Laguna (2018) 24: 27-37

ISSN 2185-2995

短報

珪藻化石群集および電気伝導度から推定される
過去約 1,300 年間における湖山池の環境変化
1

2

佐藤善輝 ・小玉芳敬 ・鹿島

薫

3

Last ~1,300 years environmental change at Lake Koyama-ike
inferred from diatom fossil assemblages andelectric conductivity analyses, Tottori Prefecture, Japan
Yoshiki Sato1, Yoshinori Kodama2 and Kaoru Kashima3
Abstract: Using a 150-cm lake bed core sample, the paleoenvironmental change during the past

~1,300 years in Lake Koyama-ike, Tottori Prefecture, western Japan, was reconstructed based on

diatom fossil assemblages, electric conductivity, and radiocarbon ages. Consequently, the following
points were clarified:

1) During the past 1,300 years, the surface water of Lake Koyama-ike has been a freshwater

environment—freshwater pond or lake—because freshwater diatom species were dominant in

the entire core. In contrast, due to salinity stratification, a brackish-to-marine environment hasremained immediately above the lake bed.

2) The diatom fossil assemblages indicated the decrease in water salinity and depth after ~1,000

cal BP. Because a similar transition has been previously reported in studies conducted at othersites in Lake Koyama-ike, this environmental change is a common phenomenon in this lake.

3) A decrease in water salinity around 1,000 cal BP indicated that the channel connecting theJapan Sea and Lake Koyama-ike was filled by the blown sand. The shallowing of the lakearound the same period was probably caused due to rapid deposition of riverine sediments andrelative sea-level fall, which presumably induced the sand to actively blow in the coastal area.

Key words: Lake Koyama-ike, plaeoenvironmental change, diatom fossil, electric conductivity,
late Holocene

1

国立研究開発法人産業技術総合研究所・Geological Survey of Japan, AIST, Central 7, 1-1-1 Higashi, Tsukuba, Japan, 305-8567.

2

鳥取大学農学部・Faculty of Agriculture, Tottori Univ., 101 Minami 4-chome, Koyama-cho, Tottori, Japan, 680-8551.

3

九州大学理学研究院・Graduate School of Sciences, Kyushu Univ., 744, Motooka, Nishi-ku, Fukuoka, Japan 819-0395.

受付日：2017 年 8 月 27 日，受理日：2018 年 1 月 5 日，WEB 掲載日：2018 年 1 月 23 日

27

佐藤善輝・小玉芳敬・鹿島薫

図 1 湖山池周辺の地形および掘削地点．基図には地理院地図陰影起伏図（国土地理院，
2017）を用いた．また，湖山池の等水深線は高安ほか（1994）に基づく．
Fig. 1 Index map of the study area. The base map is a shaded relief map of the GSI map (GSI,
2017). The bathymetry line is based on a study by Takayasu et al. (1994).

は

じ

め

れば，湖山池では最終氷期以降の海水準上昇に伴って 10,000 yr BP 頃（暦年未補正値）以降に海域が湾に山陰地方の海岸部には大規模な砂州や砂丘が発入・拡大した後，4,000 yr BP 頃に海退（海岸線の海側達し，その背後には中海や宍道湖，神西湖などに代表される汽水湖沼が位置することが多い（福本，1989）．

への移動）に転じたとされる．また，佐藤・小野（2013）
は湖山池南岸の高住低地における 4,000 ～ 8,000 cal

鳥取県東部の湖山池はそうした地形の一例であり，鳥BP の期間の環境変遷を示し，4,500 cal BP 頃に内湾

取砂丘の西部を構成する湖山砂丘によって日本海から分離されている（小玉ほか，2017；図 1）．このようなから淡水湖沼への環境変化が生じたことを明らかにし

汽水湖沼の多くは，最終氷期以降の急激な海水準上

湖山池北岸に日本海に通じる水域が存在していた可昇に伴って形成された海域を起源とする海跡湖であり（沢井，1997；Kato et al., 2003；山田・高安，2006；中村，
2006；山田ほか，2015 など），砂州や砂丘の地形発達能性を指摘した．

に応じた環境変化が湖岸の沖積層や湖底堆積物中にされた環境変遷をより高い精度で検証できる．これま記録されていると考えられる．

でに湖山池の湖底堆積物を古環境復元に用いた研究た．さらに，星見（2009）や錦織（2010）は，かつて湖沼堆積物は陸域に比べて堆積物の保存状態が良好であることが多く，陸域の地質資料に基づき復元

湖山池周辺の環境変化については，これまで主にとしては，作野ほか（1995）や浜田ほか（2002）がある．
作野ほか（1995）は青島を挟んだ東西 2 箇所（図 1）で陸域で実施された調査結果に基づき復元されてきた（例えば，赤木ほか，1993；星見，2009；佐藤・小野，

掘削したコア試料について全有機炭素濃度や C/N 比を

2013）．赤木ほか（1993）や星見（2009）は湖沿岸で測定し，コア下部で陸源有機物の増加することから掘削された既存ボーリング資料の解析や地形分類，

洪水頻度が変化した可能性を指摘した．また，浜田

既存の考古学資料などを総括し，完新世における湖ほか（2002）は，作野ほか（1995）の青島東方沖のコ山池の地形発達過程の概略を示した．その成果によ

ア試料について珪藻化石分析を実施し，全体に淡水
28

珪藻化石群集および電気伝導度から推定される過去約 1,300 年間における湖山池の環境変化

生珪藻が卓越することやコア下部で汽水生種がやや在し，湖山川を介して遡上した海水が密度流によって多産することを示した．しかしながら，これらの既存

湖内に流入・滞留していることが確認されている（中野ほか，1972）．また，2000 年にも，海水を導入してい研究では，年代資料が得られておらず環境変化の時

た冬季に水深 4 m 以深に塩分躍層が生じていたことが示されている（矢島・早川，2002）．

期が未解明であることや，珪藻化石分析が属ごとにまとめて示され環境復元の精度が低いことなど，問題が残されている．このため，上述した陸域で実施された研究成果との対応関係は明らかになっておらず，環境

試料と方法変化の要因についても議論が進んでいない．
以上の問題点を踏まえ，本研究では湖山池で湖14
底堆積物を新規に採取し，層相記載， C 年代測定，

試料

本研究で用いた試料は，2010 年 7 月 10 日に，湖山
池西岸の福井川河口部から約 350 m 東方沖に位置す

珪藻化石分析および堆積物懸濁水の電気伝導度分析を行い，推定される環境変化について周辺地域などとる地 点（ 北 緯 35°30'27.62"， 東 経 134° 8'4.62"；図 1）の比較から，その要因について考察を加えた．

において，マッケラス式採泥器を用いて掘削されたコ
ア試料である．本コア試料の掘削長は 150 cmである．
掘削地点における正確な水深は計測できていないが，
高安ほか（1994）を参照するとおおよそ水深 2 m 程度

地域概観と推定される（図 1）．

湖山池は鳥取平野の西部に位置し，北側には湖山
砂丘が，南および西側に花崗岩質の丘陵とそれを開析して発達する小規模な沖積低地が分布する（赤木ほか
1993；佐藤・小野 2013；図 1）．湖には福井川，長柄方法川，湯尻川，三山口川などの計 6 河川が流入し，唯コア試料は半割後，層相記載を行い，珪藻化石分14
析用試料，電気伝導度分析用試料および C 年代測

一の流出河川である湖山川が湖北東部から日本海に注ぐ．湖山池北岸には「2.5 m 面（星見，2009）」と呼定用試料のサンプリングを実施した．
コアから採取した計 3 試料について，加速器年代測定法による 14C 年代測定を加速器分析研究所に依頼
CALIB 7.1 プログラム（Stuiver
した．年代測定結果は，ばれる周囲よりもやや標高の低い地形面が認められ，
かつて湖山池と日本海を直接結んでいた水路がそのet al., 2017）を用いて暦年較正した．較正のためのデー

後に放棄・埋積されて形成された可能性が指摘されている（星見，2009；錦織，2010；図 1）．

タセットは，いずれも陸域起源試料と推定されることから IntCal13（Reimer et al., 2013）を使用した．

国立天 文台 編（2014）によれば，湖山池は面積2
約 7.0 m ，湖面標高 0.0 m，周囲長 18 km，平均水深2.8 m，最大水深 6.5 m の汽水湖沼である．水深は珪藻化石分析用試料は，コア試料から 1 cm または
2 cm の間隔で計 106 試料を分取した．分析用試料 1

北側に向けて増加する傾向があり，湖北岸の竜ヶ崎付近に最深部が認められる（高安ほか，1994）．現在，

mg 程度をマイクロ遠沈管に移し，蒸留水を加えて攪拌して混濁液を作成した．作成した混濁液から珪藻殻

湖山川の河口部には水門が設けられ，海水の遡上がの濃度が適切になるよう調整しつつ適量をカバーガラ

人為的にコントロールされている．元来，湖山池には湖山川を介して海水が遡上していたが（湯原，1957），

スに滴下してホットプレート上で乾燥させた後，マウン

増 加して塩害が生じたため，1989 年以降に水 門に
よって海水流入量を管理し，塩分濃度が 150 ～ 330

で検鏡し，各試料で 300 殻以上を目安に同定・計数

トメディア（和光純薬製）を用いて封入し永久プレパラー
トを作成した．光学顕微鏡を用いて 1,000 倍の倍率

1983 年の千代川河口改修工事に伴って海水流入量がを行った．珪藻化石の種同定は渡辺（2005）や小林

mg/l となるようにした．その後，水質が悪化してアオほか（2006）などに基づいて行った．また，生息環境については鹿島（1992），Vos and de Wolf (1993) およびコが大発生するなどしたため（猪迫ほか，1993；藤山ほか，1996），2005 年以降，塩分濃 度が 150 ～ 1,000

千葉・澤井（2014）を参照した．産出頻度は各層準にmg/lに変更され，さらに2012 年以降には 2,000 ～ 5,000
mg/l へと引き上げられた（鳥取県・鳥取市，2012）．

おける相対的な産出頻度を示す．

電気伝導度分析用試料はコアから 10 cm 間隔で，深さ方向に 1 cm の試料を分取した．試料処理は横山（1993）に準拠した．試料は乾燥機を用いて 110℃ で湖山池では，水門の開閉状況に左右されるものの，湖水の塩分成層が生じる．千代川河口改修工事以前の 1971 年には，水深 3 ～ 4 m 付近に塩分躍層が存

48 時間乾燥させた後，粉砕し，10.0 g を秤量して蒸留

29

3

佐藤善輝・小玉芳敬・鹿島	
  薫

4
5

表 1	
  14C 年代測定結果

6

Table 1. A list of radiocarbon ages.

佐藤善輝・小玉芳敬・鹿島薫

14
C 年代測定結果．
表1
Table 1 A list of radiocarbon ages.

7
8
Depth

Material[cm]
105

organic soil

δ13C

Conventional age

Calibrated age

Probability

MedianLabo No.

[‰][yr BP][cal BP, 2σ][%][cal BP](IAAA-)-24.18±0.47

1,150±20981-1094

80.4

1,056

110502

1,105-1,148

12.6

1,158-1,173

6.9

131

peat

-23.85±0.41

1,120±20970-1,062

100.0

1,018

110503

145

organic soil

-24.09±0.38

1,320±20

1,186-1,205

16.4

1,272

1105041,238-1,293

83.6

9
3分間撹拌して混濁水とした．
水 120 mlを加え，その後，
1 時間静置した後，東亜 DKK 製ポータブル電気伝導に示す．このコア試料は下位から順に珪藻帯 I ～ IVの計 4 帯に区分することができる．

きな差異がなければ後者を測定値として採用した．堆積環境の解釈は横山（1993）に基づき，0.2 ～ 0.3 mS/とと，淡水～汽水生種の Thalassiosira lacustris が 10
～ 15% 前後とやや多く産出することで特徴づけられる．

率計・pH 計を使用して電気伝導度と pH を併せて測定した．その後，5 日経過後に 2 回目の測定を行い，大珪 藻 帯 I（ 深 度 129 ～ 150 cm） は， 淡 水 生 種 のAulacoseira granulata が 30 ～ 40% 前後と優占するこ

cm を淡水，0.4 ～ 1.2 mS/cm を汽水，1.3 mS/cm 以上を海水とした．なお，水溶液中の陰イオンが主に泥粒

また，淡水生種の Aulacoseira ambigua も 20% 前後と多く産出する．さらに，淡水～汽水生種の Cyclotella

子に付着することから砂含有率による測定値の補正が必要とされるが（横山，1993），本研究で使用したコア(2002) の Diploneis sp. に対比されると推定される珪藻

meneghiniana が 2 ～ 4%， 形 態 的 特 徴 から Ohtsuka
種が 1% 程度の産出頻度で随伴する．
珪藻帯 II（深度 115 ～ 128 cm）は，A. granulata お

試料は泥質堆積物が卓越し砂粒子がほとんど認められないことから，粒度組成による補正は実施していない．

よび T. lacustris が上方へ減少して A. ambigua および A.
distans が増加することと，淡 水生種の Belonastrum

結果と考察

berolinense が 多 産 することで 特 徴 づ けら れ る．A.

granulata と T. lacustris はそれぞれ 40 ～ 50% 程度か堆積物の特徴と年代ら 20% 程度，10% 程度から 5% 程度に変化する．他
方，A. ambigua は 20% 前後から 50 ～ 60% 前後に，A.

採取された湖底堆積物はすべて有機質な泥層からなり，ラミナなどの堆積構造は認められない．全体に層相変化に乏しいものの，コア最上位 15 cm は下位にdistans は 1 ～ 3% 前後から 5% 前後にそれぞれ増加す

比べて水分を多く含んでおり，特に軟弱である．
コア試料中の深度 105 cm，131 cm，145 cm から採取

B. berolinense は 10 ～ 20% 程度の産出頻度を示す．
る．
珪 藻 帯 III（ 深度 13 ～ 113 cm）は，A. ambigua が1,186-1,293 cal BP（ 中 央 値：1,272 cal BP），970-1,062とで特徴づけられる．また，淡水生種の Cyclotella
praetermissa が 5 ～ 10% 程 度と多 産 する． 淡 水～

14した堆積物試料（有機質土または泥炭）について C
年代測定を行った（表 1）．その結果，下位から順に

40 ～ 60% の産出頻度を示し，優占的に産出するこ

汽 水 生 種 の T. lacustris は 深 度 100 ～ 110 cm 前 後を除いて 1 ～ 5% 程 度と産出頻 度が低い．また，B.

cal BP（中央値：1,018 cal BP），981-1,173 cal BP（中央値：1,056 cal BP）の年代測定値が得られた（表 1）．

berolinense も珪藻帯 II に比べて減少し，1 ～ 3% 程度の産出頻度を示す．深度 43 ～ 47 cm では淡水生種のAchnanthidium minutissimum が 8 ～ 18% と多産する．

珪藻化石群集コア試料からは全部で 62 属 128 種の珪藻化石が産出した．湖底堆積物中の珪藻化石組成の変化を図 2

珪 藻帯 IV（深度 0 ～ 12 cm）は，A. ambigua の上方への減少と，A. granulata および Diploneis sp. の増に示す．また，主要な珪藻化石の顕微鏡写真を図 330珪藻化石群集および電気伝導度から推定される過去約 1,300 年間における湖山池の環境変化

図 2 湖底堆積物コア試料の珪藻化石群集，電気伝導度および pH 測定結果．
Fig. 2 Results of the analyses of diatom fossil assemblages, electric conductivity, and pH of the lake bed core samples.

加によって特徴づけられる．A. ambigua は 20% 程度
から 10% 程度に減少する．また，A. granulata は 20%

年代測定値は，上下で測定値が逆転する（図 2，表1）．これは，上位の深度 105 cm の測定試料に周囲か多く産出する．また，深度 7 cm では Thalassiocyclus
lucens が 11.6 %，Cyclostephanos dubius が 8.0% と 多

145 cm）の年代測定値を用いる．

前 後 か ら 30 ～ 40% 前 後 する．Diploneis sp. は 3 ～
8% 前後産出し，表層（深度 0 cm）では 20.8% と特にら混入した古い有機物が混入していたことによると判断し，以下の議論では下位 2 点（深度 131 cm，深度産する．

珪 藻 帯 I で は 湖 沼 浮 遊 性 種 で あ る Aulacoseira
granulata（ 千葉・澤井，2014）が優占することから，比電気伝導度分析

較的水深の大きい淡水湖沼の環境であったと推定される．しかしながら，淡水～汽水生種の Thalassiosira

150 cm ではそれぞれ 2.14 mS/cm，2.11 mS/cm と高いから，湖水の塩分が現在よりも高かった可能性が示
唆される．淡水生種である A. granulata と淡水～汽lacustris が上位の珪 藻帯と比べて多く産出すること

電気伝導度は，深度 140 ～ 150 cm と深度 130 cm
以浅とで大きく異なる（図 2）．深 度 140 cm および水生種である T. lacustris が同時に多く産出することから，湖水が塩分成層しており，表層部で A. granulata

電気伝導度を示し，pH もそれぞれ 3.38，3.18 と低い．
一方，深度 0 ～ 130 cm では概ね 0.5 ～ 1.0 mS/cm のなどの淡水生種が，それよりも深部で T. lacustris など

範囲内に含まれる．深度 130 cm 以浅では，pH は概ね
4.5 ～ 6.5 前後の値を示し，深度 140 cm 以深に比べての淡水～汽水生種が生息していた可能性が高いと考えられる．同様に T. lacustris が多産する層準は，湖明らかに高い．
湖山池の環境変遷

コア試料の深度 131 cm と深度 105 cm で得られた

山池東部の湖底堆積物中の深度 75 cm 以深（X 層下部）でも報告されており（浜田ほか，2002），作野ほか（1995）が洪水起源の陸源有機物の流入を指摘してい31

佐藤善輝・小玉芳敬・鹿島薫

図 3 コア試料から産出した主要な珪藻化石の光学顕微鏡写真．
Fig. 3 Microscopic photographs of the major diatom species obtained from the lake bed core samples.

a: Aulacoseira granulata, b: Aulacoseira ambigua, c: Aulacoseira distans, d: Cyclotella meneghiniana, e: Lindavia
praetermissa, f-g: Cyclotella dubius, h: Thalassiosira lacustris, i-j: Thalassiocyclus lucens, k-l: Belonastrum
berolinense, m: Staurosira construens, n: Achnanthidium minutissimum, o-q: Diploneis sp.

た層準（ユニット C）の下部に相当する．本研究における珪藻帯 I では明瞭な洪水砂層の挟在は認められ示し，横山（1993）の判断基準に基づけば海成層であると解釈される（図 2）．また，同層準の pH が他と比なかったが，Ohtsuka (2002) により斐伊川河床の礫および砂から付着性種として報告された Diploneis sp. がべて低いことは，海水由来の硫黄イオンが乾燥処理により変化した硫酸イオンを多く含むためと推察され，産出することから，河川起源の堆積物粒子を多く含む

電気伝導度分析結果と調和的である．珪藻化石群集

ことが示唆される．従って，浜田ほか（2002）の示した T. lacustris の多産層準は，本研究の珪藻帯 I に対が湖の表層付近の水質を反映することを考慮すると，比される可能性が高く，湖山池では共通して湖水の塩塩分成層していて表層付近では淡水環境，湖底付近

分がやや高い状態であったと推定できる．年代測定
結果を考慮すると，珪藻帯 I はおおよそ 1,000 ～ 1,300では海水環境であったことを示唆すると解釈できる．

珪藻化石分析と電気伝導度分析との差異は，湖水がこのことは上述した淡水生種と淡水～汽水生種とがcal BP 頃に堆積したと考えられる．この時期は，湖山池同時に産出することからも支持される．同様の現象は十三湖でも報告されている（小岩ほか，2014）．当時の北部に日本海と湖を結ぶ水域が存在していた可能性のある時期（星見，2009；錦織，2010）と重複しており，

正確な古水深は不明であるが，A. granulata が優占しこの水域を通じて海水が湖内に遡上していたと考えら

水深が大きかったと推測されることや湖北側から海水れる．

が湖内に遡上していたと推定されることから，コアの深度 140 cm 以深が塩分躍層よりも下位に位置してい他方，電気伝導度分析からは，珪藻帯 I の中～下部に相当する深度 140 cm および 150 cm で高い値をたとしても大きな問題はない．
32

珪藻化石群集および電気伝導度から推定される過去約 1,300 年間における湖山池の環境変化

図4

湖山池における環境変遷と鳥取砂丘の形成過程および冬季・夏季降水量変動との対比．A: 湖山池における環境変遷，B: 鳥取砂丘における発達パターン・時期（Tamura et al., 2016 を編集），C: 中国 Wanxiang 洞窟における夏季降水量変動（Zhang et al., 2008），D: 糸魚川市・福来口鍾乳洞における冬季降水量変動（Sone et al., 2013）．
Fig. 4 Comparison between the environmental change in Lake Koyama-ike and the geomorphological development of
Tottori Sand Dunes; fluctuation of Asian Summer and Winter monsoons. A: environmental change in Lake Koyamaike (this study), B: geomorphological development of Tottori Sand Dunes based on a study by Tamura et al. (2016), C:
summer precipitation (Zhang et al., 2008), and D: winter precipitation (Sone et al., 2013).

その後，約 1,000 cal BP 以降には，珪藻帯 II で
T. lacustris が減少することから，塩分濃度低下が生あったと考えられる．この環境変化には A. ambigua
および A. distans の増加と A. granulata の減少を伴う（図 2）．A. ambigua や A. distans は沼沢湿地で付着性種として産出することがあり（安藤，1990；Brugam et

じたことが示唆される．T. lacustris の減少は浜田ほか（2002）でも同様に認められることから，1,000 cal BP

al., 1998；Moos et al., 2005），小型～中型の湖沼の指頃における環境変化は湖山池に広く共通する現象で33

佐藤善輝・小玉芳敬・鹿島標とされる（Reynolds et al., 2002; Padisák et al., 2009）．
特に，A. ambigua は湖沼から沼沢湿地に生息すること

薫

lacustris や Staurosira construens の産出頻度には顕著な変化は認められないことから，湖水の塩分濃度は変化しなかったと推定される．湖山池では 1983 年のから，湖沼沼沢湿地指標種とされる（安藤，1990；千
A. ambigua および A. distans は，
2014）
葉・澤井，
．また，

千代川河口改修工事や 1989 年以降の水門による塩分

A. granulata に比べて強い光の得られる環境を好む傾調整がなされており，塩分が大きく変化したことが想向があり（Kilham et al., 1986; Takano et al., 2001），比定されるが，これに対応する環境変化は本研究が用較的清廉な水域あるいは水域の表層付近に生息する

いたコア試料には認められなかった．本コア試料の軟弱部の層厚は 15 cm であり，作野ほか（1995）や浜と考えられる．以上の生息環境についての特徴から，
A. ambigua および A. distans の増加と A. granulata の田ほか（2002）の用いたコア試料の軟弱層の層厚（20～ 57.5 cm）に比べて薄い．これらの結果から，本研減少は，①水深の低下（湖沼の規模縮小），あるいは②湖水の清廉化を示すと推定される．珪藻帯 II で究で用いたコア試料は，採泥器の着底時の衝撃や浚渫による浸食によって，少なくとも 1983 年以降の堆積は富栄養化湖沼で多産する B. berolinense（Round andMaidana, 2001）が A. ambigua および A. distans ととも物を欠いていると考えられる．

に顕著に増加することから（図 2），②湖水の清廉化が生じた可能性は低いと考えられる．従って，約 1,000

1,000 cal BP 頃における環境変化の要因

cal BP 頃に水深低下によって湖沼の規模が縮小した可湖底堆積物の珪藻化石分析と電気伝導度分析か
ら，約 1,000 cal BP 頃に湖水の塩分濃度が低下したこ

能性が高いと推定される．B. berolinense は茨城県北浦でも海水流入量が低下した時期に多産する傾向が示されており（Naya et al., 2007），湖山池で塩分低下とが示唆された．この環境変化は，優占する珪藻種の変化から，湖の水深低下を伴う可能性が高い．従って，湖山池では 1,000 cal BP 頃を境として，「高塩分・に伴って出現したことと調和的である．他方，電気伝導度分析結果からは，深度 130 cm 以浅で海水環境から汽水環境に遷移したことが示唆される．このこと

高湖水面」の時期から「低塩分・低湖水面」の時期へと遷移したと考えられる（図 4A）．本章では，このは，海水流入量の低下や水深低下に伴って塩分躍層

環境変化の要因について考察する．

が相対的に低下したことを示すと考えられる．
その後，珪藻帯 III では A. ambigua が安定して優湖水の塩分低下は，湖北側の水域が閉塞されて湖山池が日本海から隔絶されたことに起因すると可能性

占することから，淡水池沼環境で長く継続したと推定される．この時期には，B. berolinense が減少することが高い．水域が閉塞された要因としては，砂丘の飛砂

多産することから，富栄養化が解消され，湖水が清探査に基づく砂丘の堆積構造解析と OSL（OpticallyStimulated Luminescence）年代から，800 ～ 1,000 cal

による埋積が考えられる．湖山池周辺では，浜坂砂丘（ 図 1） において，GPR（Ground-Penetrating Radar）

や好清水性種である L. praetermissa（渡辺，2005）が廉化した可能性が示唆される．また，電気伝導度分

BP に飛砂が活発で砂丘形成が進んだ「活動期」であっ析結果から，湖底付近では汽水環境が継続したことが示唆される．このことは，湖水の塩分成層が引き続たことが示されており（Tamura et al., 2016；図 4B），湖

き生じていたことを示すと考えられる．
珪藻帯 IV では，淡水～汽水生種のうち T. lacustris

山池北側の湖山砂丘においても同様に砂丘が発達しい一方で，Cyclotella meneghiniana は下位に比べて増加する．C. meneghiniana は好汚濁性種であること（渡積による水深減少，または②相対的海水準の低下の 2て水域を埋積した可能性が示唆される．

や Staurosira construens の産出頻度があまり変化しな

他方，湖の水深が低下した要因としては，①土砂堆

つの可能性が考えられる．作野ほか（1995）および浜辺，2005）から，水質の汚濁が進んだ可能性が考えられる．また，Diploneis sp. が顕著に増加することか

田ほか（2002）のコア試料との対比や，富栄養化湖沼に特徴的な B. berolinense が増加することから河川起

ら，河川起源の堆積物が相対的に多く流入するようになったと推定される．珪藻帯 IV がコア最上部の特に源の栄養塩が増加した可能性が示唆されることから，
1,000 cal BP 前後には洪水が頻発し，河川からの土砂

軟弱な堆積物であることも考慮すると，これらの環境供給が活発であったことが示唆される．この活発な土変化は排水や水門設置などの人為的影響の増大を反砂供給によって，湖山池の埋積が進行し低湖水面化映している可能性がある．他方，電気伝導度分析かを進めた可能性がある．また，相対的海水準の低下

らは，引き続き湖底付近で汽 水 環 境が維 持されてT.
いたことが読み取れる．さらに，珪藻化石分析でも，については，当該時期における詳細な海水準変動曲線が未知ではあるものの，湖山池の約 20 km 西方に34

珪藻化石群集および電気伝導度から推定される過去約 1,300 年間における湖山池の環境変化（星見，2009）．従って，湖山池では 1,000 cal BP 頃に位置する東郷池において，硫黄含有量の変化からおよ
そ 1,000 cal BP 以降に緩やかに低下した可能性が示さ

湖北側の水域が埋積された後，再び海域が湾入するれている（Kato et al., 2003）．湖山池では，上述したよ
うに，1,000 cal BP 以前には日本海と湖北側の水域をことなく，小氷期における砂丘の発達によってさらに通じて接続していた可能性が高く，海水準が低下した

日本海から隔絶することになったと推測される．なお，
珪藻帯 III で示唆された湖水の清廉化は，湖水の鉛場合，これに対応して湖水面も変動したと考えられる．

直混合が弱化した可能性を示唆する．年代資料が得水深低下を引き起こした可能性のある河川からの土砂られていないため直接の対比はできていないが，湖供給や海水準低下は，沿岸における飛砂の活発化を

水の鉛直混合が風によって駆動されることを考慮すると，珪藻帯 III で示唆された湖水の清廉化は，500 ～促すと考えられる．河川からの土砂供給量が増加すると，沿岸部に供給される土砂量も相対的に増加する

800 cal BP 頃の飛砂活動の休止期に対応する可能性と考えられる．また，相対的海水準が低下する場合がある。

も河川勾配が増加することで，同様に沿岸部に供給される土砂量が増加する．一般に，砂丘における飛砂まとめ

量は沿岸部に供給される土砂供給量に影響される（小玉ほか，2017）．従って，湖山池の水深低下を引き起こ

鳥取県・湖山池において 2010 年 7 月 10 日に採取した掘削長 150 cm の湖底堆積物のコア試料について，した河川土砂供給や相対的海水準の低下は砂丘での飛砂を間接的に活発化させたと推定され，湖北側の14
珪藻化石分析，電気伝導度分析および C 年代測定

水域の埋積による塩分濃度低下を引き起こした可能性を実施した．その結果，以下の新たな知見が得られた．

が考えられる．
1,000 cal BP 頃における多量な河川土砂供給量は，

1) 淡水生珪藻が継続して卓越することから，表層付近では 1,300 cal BP 以降，淡水環境が維持

8 ～ 10 世紀にピークを持つ中世温暖期（吉野，2007・2009）の湿潤な気候を反映していると推定される．中され続けたと推定される．他方，電気伝導度

国の Wanxiang 洞窟の石筍試料から復元された夏季分析からは湖底付近で汽水～海水環境が継続

1,000 cal BP 前後の 100 年間に降水量変動によれば，ピークが認められる（Zhang et al., 2008；図 4C）．

しており，湖水の塩分成層の影響を反映していると考えられる．

やや年代に誤差はあるものの，山陰地方では類似する沿岸湖沼の淡水化が，神西湖で 1,100 cal BP 頃（山2) 1,000 cal BP 頃に，湖水の塩分濃度および水深

田・高安，2006），淀江低地で 1,250 yr BP 頃（渡辺ほか，2000）に報告されている．また，中海でも，貝が低下した可能性が示唆された．既存資料との比較から，この環境変化は湖山池の広域に形虫群集の変化から，西暦 1100 年前後（900 cal BP

共通する現象であると考えられる．

頃）に弓ヶ浜半島の浜堤列の発達によって中海が閉

3) 1,000 cal BP 頃における塩分濃度低下は，湖北

塞的な環境になり，汽水湖沼化が進んだことが指摘されている（山田ほか，2015）．これらの山陰地方広域部の日本海と湖を結ぶ水域が埋積したことにで共通して環境変化が認められることは，1,000 cal BP

起因すると考えられる．また，水深低下の要頃における環境変化が気候変動に伴う広域的な現象因としては，河川からの多量の土砂供給によである可能性を示す．
1,000 cal BP 以降，湖山池では顕著な塩分上昇は認る湖沼の埋積や，相対的海水準の低下が考えめられなかった．これは湖山池を閉塞する砂丘が安定して存続したことを示唆する．Tamura et al. (2016) に化させると推定され，湖北側の水域の埋積をられる．これらは間接的に砂丘の飛砂を活発促進させた可能性がある．

よれば，浜坂砂丘では 500 ～ 800 cal BP の休止期を挟み，500 cal BP 以降に飛砂が活発化した．500 cal BP

謝以降の砂丘の発達は，小氷期に対応する冬季降水量の低下期（Sone et al., 2013；図 4D）と対応するとされ辞

電気伝導度および pH の測定では，田畑開氏（株ている (Tamura et al., 2016) ．同時期には，湖山池西式会社ソラシドエア）にご協力いただいた．湖山池で方の白兎海岸においても，激しい飛砂によって中世のの掘削調査では，石川 智博士（青森県むつ市）とWang Liang-Chi 博士（国立台湾博物館）にご協力頂

遺物が厚い砂質堆積物に覆われることが知られている
35

佐藤善輝・小玉芳敬・鹿島

いた．湖山池漁協関係者の児島

1169-1181.

良氏には，掘削調査に際し船舶の便宜を図っていただいた．福本

薫

侑

小林

弘・出井雅彦・真山茂樹・南雲保・長田敬五（2006）小林弘珪 藻図鑑 第 1 巻．内田老鶴圃，
596p．

博士（立命館大学）と納谷友規博士（産業技術総合研究所）には，環境復元に関して多くのご助言を頂いた．
匿名の査読者 2 名の指摘により，本稿は大幅に改善

小玉芳敬・永松 大・高田健一（2017）鳥取砂丘学．古今書院，102p．

された．以上の方々に記して感謝申し上げる．

小岩直人・葛西未央・伊藤晶文（2016）青森県十三湖

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