チベット高原色林錯の湖底堆積物の粒度組成の変動と古水文環境柏谷健二１）・安川克己１）・増沢敏行２）
１）神戸大学自然科学研究科，６５７神戸市灘区六甲台町
２）名古屋大学水圏科学研究所，４６４­０１名古屋市千種区不老町

１．はじめにチ ベ ッ ト 高 原 が 第 四 紀 の 東 ア ジ ア の 気 候 変 動 に 果 た して き た ， そ して 現 在 も 果 た して い る 役 割 は 改 めて 指摘するまでもなく田，気象・気候学の分野のみならず地球科学の各分野においても多くのヒマラヤ・チベット地域に関する研究が進められている．水文環境の変遷は気候変動に密接な関係かおるのみならず侵食地
形 の 発 達 過 程 に も 寄 与 して い る （ ［ ２ １ ， 圖 ］ ． 従 って 水 文 環 境 の 変 遷 を 明 ら か に す る こ と は 地 表 過 程 の 解 明 にもつながり，グローバルな地形発達を考察する上でも欠かせない課題である．しかしながらこの地域における こ の よ う な 古 水 文 過 程 に 関 す る 研 究 は 限 ら れて い る ． こ れ に は 地 勢 的 な 研 究 へ の 制 約 が 含 ま れて い る が，
こ の 他 の 理 由 の 一 つ と して こ れ ま で に は 環 境 の 変 遷 に 関 す る 情 報 が 含 ま れ た 連 続 的 な 試 料 が 十 分 に 得 ら れていないことにもある．
チベット高原における湖沼の底泥堆積物試料は，その立地条件からこの地域における古環境の変遷に関する 貴 重 な 資 料 を 提 供 す る の み な ら ず， 束 ア ジ ア の 環 境 の 変 遷 を 明 ら か に す る 手 が か り と な る 資 料 も も た ら す可能性がある．従ってこの地域において堆積物資料を得ることは周囲の地形環境資料や水文・気象資料を得ることと同様に重要なことである．このような観点から１９８８年夏，チベット高原中央部の色林錯地域において各種の調査を行った（２［ｚ１１，［５Ｍ６Ｄ．ここでは堆積物試料の分析から得られた古水文環境の変遷をＫａｓｌｌｉｗｉｌｙ・ｌｅｔａｌ・（１９９１）［４１に基づいて報告する．

２．地域の概要
チベット高原のほぼ中央部，海抜高度４，５００ｎｌにある色林錯はチベット自治区第二の湖沼であり，およそ１，８６５ｋｎ１２の湖沼面積とｚｌｊ５，５３０ｋｎ１２の流域面積を有している（図一１）．湖には四つの大きな河川が流入しており，その最大のものは札加蔵布である．湖岸には多くの砂牒堤が認められ水位の長周期変動を伺わせる．
周囲の地質は第三紀に堆積した湖成層（古色林錯）と基岩の石灰岩からなる．古色林錯は現在よりはるかに
大 き な 湖 沼 で あ り ， ヒ マ ラ ヤ ー チ ベ ッ ト 地 域 の 隆 起 に 伴 い 第 四 紀 の 始 め か ら 徐 々 に 縮 小 して き た と い わ れている（ＬｉｕｅｔａｌＪ９７９）［７１地質学的および地形学的な概要については中国科学院の青蔵高原科学考察隊によって報告されており（［８ＨｇＤ，また湖の南東部の地形発達については野村他（１９９２）［６］が報告しているので併せて参照されたい．
３．堆積物コア試料
コア試料は南岸の沖合い糸そＪ２００ｎｌｊ，０００ｍ，水深１１３ｍ­２７ｍの地点で（図一２参照），Ｍａｃｋｅｒｅｔｈコアサンプラー（Ｍａｃｋｅｒｅｔｈ，１９６９）［１０］を利用して３本のコア試料を採取した．ここで検討の対象とするコア試料（ＣＨ８８０３）は水深約２７ｍで採取された最長のものでおよそ３ｍ，直径７．５ｃｍである．コアは物理分析・化学分析等の各種の分析に供するために２．４ｃｎｌの厚さで１２２個に切断された．

­５ ６ ­

８４ʼＥ９２ʻＥ８８ʼＥ９６ʼＥ２８゛Ｎ

図一：Ｌ色林錯の位置

図 一 ２

コア試料採取地点，●印は採取地点（［８］参照）­５ ７ ­

物理分析のうち粒度に関しては，粒子密度，体積含水率，粒度組成等の分析が行われた．粒子密度はＡｕｔｏｐｙｃｎ（）ｎｌｅｔｅｒ１３２０（Ｍｉｃｒｏｎｌｅｒｉｌｉｃｓ社）で測定し，粒度組成のうち４．５φより粗粒のものは水ふるいを利用し，またそれより細かなものはＳｅｄｉｇｒｉｌｌ）ｈ５０００を利用して測定を行った．同一のコア試料に関しては酸素同位体比
等 の 化 学 分 析 も 行 わ れ た 圖 ． 年 代 は 名 古 屋 大 学 ア イ ソ ト ープ 総 合 セ ン タ ー に 設 置 さ れ て い る タ ン デ ト ロ ン
加速器質量分析計を用いて１４Ｃ濃度を測定することにより決定した．また液体シンチレーション法による１４Ｃ濃度の測定も参考にした（顧他，私信）．これらの年代のうちいずれにも共通する年代をここではとり あ えず 採 用 して 議 論 を 進 め る こ と に す る ． こ の 年 代 か ら 推 定 す れ ば こ の コ ア 試 料 は 完 新 世 を カ バー し ， 約
ＩＳ！，０００年程度ということになる（図一３参照）．

４．結果と考察分 析 結 果 の 一 部 （ 体 積 含 水 率 ， 粗 粒 含 有 率 ， 中 央 粒 径 ， 粒 子 密 度 ） を 図 一 ３ に 示 す． 粒 子 密 度 を 除
いたいずれの資料にも表層から約；！５（）ｃｍ付近に大きな変換点が認められる．仮定した年代から推定す
れ ば こ の 付 近 は 約 １ ０ ， ０ ０ ０ ｙ ｒ Ｂ ． Ｐ ・ ， 即 ち 氷 期 と 後 氷 期 の 境 界 付 近 と い う こ と に な り ， ド ラス ティ ッ ク な
環境の転換を示すここでの資料はこのような時期と極めて調和的である．酸素同位体比や炭素同位体比等の変動においてもこの付近は大きな変換を示しており，この時期における劇的な環境の変動を支持 して い る ．
含水率は圧密状態の相対的な指標であり，その値が小さいことは過去における地下水位の低下等による 乾 燥 状 態 を 示 唆 して い る ． こ こ で の 結 果 は 採 取 地 点 近 傍 の 湖 底 は 約 １ ０ ， ０ ０ ０ 年 以 前 は 乾 燥 あ る い は乾燥に近い状態にあったが，それ以降急速に水位を回復したことを示唆している．即ち氷期における乾燥状態から後氷期における湿潤状態への移行を示しているのである．従ってこの付近における堆積過程は氷期と後氷期ではかなり異なっていた可能性があり，それぞれの期間における物理特性の変動は別個に検討する必要があろう．この時点におけるドラスティックな大規模な環境変動は地形的な特性 に も 現 れて お り ， 大 規 模 一 束 皿 聴 三 堤 の 形 成 も こ の 時 点 と 推 定 さ れて い る ［ ６ １ ．
完新世初期における急激な湿潤状態への移行，即ち水位の急速な回復は降水量の増加や凍結水の融解がもたらした流量の増大に関係している．このことは粒度組成における粗粒部の変動や中央粒径の変動にも明瞭に反映している．即ち，完新世にはいると急速に粗粒部が減少し，粒子も著しく細かくなる．粒子密度についてはこの時点での減少はみられるが，著しい変化は認められない．
次に完新世の湿潤状態において堆積したと推定される資料について検討しよう．表層から約６０­１１０ｃｍ付近では粒子密度，中央粒径，粒粒含有率のいずれの資料にも顕著な変動を見ることができる．
粗粒含有率の変動ではこの付近の短い間に２度の粗い粒子の流入が認められる．粗粒部の増大には二つの理由が考えられる．即ち，水位の急激な低下と流入河川の豪雨等による流量の急速な増加そして
水 位 の 上 昇 で あ る ． 最 初 （ 下 部 ） の ピー ク は 酸 素 同 位 体 比 の 変 動 か ら 乾 燥 化 か 進 行 して い る 時 期 と 推
定 さ れ て い る の で ［ ５ １ ， 水 位 の 低 下 に 対 応 す る も の と 推 定 さ れ る が ， ２ 度 目 の ピー ク は 同 様 に 酸 素 同 位体比との比較検討から湿潤化による流量の増大に対応するものと考えることができる．即ち，約２ ， ０ ０ ０ ­ ３ ， ５ ０ ０ ｙ ｒ Ｒ Ｐ ． に 比 較 的 大 き な 変 動 ， 乾 燥 ・ 寒 冷 そ して 湿 潤 ・ 温 暖 が 顕 著 に 進 行 し た と 推 定 で きるのである．
これらの推定はこれまでにチベット高原等で得られてきている資料や中国東部における長期的な気候変動とも矛盾しない．チベット高原南部の湖Ｎｏｒｙｏｎｇ­ｃｏでは約２，（）００­２，５００ｙｒＢ．Ｐ．頃に急速に水位が低下したこ­５ ８ ­

ザド言ノヅし廿｀（゜）

こｈｌ

５０Ｚ
Ｄ
Ｈ
９００２００１００３００（♭）
ＮＨ

ｊ０１
６１１１１ｉｉＺＵｍ

０００１００２００３００（Ｃ）

山Ｊくぃ〕の心・１００１００２００３００（ｄ）
２．８１ ２ ． ６々Ｑ２．４

２．２０１００ＤＥＰＴＨＦＲＯＭＴＨＥＢＯＴＴＯＭ

２００３００１；ＵＲＦＡＣＥ（ｃｍ）

図一３粒度組成の変動（ａ）体積含水比，（ｂ）粗粒含有率，（ｃ）中央粒径，（ｄ）
粒 子 密 度 （ 点 線 ； 原 資 料 ， 実 線 ； フィル タ ー を か け た 資 料 ） （ ［ ４ ］より）

­５ ９ ­

とが認められ，またチベット高原南東部のＡｌｚａ氷河では；！，（）００­３，０００ｙｒＢ．Ｐ．頃の氷河の著しい前進が明らかにされている［１１］，この時期は中国東部における周漢寒冷期への対応も考えられる［９］．
これらの結果を簡単にまとめると以下のようになる，チベット高原中央部における水文環境は約１０，０００年
前 を 境 に して 乾 燥 環 境 か ら 湿 潤 環 境 へ と 著 し く 変 動 し た ． ま た ２ ， ０ ０ ０ 年 か ら ３ ， ５ ０ ０ 年 前 に は 小 規 模 な 乾 燥 化 お
よび湿潤化という水文環境の変化が発生した．さらにこの資料に認められる変動はチベット高原の他地域や中国東部における環境変動の資料とも調和的である．

参考文献μ ］ 安 成 哲 三 ， 古 モ ンスーン と 氷 期 サイクル お よ び チ ベ ッ ト 氷 床 説 を め ぐ って ， 月 刊 海 洋 ， ２ ２ （ １ ９ ９ ０ ） ，
３３１­３３６．
開Ｋ２１１；ｈｉｗａｙａＫ．，ｙｌｎｌａｍｏｌｏＡ．ａｎｄＦｕｋｕｙａｎｌａｉこ，ｒʼ ｉｒｌｌｅｖａｒｉｔｉｏｎｓ（迂（ぅｒｏｓｉｏｎａｌ拓ｒｃｅａｎｄｇｒａｉｎｓｉｚｅｉｎＰｌｅｉｓｔｏｃ（５１１ｅｌａｋｅ・；・う（ｎｍｅｎｔｓ．（知７附７ｚｚ７り・尺ａ６７α❹・，２８（１９８７），６１，６８．
圖ｉこａｓｈｉｗａｙａＫ．，１７１ＪｋｕｙａｎｌａＫ．ａｎｄＹａｌ１１ａｍｏｌｏＡ．，Ｔｈｅｖａ臨ｔｉｏｎｓｉｎ（こｏａｒｓｅｌｌｌａｌｅｒｊａｌｓｆｒｏｎｌｌａｋｅｂｏｕ（）ｎｌｓｅ（ｌｉｍｅｎｔｓａｎｄｓ（３ｃｕｌａｒＰａ）ｅｏｃｎｍ２ｌｔｉｃｃｈａｎ肪。自叩佃７http://www.（１９９１），１２４５­１２４８．
［４１ＫａｓｈｉｗａｙａＫ．，｀１ａｓｋａｗａＫ．，ＹｕａｎＢ．，ＬｉｕＪ．，ＧｕＺ．，ＣｏｎｇＳ．ａｎｄＭａｓｕｚａｗａＴ．，Ｐａｌｅｏｈｙｄ朗（）ｇｉｃａｌｐｒ（）ｃｅｓｓｅｓｉｎ
５；ｉｌｉｎｇ­（；（）（Ｌａｋｅ）ｉｎｔｈｅ（ｊｌｌｇ­Ｚａｎｇ（１ʼ ｀ｉｂｅｌａｌｌ）Ｐｌａｔｅａｕｂａｓｅｄｏｎｔｈｅｌ）１１ｙｓｉｃ１１１１）ｒｏｐｅｒｔｉｅｓｏｆｉｔｓｂｏｌｔ（）ｒｌｌｓｅ（ｎｍｅｎｔｓ，
Ｇｅ叩／ｚｙｓ．ｊ？ｆ・ｓ．乙ｍＪ８（１９９１λ１７７９­１７８１，固 森 永 速 男 ・ 糸 田 千 鶴 ・ 伊 勢 崎 修 弘 ・ 後 藤 博 弥 ・ 日 下 部 実 ・ 安 川 克 己 ， チ ベ ッ ト 高 原 色 林 錯 湖 底 堆 積
物の安定同位体分析による過去一万年の環境変ィヒ，１９９１，地球惑星圈合同学会予稿集。
［ ６ ］ 野 村 亮 太 郎 ・ 柏 谷 健 二 ・ 田 中 真 吾 ・ 沖 村 孝 ・ 安 川 克 己 ・ 小 白 井 亮 一 ・ 袁 宝 印 ・ 劉 嘉 麟 ・ 顧 兆 炎 ・ 叢紹光，チベット高原，色林錯湖岸の地形と湖面変動，地形，１２１（１９９２）・［７ｊＬｉＪ．，恥ｎＳ．，ＺｈａｎｇＱ．，ＷａｎｇｉＲ，ＺｈｅｎｇＢ．，ａｎｄＬｉＢ．，ＡｄｋｕｓｓｉｏｎｏｎｔｈｅＰｅｒｉ（）ｄ，ａｍｐｌｉｔｕ（ｋ，ａｎｄｔｙＰｅｏｆｔｈｅ
ｕＰｌｉｆｔｏｎｈｅ（ｊｎｇｈａｉ­ｘｉｚａｌｌｇｌ）ｌhttp/:/www加. 釦・ｊ（；α，２２（１９７９），１３１４­１３２８．
岡中国科学院青蔵高原総合科学考察隊，西蔵地貌，科学出版社，１９８３，２３８ｐ・
関中国科学院青蔵高原総合科学考察隊，西蔵第四紀地質，科学出版社，１９８３，１９２ｐ．
［１０］ＭＥｋｅｒｅｔｈ，聊，Ｈ。Ａｓｈｏｒｌｃｏ誇ｓｉｌｎｌＰｌｅｒｆｏＨｔｌｂａｑｕｅｏｕｓｄｅＰ（吋ｌｓＪ涵。。Ｚ． ｃどａｚｚθＦ・，１４（１９６９λ１４５­１５１．
［Ｈ］ＷａｎｇＥａｎｄＦａｎＣ．Ｙ，［］ｌｉｎｌａｔｉｃ（；１１ａｎｇｅｓｉｎｔｈｅｏｉｎｇｈａｊ­ｘｉｚａｎｇ（Ｔｊｂｅｔ２１１１）ｒｅｇｉｏｎｏｆＣｈｉｎａｄｕｒｉｎｇｔｈｅＨｏ】ｏｃｅｎｅ，公器訟極ｓｇき鮒三誠心泰１幼砺ｉ８（１９８７），５０­６０．

­６ ０ ­（張ＡＩＮ­ＳｌｚＥＸＡＲＩＡｎＯＮＳＩＮＴＨＥＢＯＴｒＯＭＳＥＤＩＭＥＮＴＯＦＳＩＬＩＮＧ­ＣＯ肌ＡＫＥ）ＡＮＤ
ＰＡＬＥＯＨＹＤＲＯＬＯＧＩＣＡＬＥＮＶＩＲＯＮＭＥＮＴＩＮＴＦＩＥＱＩＮＧ­ＺＡＮＧ（ＴＩＢＥＩＡＮ）ｉ）】Ｌ．ＡｒＥＡＵＫＡＳ｝ＩＩＷべＹＡＫｅｎｊｉ１），ＹＡＳ｝ＣＡＷＡＫａｔｓｕｎ！ｉ１）ａｎｄＭＡＳＵＺＡＮＭ４ＴｂＪｙｕｋｉ２）
１）ＴｈｅＧａｄｕａｔｅＳｃｈｏｏｌｏｆＳｄｅｎｃｅａｌｌｄｌとｃｌｌｎｏｌｏｇ｝；ＫｏｂｅＵＩｌｉｖｅｒｓｉｔｙ，Ｎａｄａ，Ｋｏｂｅ６５７，Ｊａｐａｎ２）ＷｌｔｅｒＲｃｉｓｅａｒｃｈｌｎｓｔｉｔｕｌｅ，Ｎａｇｏｙａｕｎｉｖｅｒｓｉｔｙ，Ｃｈｉｋｕｓａ，Ｎａｇｏｙａ４６４ʻ０１，Ｊａｐａｎ

Ｇｒａｉｎ­ｓｉｚｅｖａｒｉａｔｉｏｎｓｉｎｌｈｅｂｏＵ（）ｒｌｌｓｅｄｉｍｅｎｔｏｆＳｉｌｉｌｌｇ­ｃｏｉｎ（；ｅｎｔｒａ）Ｔｉｂ（；ｔｒｅｖｅａｌｌｈｅｐａｌｅｏ­ｈｙｄｒｏｌｏｇｉｃａｌｅｎｖｉｒｏｎｎｌｅｎｌｓ
ｉｎｔｈｅＴｉｂｅｔａｎｌ）ｌａｌｅａｕｄｕｒｉｎ｀血三ｌｌｊ辺液胞三０００ｙｅａｒｓ．Ｔｈｅａｇｅ（浦山ｅｓｅｄｉｍｅｎｌｗａｓ（ｉｓｌｉｎｌａｔｅｄｆｒｏｍ１４ＣｄａｔｅｓｏｂｔａｉｎｃｄｂｙʼｎｕｌｄｅｌｒｏｎＡ（ｘ（ｉｌｅｒａｔｅｒＭａｓｓＳｐｅ（；ｔｒｏｎｌｅｌｒｙｄｏｎｅａｔＮａｇｏｙａｕｎｉｖｅｒｓｉｔｙ（ｌｈｅｕｓｕａｌｎｌｅｔｈｏｄ（ｌｉｑｕｉｄｓｃｉｎｔｍａｔｉｏｎ）ａｌｓｏｗａｓ１Ｊｇｄ）．Ｔｈｅａｒｅａｉｌｒｏｕｎｄｔｈｅ】ａｋｅｗａｓａｒｉｄｏｒｓｅｍｉ­ａｆｉｄｂｅｆｏｒｅ１０，０００ｙｒＢ．Ｒ（ｌａｌｅ１２１ｓｔｇｌａｃｉａｌＰｅｒｉ（）ｄ），ｗａｔｅｒｉｎｎｏｗｂｅｉｎｇ
ｓｍａｎａｎｄｔｈｅｌｅｖｅｌ（浦ｔｈｅｌａｋｅｌｏｗ．Ａｔａｂｏｌｌ１１０，０００ｙｒＢ．Ｐ．（ｅａｒｌｙｌ）ｏｓｌｇｌａｃｉａｌＰｅｒｉｏｄ）ｉｔｂｅｃａｎｌｅｍａｒｋｅｄｌｙｈｕｍｉｄａｎｄｔｈｅｗａｔｅｒｌｅｖｅｌｒｏｓｅｒａＰｉｄｌｙｂｅｃａｕｓｅｏｆｌａｒｇｅｉｎｎｏｗｓｆｒｏｍｓｕｒｒｏｌｊｎｄｉｎｇｂａｓｉｎｓ；ｎｌｅｍｎｇｗａｔｅｒａｎｄｌａｒｇｅｌ）ｇｃｉＰｉｔａｔｉｏｎ．Ｔｈｅ
ｃｌｉｍａｔｅｗａｓｈｕｎｌｉｄａｎｄｔｈｅｌｅｖｅｌｏｎｈｅ】ａｋｅｈｊｇｈｆｏｒａｗ】ｌｉｌｅ．Åｌａｂ（）ｕｔ２，０００­３，５００ｙｒＢ．Ｐｊｔａｇａｉｎｂｅｃａｍｅａｒｉｄｗｉｌｈｈｌ
ａｓｈｏｒｌｔｉｍｅａｎｄｔｈｅｗＭｅｒｌｅｖｅＭｒ（）ＰＰｅｄ．Ａｆｔｅｒｔｈｉｓｓｈｏｒｌａｒｉｉｎｌｅｒｖａｊａｎｄｌｏｗｗａ把ｒｌｅｖｅｌ，ｉｔａｇａｉｎｂｅｃａｍｅｈｕｎｌｉｄａｎｄ
ｔｈｅｗａｌｅｒｉｎｎｏｗｉｎｃｒｅａｓｅｄ．Ｌａｒｇｅｉｎｎｏｗｓｃｏｎ面ｕｅｄｆｏｒａｌｉｍｅａｎｅｒｗｈｉ（；１１ｉｔａｇａｉｎｂｅｇａｎｌｏｂｅｓＨｇｈｔｌｙａｒｉｄ．

­

６ １ ­