36 藤原 治ほか 第四紀研究,53(1) 図 1 位置図 A: 調査地域の地形概要. 国土地理院の基盤地図情報を利用.B: ボーリングコアと断面測線の位置. 背景の地図は旧版地形図および 1/2,500 国土基本図などから作成 ( 伊東市史編集委員会 伊東市教育委員会,2013). Fig. 1

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1 第四紀研究 (The Quaternary Research)53(1)p 年 2 月 静岡県伊東市のボーリングコアから復元した 6,300~2,000 BC の相対的海水準変動 藤原治 * 1, a 入月俊明 * 2 大林厳 * 3 平川一臣 * 4 長谷川四郎 * 5 内田淳一 * 6 阿部恒平 * 7 伊豆半島北東岸の静岡県伊東市における 6,300 BC から 2,000 BC にかけての相対的海水準変 動を, ボーリングデータを用いて復元した. 相対的海水準は, 当時の海底の標高を示す堆積曲線と古水深のデータを総合して推定した. 堆積曲線はコア IT-1 (30 m) とコア IT-2 (10 m) について合計 37 個の AMS による 14 C 年代測定値を使って作成した. 古水深は, コア IT-1,IT-2 の堆積相と貝形虫化石および貝化石の解析結果から復元した. 堆積相の解析には, 既存のボーリングコア ( 合計 23 本 ) と 14 C 年代測定値も参考にした. これらのデータから, 合計 6 つの海面高度のコントロールポイントが得られた. 復元された相対的海水準変動曲線からは以下のことが推定される. 海面高度は 6,300 BC 頃には-16 m 付近にあり,5,900 BC 頃には-13 m 付近まで上昇した. 完新世の最高海面期は 4,800 BC 頃に認められ, 現在よりも約 3~4 m 海面が高かった. 海面高度は 4,600 BC 頃には+1.5 m, 2,900 BC 頃には+1 m となり,2,000 BC 頃には現在とほぼ同じになった. 本研究で復元された 6,300 BC~4,800 BC の相対的海水準上昇量は, 地殻上下変動が小さい地域に比べて 10 m 以上大きい. このことは, 調査地域周辺でのローカルな地殻上下変動を反映しているのかもしれない. キーワード : 伊東市, 伊豆半島, 貝形虫化石群集, 海水準変動, 完新世, 堆積相解析 I. はじめに完新世の海面上昇によって生じた海進は, 日本列島では縄文海進と呼ばれる. そのピークは地殻変動が少ない地域では一般に 6~7 千年前 ( およそ 5,000 BC) とされ, この時の相対的海水準は現在よりも 2~3 m 程度高かったとされる ( 例えば, 太田ほか,1990;Irizuki et al., 2001; 佐藤,2008; 谷川,2009). 高海面のピークを越えた後は, 海面の変動は少なく高海面期がつづいている.1,000 BC~0 AD 頃には海水準が現在よりも 2~3 m 低下した 弥生の小海退 ( 井関,1983) が起きたとされ るが, その規模, 時期, 地域性に関してはまだ議論がある ( 田辺 石原,2013). こうした海水準変動は, 日本各地で海面高度を示す地形や地層, あるいは遺跡の分布高度と年代に基づいて復元されてきた. 例えば, 地震性地殻変動が少ない多摩川低地で求められた松島 (1987) や, 長期的な地殻変動を補正した佐藤 (2008) などが日本列島における 標準的な 海水準変動曲線と考えられ, それらは氷床の融解モデルやマントルのレオロジーを基にして計算された理論的な海面変動 (Nakada et al., 1991) とも調和する. 地層記録から完新世の海面変動を復元するには, 沖積 2013 年 7 月 22 日受付.2013 年 11 月 16 日受理. * 1 産業技術総合研究所活断層 地震研究センター つくば市東 中央第 7. * 2 島根大学大学院総合理工学研究科地球資源環境学領域 松江市西川津町 * 3 姫路市立広畑中学校 姫路市広畑区小松町 * 4 北海道大学名誉教授 札幌市北区北 10 条西 5 丁目. * 5 熊本大学大学院自然科学研究科 熊本市中央区黒髪 * 6 原子力安全基盤機構 東京都港区虎ノ門 虎ノ門タワーズオフィス. * 7 応用地質 ( 株 ) エネルギー事業部 さいたま市南区太田窪 * a Corresponding author : o.fujiwara@aist.go.jp

2 36 藤原 治ほか 第四紀研究,53(1) 図 1 位置図 A: 調査地域の地形概要. 国土地理院の基盤地図情報を利用.B: ボーリングコアと断面測線の位置. 背景の地図は旧版地形図および 1/2,500 国土基本図などから作成 ( 伊東市史編集委員会 伊東市教育委員会,2013). Fig. 1 Index map A : Topography around the study area. Modified from Fundamental Geospatial Data by Geospatial Information Authority of Japan. B : Location of drilling core sites and geological cross sections. Base map was after Editorial Committee on Ito City History and Board of Education, Ito City (2013). 層から旧海面高度を示すポイントを検出し, その年代を明らかにする必要がある. そのポイントには, 潮間帯堆積物のように旧海面高度を直接示すものだけでなく, 海底堆積物のように古水深の補正が必要なものもある. この補正は層相や化石の情報を基に行われる. 沖積層は一般に下位より基底礫層, 下部砂層, 中部泥層, 上部砂層, 最上部陸成層に区分される ( 海津,1994). 沖積低地の地形発達との関係では, 基底礫層は網状河川システム, 下部砂層は蛇行河川システム, 中部泥層, 上部砂層, 最上部陸成層はエスチュアリーとデルタシステムに相当する. 更に詳しく見ると, 上部砂層はデルタフロント堆積物, 最上部陸成層は現世の河川堆積物に相当する ( 例えば, 山口ほか,2003; 小野,2004; 田辺ほか,2010). 伊豆半島沿岸は, 河川勾配が急で沖積低地が狭く, 海面変動の調査に適した地層が少ない. このため, 完新世の海水準変動に関する情報は, 幾つかに限られる ( 太田ほか,1986; 田口,1993). これらの研究によって下田や伊東で復元された高海面期のピークは日本列島の他の地域と大きく異なり,2,000~3,000 BP ( 未較正 ) 頃に推定されている. その説明として太田ほか (1986) は, 伊豆半島が 3,000 BP 頃を境界に沈降傾向から隆起に転じた可能性を指摘した. この最高海面期は貝化石や有孔虫化石を含む海成層の上限高度, または陸成層と判定される泥炭層の基底高度を基に提唱された. 一方, 下田か ら南西へ 10 km 足らず離れた田牛周辺 ( 図 1-A) では, 最高海面期が 6,000 BP ( 未較正 ) 頃に認められる ( 田口, 1993). 周辺に活断層の存在を示す地形が分布しない場所で, 旧海面高度が大きく異なる理由は未解明である. しかし, 伊豆半島沿岸の沖積低地での高海面期の推定には, 低地内での沖積層の堆積に伴う地形発達を考慮していないという問題がある. 特に海面の安定期にはデルタシステムが湾頭から湾口へ前進する結果, 旧海面高度を示す地層は海側ほど新しくなる. 下田や伊東の沖積低地での調査結果は, こうした地形発達の影響を含んでいる可能性がある. 本研究では, 伊東低地で新たに掘削した 2 本のボーリングコアを使って沖積層の堆積相と 14 C 年代値を解析し, 既存のボーリングデータも総合して堆積相の分布を整理することで, この低地の地層と地形の発達過程を検討した. また, 貝形虫化石群集と貝類化石の組成から古水深の変遷を推定した. この結果,6,300 BC 頃から 2,000 BC 頃にかけての相対的海水準変動が明らかになったので報告する. とう じ

3 2014 年 2 月静岡県伊東市における完新世の相対的海水準変動 37 II. 調査地域伊東低地は伊豆半島北東部に位置し, 三方を鮮新世以前の火山岩や火砕流からなる山地や丘陵に囲まれ ( 三梨ほか,1980), 東側で相模湾に面している ( 図 1). この低地は伊東大川の下流に形成された三角州性の低地で, 奥行き ( 北東 - 南西方向 ) 約 2.5 km, 海岸部での最大幅約 1.5 km の広がりを持つ. 伊東低地の周辺には大室山を始めとする東伊豆単成火山群が分布する ( 図 1-A). 伊東低地が丘陵や山地と接する縁は明瞭な傾斜変換線をなし, これは沖積層の分布と年代も参考にすると, 縄文海進のピーク時における海岸線に対応すると考えられる. 田口 (1993) によれば, 高海面期の内湾堆積物と考えられる貝化石を含む泥層は, 現在の海岸から約 1.5 km 内陸 ( 図 1-B の 6060 地点 ) でも認められる. つまり, 縄文海進のピーク以降, 伊東低地は伊東大川から供給された土砂などで埋め立てられ, 海岸線は少なくとも 1.5 km ほど海側へ前進した. 伊東低地に分布する沖積層は現在の伊東大川の河口南側で最も厚く 50 m に達し, 主に砂礫層, 砂層, シルト層からなる ( 静岡県地震対策課, 1983). 伊東低地は主に明治以降の埋め立てなどのため, 自然の微地形はほとんど失われているが, 陸地測量部による 1880 年代の 1/2 万地形図で見ると, 当時の海岸線は現在の国道 135 号線とほぼ重なり, 伊東大川の河口部には中洲や小規模な三角州が分布していた. 旧版地形図や古い街並みの分布からは, 海岸部に標高 5 m 程度の浜堤が発達する様子が分かる. 明治期の地形図に見る伊東大川の支流は, 山麓部に扇状地を作り伊東低地を流れて合流していたが, 現在では人工的に河道の変更 固定が行われている. 伊東周辺での潮位差は最大約 170 cm である ( 気象庁,2010). また, この低地では相模トラフで発生した歴史地震 ( 関東地震 ) に伴う顕著な地殻上下変動は知られていない. III. 方法本研究で使用するボーリングコアは, 海岸近くの伊東市営大川駐車場 (IT-1) と低地の内陸縁近くにある公園 (IT-2) で 2005 年に掘削した ( 図 1). 掘削深度は 30.0 m (IT-1) と 10.5 m (IT-2) で, コア径は 95 mm である.DGPS( ディファレンシャル GPS) 測量 (2012 年 12 月 ) で求められた掘削地点の標高 (TP) は,3.01 m (IT- 1) と 9.45 m (IT-2) である. 両コアは室内で半裁し層相記載を行った. 記載後のコ アを 5 mm 程度以下に砕き, 肉眼で確認できた貝化石を同定した. 貝形虫化石の分析は, コア IT-1 で貝化石を含み比較的細粒な標高 -14.0~-3.5 m の区間を対象に, 深度方向にほぼ等間隔に 24 試料について行った. 凍結乾燥させた試料にお湯を注ぎホットプレート上で 1 時間程度煮沸して堆積物粒子を分離させ, 篩洗浄した. 乾燥後,115 メッシュ (125 μm) より粗粒な残渣を対象に, 約 200 個の貝形虫殻が含まれるよう分割し, 双眼実体顕微鏡下で拾い出した. 両殻は 2 個, 片殻は 1 個として計数した. 群集組成からの環境推定には,PAST (Paleontological Statistics ; Hammer et al., 2001) を 用いた Q-mode 因子分析を利用した. 貝形虫の生態に関しては Hanai et al. (1977),Okubo(1980),Frydl (1982), Kamiya (1988),Yasuhara and Irizuki (2001),Irizuki et al. (2006) などを参考にした. 地質断面の作成には, コア IT-1,IT-2 に加えて田口 (1993) によるコア ( コア Ta と呼ぶ ) と, 静岡県地震対策課 (1983) に示されたボーリング柱状図のうち掘削深度 20 m 以上で内湾泥層に達しているものを抽出し, 全体では 25 本を利用した. 既存の柱状図は粒径などの情報を基に凡例を統一して書き直した. これらの柱状図を整理して, 現在の海岸に平行と垂直な方向で合計 3 つの地質断面を作成した ( 図 2-A~C). 堆積相の区分は一般的なエスチュアリーやデルタの堆積システム ( 例えば,Dalrymple et al., 1992; 海津,1994;Sato and Masuda, 2010) を参考にし, 堆積環境の推定は層相と化石の情報に基づいて行った. 地層の年代推定には, コア IT-1 と IT-2 から得られた 37 個の AMS 年代測定値を用いた ( 表 1). 測定試料は原則として産状から現地性と推定される貝化石 ( 全体的な種構成や層相と調和し摩耗の少ない個体 ) を対象とし, それらが得られない場合は植物片を用いた. また, 田口 (1993) と斎藤ほか (2003) による合計 5 個の年代測定値 ( 表 1:No.38 ~ No.43) も暦年較正して利用した. 14 C 年代の暦年較正には OxCal v4.1.7 較正プログラム (Bronk Ramsey, 2009) と, 較正曲線データ Intcal09, Marine09 (Reimer et al., 2009) を用いた. 海洋リザーバ効果は調査地周辺では未知であるため, 海洋表層水の平均値 (ΔR=0) を仮定した. 古水深の復元は, 主として貝形虫化石群集の Q-mode 因子分析の結果によるが, 一部では貝化石や堆積相の情報も援用している. 相対的海水準変動の復元は, 地層の標高, 年代, 古水深に基づいて行った.

4 38 藤原 治ほか 第四紀研究,53(1)

5 2014 年 2 月静岡県伊東市における完新世の相対的海水準変動 39 図 2 地質断面図 A: 伊東低地の海 - 陸方向の断面 (a-b) と堆積相.B: 海岸に平行な断面 (c-d) と堆積相. C: 海岸に平行な断面 (e-f) と堆積相. Fig. 2 Geological cross sections of study area A : Shore-normal cross section (a-b) and inferred sedimentary facies. B : Shore-parallel cross section (c-d) and inferred sedimentary facies. C : Shore-parallel cross section (e-f) and inferred sedimentary facies. IV. 堆積相とその分布田口 (1993) はコア Ta ( 深度 37 m) の層相と貝化石および有孔虫化石の特徴と, 周辺のボーリングコアの層相 ( 静岡県地震対策課,1983) を参考に堆積環境の変遷を考察した. その地質断面には, 一般的な沖積層の断面と同じく, 下部砂層, 中部泥層, 上部砂層, 最上部陸成層と解釈される地層の累積が認められる. しかし, それぞれの層相が沖積低地の発達過程でどのように分布するかを考慮していない. 特に最高海面期の推定に, 低地内陸部にあるコア 6060 ( 図 1-B) で見られる貝化石を含む泥層の上限高度 (+1.2 m) を使っているが, その年代推定に問題がある. つまり, コア Ta で 14 C 年代測定値から推定された海成層上限の年代を, 約 1 km 陸側にあるコ ア 6060 に適用し, 両コアで見られる貝化石を含む泥層が同時に堆積したと仮定している. これは沖積層の発達過程から見ると誤差が非常に大きい. 本研究では, 既存のボーリング柱状図も利用して, 層相と化石のデータを基に沖積層の発達過程を考慮しつつ伊東低地の堆積相区分を行った. その結果, 伊東低地の地質断面に見られる地層は, 次に述べる A から F までの 6 つの堆積相に区分される. 1. 堆積相 A 記載 : 堆積相 A はシルト層, 砂層, 砂礫層の互層からなる. シルト層は時折礫を含み, 場所によっては腐植質である. 層厚は 10 m 以上に達し, コア OBF008,Ta, 6056 では基盤を不整合に覆う. 解釈 : 堆積相 A は, 層序的位置と層相からは一般的

6 40 藤原 治ほか 第四紀研究,53(1) 表 1 年代 Table 1 List of 14 C ages な沖積層では下部砂層に相当する. 植物片に富み貝化石が見られないことは陸上での堆積を示唆する. 堆積相 A は基盤を直接覆い, エスチュアリー堆積物 ( 堆積相 B) に覆われることから, 河川システムの一部と解釈される. 砂礫質の部分はチャネル, シルト質の部分や腐植質層は氾濫原の湿地などの堆積物と考えられる. 2. 堆積相 B 堆積相 B はシルト層, 砂層, 砂礫層からなる. 層相と湾内での分布位置によって海側の粗粒な部分 (B1), 中央部の細粒な部分 (B2), 陸側の粗粒な部分 (B3) に分かれる. 堆積相 B1 は砂層を主とし, コア IT-1 や 6156 などで見られ, 地質断面では上に凸型の形状を示す ( 図

7 2014 年 2 月静岡県伊東市における完新世の相対的海水準変動 41 測定結果 from the study area 2-A, C). 最も海側のコアでは貝化石を含む砂層を主とするが, その陸側の凸部に位置するコア IT-1 と 6156 では貝化石が見られず礫混じりである. コア IT-1 では標高 m より下位が堆積相 B1 にあたり, 生痕化石を含む中粒砂層を主とする ( 図 3-A). この砂層は下部では泥質であるが, 標高 m 付近から上位へ次第 に淘汰が良くなる. また, 多くは層厚 30 cm 以下であるが稀に最大で層厚 100 cm に達する砂礫層を挟む. 礫は円 ~ 亜円の細 ~ 中礫が主である. 砂礫層は基底に侵食面を持ち級化や逆級化構造を示し, 上面には侵食から免れたマッドドレイプが見られる. 砂礫層の挟在頻度や礫径は堆積相 B1 の上位ほど減少する.

8 42 藤 原 治 ほ か 第四紀研究 53 1 図 3 コア写真 A 堆積相 B1 コア IT-1 標高 m 砂層と砂礫層の互層で生物擾乱が目立つ B 堆積相 C コア IT-1 標 高 m 生痕化石や貝化石を含む泥質の細粒砂からなり 粗粒砂層を挟む C 堆積相 C コア IT-2 標高 m カワアイなどの化石を含む均質なシルト層 D 堆積相 D コア IT-1 標高 m 貝化石を含 む均質な泥質極細粒砂層 E 堆積相 E 下部 コア IT-1 標高 m 貝化石を含む細粒 極粗粒砂層とシルト層 の互層 F 堆積相 E 上部 コア IT-1 標高 m 火山ガラスに富む黒色のシルト層 白色の粘土層 細粒 粗 粒砂層の互層 斜交層理が見られる G 堆積相 F コア IT-2 標高 m 腐植質の葉理を伴うシルト層 H 堆 積相 F に挟まるスコリア質砂層 コア IT-2 標高 m 斜交層理が発達する Fig. 3 Photographs of the cores A : Facies B1 (Core IT-1 : TP m). Alternation of sand beds and gravelly sand beds with bioturbation. B : Facies C (Core IT-1 : TP m). Bioturbated muddy fine sand beds with molluscan shells and coarse sand layers. C : Facies C (Core IT-2 : TP m). Massive silt beds rich in molluscan fossils, mainly Cerithidea (Cerithideopsilla) djadjariensis. D : Facies D (Core IT-1 : TP m). Massive muddy very fine sand beds with molluscan fossils. E : Facies E (lower part) (Core IT-1 : TP m). Alternation of fine to very coarse sand beds and silt beds with molluscan fossils. F : Facies E (upper part). (Core IT-1 : TP m). Alternated beds of silt rich in volcanic glass shards, clay and sand, in which the cross stratifications are observed. G : Facies F (Core IT-2 : TP m). Silt beds with humic silt layers. H : Cross-laminated scoriaceous sand beds in Facies F (Core IT-2 : TP m). 堆積相 B2 は細粒砂層とシルト層の互層からなる 図 な沖積層で言う下部砂層から中部泥層に相当する 堆積 2 全体に貝化石を含むが 詳しい堆積構造は不明であ 相 B1 は海寄りの地点では貝化石を含み 海成層と考え る 田口 1993 によるコア Ta の標高 られる その陸側で凸型に高まる部分では葉理が発達し m の区間が堆積相 B2 に相当し 図 2-A, C カゴメモ た砂層と級化や逆級化を示す砂礫層を主体とし 強い流 ツボ Clathrofenella reticulata マツヤマワスレ Cal- れの影響下での堆積を示す 堆積相 B2 は 堆積相 B1 lista chinensis など浅い内湾に棲む貝化石を含む コ が作る高まりで閉塞された凹地を埋めているが 貝化石 ア 6156 では貝化石や植物片を含むシルト層からなる を含む泥層を主体とし静穏な海底環境を示唆する 堆積 堆積相 B3 は礫混じりの砂層を主とし 有機質のシルト 相 B3 は有機物に富むことから 陸源物質の供給が多い 層を挟む 環境で堆積したと考えられる 海-陸方向での B1 B2 解釈 堆積相 B は 層序的位置と層相からは一般的 B3 の配列を考慮すると 堆積相 B は Darlymple et al.

9 2014 年 2 月静岡県伊東市における完新世の相対的海水準変動 43 (1992) による波浪卓越型のエスチュアリーシステムの一部と解釈される. Darlymple et al. (1992) の区分に従えば, 堆積相 B1 は沿岸流や波の営力を強く受けるエスチュアリーの outer zone, 海側の部分は主に外浜の堆積物, その陸側の高まりは湾口を塞ぐバリアーに相当する. その一部は海進時に湾口部に形成された砂嘴の可能性もある. 東京低地などではエスチュアリー堆積物を覆う砂嘴が報告されている ( 例えば, 田辺ほか,2010). 堆積相 B2 は最も低エネルギー環境であるエスチュアリーの中央部 (central Basin), 堆積相 B3 は河川の影響が強いエスチュアリー奥の bay-head delta に当たる. コア 6156 に見られる堆積相 B は, 堆積相 D や E の形成以降も伊東大川の支流沿いに残った入り江の堆積物と解釈されるが, 層相などの情報が少ないので,B1~B3 の区分は行なっていない. 図 2-B では層相に関する情報が少ないので堆積相 B1 と B2 を区別せず,B1/B2 と表現した. 3. 堆積相 C 記載 : 堆積相 C はコア IT-1 とコア IT-2 で見られる ( 図 2-A, B). コア IT-1 では標高 -16.0~ m の区間を構成し, 主に生痕化石や貝化石を含む泥質の細粒砂層からなる ( 図 3-B). 基底に侵食面を持ち級化を示す粗粒砂層が頻繁に挟まるが, その挟在頻度や層厚は上位へ減少する. 貝化石は下部では潮間帯に棲むウミニナ (Batillaria multiformis) やシラトリモドキ (Heteromacoma irus) などが目立つが, 上部 ( 標高 -12.8~ m 付近 ) ではトマヤガイ (Cardita leana) など潮間帯中 下部の種が目立つ. コア IT-2 では標高 1.45 m より低い区間に見られ, 暗灰色 ~ 暗褐灰色のシルト層を主とするが ( 図 3-C), 上部の 0.3 m ほどは極細粒砂層からなる. 生物擾乱のために堆積構造は残っていない. カワアイ (Cerithidea (Cerithideopsilla)djadjariensis) など内湾潮間帯に生息する貝の化石が多産する. 全層にわたって径 1~ 数 cm のノジュールが見られ, 植物片や木片も含む. 解釈 : 堆積相 C は層相と貝化石の特徴から, 潮間帯で堆積したものである. コア IT-2 では旧汀線近くに位置し, 内湾奥の泥干潟の環境を示す. コア IT-1 では湾口のバリアー ( 堆積相 B1) の上にあたり, 湾口部にできた砂質干潟と解釈される. 4. 堆積相 D 記載 : 堆積相 D は地質断面の中部に広く認められ, 貝化石を含む均質な泥質細粒砂層またはシルト層を主とする. 層厚はコア IT-1 では約 2.8 m と薄いが他の場所で はおよそ 8~14 m である. コア IT-1 では標高 ~ m 付近にかけて見られる. 最下部は泥質細粒砂層からなり細礫や粘土礫混じりの中粒 ~ 粗粒砂層を挟む. 中 上部はやや細粒で泥質極細粒砂層を主とする ( 図 3-D). 代表的な貝化石はマツヤマワスレ, フスマガイ (Clementia vatheleti) などで潮下帯 ~ 水深 20 m 前後の環境を示唆する種が目立つ. 田口 (1993) によるコア Ta では標高 -18.8~-11.0 m 付近を占めるシルト層が堆積相 D に相当し, 潮間帯やその周辺の内湾に棲む貝化石を含む. 解釈 : 堆積相 D は一般的な沖積層では中部泥層に相当する. この泥質の地層は, 通常時の波浪限界よりも深く, 浮流で運ばれた泥粒子が静かに沈積する環境での堆積を示す. これはプロデルタ (prodelta) の堆積物である. 時折挟まる砂層は, 洪水やストームなどによる堆積物と考えられる. 5. 堆積相 E 記載 : 堆積相 E は地質断面の上部におよそ 8~10 m 程度の層厚で分布し, 貝化石を含み全体として上方粗粒化を示す砂層で特徴付けられる. コア IT-1 では標高 -10.4~-1.05 m の区間が堆積相 E に相当し, カガミガイ (Phacosoma japonicum) などの貝化石や, ウニ ( チャガマモドキ :Brisaster owstoni) を含む細粒 ~ 極粗粒砂層とシルト層の互層からなる ( 図 3-E). 砂層は基底に侵食面を持ち, 全体としては級化構造を示すことが多く, 上面をマッドドレイプで覆われることもある. 砂層の堆積構造としては, 下部には平行葉理や斜交層理, 上部にはリップル葉理が見られる. また, 逆級化構造や, 逆級化と級化が繰り返す多重級化構造が見られることもある. 一部の砂層にはハンモック状斜交層理 (HCS: 例えば Harms et al., 1975) と考えられる, 上に凸で緩くうねる構造も認められる. 標高 -3.3 m 付近までは上位ほど砂層の挟在頻度, 層厚, 粒径, 礫の含有量とも増大傾向を示し, 生痕化石や貝化石を含む. 代表的な貝化石はマツヤマワスレ, チゴトリガイ (Fulvia hungerfordi) など, 主に潮下帯よりも深い海に棲む種である. チャガマモドキも一般に水深 10 m 程度よりも深い海に棲むとされる (Nishiyama, 1968). 標高 -5.2 m 付近より上位では, これらの種に加えて潮間帯下部周辺を好むキサゴ (Umbonium costatum) が含まれる. 標高 -3.3 m 付近より上位では細粒化し, 貝化石を含まなくなる. この区間は黒色のシルト層 ( 主構成物は火山ガラス ), 葉理の発達する白色の粘土層, 細粒 ~ 粗粒砂層の細互層からなり斜交層理が発達する部分もある ( 図 3-F). 田口

10 44 藤原 治ほか 第四紀研究,53(1) (1993) によるコア Ta では標高 -11.0~-0.3 m 付近を占める砂層が堆積相 E に相当する. 解釈 : 堆積相 E は一般的な沖積層では上部砂層に相当する. この堆積相が示す上方粗粒化は, 貝化石の変遷も考慮すると, 浅海化が進むことによって水理営力が増加し, また, 堆積物供給源である河口との距離が接近したことが原因と考えられる. このような特徴はデルタが前進する過程でよく見られる ( 例えば,Bhattacharya and Walker, 1992). 堆積相 E はデルタフロント堆積物である. 堆積相 E に挟まる砂層は, 強い流れや波浪で形成された堆積構造を持ち, 洪水や台風などによる堆積物と考えられる. 6. 堆積相 F 記載 : シルト層, 砂層, 砂礫層の互層からなる. シルト層は腐植質のこともある. コア IT-1 では標高 ~1.2 m の区間を占め, 下位層を削り込んで覆い, 中 ~ 大礫を含む淘汰の悪い砂礫層からなる. 基質はシルトや砂など雑多な構成で, 掘削時にコアが乱れており, 詳しい層相は不明である. コア IT-2 では標高 1.45~8.93 m の区間を占め, 下部の 0.75 m は極細粒 ~ 細粒砂層, その上位は暗灰色 ~ 暗褐灰色のシルト層や砂層からなり, 一部で腐植質である ( 図 3-G). 何枚かのスコリア層が見られ, 最も厚いものは約 1.9 m に達する ( 図 3-H). この厚いスコリア層は斜交層理が発達し, 全体として上方粗粒化を示す. 解釈 : 堆積相 F は最上部陸成層に相当する. 植物片に富み貝化石が見られないことは陸上での堆積を示唆する. シルト層や腐植層は氾濫原の湿地などの堆積物であろう. シルト層に挟まる砂礫層は主に河川チャネルの堆積物と考えられるが, 山際に近い地点については扇状地性の堆積物の可能性が高い. コア IT-2 で見られる厚いスコリア層が示す逆級化構造は, 氾濫原堆積物において 図 4 貝形虫化石群集の Q-mode 因子分析結果貝形虫化石群集が示す環境変化は堆積相の重なりとおおよそ対応している. 柱状図の凡例は図 5-A と同じ. Fig. 4 Depositional environments estimated from Q-mode factor analysis of fossil ostracode assemblages Environmental change suggested by fossil ostracode assemblages is generally contemporaneous with the succession of the sedimentary facies. Legends for the columnar section are same as Fig. 5-A.

11 2014 年 2 月静岡県伊東市における完新世の相対的海水準変動 45 は洪水堆積物の特徴である ( 増田 伊勢屋,1985). 後述のように, このスコリア層は 2,000 BC 頃に堆積している. これは斎藤ほか (2003) が示した大室山テフラ ( スコリアが主体 ) の噴出年代 (2,411~1,877 BC; 表 1, No. 43) とほぼ一致する. 大室山テフラは伊東大川上流域に広く分布し ( 古谷野ほか,1996), これが火山泥流として流下してIT-2 地点に厚く堆積したと考えられる. 表 2 因子分析に用いた貝形虫種の因子得点 Table 2 Factor score of the ostracode species used for Q-mode factor analysis V. 貝形虫化石群集コア IT-1 における堆積相 C 上部から堆積相 E までの 24 試料から, 約 130 種の保存良好な貝形虫化石が抽出された. これらは黒潮暖流の影響を受ける沿岸から浅海に生息し, 多産種は湾沿岸砂底種の Loxoconcha uranouchiensis, 潮間帯から潮下帯の海藻やアマモ上に生息する Aurila 属 (A. corniculata, A. cymba, A. munechikai), Loxoconcha japonica, Xestoleberis 属 (X. hanaii, X. opalescenta, X. sagamiensis), および Paradoxostoma 属の種であった. また, 最上部の泥質堆積物から得られた 1 試料からは Nipponocythere bicarinata が優占する特異な群集が得られた. 一方,Bicornucythere bisanensis, Cytheromorpha acupunctata などの閉鎖的内湾泥底種 ( 池谷 塩崎,1993) は認められないので, 堆積相 C~ E の堆積時には, 湾口は大きく開いていたと考えられる. 主要な種の電子顕微鏡写真を図版 Ⅰに示す. 貝形虫化石群集に基づいて, 古環境の垂直変化を定量的に検討するため,Q-mode 因子分析を行った. 分析は統計上有意に産出したとみなせる 62 種と 100 個体以上が含まれていた 21 試料に対して行った. その結果,4 つの因子で全体の 89.7% の分散 ( 寄与率 ) を説明することがわかった ( 図 4). それぞれの因子得点は表 2 に示した. 因子 1 ( 寄与率 :67.7%) では, 潮間帯から潮下帯の海藻やアマモ上に生息する A. munechikai, Neonesidea oligodentata, および L. japonica の因子得点が高く, それぞれ 3.53,3.36,3.06 である. また, 開放的な沿岸砂底に生息する Schizocythere kishinouyei の因子得点も 3.00 と高い. 因子 1 は湾沿岸砂底に発達した藻場の環境を示唆する. 因子 2 ( 寄与率 :12.5%) では, 湾沿岸砂底に多産する L. uranouchiensisの因子得点が 6.70 と最も高く, 同様に河口や沿岸砂底に生息する Pontocythere subjaponica も 1.79 と高い因子得点を持つ. 因子 2 は湾沿岸 ~ 河口周辺の砂底環境を示唆する. 因子 3 ( 寄与率 :6.2%) では, 沿岸砂底から湾中央部砂質泥底まで認められる Parakrithella pseudadonta と海藻上に生息する X. sagamiensis が, それぞれ -4.99,-2.57

12 46 藤原 治ほか 第四紀研究,53(1) と負の因子得点が高い. また, 湾中央部泥底に生息する N. bicarinata, Pistocythereis bradyi, Callistocythere alata もそれぞれ -2.43,-1.83,-1.63 と高い負の因子得点を持つ. さらに, 千葉県の館山湾で水深 15~20 m 前後の砂底に卓越する Aurila kiritsubo (Frydl, 1982) も-1.56 と負の因子得点が高い. 因子 3 は, 様々な環境 の貝形虫殻が混在する流れの影響を受けやすい開放的な湾中央部の砂質泥底の環境を示唆する. 因子 4 ( 寄与率 : 3.4%) では, 湾中央部泥底種の N. bicarinata が 5.08 と高い正の因子得点を持ち, 潮間帯 ~ 潮下帯の海藻上に生息する L. japonica, X. hanaii, A. cymba がそれぞれ,2.37,2.19,1.82 と高い正の因子得点を持つ. 因 図 5 地層の年代と堆積曲線 A: コア IT-1. 古水深データから推定した相対的海水準変動曲線を示す.B: コア IT-2.

13 2014 年 2 月静岡県伊東市における完新世の相対的海水準変動 47 子 4 は, 因子 3 が示す環境よりも浅い開放的な湾口部の環境を示唆する. これらの因子は堆積相ともおおよそ対応している. 因子負荷量の絶対値が高い部分は, 堆積相 C 上部では因子 2, 堆積相 D では因子 3, 堆積相 E の下部から中部では因子 4, 堆積相 E の上部では因子 1 となる ( 図 4). VI. 堆積年代コア IT-1 から得られた 28 個の 14 C 年代値は, 全て約 7,600 BC より若い年代を示した ( 表 1). そのうち主に貝化石を含む区間について年代値を現在の標高に対してプロットした堆積曲線 ( 増田,1998) を作成した ( 図 5-A). 殆どの試料の年代は層序関係と整合しており, 滑らかな堆積曲線が得られた. ただし試料 No. 3 と No. 7 は掘削中に上位層から混じり込んだ試料である可能性があるので除外した. これらは全体的な傾向より 200~ 500 年も若い. コア IT-2 から得られた 9 個の 14 C 年代値 ( 表 1) は,5,197~4,876 BC 以降の値を示し, 何れも層序関係と矛盾しない ( 図 5-B). なお, 年代推定に有効な火山灰層は, 目視では未確認である. コア Ta から得られた年代とコア IT-1 と IT-2 の堆積曲線を考慮すると, これらの地点において堆積層 B から F が形成された時期は次のように推定される ( 図 2, 図 5). 堆積相 B は明らかに層序と矛盾する値 ( 表 1 の No. 41) を除くと,7,600 BC 頃から 6,500 BC 頃にかけて堆積した. 堆積相 C はコア IT-1 では 6,500 BC 頃から 5,700 BC 頃にかけて堆積し, コア IT-2 では 4,600 ~4,500 BC 頃には堆積し終えた. 堆積相 D は 5,700 BC 頃から 4,500 BC 頃にかけて, 堆積相 E は 4,500 BC 頃から 2,000 BC 頃にかけてそれぞれ堆積した. 堆積相 F はコア IT-1 では 2,000 BC 以降に, コア IT-2 では 4,600 ~4,500 BC 以降に堆積した. VII. 相対的海水準変動ここまでで図 2 に示した沖積層が主に 7,600 BC 以降に形成されたエスチュアリーとデルタのシステムであることを示した. 次に, 伊東低地の堆積システムの発達を考慮しつつ, 相対的海水準変動を復元する. 1. 伊東低地の相対的海水準変動堆積曲線は当時の海底面の高さを示しており, そこに古水深を加えたものが海面高度にあたる. ここではコア IT-1 の堆積曲線に全データを投影して議論する ( 図 5-A). 海面高度の推定には, 図 5-A 中で1~6の 6 つのコントロールポイントを設定した. Fig C ages and depositional curves of the cores A : Core IT-1. Reconstructed relative sea-level curve is shown with relative sea-level control points. B : Core IT-2.

14 48 藤原 治ほか 第四紀研究,53(1) ポイント1 (6,300 BC 頃 ) はコア IT-1 の堆積相 C の基底である. これは湾口のバリアー上に干潟が形成され始めた時期の海面高度を示している. ポイント2 (5,900 BC 頃 ) は堆積相 D 基底で, 潮間帯中 下部の環境が示唆され, 古水深としては数 m 未満である. 層相, 貝形虫化石, 貝類化石からは上位へ内湾が次第に拡大し水深が増加する様子が復元される. ポイント3 ( 標高 m 付近 ;4,800 BC 頃 ) は層相が最も細粒で貝形虫化石群集から推定される水深が最大となる層準である. これは貝形虫化石群集で高い因子負荷量が因子 3 から因子 4 へと変化する層準に当たる. その古水深は A. kiritsubo や Cytheropteron donghaiense が比較的多いので,15~20 m と推定される. ただし, 水深 20 m 以深に生息する Cytheropteron uchioi など (Yasuhara et al., 2005) は認められないので, この見積もりは最大値を示すと考えられる. このため, 図 5-A では,15 m 程度の水深を推定した. ポイント4はコア IT-2 で堆積相 C ( 潮間帯の干潟 ) と堆積相 F ( 氾濫原 ) の境界 (4,600 BC 頃 ) に認定したもので, 旧海面高度 ( 約 1.5 m) を示す. ここでコア IT-1 の堆積曲線が示す海底面の高さ ( 約 m) に旧海面高度を加えると,IT-1 地点での水深は約 12 m と推定される. この値はポイント3で貝形虫群集が示す水深 ( 約 15 m) より数 m 浅い. ポイント4の水深が3より浅いことは, ポイント3から4へ貝形虫群集の因子 4 の因子負荷量が増加し, 因子 3 の因子負荷量が高い負の値から 0 に向け変化すること ( 図 4) や, 層相が堆積相 D ( プロデルタ ) 最上部から堆積相 E ( デルタフロント ) へ変わることからも示唆される. ポイント5 (2,900 BC 頃 ) はコア IT-1 でキサゴとマツヤマワスレが共産し始める層準である. ポイント5を含む堆積相 E 上部は常時波浪の影響を受ける上部外浜相である. 外浜の下限は水深約 6 m ( 斎藤,1989) 程度とされる. ここではカガミガイなどが産出することも考慮して, 堆積相 E 上部は水深約 6 m から潮間帯の間で堆積したと推定した. ポイント6はコア Ta における堆積相 E ( デルタフロント堆積物 ) と堆積相 F ( 氾濫原堆積物 ) の境界 (-0.3 m 付近 ) で, 田口 (1993) でも離水を示す地層境界として海面高度の指標に使われた. 堆積相 E の上面には凹凸があり後年の侵食が伺われるが ( 図 2-A, B), コア Ta は堆積相 E の上限高度が最も高い地点であり, 侵食量は少ないと判断した. ポイント6の年代推定では, コア Ta とコア IT-1 は現在の海岸からほぼ同じ距離にあるので ( 図 1-B), 両地点での離水時期を地質学的には同時とみなして差支えないだろう. その年代は, コア IT-1 での堆積相 E 最上部の年代 (2,064~1,963 BC) より若く, コアTaでの堆積相 F 基底部の年代 (2,711~2,009 BC) より古いと考えられ,2,000 BC 頃と推定される. 以上の結果から, 伊東低地での海面は 6,300 BC 頃には約 -16 m にあり,5,900 BC 頃には約 -13 m にまで上昇した. 海面高度は 4,800 BC 頃に最高に達した (+3 ~4 m 程度 ) 後, 僅かに低下し 4,600~4,500 BC 頃には約 +1.5 m, 2,900 BC 頃には約 +1 m となり,2,000 BC 頃には現在とほぼ同じ高さに近づいたと推定される. なお, これらの推定誤差については, ポイント1 ( 潮間帯の内にある ) と4 ( 干潟堆積物の上面 ) では潮位差程度, ポイント2,5,6 では数 m 程度, ポイント3 では最大 5 m 程度と考えられる. 2. 他地域との相対的海水準変動の比較コア IT-1 で復元された相対的海水準変動の特徴は, 6,300 BC 頃から 4,800 BC 頃までの相対的海水準上昇の量と速度が非常に大きいことである. その量は, 約 1,500 年間に-16 m から+3~4 m まで 19~20 m (12.7~13.3 m/1000 年 ) にも達する. 完新世初期から中期にかけての海面上昇速度は,6,000 BC 頃を境界に急低下したことが, ハイドロアイソスタシーや地殻変動の影響が少ないシンガポール (Bird et al., 2007) や, 地殻変動の影響が少ない兵庫県北部の豊岡盆地 ( 谷川,2009;Tanigawa et al., 2013) で報告されている. これらの研究で示された 6,000 BC から 5,000 BC にかけての海面上昇速度は 3 m/1,000 年程度である. また, 地殻変動の影響を除去して求めた同時期の瀬戸内海東部における海面上昇速度も, 同程度と見積もられている ( 佐藤,2008). 大阪湾では増田ほか (2000) が 6,000 BC 頃の海面高度を-14 m 付近に推定しており, 伊東での値に近い. しかし, 大阪湾は沈降域であり ( 例えば, 三田村 吉川,1997), さらに泥質堆積物が卓越し圧密の影響も考えられることから, この値は過大評価である可能性が大きい. コア IT-1 では圧密を受けやすい泥質堆積物 ( 堆積相 D) の層厚は 2~3 m 程度で, 大阪湾のコア試料 ( 増田ほか,2000) の数分の一以下と薄く, 圧密の影響は小さいと考えられる. また, コア IT-1 での古水深復元の精度は, 上述のように数 m 程度に収まっていると考えられる. 以上の結果から, 伊東低地で 6,300 BC 頃から 4,800 BC 頃までに見られる相対的海水準の大きな上昇は, ローカルな地殻変動による沈降の影響を受けている可能性がある. しかし, 現状では具体的な沈降の時期や速

15 2014 年 2 月静岡県伊東市における完新世の相対的海水準変動 49 さ, そのメカニズムについてのデータが不足しているので, この問題の解明は今後の課題としたい. 3. 伊東低地周辺で観察される隆起との関係 1905 年頃からの水準測量データ ( 国土地理院,2011) によれば, この期間を平均すると伊東市の海岸は隆起傾向にある. 隆起速度は時期と場所によって差異があり, 著しい隆起を示す時期とむしろ沈降傾向を示す時期が 20~30 年程度で繰り返している. 顕著な隆起は 1923 年の関東地震から 1930 年北伊豆地震前後の 1930 年代半ばまで,1974 年の伊豆半島沖地震から 1990 年代末までの期間で見られる.IT-1 地点付近での 100 年間の累積隆起量は約 60 cm に達する. また, 伊東市南部の離水海岸地形の研究からは, 過去 1,500 年程度の間に間欠的な隆起が少なくとも 3 回認められ, 累積隆起量は 4.2~2.5 m と推定されている ( 宍倉ほか,2012). このような隆起が継続していれば, IT-1 や IT-2 地点周辺での隆起量は 6,000 年間で 10 m 以上になるが, 本研究の結果からはそのような隆起の蓄積は認められない. これは,6,300 BC 頃から 4,800 BC 頃にかけて推定された大きな相対的海水準上昇が沈降の影響であり, その後の隆起で相殺されたために, 上下変動の累積が見かけ上小さくなっているとも考えられる. VIII. 相対的海水準変動と古地形の変化ここまで述べた相対的海水準変動と, 層相や化石から推定される堆積環境を基に, 伊東低地での古地形と環境の変遷を図 6 に整理した. この図ではエスチュアリーとデルタのシステムが氷期の谷を埋める河川堆積物 ( 堆積相 A) を覆って堆積している. 縄文海進によって河川沿いに海水が浸入し,7,600 BC 頃から 6,500 BC 頃にかけてエスチュアリー ( 堆積相 B) が形成された ( 図 6- A). 海進に伴って湾口部にバリアーが形成され ( 堆積相 B1), その陸側の波浪の影響が少ない場所には泥質の地層が堆積した ( 堆積相 B2). さらに陸側では河川の影響が強い地層が堆積していた ( 堆積相 B3). 海面が上昇してバリアーが水没し始めると, その上面には 6,500 BC 頃から 5,700 BC 頃にかけて干潟が形成された ( コア IT-1 の堆積相 C). さらに海面が上昇し内湾が広がった時期 ( 図 6-B) には, 湾内に泥質の地層が広く堆積した ( 堆積相 D). この湾は湾口の大きく開いた開放的な環境であったと推定される.4,800 BC 頃には最も水深が深くなった ( 湾が広がった ) と解釈される. この時期に湾奥では干潟が形成され ( コア IT-2 の堆積相 C), それは 4,600~4,500 BC 頃まで残っていた. 高海面期 ( ないし僅かな低下時期 ) にはデルタが湾を埋め 図 6 伊東低地の環境変化復元図 A: エスチュアリー出口では海進に伴ってバリアー上に干潟が形成された.B: 最も湾が広がった時期. 湾奥では干潟が形成されていた.C: デルタフロントの前進に伴って内湾の埋め立てと浅海化が進んだ. 堆積相の凡例は図 2 と同じ. Fig. 6 Paleo-geographical maps of the Ito lowland A : Development of estuary system. Tidal flat formed on the drowned bay mouth barrier. B : Maximum sea-level stage. Muddy tidal flat formed in the bay head area. C : Progradation of delta system during the high sea-level stand. Legends for the sedimentary facies are same as Fig. 2.

16 50 藤原 治ほか 第四紀研究,53(1) つつ前進した ( 図 6-C). デルタフロント ( 堆積相 E) が IT-1 地点に到達したのは 4,500 BC 頃であった. デルタシステムの前進に伴って内湾の埋め立てと浅海化が進み, より外海に面した海岸になっていった. こうした低地の拡大に伴って,IT-2 地点は 4,600~4,500 BC 頃には離水し,IT-1 地点でも 2,000 BC 頃には離水が起きた. デルタの上には伊東大川の流路や氾濫原の堆積物 ( 堆積相 F) が堆積した. IX. まとめ本研究では, 新たな 2 本のボーリングコアについての堆積相, 貝化石および貝形虫化石, 14 C 年代の解析結果と既存のボーリング資料を総合して, 伊東低地の沖積層の発達過程を検討した. それを踏まえて,6,300 BC 頃から 2,000 BC 頃にかけての相対的海水準変動を復元した. その結果は以下のとおりである. 1) 伊東低地の沖積層は下位から, 堆積相 A ( 河川 ), 堆積相 B ( エスチュアリー ), 堆積相 C ( 干潟 ), 堆積相 D ( プロデルタ ), 堆積相 E ( デルタフロント ), 堆積相 F ( 氾濫原 ) の 6 つに区分できる. さらに堆積相 B は堆積相 B1 (outer zone), 堆積相 B2 (central Basin),B3 (bay-head delta) に細分される. 2) 湾口部のコア IT-1 の貝形虫化石群集からは, 湾沿岸砂底 開放的な湾の中央部 開放的な湾口部 沿岸藻場, の 4 つの環境の変遷が復元された. 3) 上記のデータから 6 つのポイントで海面高度を復元した. 海面は 6,300 BC 頃には-16 m 付近にあり,5,900 BC 頃には -13 m 付近まで上昇した. 最高海面は 4,800 BC 頃に認められ,+3~4 m 程度に達した. 海面はその後僅かに低下し 4,600 BC 頃には約 +1.5 m, 2,900 BC 頃には約 +1 m となり,2,000 BC 頃には現在とほぼ同じ高さになった. 4) 本研究で得られた相対的海水準変動は, 伊東周辺の水準測量データや最近 1,500 年程度の間に形成された離水海岸地形が示す隆起傾向とは異なる傾向である. また, 地殻変動の影響が少ないとされる地域に比べて, 6,300 BC 頃から 4,800 BC 頃までの期間で海面上昇量が顕著に大きい. これは伊東低地の沈降が原因である可能性があるが, 詳細の解明は今後の課題である. 謝辞本研究で用いたコアは, 原子力安全基盤機構からの受託研究 ( 平成 16 年度原子力安全基盤調査研究 ) で掘削した. 14 C 測定はパレオ ラボ ( 株 ) と核燃料サイクル開発機構 ( 現日本原子力研究開発機構 ) 東濃地科学 センターによる. 14 C 測定値の暦年較正については, パレオ ラボ ( 株 ) の伊藤茂氏にお世話になった. ウニ化石の同定は菊地芳文博士 ( 元筑波大学生命環境科学研究科 ) にお願いした. 伊東市教育委員会の金子浩之氏には資料収集およびボーリング調査に関してご協力いただいた. 丁寧な修正をしていただいた 2 名の査読者と編集委員の方々に感謝します. 引用文献 Bhattacharya, J.P. and Walker, R.G. (1992) Deltas. Walker, R.G. and James, N.P. (eds.) Facies Models: Response to sea level change : , Geological Association of Canada. Bird, M.I., Fifield, L.K., Teh, T.S., Chang, C.H., Shirlaw, N. and Lambeck, K. (2007) An inflection in the rate of early mid-holocene eustatic sea-level rise : a new sea-level curve from Singapore. Estuarine, Coastal and Shelf Science, 71, Bronk Ramsey, C. (2009) Bayesian analysis of radiocarbon dates. Radiocarbon, 51, Dalrymple, R.W., Zaitlin, B.A. and Boyd, R. (1992) Estuarine facies models : Conceptual basis and stratigraphic implications. Journal of Sedimentary Petrology, 62, Frydl, P.M. (1982) Holocene ostracods in the southern Boso Peninsula. Hanai, T. (ed.) Studies on Japanese Ostracoda, The University Museum, The University of Tokyo Bulletin, no. 20, Hammer, Ø., Harper, D.A.T. and Ryan, P.D. (2001) PAST : Paleon- tological statistics software package for education and data analysis. Palaeontol Electr 4 : 9 p. http : //palaeo-electronica.org/2001_ 1/past/issue1_01.htm, 2013 年 7 月 7 日引用. Hanai, T., Ikeya, N., Ishizaki, K., Sekiguchi, Y. and Yajima, M. (1977) Checklist of Ostracoda from Japan and its adjacent seas. 119 p, University of Tokyo Press. Harms, J.C., Southard, J.B., Spearing, D.R. and Walker, R.G. (1975) Depositional environments as interpreted from primary sedimentary structures and stratification sequences. 161 p, SEPM Short Course, 2. 池谷仙之 塩崎正道 (1993) 日本沿岸内湾性介形虫類の特性 古環境解析の指標として. 地質学論集, no. 39,15-32.

17 2014 年 2 月静岡県伊東市における完新世の相対的海水準変動 51 Irizuki, T., Masuda, F., Miyahara, B., Hirotsu, A., Ueda, S. and Yoshikawa, S. (2001) Vertical changes of Holocene ostracodes in bore hole cores from off Kobe, related to the opening of straits and relative sea-level change in western Japan. The Quaternary Research (Daiyonki-kenkyu), 40, Irizuki, T., Ishida, K. and Takata, H. (2006) Recent Ostracoda from Urauchi Bay, Kamikoshiki-jima Island, Kagoshima Prefecture, Southwest Japan. LAGUNA, no. 13, 井関弘太郎 (1983) 沖積平野.145 p, 東京大学出版会. 伊東市史編集委員会 伊東市教育委員会編 (2013) 伊東市史別編伊東の自然と災害,436 p, 伊東市. Kamiya, T. (1988) Morphological and ethological adaptations of Ostracoda to microhabitats in Zostera beds. Hanai, T., Ikeya, N. and Ishizaki, K. (eds.) Evolutionary Biology of Ostracoda : Its fundamentals and applications : , Kodansha and Elsevier. 気象庁 (2010) 潮位表伊東.http : // go.jp/kaiyou/db/tide/suisan/suisan.php?stn=z3, 2010 年 10 月 14 日引用. 国土地理院 (2011)5-1 伊豆地方の地殻変動. 地震予知連絡会会報,86, 古谷野裕 早川由紀夫 町田洋 (1996) およそ 5000 年前に東伊豆単成火山地域で起こった大室山噴火の推移と継続時間. 地学雑誌,105, 増田富士雄 (1998) 高密度で測定された 14 C 年代測定値による完新統のダイナミック地層学. 地学雑誌,107, 増田富士雄 伊勢屋ふじこ (1985) 逆グレーディング構造 : 自然堤防帯における氾濫原洪水堆積物の示相堆積構造. 堆積学研究会報,22/23, 増田富士雄 宮原伐折羅 広津淳司 入月俊明 岩淵洋 吉川周作 (2000) 神戸沖海底コアから推定した完新世の大阪湾の海況変動. 地質学雑誌,106, 松島義章 (1987) 川崎市内沖積層の総合研究.145 p, 川崎市物館資料収集委員会. 三梨昻 小野晃司 須田芳朗 (1980)20 万分の 1 地質図幅 横須賀, 地質調査所. 三田村宗樹 吉川周作 (1997) 堆積速度の差異からみた大阪堆積盆地における後期更新世の基盤ブロックの運動. 地球科学,51,8-14. Nakada, M., Yonekura, N. and Lambeck, K. (1991) Late Pleistocene and Holocene sea-level changes in Japan : Implications for tectonic histories and mantle rheology. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 85, Nishiyama, S. (1968) The echinoid fauna from the Japan and adjacent regions, Part p, Palaeontological Society of Japan, Special papers, no. 13, 18 plates. Okubo, I. (1980) Taxonomic studies on recent marine podocopid Ostracoda from the Inland Sea of Seto. Publications of the Seto Marine Biological Laboratory, 25, 小野映介 (2004) 濃尾平野における完新世後期の海岸線変化とその要因. 地理学評論,77, 太田陽子 石橋克彦 松島義章 松田時彦 三好真澄 鹿島薫 松原彰子 (1986) 掘削調査にもとづく伊豆半島南部における完新世相対的海水準変化. 第四紀研究,25, 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. 第四紀研究,29, Reimer, P.J., Baillie, M.G.L., Bard, E., Bayliss, A., Beck, J.W., Blackwell, P.G., Bronk Ramsey, C., Buck, C.E., Burr, G.S., Edwards, R.L., Friedrich, M., Grootes, P.M., Guilderson, T.P., Hajdas, I., Heaton, T.J., Hogg, A.G., Hughen, K.A., Kaiser, K.F., Kromer, B., McCormac, F.G., Manning, S.W., Reimer, R.W., Richards, D.A., Southon, J.R., Talamo, S., Turney, C.S.M., van der Plicht, J. and Weyhenmeyer, C.E. (2009) IntCal09 and Marine09 radiocarbon age calibration curves, 0-50,000 years cal BP. Radiocarbon, 51, 斎藤俊仁 高橋秀一 和田秀樹 (2003) 伊豆大室山火山の 14 C 年代. 火山,48, 斎藤文紀 (1989) 陸棚堆積物の区分と暴風型陸棚における堆積相. 地学雑誌,98, 佐藤裕司 (2008) 瀬戸内海東部, 播磨灘沿岸域における完新世海水準変動の復元. 第四紀研究,47, Sato, T. and Masuda, F. (2010) Temporal changes of a delta : Example from the Holocene Yahagi delta, central Japan. Estuarine, Coastal and Shelf Science, 86,

18 52 藤原 治ほか 第四紀研究,53(1) 宍倉正展 行谷佑一 金子浩之 小山真人 (2012) 伊豆半島北東部沿岸の隆起痕跡が示す間欠的隆起. 日本地震学会講演予稿集 2012 年度秋季大会,128. 静岡県地震対策課 (1983) 静岡県地震対策基礎調査報告書 ボーリング柱状図集 ( 東 ).309 p, 静岡県地震対策課. 田口敬子 (1993) 伊豆半島の完新世における相対的海水準変化. 第四紀研究,32, 田辺晋 石原与四郎 (2013) 東京低地と中川低地における沖積層最上部陸成層の発達様式 : 弥生の小海退 への応答. 地質学雑誌,119, 田辺晋 石原与四郎 中西利典 (2010) 東京低地から中川低地にかけた沖積層の層序と物性 : 沖積層の 2 部層区分について. 地質学雑誌,116, 谷川晃一朗 (2009) 兵庫県円山川下流域における沖積層の層序 堆積環境と完新世の相対的海水準変動. 第四紀研究,48, Tanigawa, K., Hyodo, M. and Sato, H. (2013) Holocene relative sea-level change and rate of sealevel rise from coastal deposits in the Toyooka Basin, western Japan. The Holocene, 23, 海津正倫 (1994) 沖積低地の古環境学.270 p, 古今書院. 山口正秋 須貝俊彦 藤原治 大森博雄 鎌滝孝信 杉山雄一 (2003) 濃尾平野ボーリングコア解析にもとづく完新統の堆積過程. 第四紀研究,42, Yasuhara, M. and Irizuki, T. (2001) Recent Ostracoda from the northeastern part of Osaka Bay, southwestern Japan. Journal of Geosciences, Osaka City University, 44, Yasuhara, M., Yoshikawa, S. and Nanayama, F. (2005) Reconstruction of the Holocene seismic history of a seabed fault using relative sea-level curves reconstructed by ostracode assemblages : Case study on the Median Tectonic Line in Iyonada Bay, western Japan. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 222, 図版 Ⅰ コア IT-1 から得られた主要な貝形虫種の走査型電子顕微鏡写真 Plate 1 SEM microphotographs of main ostracode species from core IT-1 1. Neonesidea oligodentata (Kajiyama), M, RV (TP -4.64~-4.66 m), 2. Pontocythere subjaponica (Hanai), F, RV (TP ~-6.89 m), 3. Parakrithella pseudadonta (Hanai), F, RV (TP ~ m), 4. Aurila munechikai Ishizaki, F, RV (TP -7.79~-7.81 m), 5. Pistocythereis bradyformis (Ishizaki), F, RV (TP -6.87~-6.89 m), 6. Loxoconcha japonica Ishizaki, M, RV (TP -3.71~-3.74 m), 7. Loxoconcha uranouchiensis Ishizaki, M, RV (TP -5.84~-5.86 m), 8. Nipponocythere bicarinata (Brady), M, RV (TP ~ m), 9. Xestoleberis hanaii Ishizaki, M, RV (TP -5.84~-5.86 m). M : Male, F : Female, RV : Right valve.

19 2014 年 2 月静岡県伊東市における完新世の相対的海水準変動 53 Relative sea-level change during 6,300-2,000 BC reconstructed from drilling cores from Ito City, eastern coast of the Izu Peninsula, central Japan Osamu Fujiwara* 1, a, Toshiaki Irizuki* 2, Itsuki Obayashi* 3, Kazuomi Hirakawa* 4, Shiro Hasegawa* 5, Jun-ichi Uchida* 6 and Kohei Abe* 7 This paper discusses relative sea-level (RSL) changes from 6,300 BC to 2,000 BC for the coast of Ito City, on the northeastern Izu Peninsula, central Japan. RSL along this coast was evaluated by synthesizing a depositional curve suggesting the former sea floor height and paleowater depth obtained from drilling cores. The depositional curve was reconstructed for two cores, IT-1 (30 m deep) and IT-2 (10 m deep), using a total of 37 AMS 14 C ages. Paleo-water depth was estimated from the analyses of sedimentary facies and fossil ostracode and molluscan assemblages in cores IT-1 and IT-2. Existing core logging data (a total of 23 cores) and 14 C ages obtained in Ito City helped the analyses of sedimentary facies. A total of six water depth control points were obtained from these data. The reconstructed RSL curve suggests that the paleo-mean sea level rose from ~-16 m ca. 6,300 BC to ~-13 m ca. 5,900 BC and reached the maximum of +3~4 m ca. 4,800 BC. The paleo-mean sea level positions were +1.5 m around 4,600 BC, +1 m around 2,900 BC, and ~0 (zero) m around 2,000 BC. Estimated RSL rise value between 6,300 BC and 4,800 BC was 10 m or more, larger than that for the areas without large vertical crustal movement. This discrepancy may reflect local subsidence in the Ito area. Keywords : facies analysis, Holocene, Ito City, Izu Peninsula, fossil ostracode assemblage, sea-level change * 1 Active Fault and Earthquake Research Center, National Institute of Advanced Industrial Science and Technology. Central 7, Higashi, Tsukuba, , Japan. * 2 Interdisciplinary Graduate School of Science and Engineering, Shimane University Nishikawatsu-cho, Matsue, , Japan. * 3 Hirohata Junior High school Komatsu-cho, Hirohata-ku, Himeji, , Japan. * 4 Professor Emeritus, Hokkaido University. Kita 10, Nishi 5, Kita-ku, Sapporo, , Japan. * 5 Graduate School of Science and Technology, Kumamoto University Kurokami, Chuo-ku, Kumamoto, , Japan. * 6 Japan Nuclear Energy Safety Organization Toranomon, Minato-ku, Tokyo, , Japan. * 7 Oyo Corporation Daitakubo, Minami-ku, Saitama, , Japan. * a Corresponding author : o.fujiwara@aist.go.jp