719（1.719）
である（表 1）．このテフラは細粒で粘土化している．
対比 : Ta1 は本来細粒でガラス質な広域テフラと考えられ，後述する直上にある Ta2 もガラス質テフラである．行方台地の西方約 200 km にあって，中期更新世に活動的だった八ヶ岳火山が給源火山として可能性があることを考慮すると，この 2 枚の組合せは，八ヶ岳山麓で記載されたガラス質テフラ Kt-3（内山，

図６

川上村金山

パンパミ

黒色土
ヌカ4, Kt-3

B. B. P.
崖錐性角礫層ヌカ5, Kt-5

ヌカ4, Kt-3
ヌカ3, Kt-2

Lw.O.P.

パンパミ

0

図 6．八ヶ岳山麓における八ヶ岳由来の中期更新世テフラを含む地質柱状図．観察地点（南牧村川平，川上村金山）
はいずれも長野県南佐久郡で，位置は図 1 参照．
Fig. 6. Geological columnar sections bearing index tephras
erupted from Mt. Yatsugatake volcanoes, at Kawahira,Minamimaki Village, and Kanayama, Kawakami Village,
Nagano Prefecture. Their localities are shown in Fig. 1.

1998）およびヌカ 4（鈴木・早川，1990）と直上に産する Lw.O.P.（八ヶ岳団体研究グループ，1988）の組

む．火山ガラスの主成分化学組成値は CaO が 0.76 wt%

合せによく似ている（図 1，6）．ヌカ 4 の斜方輝石ので低く，K2O が 4.3 wt% と高い特徴を持つ（表 2）．

屈折率もγ＝ 1.713 ±で Ta1 と類似する（表 1）．また

対比 : 先に述べたように Ta1 と Ta2 の組合せは行方台

Lw.O.P. は後述するように Ta2 に対比されることから，

地東方に位置する八ヶ岳山麓のヌカ 4 および Kt-3 と直下の Ta1 は八ヶ岳山麓の Kt-3，ヌカ 4 に対比されLw.O.P. の組合せと類似する（図 6）．Lw.O.P. は低屈る可能性がある．Kt-3，ヌカ 4 は吉川・井内（1993）

折率の繊維型や厚手破片状の火山ガラスを多く含み，により Aso-1 に対比されている．

重鉱物は斜方輝石と酸化角閃石をわずかに含む．このTa2（玉造第 2 テフラ）: Ta1 直上にある厚さ 1 cm でような鉱物組成や火山ガラスの形態の特徴は Ta2 と良細粒砂サイズの白色のガラス質テフラである（図 5）．

く一致する．Lw.O.P. の火山ガラスの主成分化学組成

火山ガラスの形態は繊維型や厚手破片状ガラスで，火値は CaO が 0.8 wt% で低く，K2O が 4.3 wt% と高い特山ガラスの屈折率は n ＝ 1.497-1.498 と低い（表 1）．重徴も Ta2 と一致する（表 2，図 7）．Lw.O.P. は八ヶ岳

鉱物は斜方輝石と褐色の酸化した角閃石をわずかに含団体研究グループ（1988）により，八ヶ岳から東北東

大井信三・西連地信男・横山芳春・安藤寿男

14

図７
0.50

15.00

14.00

TiO2 (wt.%)

Al2O3 (wt.%)

0.38

13.00

0.25

12.00

0.13

0.00
75.00

11.00

76.50

78.00

79.50

81.00

10.00
75.00

76.50

2.00

0.40

1.50

0.30

1.00

79.50

81.00

78.00

79.50

81.00

78.00

79.50

81.00

0.20

0.50

0.00
75.00

78.00

SiO2 (wt.%)

MgO (wt.%)

FeO (wt.%)

SiO2 (wt.%)

0.10

76.50

78.00

79.50

0.00
75.00

81.00

SiO2 (wt.%)

2.00

76.50

SiO2 (wt.%)

6.00

1.50

K2O (wt.%)

CaO (wt.%)

5.00

1.00

4.00
0.50

0.00
75.00

76.50

78.00

79.50

SiO2 (wt.%)

81.00

3.00
75.00

長野県川上村金山 Lw.O.P.

76.50

SiO2 (wt.%)

行方市平須賀 Ta2

図 7．Ta2（△ : 茨城県行方市平須賀）および Lw.O.P.（○ : 長野県川上村金山）の火山ガラスの主成分化学組成の散布図．
Fig. 7. Chemical compositions of glass shards in Ta2 (△: Hirasuga, Ibaraki Prefecture) and Lw.O.P. (○: Kanayama,
Kawakami Village, Nagano Prefecture) tephras shown on Harker diagrams.

1

常陸台地中部における第四系更新統下総層群の層序と堆積相

15

表 2．火山ガラスの主成分化学組成分析値．
Table. 2. Analytical values of chemical composition of glass shards in tephra layers.

ArP-A

大井ほか (2013)．

に延びる降灰域が示されている（図 1）．以上のよう相をなし，Ta4 の挟在するユニット 1 と層相も良く類に八ヶ岳山麓の Lw.O.P. は，鉱物組成，火山ガラスの似する．以上から Ss との対比が可能である．

形態および屈折率，火山ガラスの主成分化学組成がTa2 と一致し，降灰域の東方延長に行方台地があるこユニット 2とから対比の可能性は高い．

Ta5（玉造第 5 テフラ）: ユニット 2 基底部のシルト層

Ta3（玉造第 3 テフラ）
: Ta2 の 60 cm 上位にある厚さ

中に厚さ 50 cm でレンズ状に挟在する細粒砂サイズの2 cm で細粒砂サイズのゴマ塩状の白色テフラ（図 5）

ウグイス色テフラである．鏡下では斜方輝石と角閃石で，角閃石と累帯構造を示す斜長石を多く含む．上位

および斜長石，それに高温石英を特徴的に含む．中里のテフラ Ta4 と近接するため，1 枚のテフラユニット（2008）が行方市谷島で Km1 と対比したテフラは，ユのように見える場所もある．

ニット 1 に類似した層相の砂層直上にあり，層位から対比 : Ta3 の角閃石の屈折率（表 1）からは，友部丘

は Ta5 に相当する．

陵における友部層およびその上位の風成砂層を覆う古対比 : 涸沼川中流の上泉層基底礫層の上位の泥炭層に期ローム層中のテフラ T5（大井ほか，2015）に類似

Az-MiP（四阿蓑原軽石 ; 矢口・田辺，1990）と 3 枚のする．また藪層に対比されている江戸川層（東京港地テフラが挟在している（大井，2013）．そのうち Az-

下地質研究会，2000）に挟在する，江戸川 2 テフラ

MiP の 13 cm 上位の 2 枚のテフラは，いずれも層厚（Ed2; 東京港地下地質研究会火山灰グループ，2000）

1.5 cm の細粒砂および極細粒砂サイズのテフラで，間にも類似している．

に 5 mm の泥炭層を挟む．共に斜方輝石，角閃石と斜Ta4（玉造第 4 テフラ）: Ta3 の 15 cm 上位にある厚さ長石および高温石英を含む．Az-MiP 上位のこの 2 枚

2-4 cm の細粒砂サイズの黄色のテフラ層（図 5）で，のテフラと，Ta5 とは斜方輝石と角閃石の屈折率や，鏡下では両輝石とわずかに角閃石を含む．斜方輝石の高温石英を特徴的に含む点（表 1）がよく似ており，

屈折率はγ＝ 1.705-1.713 である．

対比される可能性がある．

対比 : 行方台地南部の藪層上部に挟在する Ss（島須テ
フラ ; 大井ほか，2013）に鉱物組成が類似しており，

ユニット 5斜方輝石の屈折率もγ＝ 1.706-1.717 で Ss と重なって

ArP（ 荒 谷 軽 石 ）: ユ ニ ッ ト 5 の 泥 層 の 基 底 部 か らいる．また Ss が挟在する行方台地南部の藪層の層相

20 cm 上位にある厚さ 50 cm のテフラで，軽石質テフ

は砂鉄質のやや固結した平行葉理の発達している海浜

ラであるが，風化のため粒径の確認は難しい．下部

大井信三・西連地信男・横山芳春・安藤寿男

16似していると判断できる．苦鉄質クラスタと珪長質クラスタが識別できない理由としては，層相で記述した
ように本火山灰質層に管状生痕が多く見られることから，ユニット B の上位からユニット A まで掘り込まれた管状生痕にユニット B の火山灰が充填すること
で，ユニット A にユニット B の火山灰が混在した可能性があげられる．
常陸台地の木下層剣尺部層の ArP は栃木県の日光火山群起源の Nk-Yt（日光矢板テフラ ; 鈴木，1993）に対比されている（大井ほか，2013）．
ArP の対比を巡る議論 : 山元（2013）は東茨城台地において，大井ほか（2013）の記載した茨城町剣尺の再堆積性の ArP を試料 KNS03 とし，火山ガラスと斜方輝石の屈折率および火山ガラスの化学組成が分散し，テフラとは認定できないと否定した．しかし大井ほか（2013）の記載した ArP には多量の繊維型火山ガラスを含み，再堆積ではあるもののテフラであることを否
図 8．荒谷軽石 (ArP) の産状写真 . ArP の層厚は約 50 cm．
Fig. 8. Outcrop photograph of ArP pumice. The thickness of thetephra layer is about 50 cm.

定できない．山元（2013）の試料 KNS03 は別のものを見ている可能性が高い．
また山元（2013）は東茨城台地の見和層中のテフラとして，見和層下部の泥質堆積物中のテフラを再堆積

は厚さ 10 cm でアズキ色を呈し，上部は砂状の産状をした赤城水沼 8 テフラ（Ag-MzP8; 鈴木，1990）と対呈する（図 8）．鏡下では全体的に火山ガラスを含み，比した．しかしこの対比は分散する火山ガラスの化学

斜方輝石，角閃石を含む．下部は火山ガラスを比較的組成の一部の重なりで判断しており，対比の信頼性は多く含み，その屈折率は n ＝ 1.499-1.502（表 1）を示

不充分である．火山ガラスの化学組成が分散する特徴

す．上部は岩片が多く含まれ，斜方輝石の屈折率はγと大井ほか（2013）で示した層序的位置の広域的な追＝ 1.705-1.716（表 1）である．

跡結果を考慮すると，これらのテフラは ArP の再堆

対比 : 層厚が 50cm と厚く，下部は火山ガラスを多く積物と考えられる．

含み，上部は岩片を含み砂状の産状をなす特徴から，

一方，Ag-MzP8a は鈴木（1990）によって Miwa-U

常陸台地の木下層剣尺部層に挟在する ArP（荒谷軽に対比されており，Miwa-U は東茨城台地や那珂台地

石 ; 大井ほか，2013）に対比できる．生物擾乱のためにおいては常総層と木下層剣尺部層の境界に挟在する

ユニット境界が明瞭ではないが，本層の下部が ArP（大井ほか，2013）ので，山元（2013）が見和層下部

ユニット A で上部がユニット B と考えられる（大井の泥層中に狭在するとしたテフラとは明らかに層位がほか，2013）．

異なる．

ArP の火山ガラスの主成分化学組成は，2 つない
し 3 つのクラスタに分かれる特徴をもつ（大井ほか，

ユニット 72013）．本露頭ではユニット A と考えられる火山灰層

KtP（貝谷軽石）: ユニット 7 の砂層中に径 2-3 mm のの下部から試料を採取し，大井ほか（2013）で記載さ黄色軽石が散在している．このテフラは破片状の角閃

れた，行方市麻生の ArP ユニット A と比較した（図石を多く含み，その屈折率は n2 ＝ 1.675-1.684（表 1）9）．どちらの試料でも，苦鉄質クラスタと珪長質クラである．このような特徴は木下層行方部層の KtP（貝スタの識別は出来ず，Medium-K のクラスタとして一谷軽石 : 大井ほか，2013）に対比できる．このテフラ括した．High-K のクラスタの識別は容易であり，両の給源はわかっていない．

試料の化学組成は２つのクラスタに識別が可能で，類常陸台地中部における第四系更新統下総層群の層序と堆積相

17
図９

0.6

14

13.5

Al2O3 (wt.%)

TiO2 (wt.%)

0.4

Medium-K

13

12.5

0.2

High-K

12

11.5

High-K
0

Medium-K

74

76

78

80

11

82

74

76

SiO2 (wt.%)

78

80

82

SiO2 (wt.%)

3

0.5

0.4

Medium-K

FeO (wt.%)

MgO (wt.%)

2

1

0

High-K

74

76

78

SiO2 (wt.%)

80

0.3

Medium-K

0.2

0.1

82

0

High-K
74

76

78

80

82

SiO2 (wt.%)

4

6High-K

5
3

2

Medium-K

K2O (wt.%)

CaO (wt.%)

4

3

Medium-K

2
1
1

High-K
0

74

76

78

SiO2 (wt.%)80○ 行方市麻生 (ArP-A)
大井ほか (2013)

82

0

74

76

78

SiO2 (wt.%)

80

82

行方市平須賀 (ArP-A)

図 9．荒谷軽石（ArP）の火山ガラスの主成分化学組成の散布図．○ : 行方市麻生（大井ほか，2013，fig, 6）；+:
行方市平須賀．実線範囲 : High-K の組成範囲，破線範囲 : Medium-K の組成範囲．
Fig. 9. Chemical compositions of glass shards in ArP tephra. ○: Asou, +:1 Hirasuga. Solid line: High-K tephra group,
dashed line: Medium-K tephra group.

大井信三・西連地信男・横山芳春・安藤寿男

18

ユニット 8On-Pm1（御岳第 1 軽石 : 町田・新井，2003）: ユニッ平須賀周辺地域の露頭における挟在テフラ層

ト 8 のシルト層中に，厚さ 5 cm の白色帯があり，黒平須賀ではユニット 3，4 にテフラは挟在していな

雲母が散在している．鏡下では黒雲母とわずかに角閃

いが，ユニット 3 に特徴的な潮汐チャネル相は平須賀石を含み，その屈折率のモードは n2 ＝ 1.684（表 1）の周辺露頭で良く認識され，そこには粗粒な白色軽石でやや高い．このような特徴から，この黒雲母散在層が認められることが多い．またその上位のユニット 4

準はテフラ層と考えられ，黒雲母と角閃石を含む特徴

および 5 に相当する層位にも平須賀には認められないから On-Pm1 の可能性がある．

特徴的なテフラが見いだされた．

Nk-MA（日光満美穴テフラ : 鈴木，1993）: On-Pm1 と考えられる黒雲母散在層準の直下に，厚さ 10 cm にわ

MoP（真岡軽石 : 阿久津，1957）

たり数ミリの粒径のスコリアが挟在している．風化

鹿島台地中部の鹿嶋市武井や志崎では（図 2），平のため重鉱物は失われているが直上の On-Pm1 との組

須賀のユニット 3 に相当するヘリボーン構造を示す特合せから，このテフラは Nk-MA（日光満美穴テフラ）

徴的な斜交層理砂層が認められ，この砂層中には白色に対比される可能性がある．

軽石が多量に認められる（図 10）．この軽石は重鉱物

1

20m

図１０

鹿嶋市志崎
ローム層

鹿嶋市武井

3

木下層剣尺部層15

2

WRS

SB=WRS

(C)

BRS

(A)

(B)
TAu-3

SB
横田層
SB

清川層
MoP

MoP

MoP

MoP

10

cl si vf f m c vc gr p

清川層

cl si vf f m c vc gr p

MoP

凡例
軽石

5

SB

SB

スコリア

HCS (ハンモック型)

生物擾乱

PCS (平板型)

管状生痕

ヘリンボーン

根痕

TCS (トラフ型)

シーケンス境界WRS 波浪浸食面
古流向

上泉層

デューン

!

藪層

平行葉理
コンボリューション

波浪浸食面

Yb4

Yb3

!
RB シーケンス境界!
BRS 内湾浸食面
0!
!
!
図 10．鹿島台地中部の鹿嶋市志崎（柱状 1-3）と武井（4）における地質柱状図．
WRS

SB

cl si vf f m c vc gr p

Yb3
cl si vf f m c vc gr p

Fig. 10. Geological columnar sections at Shizaki (columns 1 to 3) and Takei (4), Kashima City in the central part of Kashima-Terrace.

常陸台地中部における第四系更新統下総層群の層序と堆積相

19

行方市橋門

として角閃石を多く含み，長柱状の角閃石が認められる．この軽石を大井・横山（2011）は，栃木県宇都宮
市上欠の MoP の角閃石の化学組成と比較し，対比できることを示した．
MoP の対比を巡る議論
MoP の東茨城台地における層位は山元（2013）によれば，新たに定義された「夏海層」の河川成堆積物

15

中に狭在するとした．しかし，MoP の挟在層位をよく観察すると，木下層剣尺部層の河川成礫層基底侵食面をなす不整合面の下位に位置する，礫質ではあるがハンモック状斜交層理砂層からなる浅海の外浜相中に

木下層

MoP が挟在している（大井・横山，2011）．したがって，行方部層

山元（2013）の定義した「夏海層」は，木下層剣尺部
層下部の河川成礫層とその下位にある外浜成礫質砂層を含めたものであり，限られた露出では異なる堆積相

10と両者の侵食境界面の識別が難しかったものと考えら

KtP

れる．
一方，山元（2013）は，大井・横山（2011）が記載
した大洗町大貫町の清川層中の MoP についてテフラ

SBとは認定できないとした．大井・横山（2011）が記載
した大貫町の MoP は，外浜成砂層中に散在している
再堆積性のテフラで保存状態は良くないため，あくま
で挟在層位を示したものである．涸沼周辺の東茨城台

5

横田層地では，現在保存状態の良い MoP は確認できないので，テフラの岩石記載から層位を議論をするならば，今回提示した鹿島台地中部の試料で検討すべきと考え

Hu-TK

る．
Hu-TK（燧ヶ岳高久テフラ : 鈴木ほか，2004）
平須賀のユニット 4 とよく似た層相は，行方台地
中部の同層準とみなされる行方市橋門（36°1′58″
N，
140°
27′
36″E）において確認できる（図 11）．橋門では木下層の下位に生物擾乱の見られるシルト質砂層がm
0cl si vf f m c vc gr p

凡例あり，流木片も含まれている．さらにその下位には軽石混じりの砂礫層がある．この橋門の木下層の下位層に挟在する軽石の鉱物組成は普通輝石と単斜輝石，磁デューン

鉄鉱からなる．斜方輝石の屈折率はγ＝ 1.701-1.711のものが多い（表 1）．火山ガラスの主成分化学組成は，
SiO2 が 76 wt.% で K2O が 4 wt.% の値を示し，約 50%の火山ガラスの粒子の値が特定の範囲に良く集中する（図 12）．
本テフラの火山ガラスの主成分化学組成値は，栃木

SB

シーケンス境界流向

図 11．行方市橋門の地質柱状図．
Fig. 11. Geological columnar section at Hashikado, NamegataCity.

大井信三・西連地信男・横山芳春・安藤寿男

20

TiO2 (wt.%)

Al2O3 (wt.%)

図12

SiO2 (wt.%)

FeO (wt.%)

CaO (wt.%)

SiO2 (wt.%)

SiO2 (wt.%)

K2O (wt.%)

Na2O (wt.%)

SiO2 (wt.%)

SiO2 (wt.%)

七入軽石（檜枝岐村七入)

SiO2 (wt.%)

橋門 (行方市)

図 12．Hu-TK の火山ガラスの主成分化学組成散布図．△ : 七入軽石（檜枝岐村七入），× : Hu-TK（那須塩原市樋沢），○ : 橋門（行方市）．
Fig. 12. Chemical compositions of glass shards in Hu-TK tephra. △: Nanairi Pumice (Nanairi, Hinoemata Village), ×:
Hu-TK (Hizawa, Nasushiobara City), ○: Hashikado (Namegata City).

常陸台地中部における第四系更新統下総層群の層序と堆積相

21

県喜連川丘陵から白河市周辺に分布している Hu-TK，る状況（大井・横山，2011; 大井ほか，2013）も考慮しあるいはその給源である燧ヶ岳の山麓で記載された七て，下総層群の 7 つの累層・部層が確認された（図 4）．

入軽石（渡邊，1989）のものと類似する（図 12）．斜方輝石の屈折率も Hu-TK の範囲γ＝ 1.703-1.709（鈴藪層上部

木ほか，2004）に入る．この軽石は砂礫層の中に含ま

ユ ニ ッ ト 1 上 部 に 挟 在 す る Ta4 は， 行 方 台 地 南

れていることから，Hu-TK 起源の再堆積層の可能性

部 の 藪 層 上 部 に 挟 在 す る Ss（ 島 須 テ フ ラ : 大 井 ほがある．

か，2013）に対比される上，その下位にある Ta1 と給源近くの栃木県における Hu-TK の層位は，飯縄

Ta2 が八ヶ岳山麓の，それぞれ，Kt-3 およびヌカ 4，

上樽 a テフラ（Iz-Kta: 鈴木，2001）と MoP の間に位

Lw.O.P. に 対 比 さ れ る 可 能 性 が あ る．Kt-3 お よ び ヌ

置している．Iz-Kta が MIS5-6 境界付近の時期に降灰

カ 4 が Aso-1 に対比されている（吉川・井内，1993）したとされ（鈴木，2001），MoP が清川層に挟在することから，その堆積時期は海洋酸素同位体ステージことから，Hu-TK を挟在する海成層は横田層である

MIS8 と考えられる．したがってユニット 1 は藪層上可能性が高い．

部とみなされる．また，ユニット 1 の平行葉理の発達したやや固結した砂鉄質中粒砂層は，行方台地南部のTAu-3（町田ほか，1974）

台地下部の下総層群に見られる堆積相とも共通する．

鹿嶋市志崎（図 10，36°3′
57″N，140°34′16″E）の（B）のシルト層に挟在するテフラは，厚さ 5 cm でピンク

上泉層色をなし，灰色の火山砂を含んでいて，レンズ状に分ユニット 2 は基底部に Ta5 を挟在する．Ta5 は，上布する．テフラの鉱物組成は両輝石とカンラン石を含述したように涸沼川中流域に露出する上泉層基底近く

み，斜方輝石の屈折率はγ＝ 1.706-1.713 を示す（表にあるテフラ（大井ほか，2013）に対比される可能性

1）．火山ガラスの化学組成は K2O が 1.1 wt.% と低いがある．薮層とみなされるユニット 1 に明瞭な侵食面特徴を示し，
箱根火山起源であることを示している（図を介して続く薮層の上位層として，ユニット 2 は上13）．

泉層と解釈できる．中里（2008）によれば上泉層は大井ほか（2013）は大磯丘陵の TAu テフラ群の火MIS7.5 で形成されたと考えられている．

山ガラスにおける主成分化学組成の系統的変化を示
し た が， こ の テ フ ラ 群 の 中 で は TAu-3（ 町 田 ほ か，

清川層

1974）がこの志崎のテフラと類似する組成を示した

ユニット 3 にはテフラが見いだされていないが，本（図 13）．また TAu-3 の斜方輝石の屈折率もγ＝ 1.706-

ユニットに特徴的な潮汐堆積物は鹿島台地中部におい1.711（ 大 井 ほ か，2013） で ほ ぼ 重 な る．TAu-3 はて良く発達し，MoP に対比される白色軽石が多量に上部に灰色の火山砂のユニットが見られるが，志崎の含まれている（大井・横山，2011）．鹿嶋市志崎（図テフラも灰色の火山砂を含んでいて岩相も類似する．

10）においては，根痕が発達する陸成層と思われる木以上から，このテフラは TAu-3 に対比されると判断

下層剣尺部層の柱状２のシルト層（A）の下位に，こした．

の MoP を挟在する潮汐堆積物が発達することから，

大井ほか（2013）は行方市麻生において木下層剣尺

MIS7.3 の清川層の可能性が指摘される．

部層の ArP 直上に黒色スコリア（Bk-Sc）
を認めており，
Bk-Sc が大磯丘陵の TAu-2L に対比される可能性を論横田層じた．これによると，TAu-3 は ArP のすぐ上位に位置ユニット 4 にはテフラは挟在していないが，根痕とすることになり，木下層剣尺部層の有力な鍵層となる．

貝化石が共存する生物擾乱の激しい砂礫層からなり，
強内湾成と解釈される特徴のある堆積相を示す．これ

テフラ層序と堆積相層序による層序区分までの筆者らの下総層群の堆積相解析からは，上下のユニットとの堆積相の大きな差異や，ユニット基底の平須賀の露頭における，テフラ層序，堆積相の特徴，

侵食面性状から判断して，異なる堆積シーケンスに属

累重関係および侵食面の性状から，周辺の露頭におけすると考えられる．したがって，清川層と木下層剣尺

大井信三・西連地信男・横山芳春・安藤寿男

22

Al2O3 (wt.%)

TiO2 (wt.%)

図13

SiO2 (wt.%)

FeO (wt.%)

MgO (wt.%)

SiO2 (wt.%)

SiO2 (wt.%)

CaO (wt.%)

K2O (wt.%)

SiO2 (wt.%)

SiO2 (wt.%)
TAu-3 (神奈川県中井町)

SiO2 (wt.%)
志崎 (鹿嶋市)

図 13．TAu-3 の火山ガラスの主成分化学組成散布図．◇ : TAu-3（神奈川県中井町）; ×: 志崎（鹿嶋市志崎）．
Fig. 13. Chemical compositions of glass shards in TAu-3 tephra. ◇: TAu-3 (Nakai Town, Kanagawa Prefecture); ×: Sizaki(Kashima City).

部層の間の横田層と解釈される．

準に挟在する軽石は前述したように Hu-TK に対比さまた平須賀のユニット 4 は強内湾の環境が想定され，Hu-Tk の挟在層位は横田層である可能性が高い．

れ，これとよく似た層相は，行方台地中部の行方市

上下のユニットの層位やテフラ層位から，この特徴的橋門において確認できる（図 11）．橋門において同層な強内湾相を示す堆積層は横田層と推測される．中里常陸台地中部における第四系更新統下総層群の層序と堆積相

23（2008）によれば，横田層は MIS7.1 に堆積したとされ地の藪層では砂鉄質の平行葉理の発達した海浜砂相がている．

厚く累重し，より陸側の堆積相を示すことから，行方

常陸台地における横田層の存在は，行方台地南部において初めて認識された（大井・横山，2011）が，今回行方台地中部でも分布が確認された．

台地の藪層は鹿島台地の藪層より上位層準である可能性が指摘される．
前述したように，行方台地平須賀の藪層上部に含まれる Ta2 は，八ヶ岳山麓地域の Lw.O.P. に対比される

木下層剣尺部層可能性が高い．同地域ではその直下に Aso-1 が挟在すユニット 5 の開析谷埋積成の泥層と，ユニット 6 のることが知られている．Aso-1 の年代は MIS8.4（加ほエスチェアリー成の砂泥互層は一連の海進性堆積物でか，1997）あるいは MIS8.2（白井ほか，1997）とさある．泥層下部から厚さ 50 cm の ArP が見いだされた．

れている．これは藪層上部が，MIS8 の海退期に形成

周辺の同層準の堆積相分布も考慮すると，MIS5e 期にしたことを意味する．

堆積した木下層剣尺部層（大井・横山，2011; 大井ほか，
2013）とみなされる．

上泉層と清川層の組合せ
平須賀での上泉層と清川層の特徴ある堆積相の組合

木下層行方部層

せ，即ち，ユニット 2 の外浜成の砂相と，明瞭な侵食ユニット 7 は内湾・ラグーン相の塊状砂層で，その性堆積相境界を挟んで，ユニット 3 の潮汐チャネル成上部に KtP を挟在することから木下層行方部層に対の中粒砂相が，鹿島台地中部にも見られる（図 10）．

比される．その年代は KtP が鹿島沖海底コア MD01-

鹿嶋市武井や志崎では，藪層の上位に，ウエーブデュ

2421 の Tephra20 に対比されることから（大井ほか，ーンの見られる砂泥互層の発達する上泉層があり，そ2013），MIS5e 末期から 5d に相当する．

の上位には潮汐チャネル成のヘリンボーン構造を示す斜交層理砂層である清川層が重なる（大井・横山，常総層

2011）．清川層は MoP を挟在する．

ユニット 8 は塊状のシルト質砂層で，Nk-MA，On-

志崎（図 10，東部から西部に向かって柱状 1，2，3）

Pm1 に対比可能なテフラが挟在することから，最上では，清川層の上部（柱状 3）が，明瞭な岩相境界を位層準であることも考慮して，常総層とすることがで介して（A）根痕とアナジャコ巣穴と考えられる生痕

き，その堆積期は MIS5c である．

が密集する塊状シルト層（柱状 2），(B）テフラを挟在する塊状シルト層（柱状 1）に側方変化することが平須賀の層序区分からみた周辺地域の層序の検討
藪層上部の層序と年代確認できる．
そして，（A）と（B）の両者を（C）の砂泥互層が覆う（図 10）．（A）の生痕は（C）から掘りこまれた

行方台地の藪層と鹿島台地の藪層の直接の層序関係もので，根痕の存在から陸成の湿地相と推定されるのを示す証拠は見つかっていない．鹿島台地の藪層ではに対し，（B）のシルト層はおそらくエスチュアリー

Yb3（徳橋・遠藤，1984）が見いだされている（大井・相とみなされる．（C）は潮汐低地の堆積物と推定さ

横山，2011，fig. 11; 図 10）．さらに筆者らは鹿島台地

れる．（B）に挟在するテフラは TAu-3 に対比されるの鹿嶋市武井において，Yb3 の 2 m 上位に．予察的なことから，（A）〜（C）は木下層剣尺部層の開析谷充がら Yb4 に対比可能なスコリアを新たに見いだして填相と推定される．これらを覆う外浜〜海浜成砂相も，おり（表 1，図 10），Yb3 の対比を支持するものと考

木下層剣尺部層とみなされる．

えている．

今回清川層とみなした潮汐チャネル成の中粒砂相

一方，行方台地南部の藪層には，Ss が挟在し（大は，岡崎（1992）では木下層の海進期堆積物と考えら

井，2013），平須賀のユニット１に挟在する Ta4 が Ss

れていたが，直上に陸成のシルト層（A）が存在するに対比されるので，平須賀の藪層は行方台地南部の藪ことから，木下層以前の堆積サイクルであることは確層の層準と比較される．層相からは，鹿島台地の藪層実である．MoP（表 1）を挟在することからも清川層

は HCS の発達する外浜砂相を示すのに対し，行方台と判断できる．

大井信三・西連地信男・横山芳春・安藤寿男

24

常陸台地における下総層群各層の層厚
平須賀における下総層群各層の層厚は，藪層上部が3 m 以上，上泉層が 3.6 m，清川層が 1.3-2.5 m，横田これまで明確でなかった常陸台地中部における中部更新統の層序が明確となると同時に，常陸台地中部で横田層が初めて確認された．

層が 2-2.3 m，木下層が 10.1 m，常総層が 2 m である．

ユニット 5 〜 7 はテフラ対比から木下層とみなされ藪層は地表に下限が露出していないため平須賀での全る．下部のユニット 5，6 は木下層剣尺部層に対比さ層厚はわからないが，行方台地南部では 10m 以上あれ，常陸台地中部でカキ礁をなす開析谷充填層に連続ることから，実際にはもっと厚いと考えられる．ここする．上部のユニット 7 は，木下層行方部層に対比さで層厚が厚いのは，酸素同位体ステージ 9 から 8 に堆れる．ユニット 8 は常総層に対比される．

積した藪層と 5e の木下層で，ステージ 7 のサブステージに形成されたとされる（中里，2008 など）横田層，

謝

清川層，上泉層はそれぞれ 3 m 前後とかなり薄い．
房総半島における下総層群の層厚は，徳橋・遠藤

辞

この報告を行うにあたり，ミュージアムパーク茨城（1984）によれば，藪層が 20-60 m，上泉層が 6-50 m，

県自然博物館の小池清川層が 20-25 m，横田層が 6 m 以上，木下層が 30 mの助言を提供いただいた．また 2 名の匿名査読者に有以上，姉崎層が 30 m 以上と常陸台地よりはるかに厚益なご指摘を頂き，本論は大きく改善された．この研い．これは当時の関東造盆地運動の沈降盆の中心であ究はミュージアムパーク茨城県自然博物館の総合調査った古東京湾南東縁沿いの房総半島と，古東京湾北東研究の一環として行われた．

渉氏からは，投稿に関して多く縁にあって相対的安定域にあった常総台地との，南北での構造運動の違いを反映したものと考えたい．
このような構造運動の違いの影響は，下総台地北部と南部における下総層群の堆積シーケンスの比較でも論じられている（岡崎ほか，1997）．南部地域では複数の堆積シーケンスが上方に累重するのに対し，北部地域では側方に前進する傾向があることが認められた．これは南部地域の沈降速度が相対的に大きく，北部地域は小さかったためと考えられ，南北の構造運動の違いを反映したものと捉えられている．

ま と め
常陸台地中部の行方市平須賀において，下総層群の層序を検討できる好露頭が出現した．識別した 8 つの岩相ユニット，挟在する 9 枚のテフラ対比，堆積相の特徴，累重関係および侵食面の性状から，薮層から常総層におよぶ下総層群の 7 つの累層および部層を認定することができた．
最下部のユニット 1 には，2 枚の広域対比が可能なテフラが認められ，上位のものは MIS8 の海退期に形成された八ヶ岳 Lw.O.P. と対比可能であることから，ユニット 1 は藪層上部と考えられる．ユニット 2 は挟在するテフラから，ユニット 3，4 は近隣露頭の同じ層準に含まれるテフラ対比と層序関係から，それぞれ，
上泉層，清川層，横田層に対比されると考えられる．

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大井信三・西連地信男・横山芳春・安藤寿男

26

（要

旨）
大井信三・西連地信男・横山芳春・安藤寿男．常陸台地中部における第四系更新統下総層群の層序と堆積相 : 行方市平須賀と周辺の露頭での再検討．茨城県自然博物館研究報告第 19 号（2016）pp. 7-26．
常陸台地中部のテフラが挟在する好露頭において，下総層群の層序を再検討した．識別した 8
つの層序ユニットの堆積相層序やテフラ対比から，房総半島を模式地とする薮層，上泉層，清川層，横田層，木下層，常総層が認定できた．ユニット 1 には八ヶ岳 Lw.O.P. に対比可能なテフラが見いだされることから，薮層上部とみなされ，MIS8 の海退期において形成されたと考えられる．ユニット 2-4 は，それぞれ特徴的な堆積相を示し，周辺の同層準における堆積相とテフラ層序との比較から，上泉層，清川層，横田層に対比が可能である．特に横田層は常陸台地中部で初めて確認された．ユニット 5-7 からは，開析谷充填相と常陸台地の木下層で鍵層として有効なテフラが見いだされ，ユニット 5-7 は木下層であることが確実である．最上部のユニット 8 は最上位に位置する層位とテフラから常総層とみなされる．
（キーワード）: 常陸台地，下総層群，更新統，層序，堆積相，テフラ．