＿＿＿＿

論

説＿＿＿＿＿＿＿＿＿＿＿＿＿＿＿＿＿＿＿＿＿＿＿＿＿＿＿＿＿＿＿＿＿＿＿＿＿＿＿_

鍾乳石からひとと自然の関わりを紐解く
九州大学名誉教授

吉村 和久

植生変遷などの情報の抽出が可能であることを明らかに

１．はじめにしてきた 5)。ここでは、私たちの調査研究成果をもとに、日本の国土の 68.6 %は森林でおおわれており、先進国

ひとと自然の関わりの歴史を、とくに植生変遷と関連付の中ではフィンランドに次いで高い森林率を誇る。湿潤

けて紐解いてみたい。

温帯気候の日本の国土では、仮に草原が存在していたとしても、数十年の間に森へと遷移する。私たちの周りを２．鍾乳石に保存される情報

見渡すと、樹齢が千年を超えるような大木は極めて少ないことに気づく。森林は維持されてきたにもかかわらず鍾乳石を使って過去の植生情報を復元するためには、大木が少ないのは、ひとと自然の関わりを反映するもの

まず、鍾乳石の形成過程を理解しておくことが重要であである。そればかりでなく、国内各地に現存する草原のる。石灰岩地域にはカルスト地形が発達する。地下に胚

ルーツは、先史時代、万葉集の時代にさかのぼり、人々

胎する鍾乳洞もカルスト地形の一つである。二酸化炭素の暮らしの中で草原が維持管理されてきたことを物語っを含む水に対する石灰岩の溶解性は高く、(1)式に従ってている。日本の草原の面積は現在から 100 年前の明治後溶食が進行する。石灰岩の主成分である炭酸カルシウム

半には国土の 13%を占め、江戸時代にはもっと広い範囲の溶解度は二酸化炭素濃度の三乗根に比例し、(1)式の進を占めていた 1)。

行方向を決めるのは二酸化炭素濃度である 6)。

このようなひとと自然の関わりの歴史を先史時代にまCaCO3 + H2O + CO2 ⇌ Ca2++ 2HCO3-でさかのぼるには、遺跡から出土する木材、種子殻、炭(1)化種子、花粉などからの植物情報が利用される。有史時

すなわち、降雨が地下に浸透する際に 1 vol%以上にも及代に関しては、植物情報以外に古文書や古絵図、場合にぶ土壌層の高濃度の二酸化炭素を受け取り、それが石灰

よっては万葉集などの文芸作品が有力な情報源となる 1)。

岩を溶解する。このような水が滴下水となって洞窟に現ところで、鍾乳石は陸域の古環境記録データベースとしれると、洞窟空間の二酸化炭素濃度は 0.1 vol%程度と土て注目を浴びてきた。とくに、Wang ら 2)が中国の複数の壌層よりも低いために、(1)式が左に進み方解石として沈石灰洞から採取した鍾乳石、特に石筍の酸素同位体比の殿する（図１）。その際に、水に含まれた微量成分や同位変化から過去約 22 万年間のアジアモンスーンの強度変体が鍾乳石（石筍）中に取り込まれる。したがって、鍾化を復元して以降、鍾乳石を用いた研究はますます盛ん

乳石に含まれる微量元素濃度や安定同位体比を用いると、になってきた 3)。私たちは、長年にわたってカルスト地

鍾乳石が生成した当時の環境情報を抽出することができ域の物質循環の解明に携わってきたが、石筍の年縞を蛍る。
温帯湿潤気候の地域において仮に裸地があったとする。

光顕微鏡下で計数することにより、従来の放射性同位体を用いた手法よりも簡便な絶対年代測定法を確立した 4)。

最初に侵入するのは草本で、1 年草から始まってイネ科

この方法は、現在成長中の石筍を用いなければならないやマメ科などの多年草が優占種の草原へと変化する。土

制約はあるものの、比較的新しい時代の情報復元に適し地が肥えてくると、幼苗が育つには多くの光を必要とすており、石筍の不純物濃度や安定同位体比から土地利用、るアカマツやコナラなど陽樹とよばれる木本が成長を始

16

渓流水中のリン酸イオン濃度が隣接する健全地域の渓流
水よりも高くなることを報告している 8)。土石流に伴いバイオマスが減少し利用されなくなったリン酸イオンが一時的に渓流水に流出したためである。それでは、森林が草原に人為的に改変がなされた場合、物質循環はどのようになるであろうか。マグネシウムイオンを例にとると、クロロフィルはポルフィン環の中心部にマグネシウ
ムイオンが結合した化合物であるため、バイオマスが減少すれば、クロロフィルとして固定されるマグネシウム
量が減少して、利用されないマグネシウムは森林外に出ていくことになる（図２）。逆に、バイオマスが増加を続ける成長中の森の場合は、流域外に出ていくマグネシウ
図１

ム量は少なくなるはずである。このような植生変化は滴カルストにおける二酸化炭素濃度と鍾乳石中の成分の起源下水中のマグネシウムイオン濃度を変化させる。ところ
で、滴下水に含まれるマグネシウムイオンの一部は炭酸める。陽樹が繁茂すると林床は光量不足となり、このよ

塩中でカルシウムイオンと(2)式で示されるイオン交換

うな条件でも幼苗が育つシイ類、カシ類、ブナなどの陰反応によって置き換わる 9)。

樹と交代し、最終的に安定な森（極相林）が完成する 7)。

Mg2+(aq) + Ca2+(s) ⇌ Ca2+(aq) + Mg2+(s)極相の森においては、植物バイオマスはほぼ一定に保た(aq)：水溶液；(s)：石筍

れる。したがって、森林内の物質循環は定常状態とみなDMg = (Mg2+/Ca2+)s /(Mg2+/Ca2+)aq

すことができ、水（表流水および地下水）を通じて森林

(2)
(3)

外に出ていく物質のフラックスは、フォールアウトおよ

なお、DMg はイオン交換平衡定数であり、滴下水中のそび化学風化に起因して森林内に供給されるフラックスとれぞれの化学種の濃度（厳密には有効濃度である活量）

等しくなる。Koga & Yoshimura は、土石流の起きた山地の商で表され、分配係数と呼ばれる。DMg は定数である

図２

森林衰退、草原化に伴う物質収支の変化

17ため、石筍中の(Mg2+/Ca2+)（s 石筍中のマグネシウム含量）

面は土壌粘土粒子など有色の不純物あるいは方解石結晶がわかれば、石筍を形成した滴下水の沈殿形成当時のサイズの違いによる色調の変化により、成長方向に沿っ(Mg2+/Ca2+)aq を知ることができる。DMg の値は、現在成て縞状構造が観察できる。樹木年輪のように天井から垂長中の部分の石筍試料と滴下水の分析により求めること

れ下がるつらら石の横断面は同心円状となる。それに対ができ、国内各地においてこの値はほぼ定数になることして、筍のように洞床から上に向かって成長する石筍（図は確認済である。

１参照）では縦断面は図３(Ａ)に示すようなものとなり、植生は炭素安定同位体比にも反映される。炭素には質頂点部分が平坦であり、縞状構造に沿って過去の一定期量数の異なる二つの安定同位体 12C と 13C が存在し、13C間ごとの試料を削り取るのが容易である。したがって、は全炭素の約 1%を占める。その存在割合（炭素同位体研究にはおもに石筍が用いられる。

比）は、光合成回路の異なる C3 植物と C4 植物では幾分鍾乳石の絶対年代を明らかにするために、おもに二つ異なる。その違いを明確にするために、同位体比情報はの 方 法 が 用 い ら れ て き た 。 U-Th 法 で は 、 ウ ラ ン は

標準物質 VPDB の 13C/12C 比に対する試料の 13C/12C 比のUO2(CO3)22- や UO2(CO3)34-などの錯イオンを形成し地下

千分率偏差（(4)式）が用いられる。

水に溶解しているため鍾乳石に取り込まれるが、トリウ
ムは水に不溶であり鍾乳石に取り込まれない性質を利用

δ13C (‰) =｛(13C/12C)sample/(13C/12C)VPDB ‒ 1｝×1000 (4)する。ウランだけを溶存する地下水から共沈したウラン

このδ13C 値を用いて表すと、植物を構成する有機物の同位体はウラン系列に関して放射非平衡にあり、再び放同位体比は C3 植物で-32〜-22‰、C4 植物で-20〜-10‰と、射平衡状態に戻るまでの経過時間と 238U、234U、230Th 放

明らかに異なる同位体比をとる 10)。ススキやカヤツリグ

射能比あるいは原子比の関係を使って年代測定を行う。

サは C4 植物であり、C3 植物よりも 13C に富む。土壌二酸化炭素の炭素安定同位体比は、同位体分別を受けることなく植物の炭素安定同位体比がそのまま反映され 11)、
滴下水を通じて鍾乳石の同位体比に記録される 5)。(1)式が右に進行して生成した炭酸水素イオンの炭素同位体比
は、石灰岩と土壌二酸化炭素のそれぞれの同位体比の平均値となる。このような水が滴下水となって洞窟に現れ、(1)式が左に進んで新たに沈殿が生成する際には、約+3‰の同位体分別を受けるが、石筍の炭素同位体比が植生情報を記録することになる。ただし、草原植物の中にも C3植物と同じ同位体比を持つ植物が存在する。草原植生の代表的な植物の一つであるネザサも C3 植物であることが明らかになっている 11)。したがって、炭素同位体比は植生を推定する際の重要な指標であるが、炭素同位体比の値を植生推定のために単独で用いるには問題が残る。

３．鍾乳石の絶対年代
鍾乳石の微量成分や安定同位体比からは、先史時代か
図３らの植生情報の抽出が可能である。ただし、そのためには、鍾乳石の絶対年代をきめる必要がある。鍾乳石の断18

石筍の蛍光年縞．(Ａ)石筍の断面、(Ｂ)その拡大写真、(Ｃ)蛍光顕微鏡写真、(Ｄ)蛍光強度の線分析結果

数千年~数十万年の時間をカバーできる優れた方法である。しかし、それより新しい鍾乳石の年代測定法としては適さない 3)。
もう一つの方法は、石筍の断面に紫外線を照射した際に現れる年単位の蛍光縞を利用して絶対年代を決定するものである 4)。石筍の断面に紫外線を当てると蛍光縞（図３(Ｃ)）が現れる。この蛍光縞は、U-Th 法をはじめとするその他の絶対年代測定法により、年単位の縞模様である こ と が 示 さ れ てい る 3,12) 。 この 縞 の 発 蛍 光物 質 はBeynen らにより腐植酸の一種であるフルボ酸であるこ

図４とが明らかとなっている 13)。現在成長中であり、途中で秋吉台地獄台のネザサ草原とピナクル．ピナク
ルの原型は土壌層で形成され土壌流出により露出した．

成長が停止していない鍾乳石を用いなければならない制
約はあるものの、樹木年輪と同様に年縞から生成年代を本型カルストとして世界的にもよく知られている（図４）。

直接読める点において、簡便性に優れている。プレパラ「良悟の松」は、秋吉台上の旧往還で道に迷う旅人が多ートに瞬間接着剤で固定した厚さ約 0.4 mm の石筍薄片かったため、1724（享保 9）年、目印として山口の良悟に高圧水銀ランプ（ニコン、Intensilight C-HGFI）を用い禅師が門弟に植えさせたと伝えられており、当時、台上て 365 nm の紫外線を照射すると、440 nm 付近の蛍光強は松が目印となるような草原となっていたことがうかが度を分光器を通して光電子増倍管検出器および顕微鏡用える。しかし、草原化が始まった時期を特定する文書等

CCD カメラで観測できる。蛍光強度の縞模様は石筍薄はない。

片のプレパラートを 0.2 μm 単位で操作可能な XY ステ

地表が草原で覆われている地域の洞窟と森林で覆われージ（シグマ光機、R10S-115S）を操作して観察を行う。

ている地域の洞窟からそれぞれ石筍を採取し、植生情報測定された縞模様は、客観性を保つため、独自に開発しを抽出した（図５）。図の濃い緑の部分が森、薄い部分がた画像処理計数ソフトを用いて、単位長さあたりの縞の草原である。石筍はいずれも採取当時も滴下水が落ちて本数、幅の分布を計測した。石筍の年縞幅（成長速度に成長中のものであり、滴下水が落ちていた頂点部分の絶相当）は、滴下水の化学的性質、滴下速度、温度などの対年代を試料採取年とした。断面を観察した結果、成長影響を受けて、同じ鍾乳洞内でも異なるが、100 μm/y （1の不連続面および滴下位置の変化などは見られず、連続

cm/100 y）が目安となる。

的に沈殿が形成されものであった。
(1)式から明らかなように、石筍を生成させる滴下水に

４．事例研究今まで、石筍を用いて過去の環境情報を抽出する原理について解説してきた。私たちは国内各地の石灰岩地域
において試料を採取し、とくに植生情報の抽出を行ってきた。ここでは、その成果の一部を紹介したい。

４．１

秋吉台全域 5,14)

秋吉台は山口県美祢市中・東部に広がる日本最大のカ
図５

ルスト台地であり、 多くの洞窟が存在する。広々とした草原台地にピナクル（石柱）がならぶ秋吉台の景観は日19

秋吉台における石筍採取洞窟（黄緑色が草原）．
1 北山北の横穴、2 鳴き穴、3 兼清穴、4 こ
うもり穴、5．長登銅山跡大切 4 号坑

は、高濃度二酸化炭素条件で石灰岩が溶解する。この二酸化炭素のほとんどは、土壌層において植物の根からの呼吸、微生物による植物由来の有機物分解により供給される。図６は、秋芳洞地下川への石灰岩の溶解性と土壌
二酸化炭素濃度の季節変化を示したものである。2 か月
位の時間的な遅れはあるものの、土壌二酸化炭素濃度の変動と石灰岩の溶解性は関連があることがうかがえる 6)。
土壌二酸化炭素が石灰岩溶解の反応場（エピカルスト帯）に到達する間にその濃度変化が小さくなるが、土壌二酸
化炭素濃度を用いて算出した石灰岩の溶解度とほぼ一致
し、石灰岩の溶解性は土壌二酸化炭素濃度に化学平衡論的に支配されていることがわかっている 6)。秋吉台で土壌二酸化炭素の同位体比は、草原地域では-15‰、台上の長者ヶ森および台麓の林地では-23〜-21‰の値を取った。

図６

石炭紀−ペルム紀秋吉石灰岩の炭素安定同位体比は平均

秋吉台の草原土壌層の二酸化炭素濃度と秋芳
洞地下川における石灰岩の溶解性の季節変化+2.7±1.0‰と報告されている 15)。したがって、石筍の同

素安定同位体比が変化する要因は沈殿生成時の気温など

位体比は森林植生では-7〜-6‰、草原植生で-3‰の値を取複数存在するが、植生変化による影響に比べてその寄与ることが予想される。一例として、秋吉台帰り水ドリー

は十分小さい。石筍中の炭素安定同位体比の値の数‰以

ネ近くの草原に開口する北山北の横穴から得られた石筍

上の急激な増加は、植生が森林から草原へと変化したたの炭素安定同位体比測定結果を図７(ａ)に示す 5)。炭素安めである。この植生変化は植物バイオマスの減少を伴う

定同位体比の値は 1700 年前半から 1800 年頃にかけて-8

ため、マグネシウム濃度が増加するはずである。(3)式か〜-7‰から-5〜-4‰へと急激に増加していた。石筍中の炭ら、滴下水中の石筍中のマグネシウムイオンとカルシウ

図７

秋吉台石筍の炭素同位体比と Mg/Ca 比．(ａ)、(ｂ) 北山北の横穴、(ｃ)、(ｄ) 兼清穴20

ムイオンの濃度比(Mg/Ca)s は滴下水中の濃度比と比例関係にあるため、それを絶対時間軸に対してプロットしたのが図７(ｂ)である。炭素同位体比と同期するようにマ
グネシウムイオン濃度が増加した。
図７(ｃ)、(ｄ)は西秋吉台麓の林地に開口する兼清穴石
筍の炭素安定同位体比と(Mg/Ca)s の変化を示したものである。炭素安定同位体比は 1830〜1880 年、1880〜1930
年、1930〜1960 年、1960 年〜現代の区間をひとまとめにして同位体比測定を行ったため、炭素安定同位体比の値はそれぞれの区間の平均値となっている。現在の兼清穴
は林地にあり、石筍表層の炭素安定同位体比も森林植生
図８の値を示した。兼清穴石筍は表層から石筍下部まで C3

秋吉台石筍が記録した植生変遷（石筍の長さにより記録された期間が異なる）

植物の値を示していたが、Mg/Ca 比は 1800 年代後半に増加した後減少しており、この時期にバイオマスが変化が小さく詳細なことが分からない。1729 年の地下上申絵したことがうかがえた。以上を総合すると、1800 年代後

図では、三つの村の村境となっていた北山は、三つの村

半から 1900 年代始めの間は、ネザサを主とする草原植生

絵図全てに草原として描かれているため、少なくともそに変化していたと推定できる。

の時点では草原になっていたことが確認できる。兼清穴

秋吉台で得られた 4 本の石筍の炭素安定同位体比およに関しては、石筍からの情報は 1800 年代後半から 1900

び年縞による年代決定の結果を図８にまとめた。同時に、

年代初めごろまでバイオマスが減少したことを示唆した。

古絵図等からの植生情報も示している。兼清穴について

文献資料では、1729 年の地下上申絵図に森を示す樹木がは Mg/Ca 比変動からも植生変遷を読み取った。今回測定描かれており、1841 年頃の防長風土注進案では山野とし対象とした地域では、1600 年後半から 1900 年頃にかけての記述に植生が変化している。炭素安定同位体比が C3て、秋吉台の広い地域で草原化していたことが明らかと植物優勢であったことを示す石筍からの情報を合わせるなった。江戸時代にはすでに秋吉台の広い地域でひとのと、おそらくはネザサを主とする草原植生に変化したで手による植生変化が起きていたことになる。

あろうことが読み取れた。さらに 1870 年の御立山其外處

得られた情報は、現存する古絵図・古文書を使ってク

町数附立では、兼清山が村の共有林である『地下制道山』

ロスチェックできる。秋吉台の台上およびその周辺は広に指定された記述があり、兼清穴周辺は再整備されてまい地域で山野、芝山として絵図に記載があり、広範囲でた森林植生に戻ったことが読み取れた。こうもり穴周辺

人為的な森林の開拓が進んでいたことがうかがえた。北は 1729 年の江戸時代後期には草原、疎林の記載があり、山北の横穴付近は、1649 年の正保長門国絵図、1862 年の江戸時代末期から明治時代にかけては合壁山（私有林）

美祢郡宰判図では山野（草原）であり、石筍から復元さとして利用されていた。江戸時代当時の合壁山の植生はれた情報とも良く一致した。江戸時代初期は、国絵図で不明であるが、多くの史料から当時の合壁山の樹種はア

は秋吉台にあたる部分は広く草原として描写されるが、カマツが多かったと推測される。明治時代の旧版地形図

石筍では北山北の横穴の炭素安定同位体比は森林植生をの地図記号から高木の針葉樹と低木広葉樹との混交林で示していた。野焼き（秋吉台では「山焼き」と呼ばれる）あったことが明らかであるため、こうもり穴周辺は江戸や草の刈り取りなどの継続的な人間活動がなければ、草時代後期は草原植生であり、江戸時代末期から明治時代

原植生は維持できない。北山北の横穴周辺は台上でも高にかけてアカマツを主体とする森林に変わった事が絵図台に位置することから、江戸時代初期には人為的な影響から読み取れた。これは、こうもり穴石筍の炭素安定同を受けにくかった可能性がある。しかし、国絵図は縮尺

位体比測定結果ともよく一致する。鳴穴は文献、絵図で

21

図９

長崎県西海市中浦 七釜鍾乳洞分布地域（白丸は観光洞である清水洞）の場所の特定は難しいが、周辺の植生は 1605 年の江戸時

砂岩もしくは石灰質砂岩に胚胎することが大きな特徴で代初期から 1862 年頃までの絵図では草原植生であった

ある 18)。江川内川の左岸、普段は涸れ沢となっている清と見ることができる。その後、1899 年には荒地の記載が水川との合流点付近に開口するのが清水洞である（図９）。

あり、1948 年の航空写真では森林植生に変化していた。

観光洞であり、総延長 1670 m である。清水洞上は小高

炭素安定同位体比測定結果からもおおよそ 1800 年中頃

い丘となっており、頂上部付近は釡敷山凝灰岩・釡敷山を境として草原植生から森林植生へと変化しているため、互層が覆う。一部スギの植林が残るが、雑木林となって文献情報とあわせると江戸時代初期から 1860 年頃までいる。清水洞の洞口から約 300 m 奥で採取した高さ 34 cm

草原植生であり、それから森林植生に変化して現在に至の A 石筍について、過去 800 年間の炭素安定同位体比のっていることがわかった。

変化を図１０(ａ)に示した。1500 年以前は-9〜-10‰と森

４．２林であったことを表しているが、1700 年には-2‰と炭素

長崎県七釜鍾乳洞 16,17)

安定同位体比が大きくなっており、草原植生に変化した

長崎県西海市西海町には、国指定天然記念物である「七ことが示唆された。
比較のために、洞口から 100 m 奥の、釜鍾乳洞」が分布する。天然記念物七釜鍾乳洞（しばし丘のふもとの地表に比較的近い地点で採取した B 石筍

ば七ツ釜鍾乳洞と記述されるが、正式には七釜鍾乳洞）（高さ 2.3 cm）の同位体比を示した。A 石筍と異なり、は、単独の洞窟ではなく、西海市西海町に分布する複数

1800 年以降、森林植生を保ってきたことがうかがえる。

の鍾乳洞群そしてそれらを含む地域を指す名称である。

A 石筍の(Mg/Ca)s の分析結果を図１０(ｂ)に示した。清水

この地域の洞窟群は本州・九州で一般的な古生代の石灰

洞 A 石筍は地表までの距離が長く、降雨が滴下水となる岩に形成されたものではなく、古第三紀漸新世の浅海性までの滞留時間が長いため、濃度の変化が小さいが、1500

22

いたが、いつしか訛って長登となった。
」と語り継がれていた。昭和 47 年に長登の山中から須恵器が発見され、その後の発掘調査など、考古学から古代に遡る日本最古の銅山跡であることが判明し、幻の鉱山が実証された。平
成 15 年 7 月に国史跡に指定された。
粗銅製錬は鉱山付近で行われ、初期には孔雀石（マラカイト）に代表される酸化銅鉱を、後には黄銅鉱を中心とした硫化帯の銅鉱石を製錬に用いたと考えられるが、複雑な工程を要する硫化銅鉱の製錬が始まった時期に関しては明確な記録は残されていない。硫化銅鉱の製錬は酸化銅鉱を用いた製錬に比べると技術的に難しく、さらに硫黄酸化物が発生する。したがって、製錬が始まった初期にはその利用は避けたはずであり、榧ヶ葉山（かやがばやま）の山頂付近
図１０に露天掘り跡が存在するのも、このような事情の証とみ清水洞石筍が記録した植生変遷

なすことができる。もし、硫化帯の銅鉱石を製錬したと年から 1700 年にかけて地表のバイオマスの減少を表す

すると、硫黄酸化物の発生により局地的に酸性降下物量(Mg/Ca)s の増加が観測された。さらに、19 世紀末からが増大し、それに伴い植生が変化したと予想される。そ(Mg/Ca)s が増加し始め、20 世紀中旬にピークが見られ、こで、図５に示した美祢市美東町に位置する長登銅山跡

これらの時期にバイオマスの減少が起こったことが示唆

大切 4 号坑内最奥部において採取された石筍（図１１(ａ)）

された。1732〜1814 年のある時期に作成された大村管内を用いて、銅山周辺の過去の植生変遷とそれに及ぼす銅絵図島方（長崎歴史文化博物館蔵）には、清水洞の上の山開発の影響を明らかにすることを試みた。

丘は松山として描かれている。草原から松林に遷移して長登銅山は、奈良時代から平安時代にかけて大切谷（おバイオマスが増加し、それ以降松山が維持された。そのおぎりだに）と、大切谷の奥にある榧ヶ葉山を中心に稼

後、松山から現在の植生である広葉樹林への変化を示し

動していた。榧ヶ葉山から北東方面に伸びる尾根南側にていると読み取ることができ、草原から陰樹林への典型

は、滝ノ下・大切採鉱跡群と呼ばれている 17 か所の坑口

的植生変化をたどっていることがわかる。地元住民からが確認されており、その内の一つが、坑道の一部が鍾乳の聞き取り調査では、大正〜昭和初期に炭坑の坑木目的洞となっている大切 4 号坑である。古環境情報抽出に用で松が採取されたこと、1936 年頃以降に松枯れが目立ちいた石筍のうち一つは高さ 21 cm の O-1 石筍であり、表始めたこと、戦時中には松根油採取したことなど、松林

面から 23.8〜24.6 mm に明瞭な黒色層が存在し、頂点のと地域が密接な関係を維持してきたことが明らかになっ

横に後から成長したと思われる部分があり、そこに滴下た。西彼杵郡村誌 (1885)には、中浦北郷に属する「奥野水が落ちていた。滴下点が人為的に変えられた可能性も原」には 3.1 km2 の茅場（原野）が広がっていたと記述あり、この部分の分析を行うことにした。それより表層がある 19)が、清水洞の上の丘が草原となっていたことは側と内側では成長方向が異なり、また色調も異なる。表

伝わっておらず、記録に残されなかった植生変遷情報を層側が現在成長中の部分である（図１１(ｂ)）。その部分

石筍から抽出することができた。

の年平均成長幅は 38 μm であり、西暦 1390 年頃に黒色４．３層の上に新たに石筍が成長を始めたことがわかった。黒

秋吉台長登 20,21)

色層より上位はおよそ現在から 620 年前までの環境を記

山口県美祢市美東町長登には古くからの伝承があり、録していることになる。石筍の成長点が変わった理由は「往古、奈良の都に銅を送ったので奈良登りと言われて明らかでないが、鎌倉時代以降断絶した銅製錬が再び開

23

図１１

長登銅山跡大切 4 号坑から採取した石筍

始されるのは 15 世紀頃からであり、その時期に人為的に

図１２(Ａ)中のマグネシウムイオン濃度はカルシウム

滴下位置が変わった可能性も否定できない。石筍中の炭

イオン濃度との質量比として示したものである。後述の

素安定同位体比は、石筍の内側の 1400 年よりはかなり古硫酸イオン濃度と共に 13 世紀から増加傾向を示し 16 世

い部分で森林植生を反映する-11.1‰であったものが、紀に極大を迎えその後減少する傾向を示した。この期間

1400 年には-2‰と草原植生を反映する値に変化していたにバイオマスが大幅に減少したことになり、森林衰退と（図１２）。1400 年にはすでに草原化していたことがう

ネザサが卓越する草原植生への変化を示唆するものであかがえる。その後、炭素安定同位体比は徐々に小さくなる。

ることから、1800 年代後半まで森林植生に緩やかに回復

酸性雨の影響を直接反映するのは、滴下水中の硫酸イしたように見えるが、後述のように硫酸イオン濃度の変オン濃度である。不純物陽イオンと同様に、滴下水に含動はそれを支持しなかった。草原植物の中にも C3 植物

まれる硫酸イオンの一部は炭酸塩中で炭酸イオンとイオと同じ同位体比を持つ植物が存在する。草原植生の代表

ン交換平衡によって置き換わる。硫酸イオンと炭酸イオ的な植物の一つであるネザサも森林植生と同じ C3 植物

ンのイオン交換平衡は次のように表される 22,23)。

であることが明らかになっている 11)。おそらく、現在のSO42-(aq) + CO32-(s) ⇌ CO32-(aq) + SO42-(s)秋吉台草原植生としてみることのできるネザサが卓越す(aq)：水溶液；(s)：石筍

る状況であったと推定される。以上のように、草原を代

Dso4 = (SO42-/CO32-)s /(SO42-/CO32-)aq

表するようなものに C3 植物があるため、炭素安定同位

(5)
(6)

体比だけでは草原植生を推定する必要十分条件とはなら

なお、Dso4 はイオン交換平衡定数である。Dso4 は定数でない。しかし，18 世紀後半には休山となっており，森林あるため、石筍中の(SO42-/CO32-)s（石筍中の硫酸イオン

が回復傾向にあった可能性もある。1860 年頃から再び炭濃度から算出可能）がわかれば、石筍を形成した滴下水

素安定同位体比は大きくなる傾向になる。この時期は明の沈殿形成当時の(SO42-/CO32-)aq を知ることができる。

治時代に入ってからの銅山再開発と銅山の最盛期とほぼ

Dso4 の値は、現在成長中の部分の石筍試料と滴下水の分一致することから，銅山再開発に伴ってススキなどの C4

析により求める。ただし、CO32-(aq)を直接定量すること

植物が卓越する草原植生へと遷移したことを示している。

は困難であるので、実測可能な主要イオンである

近年の低下しつつある炭素安定同位体比は現在の植生でHCO3-(aq)濃度と HCO3-の酸解離定数 Ka2 を用いて(7)式かある森林をよく反映している。

ら見積もる。

24

Dso4 = (SO42-/CO32-)s / (SO42-･H+/(HCO3-･Ka2))aq

塩由来の硫酸イオン濃度を見積もると 1.5 mg/L となっ(7)た。考古資料によると、長登銅山では 12 世紀後半から

具体的には pH 値とアルカリ度（カルスト地下水では

13 世紀初期にかけて小規模な、また 15 世紀には大規模[HCO3-] + 2[CO32-]に相当）の値を用いるが、滴下水に含な銅製錬が行われていたが、17 世紀後半には休山となる。

まれる成分濃度は年間を通じてその変動は小さい。そこ

15 世紀から 16 世紀初頭までが最も大量の酸性降下物がで、これらの値の年間平均値を用い、過去においてもこ観測された時期であり、すでに硫化帯の銅鉱石が使われれらの値は現在と変わらないと仮定すると、あらたに沈ていたことが示唆された。17 世紀後半の休山以降の硫酸殿が生成した時の滴下水の SO42-濃度を知ることができ

イオン濃度の低下、20 世紀初期から中期にかけての近代る。採取した滴下水中の塩化物イオン濃度に人為由来の技術による再開発による硫酸イオン濃度の増加を明確に寄与が小さい場合、塩化物イオン濃度を指標として海塩記録していることがわかる。2008 年〜2010 年の滴下水中

由来の硫酸イオン濃度を見積り、海塩由来以外の硫酸イの硫酸イオン濃度の平均値は 7.2±1.2 mg/L であったが、オンの寄与を定量的に議論できる点において、このよう現在では、長距離移流による酸性降下物の影響も無視でな取り扱いは優れている。
2008 年〜2010 年の滴下水の化きない。

学分析値をもとに、水質の季節変動が小さいことを確認研究を行ったもう一つの試料は、O-1 石筍から約 1 m

したうえで、平均値を使って Dso4 を算出した。さらに離れたところにあった高さ 15 cm の O-2 石筍である。O-1(SO42-/CO32-)s の値を用いることで、図１２に示した滴下石筍とは異なり滴下水が落ちる位置は動いておらず、縞水中に含まれる硫酸イオン濃度を復元した。図の左軸は状構造がはっきりとしており、不連続面はなかった。石石筍中の濃度、右軸は滴下水中の濃度である。その濃度

筍の古い部分は無色透明であり、相対的に新しい部分はは 15 世紀から増加傾向を示した。滴下水の化学分析値を

半透明の茶褐色に色調が変化した（図１１(ｃ)）。その平

もとに、塩化物イオンはすべて海塩由来と仮定して、海均成長速度は 40 μm/y であった。約 2000 年間の記録を

図１２

長登銅山跡大切 4 号坑石筍が記録した環境変遷．(Ａ) O-1 石筍、(Ｂ) O-2 石筍

25読み取ることができた（図１２）。ただし、O-1 石筍に近物量が増加した 16、17 世紀には、酸性雨のために森林の接しているが、滴下水の涵養域や流路が異なるために、維持は困難であったと推定される。
明治 20〜30 年に作成

O-1 石筍とは異なる情報を与えた。炭素同位体比は大きされた地形図では花の山の北斜面に針葉樹林、榧ヶ葉山

くは変動せず、2000 年間 C3 植物が優勢な植生であった。

の北側に広葉樹林の記号が書かれており、森林が回復しマグネシウムイオン濃度は西暦 800 年にはいったん上昇

た。明治 38 年（1905）花の山製錬所が開設され、近代製し、その後徐々にではあるが増加を続けた。西暦 800 年錬が行われるが、煙突によりより広域に酸性物質は拡散には植物バイオマスが減少するような森林開発が、銅製することになり、局地的酸性雨は解消していったものと錬と関連して始まったことを示唆するように思われる。

推定できる。

西暦 100 年〜1400 年頃までは滴下水中の硫酸イオン濃度は約 3.5 mg/L とほぼ一定であった。海塩由来の硫酸イオ

５．ひとと自然の関わり

ン濃度より高いのは、硫化銅鉱の自然酸化の寄与によるものと考えている。長登鉱山の開発が始まった時期は明

本稿では、山口県秋吉台と長崎県西海市中浦地区を例

らかでないが、西暦 100 年〜1400 年頃までは滴下水中のにとって、石筍から古環境情報の抽出例を紹介した。発硫酸イオン濃度はほぼ一定であったが、小さいながらも掘資料や古文書などから得られた断片的な情報と石筍か増減を繰り返していた。これが鉱石の炭鉱や採掘に関連ら抽出された情報は調和的であり、考古資料の限定的なして硫化鉱の自然酸化が促進されるようなことがあった

情報を裏付けとしながらさらに詳細にわたるひとと自然のか、硫化鉱の小規模製錬があったのか、あるいは、この関わりを明らかにすることができた。秋吉台の東麓長れ以外に硫酸イオン濃度が変動させる要因があるのか、

登銅山付近では酸性雨による森林衰退が 14 世紀以降に、現時点では不明である。12 世紀には、長登銅山の南 2 km

その他の秋吉台では 15〜16 世紀以降に土地利用が変化の平原第Ⅱ遺跡で硫化鉱製錬に用いられたと考えられる

し、野焼き（山焼き）により草原が維持されたものと結火床炉型製錬炉が確認されている。この時期の硫酸イオ

論付けられた。このような植生変化は江戸期前後から始ン濃度の小さな変動は、これを反映している可能性もあまるもので、国内では普遍的なものと考えている。

る。硫酸イオン濃度は 15 世紀頃から大きく増加しており、

ジャレド・ダイヤモンドはその著書「文明崩壊」の中

この時期から製錬に硫化帯の銅鉱石が使用され始めた、で、日本の森の盛衰について次のようにまとめている 24)。

あるいは製錬が活発に行われ始めたことが考えられる。

日本の森林開発が記録に登場するのは畿内盆地で西暦

また、硫酸イオン濃度は 1700 年初期にピークを迎えた後

800 年のことである。1000 年には四国にまで広がる。さ減少するが、1900 年頃から再び増加が見られた。これら

らに、1550 年には国土の 1/4 に相当する本州中部と四国の情報は、O-1 石筍から得られたものときわめてよく一

東部の森林が失われた。1582 年、豊臣秀吉は九州最南端、致した。

四国全土、本州の北端まで日本有数の森林数箇所を管理

信頼がおけるもっとも古い史料は 1605 年の慶長国絵下においた。1678 年には開発は北海道の南端にまでおよ図控図長門国である。秋吉村東部に森林が描かれているび、1710 年には主要 3 島と北海道南部の手近な森林のほものの、長登周辺は草地状となっている。二つの石筍か

とんどは開発された。しかし、これにより自然災害が顕らの古植生情報を合わせると、硫化鉱製錬による酸性雨

著となると、資源確保と土砂災害防止のために 1750〜のために、おそらく局地的に森林が衰退してネザサを主1800 年には植林による森林管理が開始される。このよう体とする草原に変わり始めたのは 14〜15 世紀であり、芝な森林開発には、戦国時代の動乱から徳川幕府による治草山として積極的に利用する秋吉台の他地域とはその成世となって安定するまでの社会的背景がある。戦国時代

り立ちが異なる可能性が高い。以降、山野として記載さの動乱の中で、1570 年頃から壮大な城や寺の建造が始まれており、田畑の肥料や牛馬の飼料となる草や木の若葉る。徳川家康の築いた三つの城では約 25 km2 の森林の伐と薪を採取する入会山として利用された。特に酸性降下採が行われたと見積もられている。これ以外にも、家屋

26

の建築、暖房や炊事の燃料、さらに工鉱業の発展ととも

７．参考文献に、塩、瓦、陶磁器の製造、鉄の製錬に木材・薪炭が大1）須賀 丈・岡本 透・丑丸敦史（共著）「草地と日本人」、

量に使われた。戦国時代が終わると、それまでの戦乱の築地書館 (2012).

続いた時期から平穏な時期へと移行したことで、日本各

2）Y. J. Wang, H. Cheng, R. L. Edwards, Z. S. An, J. Y. Wu, C.

地で人口が急増し、食糧増産のために日本各地で森林がC. Shen and J. A. Dorale, A high-resolution absolute-dated

農業用に切り開かれることになる。開発した新田にとっlate Pleistocene Monsoon record from Hulu Cave, China.

て重要なものは肥料であり、1000 m2 の耕作地に対してScience, 294, 2345-2348 (2001).

緑肥を得るためにはさらに 5000〜10000 m2 の森が必要

3 ） I. J. Fairchild and A. Baker, Speleothem Science,であった。４．２で紹介した長崎県西海市中浦地区では、Wiley-Blackwell, Oxford (2012).

郷村記（1862）によると中浦村の江戸初期の石高（朱印4）K. Kurisaki and K. Yoshimura, Novel dating method for高）約 90 石が幕末（文政 2 年）には実高約 304 石に増加

speleothems with microscopic fluorescent annual layers.

した。開墾の進展に伴い、田畑の肥料として木々の若葉

Analytical Sciences, 24(1), 93-98 (2008).

や草を敷きこむ「刈敷」の需要が増加した。このような

5）栗崎弘輔・中村 久・川村秀久・畑江久美・吉村和久、

刈敷や薪炭の確保のために森林の開発が進んだと読み取

鍾乳石に記録された山口県秋吉台カルスト地域の植ることができる。日本の草原の面積は現在から 100 年前

生変遷．地球化学，40(3), 245-251 (2006).

の明治後半には国土の 13%を占め、江戸時代にはもっと

6）吉村和久・井倉洋二、 第９章「石灰岩地域の地下水」，

広い範囲を占めていた 1)のは、自然とひととのかかわり

pp. 125-142. 日本地下水学会編「地下水水質の基礎」，の当然の帰結であった。

pp. 189，理工図書 (2000).

本稿では、鍾乳石を用いて人と自然の関わりを明らか

7）三井喬、いきものの不思議にする原理と実際について紹介した。鍾乳石を用いた研http://www.geocities.jp/doctor_mitsui/index.html

究は世界中で発展しており、脂質バイオマーカーや植物

8）M. Koga and K. Yoshimura, Regulation of the dissolvedの DNA を鍾乳石から抽出する試みも進展している 25)。

phosphate

今後、考古学や民族学の分野へも貢献していくことを期

concentrationofamountainous

stream,Kitakyushu, Southwestern Japan. J. Environ. Monit., 14(7),待している。

1951-1958 (2012).
9）一国雅巳、石灰華と温泉水の間の微量成分の分配．温泉科学, 30, 168-175 (1980).

６．謝辞

10）酒井 均・松久幸敬（共著）「安定同位体地球化学」、

本稿をまとめるにあたり、多くのカルスト研究者との東京大学出版会 (1996).

共同研究の成果を用いた。特に、長年にわたってお世話

11）Y. Mukai, Carbon cycle in limestone areas, Master Thesis,になった、秋吉台科学博物館および井倉洋二博士（鹿児Kyushu University (2002).

島大学）、岡本 透博士（森林総合研究所）、栗崎弘輔博士12）Y. Y. Shopov and D. Ford, Luminescent microbanding in（九州大学）、さらに、引用した文献の共著者の皆さんに

speleothems: High resolution chronology and paleoclimate.

厚く御礼申し上げます。なお、平成 15〜17 年度科学研究

Geology, 22, 407-410 (1994)

費補助金（戦略的萌芽研究）、平成 19〜21 年度および平13）P. Beynen, R. Bourbonniere, D. Ford and H. Schwarcz,

成 22〜24 年度科学研究費補助金（基盤 B）の助成を得て、Causes of colour and fluorescence in speleothems.

約 10 年間にわたって、
おもに国産の鍾乳石やトゥファかChemical Geology, 175(3-4), 319-341 (2001).

ら古環境情報抽出の共同研究を行い、成果を上げること

14）栗崎弘輔・中尾武史・冨田麻井・藤川将之・岡本 透・ができた。記して感謝申し上げます。

能登征美・吉村和久、石筍が語る山口県秋吉台の土地

27

利用と植生の変遷．月刊地球，35(10), 585-593 (2013).

Molecular organic matter in speleothems and its potential15）M. Musashi, Y. Isozaki and H. Kawabata, An Early–

as an environmental proxy. Quaternary Science Reviews,
27, 905–921 (2008).

Middle Guadalupian (Permian) isotopic record from a
mid-oceanic carbonate buildup: Akiyoshi Limestone, Japan.
Global Planet. Change, 73, 114-122(2010).
16）S. Uchida, K. Kurisaki, Y. Ishihara, S. Haraguchi, T.
Yamanaka, M. Noto, K. Yoshimura, Anthropogenic impact
records to nature for past hundreds years extracted fromstalagmites

inlimestone

caves

developedintheNanatsugama Sandstone, Saikai, Southwestern Japan.
Chemical Geology, 347, 59-68 (2013).
17）吉村和久・内田章太・栗崎弘輔・石原与四郎・原口 聡・
山中寿朗・能登征美、七釜鈍乳洞の石筍から明らかになった長崎県西海市中浦地区の数百年間の土地利
用変遷. 月刊地球，35(11), 628-636 (2013).
18）鎌田泰彦、長崎県西彼杵半島の七釜鐘乳洞．北村信教授記念地質学論文集, 157-165 (1986).
19）西海市教育委員会（編）「天然記念物「七釜鍾乳洞」
天然記念物緊急学術調査報告」, 1-267 (2012).
20）吉村和久・池田善文・栗崎弘輔・岡本 透・藤川将之・
松田博貴・山田 努, 秋吉台長登銅山大切坑石筍に記録 さ れ た 硫 化 鉱 製 錬 . 月 刊 地 球 , 35(10), 594-602(2013).
21）K. Yoshimura, K. Kurisaki, T. Okamoto, M. Fujikawa, Y.
Ikeda, T. Yamada and H. Matsuda Sulfide ore smelting at
the Naganobori Copper Mine recorded on speleothems
from the Ogiri No. 4 Pit on the Akiyoshi-dai Plateau,
Yamaguchi, Japan. ISIJ International, 54(5), 1147-1154(2014).
22 ） B. Takano, Geochemical implications of sulfate insedimentary carbonates. Chemical Geology, 49, 393-403(1985).
23）一国雅巳、方解石中の陰イオン不純物が方解石‐水溶液間の陽イオン分配におよぼす影響．月刊地球,
17(11), 683-687 (1995).
24）ジャレド・ダイヤモンド著（楡井浩一訳）「文明崩壊」、
草思社文庫 (2012).
25）A. J. Blyth, A. Baker, M. J. Collins, K. E. H. Penkman, M.
A. Gilmour, J. S. Moss, D. Genty, R. N. Drysdale,28