木曽川デルタにおけるｉ中不責ノ習（フ：）二Ｌʼｆ１丘不責二遺ｇ！不呈とＪ＝匝ミフＩ三­ｆｌｎｌを冊政

海津正倫（名古屋大学文学部）
はじめに
近 年 シ ー ク ェ ン ス 層 序 学 が 著 し く 進 歩 を と げ， ま た ， 第 四 紀 末 期 の 海 面 変 化 や， 海 面変化（海水準変動）と堆積相とのかかわりに関する研究も活発におこなわれている（太田ほか，１９８２，１９９０；斎藤，１９８７など）．本報告では，陸域と海域との接点にあり，
海 面 変 化 の 影 響 が， 堆 積 物 の 層 序 ・ 層 相 に 顕 著 に 反 映 して い る と 考 え ら れ る ， 沖 積 平
野の三角州堆積物に注目し，その形成・発達過程と海面変化とのかかわりについて検討 す る ． 研 究 対 象 地 域 と して は ， 日 本 に お ける 沖 積 層 の 模 式 地 の 一 つ で あ る 濃 尾 平 野（ 木 曽 川 デ ル タ ） を 取 り 上 げ， と く に 完 新 世 に お け る 沖 積 層 の 堆 積 過 程 に 重 点 を お いて考察する．
曽 川 デル タ の 沖 積 層 と 内 湾 の 拡 大
日本の代表的な沖積平野の一つである濃尾平野には，木曽川，長良川，揖斐側をはじ め と す る 多 くの ｉ 引 Ｉ Ｉ が 流 れ ， そ の 南 部 に は 広 大 な 三 角 州 地 帯 が 広 が る ． 本 報 告 で は ，この三角州の広がる地域と，後氷期の海進（縄文海進）にともなって拡大した内湾に形 成 さ れ た 三 角 州 の 分 布 域 とを あ わ せ て 木 曽 川 デル タ と よ ぶ ．
濃 尾 平 野 （ 木 曽 川 デル タ ） （ フ 卵 ｌ ｌ 積 層 は ， 更 新 統 最 上 部 の 濃 尾 層 と 完 新 統 の 南 陽 層 とに区分されており（古μに１９７２），前者は，井関（１９６２，１９８３）の区分による最終氷期最大
海面低下期に堆積した沖積層基底福肺指貫おおう下部砂泥互層，後者は，海進にともなＡ

イｍＯ­­ １ ０ ­
­ ２ ０ ­
­ ３ ０ ­
­ ４ ０ 一一 ５ ０ ­６０­

­ １ ０ 一一 ２ ０ ­
­ ３ ０ ­・４０・５０Ｔｒ）ｌａｎ□ｒａｇｍｃｎｌｓ

第１図

濃尾平野の地質断面図

Ｇｅｏｌｏ９ｉｃａｌｓｅｃｔｉｏｎｓｏｆｔｈｅＮｏｂｉｐｌａｉｎ­ ２ ９ ­

って拡大した内湾底に堆積したとされる中部シルト・粘土層（中部泥層）とそれをおおう上部砂層，さらに最上部の沖積陸成層に相当する．これらの堆積物のうち，狭義の 沖 積 層 基 底 喋 層 お よ び 下 部 砂 層 の 一 部 は ， 海 津 （ １ ９ ７ ９ ） の 示 すよ う に ， 最 終 氷 期 最 大海面低下期に形成された埋没谷中に堆積しており，その分布範囲は限られている．また，濃尾層と南陽層との間には不整合関係が認められ（古川，１９７２），約１０，０００年前に，一 時 的 な 海 水 準 の 停 滞 あ る い は 海 退 が あ っ た と 考 え ら れて い る （ 古 川 ， １ ９ ７ ２ ； 海 津 ， １ ９ ７９）．
縄文海進にともなって拡大した内湾底に堆積した沖積層中部泥層は，貝化石を多く含む泥質層からなり，内湾の縁辺部で５〜７程度のＮ値を示す以外はほぼ全域にわたってＮ値Ｏ〜２程度の極めて軟弱な堆積物となっている．その分布域は，大垣直一羽島市
一尾西市一稲沢市南部一西枇杷島町を結ぶ線以南の地域で，これより上流側では厚い砂層あるいは不規則な砂泥互層に変化する．この泥質層は，全体としては西に厚く東に薄くなる傾向を持ち，平野西縁部では最深部­５０ｍ，層厚３０ｍを超える地点も存在する．
沖積層中部妻垂轟説成する堆積物は，粘土・シルト層よりなるが，平野南部では，上Ａ ｓ ｈ ｅ Ｈ ● ｐ ｅ ａ ｔ ● ｔ ｅ ｐ ｈ ｒ ａ­３０，８７３０ｔ２７０：ｅｌｅｖａｔｉｏｎ，“Ｃａｇｅ０ｌ１０ｋｍ
二第 ２ 図 濃 尾 平 野 に お け る “ Ｃ 年 代 値 と そ の 分 布ʼ４ＣａｇｅｓａｎｄｔｈｅｉｒｅｌａｖａｔｉｏｎｓｉｎｔｈｅＮｏｂｉｐｌａｉｎ

­

３ ０ ­

部 お よ び 下 部 が シル ト 層 ， 両 者 に 挟 ま れ た 中 部 が 粘 土 層 と な って い る こ と が 多 い ．
沖 積 層 中 部 泥 層 を お お う 上 部 砂 層 は ， 主 と して 細 砂 あ る い は シル ト 混 じ り 細 砂 に よって構成されるＮ値１０〜３０，層厚１０〜１５ｍの砂層である．砂層中にはしばしば腐植物や貝化石が含まれるほか，分布域の北部では砂傑を含んだり，砂礎層となることもある．
全 体 と して 僅 か に 南 西 方 向 に 厚 く な る 傾 向 を 示 す が， 沖 積 層 中 部 泥 層 の 北 限 付 近 で は ，急に層厚を増し，やや粗粒な上部と細粒な下部とに分かれることが多い．
沖積層の堆積＿過程
沖積層の堆積過程と堆積時期とについて詳しく検討するため，堆積物の粒度分析を行うとともに，１４Ｃ年代測定値の整理・検討を行った．その結果，沖積層中・上部の堆積物はさらに細分され，内湾底に堆積した厚い泥層の上下に，前置斜面前縁部のブロデルタ的な堆積物が堆積していることが明らかになった．また，堆積物の分布・年代から，完新世における沖積層の堆禎過程が，次の①〜④のステージに分けられることが明らかになった．

ＤＥＰＴＨ（ｍ）
ａｍｓｌ
一ＬＩＴＨＯＬＯＧＹ

Ａ Ｇ Ｅ
ｙｒＢＰ＞＜ε１ｒｔｉｆｊｃｉａｌｓｏｉｌ
ｓａｎｄｙｃｌａｙ．・ぞ………

ｆ，­ｍ．ｓａｎｄｗｉｔｈｏｒｇａｎｉｃｊ；ʼｙ．゜：ｊ５

一３１４０土８０・・­ １ ０一­ｆｒａｇｍｅｎｔｓ土­ʼ

­ ２ ０一Ｊ­ｆｒａｇｍｅｎｔｓｓＨｔｗｌｔｈｓｈｅｌｌａｎｄｏｒｇａｎｉｃｆｒａｇｍｅｎｔｓ

­ｒ

­一

一

一
一一一一

一斜一

一

一 ­ ２ ５­朧ｒ­­ｓｌｌｔｙｓａｎｄｗｉｔｈｏｒｇａｎｉｃｍ ． ｓ ａ ｎ ｄ ｆ ｒ ａ ｇ ｍ ｅ ｎ ｔ ｓ、￣二ＴＩ＝，￣­ｆ．ｓａｎｄｗｌｔｈｏｒｇａｎｉｃｆｒａｇｍｅｎｔｓ

一匹

９１１０１２４０ト

万一

ｓｌｌｔｗｌｔｈｏｒｇａｎｉｃｆｒａｇｍｅｎｔｓ

ｊくＥ〉

一一千
万

一 一 ２ ０日Ｌ．・ΓΥ￣回回巨­Ｉ

こ­
­

一

­ ３ ０

ｓｉｌｔｙｆｉｎｅｓａｎｄｗｉｔｈｓｈｅｌｌ

一 一 １ ５一­ ２ ５ｆ．ｓａｎｄｏｒｇａｎｌｃｌｒａｇｍｅｎｔｓ

一： ミ £ ­­­­ʼ ， ｉ ʼ ご ­­）ｆ．ｓａｎｄｗｌｔｈｏｒｇａｎｉｃｆｒａｇｍｅｎｔｓｓ目ｔｙｓａｎｄｗｌｔｈｓｈｅｌｌａｎｄ

才

一 一 １ ０》日、゛酉症・­ １ ５

万ｆ．­ｍ．ｓａｎｄ

工５（ｃｌａｙｗｉｌｈｒｌｃｈｏｒｇａｎｌｃ○Ｎ­ＶＡＬＵＥ，０１０２０３，０！Ｏ

１２３４φ­ｍＴ二耳匹ーｆｒａｇｍｅｎｔｓ

こ●ＣＺこ

­

ＧＲＡＩＮＳＩＺＥ

贈￣１０１２３４φ

一＼／メべヘ｀ｓａｎｄｙｇｒａｖｅｌ、＼

第 ３ 図 羽 島 市 竹 鼻 に お け る 沖 積 層 の 層 序 と 粒 度 組 成Ｌｉｔｈｏｆａｃｉｅｓｏ目ｈｅＨｏｌｏｃｅｎｅｓｅｄｉｍｅｎｔｓｉｎｔｈｅｉｎｎｅｒｍｏｓｔｐａｒｔｏｆｔｈｅｆｏｒｍｅｒＫｉｓｏｒｉｖｅｒｄｅｌｔａ­ ３ １ ­

０

亘
ＪＵ』
Ｌ

­１０

­２０Ｄ
Ｌ
Ｈｉ｜

­３０

一４０

­５０

９１０７８

５６

４３（ｘ１０３ｙｒＢＰ）

Ａ Ｇ Ｅ

第 ４ 図 木 曽 川 デル タ に お ける 相 対 的 海 面 変 化 曲 線
Ｒｅｌａｔｉｖｅｓｅａ­ｌｅｖｅｌｃＵｒｖｅｉｎｔｈｅＫｉｓｏｒｉｖｅｒｄｅｌｔａ

Ｓｔａｇｅ４Ｐｒｏ９ｒａｄａＵｏｎａｌｍ

ʼ・ʼʻ｀りどʼ；ʼ：父？ぶｙ………；
０

Ｓ ｔ ａ ｇ ｅ ３ Ｒ ｅ ９ ｒ ｅ ｓ ｓ ｉ ｖ ｅ

１一０・｀゛｀ｒ●．●ｌ●ʼ●●ʼ゛ʻʼ｀｀ʼ；゜；゜１４；・｀２０Ｓｔａｇｅ２Ａ９９ｒａｄａＵｏｎａｌ｀｀゛ʼｊｊミこ聡？心．
゛消宍ＳｔａｇｅｌＴｒａｎｓｇｒｅｓｓｌｖｅ

一３０

一４ ０

Ｚ１゛ぶで：足惣．．

ʼʼʼʼここに゛汗・、第 ５ 図 濃 尾 平 野 の 沖 積 層 の 構 造 と 堆 積 モ デル に 関 す る 模 式 図
ｌｄｅａｌｉｚｅｄｓｔｒａｔｉ９「ａｐｈｙｏｆｔｈｅＫｉｓｏｒｉｖｅｒｄｅｌｔａ­

３ ２ ­２１０

ｉＥａ．９０００ｖｒＢＰ

ｉ ｌ．１３叩ＯｙｒＢＰ

ＩＵＶＩＳ
｀­

Ｕｐｌａｎｄｆｌｙご；ｄｅｎｔ

ＭＩ宍で貪レレー．３０００ｙｒＢＰに・Ｘ一Ｉʼ
一一‥”Ｉ削一
ʼｊＥＦｊｊ
ＬｊＴｏＯｊい】］ｃａ．２００ｙｒＢＰ

ＧｉｆＵａｋｉ． ʼ４Ｊ
こペ。・．ｊＪ・●〃ʼ）・ʼパ
ご．・．ａｉ・．゜ｊʼ

●●●

謡づʼ
一・俵．
パ．
．

４．１り・
特難

こ・ｔ．
こで・７ｆ、￣乙£回銀こ５Ｊ・ ふʼ・み刄丿二Ａｓｈｅｌｌｂｅｄ

第６図濃尾平野の古地理図

０心１０ｋｍ●ｓｈｅｌｌｍｏｕｎｄ

Ｐ油Ｅ？ｏｇｅ叫ＪｒａｐｈｉｃｍａｐｓｏｆｔｈｅＮｏヒ）ｉＰｌａｉｎ①Ｓｌｏｗｔ；ｒヽ・１ｎｓｌ；Ｉʼｅｓｓｉｖｅｓしａｇｅ（１０，０００­８，５００ｙｒＢＰ）：濃尾層と南陽層との境にはところどころに泥炭層が発達し，また，濃尾層の上面が高度の異なる平坦面をなしていることなどから，完新世初期（ｃａ．１０，０００­８，０００ｙｒＢＰ）の海面上昇速度は鈍化していたか，
２ 〜 ３ 回 の 小 規 模 な 海 進 海 退 の サイクル が あ っ た と 考 え ら れ る ． こ の 時 期 に は 現 在 の 木
曽 川 デ ル タ の 地 域 で は あ ま り 顕 著 な 堆 積 が 認 め ら れ ず， 現 在 の 伊 勢 湾 底 の 地 域 で 堆 積が進行していたと考えられる．
­３３­

②ＲａｐｉｄｔＪａｒｌｓｌｉｌʼｅｓｓｉｖｅｓｔａｇｅ（８Ｊ００­６５００ｙｒＢＰ）：急激な海面の上昇にともなって，陸域と海域との境界は内陸側へ急速に移動する．そのため，木曽川三角州の堆積物は累重的に堆積するものの，三角州の位置自体は内陸側へ後退し，前置斜面前縁部の堆積物及び前置層堆積物の厚さは余り厚くならない．
③・ＸＩ；１；ｒａ（ｌｅａｔｉｏｎａｌｓｔａｇｅ（６１５（）Ｏ­５５００５７ｓＪＰ）：繩文海進の終わり頃には海面の上昇と河川による土砂の供給・堆積とがほぼ釣合い，デルタの位置はほとんど変化しない．
その結果，デルタの構成層は累重的に堆積して厚さを増し，内湾最奥部の三角州前置層に相当する砂層が厚く堆積する．当時の内湾底は南および西に深く，東および北に浅くなる傾向をもっていて，毎湾が最も拡大したと考えられる約６５００年前の水深は，
地 盤 運 動 の 影 響 を 差 し 引 いて も 南 西 部 に お いて ２ ０ 〜 ３ ０ ｍ に 達 して い た と 考 え ら れ る ．
④Ｉ）ｒｏ１１【ʼａｄ・１ｔｉｏｎａｌｓしａｇｅ（５，５００ｙｒＢＰ­）：後氷期の海進（縄文海進）が終わり，高位安定期にはいると，三角州堆積物は内湾を埋積しながら前進的に堆積する．その結果，内湾は次第に縮小し，デルタの位置は沖合い方向へと移動する．三角州の前置層，および前置斜面前縁部の堆積物が沖合い方向へ付加的に堆積していくため，ほぼ一定の層厚を持った砂層（沖積層上部砂層）とその下位に発達する砂質シルトの層が内湾底の泥層をおおって顕著に発達する．なお，この時Ｊｔ月には小規模な海退（Ｒ（・１１ｒｅｓｓｉｖｅｓｔａｇｅ）を伴った海面の微変動がみられるが，濃尾平野では上部砂層の層厚が厚いため，微変動の影響は上部砂層上面に浅い谷が形成される程度であまり顕著には認められない．

姐古川博恭（１９７２）濃尾平野の沖積層一濃尾平野の研究，その１­．地質学論集，７，３９­５９．
井関弘太郎（１９６２）沖積平野の基礎的問題点．名大文学部研究論集，ＸＸＩＶ，５１­７４．
井関弘太郎（１９８３）［ｆʼ沖積平野］．東京大学出版会，１４５ｐｐ．
太田陽子・松島義章・森脇広（１９８２）日本における完新世海面変化に関する研究の現状と問題­ＡＬｌａｓｏｆ１１０１０ｃｅｎｅ５；ｅａ­ｌｅｖｅｌｌｌｅｃｏｒｄｓｉｎＪａｐａｎを資料としてー．第四紀研究，２１­３，１３３­１４３．
太田陽子・海津正倫・松島義章（１９９０）日本における完新世相対的海面変化とそれに関する問題­１９８０〜１９８８における研究の展望­．第四紀研究，２９，３１­４８．
斎 藤 文 紀 （ １ ９ ８ ７ ） 海 水 準 変 動 に 支 配 さ れ た 海 成 沖 積 層 の 形 成 モ デル． 月 刊 地 球 ， ９ ， ５ ３
３­５４１．
海津正倫（１９７９）更新世末期以降における濃尾平野の地形発達過程．地理学評論，
５２，１９９­２０８．
海津正倫（１９８８）濃尾平野における繩文海進以降の海水準変動と地形変化．名大文学部研究論集，ＣＩ，２８１５­３０３．

３ ４ ­

濃地点

尾­平野

１４Ｃ

年

７１０４２０岐阜県

１５００１２５Ｎ­２４６８１５７０１００（；ａＫ­３１４２

１９１０１１０Ｎ­２４６９１９２０１１０

ＧａＫ­３１４３

岐阜県南濃町２１００９０Ｎ­２４７０名古屋港

２３００１７０名古屋港

２３００４２０

岐阜県
ｆ曼知県祖父江町馬飼

値

一覧

泥炭
泥炭
泥炭
泥炭
泥炭

（；ａＫ­７６２１泥炭

備考（­０．５）（り．１（）へ・２．２０）（­２）（­３．；！（）〜３．３０）（­２．９４）（­３．９）（Ｊｊ〜­１４．８，­１５．４〜­１５．７）（ ­ １ ７ 〜 ­ ２ ０ ） ア カ ニ シ

Ｎ­３１８９腐植土（＋〔〕．１５〜­０．２５）

ＮＵＴＡ­４８３植物片（­１．７）

５０６０ １７０ＮＩＪＴＡ­４８２植物片（­２．７）

岐阜県羽島市竹鼻３１４０ ８０
中村区役所

３６７０１７０名古屋港

３８００１２０

名古屋港

定（ｌ，１Ｋ­１４２４８貝化石

愛知県佐屋町善太新田２９３０ １１０

中村区役所

測

年代コード番号試料深度（海抜高度）

名古屋港
愛知県：ｔｎ父江町馬飼代

５８２０２６０

中村区役所

６１９０ １１０（；，１Ｋ­１３２７９貝化石

Ｓ詐ロ県弥誤Ｊ￣稲弧

６８６０２１０名古屋港

８１５０９６０

ＧａＫ­７６２９（心ぷ〜­１２．５）

三重県多度町大鳥居

泥炭

８３６０１９０

ＧａＫ­３１４６ＩＪこ炭質粘土（？）

名古屋港

８６８０３６０（；ａＫ­７６３３

泥炭（­４２．０〜­４３．３）

岐阜県養ｊｌｉｌ町西小倉 ８７００２００（ｌａＫ­２６０３（­７．０）

丿腐植ニヒ

旧期扇状地面，
オレンジ色火山灰直下

愛知県祖父江町馬飼
名古屋港

８７３０ ２７０（；１１Ｋ­３１４４８８４０ ３７０

名古屋港

９０８０ ３００ＧａＫ­７６２５

岐阜県羽島市竹鼻

９ｎｏ ２４０ＴＫ­２２４

名古屋港

黒争Ｅ１色粘 ３１．９０（­２８．９）沖積〜浪尾層

泥炭
泥炭（七ｊ〜­４３．５）（­２２）

９２５０ ２５０

愛知県立田村梶鳥９３００ ２４０

ＧａＫ­２９７７

貝化石（­３２．００）ｉｉｔｌ手ｊａ層最下部

愛知ＳＩ壽且父江町馬飼１０２００ ２２０

ＧａＫ­３１４５

黒褐色粘土；３７．５０（­３４．５）沖積〜濃尾層

三重県楠町小倉１０５００ ５００ＧａＫ­２６０１泥／；ぼ｛粘土（­１８．６０）沖積ｊｉ？？基底

三重県多度町大鳥居１１４００ ３００（；ａＫ­２６０２１尼炭（­２８．８０）沖積，１｛？７基底

名古屋港西部Ｉ地区１６７００ ５００

ＧａＫ­２９８０露炭質粘土（­３９．２５）

名古屋港西部Ｉ地区１７１００ ９００

ＧａＫ­２９７９泥／；迫町粘土（­３８．１５）

名古屋港西部Ｉ地区１８２００ ５００

ＧａＫ­２９７８泥炭質粘土（­３５．６５）

愛知県弥７１両扁弧１３９２０ ４１０­

３５

濃尾層下部

濃尾層下部
濃尾層下部

ＨＯＬＯＣＥＮＥＤＥＬＴＡＩＣＳＥＱＵＥＮＣＥＯＦＴＨＥＫＩＳＯＲＩＶＥＲＤＥＬＴＡ，ＣＥＮＴＲΛＬＪＡＰＡＮＭａｓａＬｏｍｏＵＭＩＴＳＵ（Ｄｅｐｔ，ｏｆＧｅｏｇｒａｐｈｙ，Ｎａｇｏｙａｕｎｉｖｅｒｓｉｔｙ，Ｎｌａｇｏｙａ４６４­０１．Ｊａｐａｎ）
ＴｈｅＫｉｓｏｒｉｖｅｒｄｅｌｔａｌｏｃａｔｅｓｉｎｔｈｅ．ｓｏｕｔｈｅｒｎｐａｒ・しｏｆｔｈｅ
Ｎ ｏ ｂ ｉ ｐ ｌ ａ ｉ ｎ ， ｃ ｅ ｎ ｔ ｒ ａ １ Ｊ ａ ｐ ａ ｎ ． Ｅ ｖ ｏ ｌ ｕ ｔ ｉ ｏ ｎ ｏ ｆ ｔ ｈ ｅ ｄ ｅ １ し ａ ｈ ａ ｓ ｂ ｅ ｅ ｎｓｔｒｏｎｇｌｙｉｎｆｌｕｅｎｃｅｄｂｙｐｏｓｔ­ｇｌａｃｉａｌｓｅａ­１ｅｖｅｌｃｈａｎｇｅｓ，ａｎｄｌａｎｄｆｏｒｍｓｏｆｔｈｅｄｅｌｔａｃｈａｎｇｅｄｒｅｍａｒｋａｂｌｙｄｕｒｉｎｇｔｈｅＨｏｌｏｃｅｎｅ．
Ｈｏｌｏｃｅｎｅｓｅｄｉｍｅｎｔｓｏｆｔｈｅｄｅｌｔａｃａｎｂｅｃｌａｓｓｉｆｉｅｄｉｎｔｏｔｈｅｌｏｗｅｒ
Ｓａｎｄｙ，ｍｉｄｄｌｅｍＵｄｄｙ，ＵｐｐｅｒＳａｎｄｙａｎｄＵｐＰｅｒｍＯＳｔｔｅｒｒｅＳＩしｒｉａ１ＵｎｉｔＳ。
Ｓｉｌｔｙｏｒｓａｎｄｙｔｒａｎｓｉｔｉｏｎａｌｚｏｎｅｓｃａｎｂｅｒｅｃｏｇｎｉｚｅｄｉｎｔｈｅ
ｕｐｐｅｒａｎｄｌｏｗｅｒｈｏｒｉｚｏｎｅｓｏｆｔｈｅｍｉｄｄｌｅｍｕｄｄｙｕｎｉｔｓｂｙｍｅａｎｓｏｆａ
ｐａｒｔｉｃｌｅｓｉｚｅａｎａｌｙｓｉｓ．Ｓｅｄｉｍｅｎｔｓｏｆｔｈｅｔｒａｎｓｉｔｉｏｎａｌｚｏｎｅｓａｒｅ
ｃｏｎｓｉｄｅｒｅｄｔｏｂｅｄｅｐｏｓｉｔｅｄｂｅｔｗｅｅｎｔｈｅｆｏｒｅｓｅｔａｎｄｂｏｔｔｏｍｓｅｔ
ｂｅｄｓｏｆｔｈｅｄｅｌｔａａｓｄｅｌｔａｆｒｏｎｔｓｅｄｉｍｅｎｔｓ。
Ｂａｓｅｄｏｎｔｈｅ１４Ｃａｇｅｓａｎｄｃｈａｒａｃｔｅｒｉｓｔｉｃｓｏｆｔｈｅｓｅｄｉｍｅｎｔａｒｙ
ｆａｃｉｅｓ，ＨｏｌｏｃｅｎｅｓｅｑｕｅｎｃｅａｎｄｅｖｏｌｕｔｉｏｎｏｆｔｈｅＫｉｓｏｒｉｖｅｒｄｅｌｔａ
ａｒｅｃｏｎｓｉｄｅｒｅｄａｓｆｏｌｌｏｗｓ。
ＴｈｅｐｏｓｔｇｌａｃｉａｌｔｒａｎｓｇｒｅｓｓｉｏｎｉｎｔｈｅｅａｒｌｙＨｏｌｏｃｅｎｅ（１００００­
８５００ｙｅａｒｓＢＰ）ｗａｓｓｌｏｗ，ａｎｄｉｎｔｈｉｓｓｌｏｗｔｒａｎｓｇｒｅｓｓｉｖｅｓｔａｇｅ，
ｔｈｅｌｏｗｅｒｓａｎｄｙｕｎｉｔｄｅｐｏｓｉｔｅｄａｓｔｈｅｆｌｏｏｄｐｌａｉｎｓｅｄｉｍｅｎｔｓ．
Ｄｕｒｉｎｇｔｈｅｒａｐｉｄｔｒａｎｓｇｒｅｓｓｉｖｅｓｔａｇｅｉｎｔｈｅｐｅｒｉｏｄｂｅｔｗｅｅｎ８５００­
６５００ｙｅａｒｓＢＰ，ｔｈｅｌｏｗｅｒＫｉｓｏｒｉｖｅｒｄｅｌｔａｓｕｂｍｅｒｇｅｄａｎｄｔｈｅｃｏａｓｔ
ｌｉｎｅｒｅｔｒｅａｔｅｄｔｏｗａｒｄｓｔｈｅｃｅｎｔｒａｌｐａｒｔｏｆｔｈｅｐｒｅｓｅｎｔＮｏｂｉ
ｐｌａｉｎ．ＬｏｗｅｒｓａｎｄｙｕｎｉｔｄｅｐｏｓｉｔｅｄａｓａｆｏｒｅｓｅｔｂｅｄｏｆｔｈｅＫｉｓｏ
ｒｉｖｅｒｄｅｌｔａｉｎｔｈｅｒａｐｉｄｔｒａｎｓｇｒｅｓｓｉｖｅｓｔａｇｅ。
ｌｎｔｈｅｍｉｄｄｌｅＨｏｌｏｃｅｎｅ，ｍｕｄｄｙｓｅｄｉｍｅｎｔｓｏｆｔｈｅｍｉｄｄｌｅｕｎｉｔｄ ｅ ｐ ｏ ｓ ｉ ｔ ｅ ｄ ａ ｓ ｔ ｈ ｅ ｂ ｏ ｔ ｔ ｏ ｍ ｓ ｅ し ｂ ｅ ｄ ， ａ ｎ ｄ ｔ ｈ ｅ ｓ ａ ｎ ｄ ｙ ｓ ｅ ｄ ｉ ｍ ｅ ｎ ｔ ｓ
ｄｅｐｏｓｉｔｅｄａｇｇｒａｄａｔｉｏｎａｌｌｙｉｎｔｈｅｉｎｎｅｒｍｏｓｔｐａｒｔｏｆｔｈｅｅｍｂａｙｍｅｎｔ
ａｓａｆｏｒｅｓｅｔｂｅｄｏｆｔｈｅＫｉｓｏｒｉｖｅｒｄｅｌｔａ．ＴｈｅｄｅｌｔａｌｏｃａｔｅｄｉｎｔｈｅｃｅｎｔｒａｌｐａｒｔｏｆｔｈｅｐｒｅｓｅｎｔＮｏｂｉｐｌａｉｎ．Ｔｈｉｓａｇｇｒａｄａｔｉｏｎａｌ
ｓｔａｇｅｗａｓｉｎｔｈｅｐｅｒｉｏｄｂｅｔｗｅｅｎ６５００­５５００ｙｅａｒｓＢＰ．Ｆｏｌｌｏｗｉｎｇｔｈｅ
ｃｕｌｍｉｎａｔｉｏｎｏｆｔｈｅｐʼｏｓｔｇｌａｃｉａｌｔｒａｎｓｇｒｅｓｓｉｏｎｓｉｎｃｅ５５００ｙｅａｒｓ
ＢＰ，ｔｈｅＫｉｓｏｒｉｖｅｒｄｅｌｔａｈａｓａｄｖａｎｃｅｄｔｏｗａｒｄｓｔｈｅｓｏｕｔｈｅｒｎｄｉｒｅｃ­ｔ ｉ ｏ ｎ ． ｌ ｎ ｔ ｈ ｉ ｓ ｐ ｒ ｏ ｇ ｒ ａ ｄ ａ ｔ ｉ ｏ ｎ ａ ｌ ｓ ｔ ａ ｇ ｅ ， ｔ ｈ ｅ ｕ ｐ ｐ ｅ ｒ ｓ ａ ｎ ｄ ｙ ｕ ｎ ｉ ｔ
ｄｅｐｏｓｉｔｅｄｐｒｏｇｒａｄａｔｉｏｎａｌｌｙａｓａｆｏｒｅｓｅｔｂｅｄｏｆｔｈｅＫｉｓｏｒｉｖｅｒｄｅｌｔａ．Ｓｕｒｆａｃｅｏｆｔｈｅｄｅｌｔａｈａｓｂｅｅｎｃｏｖｅｒｅｄｗｉｔｈｆｌｏｏｄｐｌａｉｎ
ｓｅｄｉｍｅｎｔｓａｓｔｈｅｕｐｐｅｒｍｏｓｔｔｅｒｒｅｓｔｒｉａｌｕｎｉｔ，ａｎｄｔｈｅｄｅｌｔａｆｒｏｎｔ
ｈａｓａｄｖａｎｃｅｄｔｏｗａｒｄｓｔｈｅｐｒｅｓｅｎｔｃｏａｓｔｌｉｎｅ．Ｄｕｒｉｎｇｔｈｅｐｅｒｉｏｄｓｏｆ
ｃａ．５０００­４５００ｙｅａｒｓＢＰａｎｄｃａ．３０００­２０００ｙｅａｒｓＢＰ，ｓｌｉｇｈｔｒｅｇｒｅｓ­ｓ ｉ ｏ ｎ ｓ ｏ ｆ ｔ ｈ ｅ ｓ ｅ ａ ­ １ ｅ ｖ ｅ ｌ ｃ ａ ｎ ｂ ｅ ｓ ｅ ｅ ｎ ｉ ｎ ｔ ｈ ｅ Ｋ ｉ ｓ ｏ ｒ ｉ ｖ ｅ ｒ ｄ ｅ ｌ ｔ ａ●ｒｅｇｌｏｎ．

­

３ ６ ­