後志利別川流域低地における更新世末期以降の
環境変遷
Environmental Changes in the Shiribeshi−Toshibetsugawa Lowland Hokkaido，
Japan since the Latest Pleistocene鈴木正章＊1・吉川昌伸＊2・村田泰輔＊3
［要旨］本研究ではテフラやC−14年代を含む地質層序と花粉分析や珪藻分析による古環境のデータなどに基づいて 更新世末期∼完新世にかけての後志利別川流域低地における環境変遷を明らかにした。 同低地を構成する沖積層は下部の寧土井層と上部の今金層に大きく二分され，層厚が40m以上にも達し，河成段 丘を深く下刻した谷に堆積する。下部の寧土井層は5mの層厚の沖積層基底礫層を基底にして約16，000∼18，000 yrs． B．P．の年代を示す泥炭層，最上部に約11，000∼16，000 yrs． B．P．の年代を示す有機質シルトとシルト質砂などの堆積 物で構成されている。さらに、寧土井層の最上部を浅く削り込んで今金層が不整合に堆積する。今金層は上部層と下 部層に細分され，本層の基底には完新世基底礫層（HBG）に対比される約10，000∼11，000 yrs． B．P．の年代を示す砂 礫層が認められる。この短期間で活発な河成作用は年代としてヤンガードリアス事件に対応するものと推定される。 有楽町（縄文）海進は後志利別川下流低地まで侵入し，今金層下部層の海成層を形成する一方，中流低地に向かっ て河成に堆積環境が変化する。今金層上部層は主に現在∼4，000yrs． B．P．の年代を示す河成の砂や礫から成る堆積物 で構成されている。 環境変遷の概要は以下の通りである。 （1）寧土井層下部の泥炭層はカラマツ属やマツ属単維管束亜属が高率で産出する亜寒帯針葉樹林帯で特徴づけられる。 また，この層位は最終氷期最寒冷期に相当する。 （2）寧土井層上部の有機質シルトとシルト質砂の下部の有機質シルトはカバノキ属やハンノキ属を主に産出する先駆 的植生，上部はカバノキ属やクルミ属林の植生を示す花粉化石を産出する。 （3）海成シルトからなる今金層下部層はコナラ亜属優占の冷温帯落葉広葉樹林の植生を示す。 以上のような後志利別川流域低地における更新世末期∼完新世の環境変遷は東京一中川低地における同時期の環境 変遷（Endoθ’α1．，1982）と調和的である。はじめに
北海道における最終氷期最寒冷期前後以降の環境変遷については小野・平川（1975），五十嵐・ 熊野，（1981），五十嵐ほか（1993），滝谷・荻原（1997）などの多数の研究がある。これらの研究 は対象が山岳地域であったり取り扱われる時代が完新世に限られたり時間的にも空間的にも個別に しか解明されていない。 ところで，陶野編（1998）は1993年の北海道南西沖地震の際に最も液状化の地盤災害が著しかっ た渡島半島西岸に位置する後志利別川流域低地の軟弱層である沖積層の地質層序やその物性などに ついて検討を行っている。しかし，同低地の沖積層に関して僅かに佐川・植田（1969）や岡・三谷 （1981）などの研究がある程度でその形成過程や古環境についてその詳細は，従来ほとんど明らか 37143◆N 42’N 140°E 後志利別川 141’E ● 0 50km ●
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後志利別川流域低地内で行われた土木や建築工事のために行われた200本以上にも及ぶボーリン グの柱状図資料・コア試料や工事露頭観察などから得られた地質データにC−14年代値やテフラな どに加えて同低地における沖積層の分布・地質層序について検討を行った。なお，検討するにあた り同低地の下流低地から中流低地に向かって北檜山町北檜山のX−X’（図3），今金町今金のY−Y’ （図4）の地質横断面図と後志利別川に沿ってZ−Z’（図5）の地質縦断面図を作成した。 （1）下流低地（北檜山町北檜山）の沖積層の層序 北海道開発局函館開発建設部によって，後志利別川河口から上流約5㎞の地点の右岸低地の X−X’に沿って4本のボーリングが行われた（図1）。これらのボーリングは最大で約50m以上の後志利別川流域低地における更新世末期以降の環境変遷 鈴木正章ほか ㊥M雑弔C
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：完新世基底礫層 HBG BG：沖積層基底礫層 図5 後志利別川に沿う沖積層の地質縦断面図とC−14年代一10
C4 C5 一 〇 一一10 一一20 一一30 ＿−40 一一50 さらに標高一3m付近の最上部の砂礫層の基底で下部層と上部層に細分した。 この付近の沖積層の埋没地形や各層の水平的広がりを明らかにする目的で後志利別川右岸から台 地にかけてのX−X’地質横断面を作成した（図3）。それによれば，沖積層はNo．1とNo．4の地点 で最も厚く47∼48mの層厚をもち，他は約33∼35mの層厚で前者に比べて10数m程度薄くなる。特 に沖積層の基底の高度はNo．4で一44m， No．2で一29mで大きな標高差が存在し，明瞭な地形の 変換点が認められる。以上のことは一23mと一30mの標高にそれぞれ2段の平坦な河成段丘面と標 高一30mの埋没河成段丘面を約12 m削り込んだ深い谷が埋没地形として想定され，この付近の沖 積層はこれらの埋没地形を器にして堆積している。 上述の埋没谷の谷底には2．0∼2．4mの層厚の砂礫層が堆積する。この砂礫層は寧土井層の基底 礫層であるとともにその直上に約1．8万年前の泥炭が堆積することから最終氷期最盛期の低海面期 に対応して形成されたと推定されている沖積層基底礫層（BG：井関，1975；Kaizuka∂α1．， 1977）に対比される。 また，寧土井層最上部を浅く削り込んで堆積する今金層の基底にも層厚が約9mの木材化石を含 む砂礫層が堆積する。この砂礫層は1．05万年前の年代を示す寧土井層最上部の有機質シルトの不整 合上に堆積することから年代において完新世基底礫層（HBG：Endo∂α1．，1982；遠藤ほか，1983） に対比される。 375以上のことから，下流低地の沖積層に認められる地質層序はBGを基底として堆積した寧土井層， HBGを基底として堆積した今金層の二段重ね構造を示す。 （2）中流低地（今金町今金付近）の沖積層の層序 下流低地の沖積層の層序を上流に向かって追跡する目的でX−X’断面位置より上流約10㎞地点 （図1）の後志利別川低地の右岸低地を横断するY−Y1に沿う地質断面図を既存のボーリング試・資 料や露頭調査に基づいて作成した（図4）。それによれば沖積層の基底地形は，下流低地と同じよ うに二段の標高がそれぞれ5m， Om前後に埋没河成段丘面とその段丘面を深く下刻して形成され た埋没谷が認められる。その埋没谷の深さは段丘面から20m以上に達し，下流低地に比べて深い。 その埋没谷の基底には層厚が5m以上の礫層が堆積する。この礫層は直接年代資料は無いが，礫層 上位のシルトや砂，所により礫が挟まる互層からなることから寧土井層の基底礫層のBGに対応す ると推定される。埋没谷を埋積するように堆積する寧土井層をさらに削り込むように層厚が1∼3 mの砂礫層が堆積する。この砂礫層は層序と上位の有機質シルト中に含まれる材化石の年代が 8，000±70yrs． B．P．（GEO95−1128）であることなどから今金層の基底礫層に相当するHBGに対比 される可能性が高い。その上位には所により砂礫層や砂層を挟む有機質シルト∼泥炭層が8∼15m の層厚で堆積する。本層は約0．3∼0．73年前のC−14年代を示すとともにY−1とY−5のボーリング コア柱状図において層厚5cmの白色細粒テフラが挟在する。これらのテフラは主にスポンジ状軽石 型の形態の火山ガラスと斑晶鉱物として斜方輝石及び普通輝石が含まれること，屈折率が火山ガラ スで（n1）1．507−1．511，斜方輝石で（γ）1．707−1．711であることなどからこのような岩石学的諸 特性を持っテフラは0．5∼0．6万年前とされている駒ヶ岳9テフラ（Arai∂α1．，1986など）に対比 される可能性が高い。また，このことは本テフラの下位の泥炭層のC−14年代が6，840±60yrs． B．P． （GEO95−1129）であることからも支持される。対比された今金層中には基底礫層の上位に堆積す るシルト及び有機質シルトを削り込んで玉砂利大の礫層が堆積する。その関係を詳細に示したのが 工事露頭観察に基づいて作成した図4のY−8の地質柱状図である。それによれば，この礫層は約 0．5∼0．6万年前に形成された有機質シルトを不整合に堆積している。従って，この不整合が今金層 の上部層と下部層の境界になると推定される。 さらに，図5に示すように後志利別川に沿うZ−Z’の地質縦断面図において，下流低地（X−X’） と中流低地（Y−Yりの各地質横断面図から得られたC−14年代と地質層序からBGを基底として堆 積する寧土井層，HBGを基底として堆積する今金層上部層・下部層は，下流低地から上流低地に 連続して追跡することができる。また，後志利別川河口付近の川尻において今金層下部層上部に対 比される砂層中に貝化石が含まれることから，この砂層は有楽町海進によって形成された堆積物で あると考えられる。
2．沖積層に記録されている古環境変遷
後志利別川流域低地の更新世末期以降の環境変遷を解明する目的でX−X’地質横断面図（図3） のNo．4ボーリングコア試料にっいて花粉分析と珪藻分析を行った。ω
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囲礫 唖泥炭
巨ヨシルト ［亙コ材化石 0 100％（1）花粉化石群集 ① 分析方法 花粉化石の抽出は，試料1∼2gを10％KOH，46％HF，重液分離（ZnBr2，比重2．1），アセ トリシス処理法の順に行った。残渣をグリセリンで封入して検鏡した。図6に主要花粉分布図を示 す。出現率は，樹木花粉は樹木花粉数を，草本花粉・胞子は総花粉・胞子数を基数として百分率で 算出した。 ② 花粉化石群と植生変遷 各層位毎に花粉化石群産出状況の特徴をまとめると以下の通りである。 寧土井層の基底礫層に相当するBG直上の約1．8∼1．6万年前の泥炭層では，針葉樹のLαγμ（カ ラマツ属）が卓越しP‘耽ssubgen． H砂／o方10η（マツ属単維管束亜属）， P‘6εα（トウヒ属）が比較 的高率に出現する。また，現在では北海道と本州中部以北の高山の限られた場所に分布する SεZα籔ηε砺sθ似癖ηoi4θs（コケスギラン）が出現した。こうしたことから，グイマツを主とする亜 寒帯林が形成されていたと推定される。 泥炭層直上の有機質シルト層では，針葉樹が衰退し，A1η術（ハンノキ属）やBθ鋤α（カバノキ 属）が高率ないし比較的高率に出現する。後述するように，その上位では冷温帯落葉広葉樹林に変 化することから，陽樹のハンノキ属やカバノキ属の拡大はこれら森林に先立って形成された先駆的 植生とみられる。 約1．05万年前頃の寧土井層上部の泥炭質シルト∼シルト層では，落葉広葉樹のノ㎏1αη3（クルミ 属），カバノキ属やハンノキ属などが比較的高率に出現する。クルミ属やカバノキ属からなる森林 は，五十嵐（1990）のBθτ〃》α一ノ％g》αηs帯（1．0∼0．8万年前）に相当し，北海道西南部で広く認め られる。 今金層下部層におけるHBG上位のシルト層では， Q％耽s subgen． Lε勿40●鋤％s（コナラ属コ ナラ亜属）が急増し，クルミ属やハンノキ属を伴う。つまり，気候の温暖化に伴いコナラ亜属を主 とする冷温帯落葉広葉樹林が形成された。同様の植生はうぐい沼（小野・五十嵐，1991）において も認められることから，この付近に広く分布していた可能性が高い。 （2）珪藻化石群集帯 ①分析方法 試料を乾燥後，約19程度秤量し，有機物の分解と珪藻殻の分離を行うために15％H202処理， 遠心分離により洗浄し，その残渣を封入材マウントメディアを用いてプレパラートに作成し1000倍 で検鏡を行った。珪藻化石の群集組成は200個体以上になるまで同定・計数した。その珪藻化石の 産出状況をダイヤグラムとして図7に示す。 なお，珪藻殻が半分以上破損したものについては計数・同定は行っていない。また，古環境の復 元のための指標としては，小杉（1988），安藤（1990）の環境指標種群を参考にした。 ②珪藻化石群集と古環境復元 各層位毎に珪藻化石群産出状況の特徴をまとめると以下の通りである。 寧土井層基底礫層のBG直上の泥炭層及び有機質シルト層（1帯）からは内湾指標種［B］であ
寮 鉗望自廿⊆≡頴嬉翰荏行討口ぴ畑当硅掃溜吏報S緬舗閣禰 舗 升R榔商辻 化 石 分 帯 堆 績 物 19中における産出殻数 完形殻の出現率︵％︶ 公 布 種︹W︶ 陸域指標種群︵Q︶ 湖沼沼沢湿地付着性指標種群︵O︶ 湖 沼 沼 沢 湿 地性指標種群︵N︶ 湖沼浮遊性指標種群︵M︶
諜浮罐竺芭
汽水砂質干潟指標種群︵D︶ 海水泥質干潟指標種群︵田︶ 海水藻場指標種群︵O︶ 「r「「「「「「「TT1［［「T−［［一「「［
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W ーn 1［ ー ．冊
［T甲T「「「「「「η「「「「T「「 0 50 70 102030 （％） （×10000）m
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m ロ ー m n FRESIIWATER BRACKISII 卓 1「一一一一一『 EN
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内湾指標種群︵13︶ 外洋指標種群︹A︶ こ∼ミミミS角 ミミご．、、ミミ§、ミ ．合“・ 之 ミミ旨ぶ 之 ミ巳ミミミe9 ．≧ 電ミ﹂︺こミミO°口﹂ミ 巳9、、ミ∼ミ、㍉へこミコて ミ支sC﹁ミミミ コ、ぎヘミミ・ミミ＝﹁ヘミ 2冶ミミミ巳電ミ︺己ミミ ミ、﹀§﹂ミミ ．へ 主ミ叱ミミ、ミ∼ミ S§、き＾リミき主、ミ ミミミ・§て ．O 丈ミミミs■きs、sミ§oO き、ミseミミぎこコ、
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ミ・，ヘミ．㌔﹀，．、ミ・S ．＜ ミ≡。ミoミミく きミ已ミミ≒ミ﹀ミ ≦ミミ・一ミ、S︵OOミ︿ ミ、さミ；ミミンσ ミ熟量誌ぶぶ ミミコぎミミ゜こ﹀ミ゜、°6ミ ミミミミさのミき﹀、．一、﹀≧ 句、ミ︵︶ミミ民ヨミ、こ∼づミ﹀ミ e詩義誉ミ§三駅 こミご§巨qミsnt≧ 惑弘霞㍉、、文ミ弍 Sミ急﹀ミこuミ、ミs口、≧ さ之 ．≧ 、這C、・こミミ、ミさ・︾、・s≧ ミミ§ξミミミ ミミ、ミミ↓ ．し 、x§ミミξミき︾へ﹀し こ起﹂ミ㍉﹄°こミ、﹀ミ句弓ミミに ミこ﹀ミ︿ミと﹀ミヘ ミミこ巳 ．U oミミ§、警∼ミミ O s︸きミミミ。己 ．巳旨 ︺ §曇、、．、 W 、ミミこヒコo＞さ≒ミミミ≒︵﹀︺ 謡惑パ’ミ§ξ≡ ℃ミoミ︶昌ミ︵ミミミミコミョに 、、さ﹀ミ、ミ﹀ ．＜ 旨ミミヒコ・︶らミ・︶・，］9ミ︺て ［㎜「rm rl rm1 Qw
一 「「一一一一一一「 O D2 WFMN 、V El f’1 B A 標 高 （rn） 9 一︷一↑一一二三 綴萎 て ■一一⋮一＾ど﹁ 手一 寧 Gak−17079） Gak−17059） 〔；ak−1708D 黒松内層 灰質砂岩囲
有機物 完新世基底礫層 沖積層基．底礫層回
吻
回
砂図
日
後志利別川下流低地の沖積層の珪藻化石ダイヤグラム（X−X’断面のNo．4ボーリングコア） 珪藻の環境指標種群は小杉（1988）および安藤（1990）に基づく 図7 ωN
O
第81集 1999年3月 るCosc初o硫6綴属，（ワclo彦ε1Zα 勿εη￠g万励ακα， C s’酩劾， PαZα㌘ ∫μ1ε砿αや，湖沼浮遊生種 ［M］である◎τ10’￠1Zαs’ε〃葱θ抱，湖沼沼沢湿地指標種［N］である・4μZαcosθゴ勿〃αγ‘αη∫，沼沢湿地 付着生指標種［0］である、4吻励箔αo〃α1‘∫var．1⑳τα）， F箔㎎・吻酩60ηs〃％ηs， Go％〃oηθ〃2α属 などの海生種・汽水生種・淡水生種の混合した群集が産出した。このような群集は生体で分布する ことはないが，海生種の珪藻殻は保存が極めて悪いことから，混入化石である可能性が高い。しか し周辺の瀬棚層から産出する化石群集とは大きく異なる。このことから，この海生種は比較的同時 期性をもっ異地性遺骸であると考えられる。従って，本層から産出した珪藻化石群集は水路と海域 とを結ぶ湖沼の堆積環境であったことが推定される。 寧土井層上部の有機質砂質シルト層及び有機質シルト層（II帯）から内湾指標種［B］である qyε／o胡Zαc碑勉Cs抗励α， PαZα批sμ16α沈，海水藻場指標種［C1］であるCo660ηθZs／0％osα， C sc碗11μ〃z，海水泥質干潟指標種［E1］である仇〃‘cμ／α吻勿εzosα， N∂z∫c砺α60ετo％φ夕勿Zs， N g力α微雄α，汽水砂質干潟指標種［D2］である・4c吻α批彪sbw％ψθ∫などの塩分35∼5％。の海水から 汽水域環境に生息する種が多産する。しかし，化石の保存率は50∼60％と下部の層位に比べやや劣 ることから，これらの種は異地性遺骸の群集もしくは異地性遺骸の混入の影響を強く受けている。 このためこの層位から産出する珪藻化石群集はこの時期の水域環境を反映してはいないものの現在 の海岸付近に多く見出せる群集であることから，この時期に海水が直接この地域に進入していたと 想定される。また，淡水生種の中12∼2％o程度の汽水域にも比較的多産する陸域指標種［Q］の 乃耽吻ηαboγεα伝，1吻η廊ε万αα〃ψ万o郷が多産している。以上のことから，この層位から産出す る珪藻化石群集は砂質の海岸部で海側に開けた環境を反映する海進期を示していると考えられる。 今金層下部層の基底礫層に相当するHBGの上部の砂層の数個所に挟在するシルト層と同下部層 の上部の層位の厚く堆積するシルト層の下部（HI帯）は前述の層中から下部と類似した海生種，汽 水生種の化石群集が産出する。しかし，この層位の上部に向かい化石の保存状態が良好な淡水種の 沼沢湿地付着生指標種［0］であるGo〃ψ加ηε〃2α属，1W碗μ似ε缶㌘鋤sる属， P沈微Zαγ㌘属の産出 が増加する傾向がみられた。これらの産出状況は海退を含めた淡水化期を示しており，層位上部に 向かい感潮帯後浜の沼沢地に環境が変化しているものと考えられる。 今金層下部層最上部のシルト層上部（IV帯）からは主に淡水底生種［F］であるCoccoκε‘∫ 戎α6ε毎μち，沼沢湿地付着生指標種［0］であるGo％加κθ〃zα，蛎耽μ吻θ＠η6ηsi∫， P沈η励αガα 属が保存よく産出する。また，少量ではあるが海生種・汽水生種も比較的保存よく産出する。これ らの種は海域からの運搬による異地性遺骸の混入であると推定される。以上のことから，潮汐によ る海生種・汽水生種の混入を受けるような後背地の湖沼・沼沢・湿地がこの地域に広がっていたと 考えられる。 以上のことから，概ね寧土井層上部層と今金層下部層の上部の層位から海域もしくは海岸地域の 堆積環境を示す珪藻化石が産出したことと，地質層序などから前者は七号地海進（遠藤ほか， 1983），後者は有楽町海進によってもたらされた堆積物であると推定される。
3．考 察
後志利別川中下流低地の形成過程を含めた更新世末期以降の古環境変遷を図8に示し，要約するωoo一 x1000 yrs8P テフラ （1買2×3｝ 江差・瀬棚海岸 ｛3×4×5｝ 後 志 利 別 川 低 地｛6買7｝ 関 東 平 野 備 考 下流低地（北桧山） 中流低地（今金） 花粉化石 桜川低地｛8｝ 東京低旭軌Od 相糟嚢欝櫟｝ 一a Ko−d B−Tm Ko−9 ●320土90（W）砂礫（F） ●960土80（P） シルト（F） 堆積環境 砂（F） （珪藻化石）
今
金層
上 部層■下部層
lV飯
田層
部 貝 北 条 部 5− ● ■ ● 下 部旦 飯 田 部 旦 上 部 層● ● ● ■下部層 馴ピ蒜Dy 81溜錫゜ 輪ぽ8圭38 ●2940土100 Do ●5550士120 黒 ボ ●7000士140 ■ク ＝土 Py新砂丘 Do：旧砂丘 Hy新期クロスナ層 Ho：旧期クロスナ層 lll 一一一一一一一一一一一 コナラ属コナラ亜属 一 ハンノキ属 （Os−M） 一一一一一一一一一一一 クルミ属 一 カバノキ属一一一 ・、（°s一川） ●9590士290（P） 砂礫（F） ●2640士80（W） ●3850士70（W）● ■ ■ 一 ■ 一 ■ 一 ■ 一 ■ 一 ■ 一 有機質シル よ声鴎§酬︾，砂∼砂礫︵F︶●6040±60︵P︶ ●6740士120︵P︶ ●8000士70︵W︶有機質シルト︵F︶砂礫︵F︶一 ● 一 ● ● 一 ● 一 ■ 一 ■ 一 ■ 一砂質シルト・砂礫互層︵F︶ ●16400士280︵P︶ 有楽町（縄文） 海進 Younger Dryas Event 七号地海進 5 10 15 20 ■ 一 ■ 一 ■ ■ ■ ■ ■ ● ■ ■ シルト（M） 砂・シルト （F→M） 砂礫（F）■ ■ ■ 一 ■ ■ ■ 一 ■ 一 ■ 一 泥炭質シルト （M） シルト質砂 （F） 泥炭質シルト （M） 泥炭 （F） 砂礫（F） ll 一一一一一一一一一一一一 一一一一一｝ 一一一一一一一 ！ ノ （OS−ID−一一 、ンノキ眉一カバノキ眉一一一一一一一一一一 カラマツ属 一 ヱ当騨櫛東亜属 、 、 （OS−1） 一一一一一一 HBG● ● ■ 一寧
土
井
層BG■ ■ ● 一 ●10510士190（P） ●16390土280（P） ●16980士320（P） ●18070士400（P） 埋没河成段丘堆積物 砂礫F 1 HBG■ 一 ■ ● ■ 一下
大
島層BG− ■ 一 一 一 一 HBG■ ■ 一 一 ■ ■ ■七
号
地
層
BG− ■ 一 一 一 一 ■ ■ ■ ■ ■ ■ 一 ■ 一 ■ 一 ■ 一 ■ 一 ■ 一 砂礫（F）■ ■ ■ 一 一 一 ● 一 ■ 一 ■ 一 ■ ■ 埋没河成段丘堆積物 砂礫（F） 駕㍉、㌦ 藁 亀 ⋮‖ 曇 毒i ‖ il 讃 m遠藤ほか（1996），②鈴木ほか（1997），｛3齢木（1992），｛4漣藤（1984），15〕鈴木（1990），｛6齢木（1993），（7｝Suzuki＆Yoshi kawa（1997），｛8）鈴木ほか（1993），（9｝Endoθf a’．（1982），傾遠藤ほか（1983），111）遠藤・小杉（1990） ＊数字はC−14年代 （w）：材化石，（P）：泥炭 （F）：淡水成の環境，（M）：海水成の環境 1：後背湿地，11：内湾，lll：海進期， lV：後背湿地， BG：沖積層基底礫層， Os−a：渡島大島aテフラ（西暦1741∼2年）， Kひd：駒ヶ岳dテフラ（西暦1640年）， B−Tm：白頭山苫小牧テフラ（1∼2ka）， Kひg：駒ヶ岳gテフラ（5∼6ka） 図8 渡島半島，江差・瀬棚海岸及び後志利別川流域低地と関東平野における更新世末期以降の環境変遷 HBG：完新世基底礫層 註浬一＝頴嬉疎荏一臼ぱq小圃還硅掃漣逗扇S禰漣憎耐 蔀芽目傭蘂サと以下の通りである。 （1）寧土井層の基底礫層は沖積層の埋没谷の基底に堆積していること，基底礫層直上の泥炭層の C−14年代が約1．8万年前を示すことなどから沖積層基底礫層（BG：井関，1975；Kaizuka∂α1．， 1977）に対比される。BGは，約1．8∼2．0万年前の最終氷期最寒冷期に向かって海水準が一100m前 後まで低下していった間の下刻する過程の中で形成されたと考えられ（遠藤ほか，1983；鈴木ほ か，1993），寧土井層の基底礫層も同様な環境下で形成されたと推定される。 （2）寧土井層の基底礫層直上の泥炭層は最終氷期最寒冷期に形成されたと推定される。また，その 上位の有機質シルト層と有機質砂層の互層は最終氷期最低海面期から一転して急激な海面上昇にと もなって形成された堆積物である。この海面上昇は東京低地では七号地海進と呼ばれている（遠藤 ほか，1983）。以上のことは，寧土井層の花粉化石群がBG上位の泥炭層ではカラマツ属，トウヒ 属，マツ属単維管束亜属，カバノキ属，コケスギランなどから構成される亜寒帯林を示すが，泥炭 層上位の砂泥互層ではクルミ属，カバノキ属などを主とする冷温帯落葉広葉樹林を示すこと，珪藻 化石群集から泥炭層の形成後，一時的な小海退があるがものの急激な海面上昇による海成層の形成 がなされたことなどからも裏付けることができる。したがって，本層の上部は比較的寒冷な時期か ら温暖な時期に移り変わる環境下で形成された堆積物で構成されている。なお，このような堆積物 の特徴からBG及びその上位の泥炭層，有機質シルト層，有機質砂層の互層などの谷埋め堆積物で ある寧土井層は，青木・柴崎（1966）によって提唱され，その後，BGを含めた谷埋め堆積物とし て遠藤ほか（1983）により再定義された東京低地の七号地層に対比される。 （3）寧土井層堆積後，比較的短期間に寒冷化するとともに海水準が低下し，寧土井層最上部を削り 込んだ浅い谷の基底に砂礫層∼粗粒砂層が堆積する。この砂礫層からは年代資料は得られていない が，この砂礫層直下の寧土井層最上部の年代が10，510±190yrs． B．P．（GaK−17079）を示すことか ら完新世基底礫層（HBG：Endo∂α1．，1982）に対比される。また，このような砂礫層を形成する ような急激な環境変化は，西欧で認められているYounger Dryas Event（Iversen，1954）相当す るものと推定され，ほぼこの時期が更新世と完新世の地質時代の境界になると思われる。 （4）今金層下部層上部の標高一3∼−9mに堆積する青灰色シルト層は，直接的な証拠は得られて いないが，層相から有楽町（縄文）海進によってもたらされた堆積物と推定される。このことは， 後志利別川河口から約5㎞上流の左岸低地に位置するうぐい沼の約5．8m下の沼底より内湾性種の 海成の珪藻化石を含む堆積物が検出され，この付近まで縄文の海が進入していたことが認められて いる（小野・五十嵐，1991）ことからも支持される。縄文海進の最盛期以降，海水準が低下すると ともに後志利別川の河成作用が活発になり砂礫層からなる今金層上部層が形成されたと推定され る。なお，HBGを含めた縄文海進によってもたらされた今金層下部層は東京低地の有楽町層下部 層，それ以降の河成堆積物で構成されている今金層上部層は有楽町層上部層にそれぞれ対比される ものと推定される。
おわりに
今回の研究により，後志利別川中流低地の沖積層はBGを基底として最終氷期最寒冷期前後及び その後の七号地海進の時代に形成された寧土井層とHBGを基底として縄文海進及びそれ以後に形後志利別川流域低地における更新世末期以降の環境変遷 鈴木正章ほか 成された今金層下部層の2サイクルの堆積構造を持つことが明らかになった。この関係は関東平野 の低地の地下に広がる沖積層の七号地層とその上位の有楽町層との関係と一致し，遠藤ほか （1983）によって提唱された沖積層の“二段重ね構造”と調和的である。 今後，さらに花粉や珪藻分析に基づく古環境データを加え，後志利別川低地全体に広がる沖積層 の形成過程や同低地の更新世末期から完新世にかけての連続的な古環境変遷などにっいて検討する 予定である。 謝 辞 本研究に対して，終始御指導を賜った日本大学教授の遠藤邦彦氏，調査・分析に協力して下さっ た北海道教育大学岩見沢校の能條 歩氏（元今金町教育委員会），檜山北高等学校の日下 哉氏， ㈱パレオラボの藤根 久氏，ボーリング関係の資・試料を提供して下さった北海道開発局今金河川 事業所，今金町教育委員会，同建設課，北檜山町建設課の諸氏及び機関に記して感謝の意を表しま す。 なお，本研究の経費の一部は，平成7年度∼平成9年度文部省科学研究費補助金基盤研究A（代 表：国立環境研究所陶野郁雄室長，課題番号：07309016）及び平成4・5年度道都大学短期大学部 特別研究費を使用した。関係の方々にあわせてお礼を申し上げます。 引用文献 安藤一男．1990．淡水産珪藻による環境指標種群の設定と古環境復元への応用．東北地理，42：73−88． 青木 滋・柴崎達雄．1966．海成“沖積層”の層相と細分問題にっいて．第四紀研究，5：113−12伍 Arai， F．， Machida， H．， Okumura， K．， Miyauchi， T． Soda， T．＆Yamagata， K．1986， Catalog for Late Quaternary Marker Tephras in Japan（II）．−Tephras Occurring in the Northeast Honshu and Hokkaido．−Geogr． Rept． Tokyo Metpol． Unive，21：223−250． Endo， K．， Sekimoto， K．＆Takano， T．1982． Holocene Stratigraphy and Paleoenvironments in the Kanto Plain， in relation to the Jomon Transgression， Pro．lnst， Nat． Sic．， Nihon Univ．，17：1−16． 遠藤邦彦・関本勝久・高野 司・鈴木正章・平井幸弘．1983．関東平野の「沖積層」．アーバン・クボタ，21：26−4a 遠藤邦彦．1984．最終氷期以降の北海道沿岸地域の環境変遷．「寒冷地域の自然環境」，福田正巳・小疇 尚・野上道男編，北海 道大学図書刊行委員会，231−250． 遠藤邦彦・小杉正人．199軌海水準変動と古環境．モンスーンアジアの環境変遷（広島大学総合地誌研究叢書）20：93−103． 遠藤邦彦・鈴木正章・藤井 亨．1996．渡島半島西岸の海岸砂丘とテフラ．第四紀露頭集一日本のテフラ，135，日本第四紀学 会． 五十嵐八枝子・熊野純男．1981．北海道における最終氷期の植生変遷．第四紀研究，20：129−141． 五十嵐八枝子．1990．花粉化石から探る森林の歴史一北海道3万年間一．日本森林学会北海道支部論文集，38：1−9． 五十嵐八枝子・五十嵐恒夫・大丸裕武・山田 治・宮城豊彦・松下勝秀・平松和彦．1993．北海道の剣淵盆地と富良野盆地にお ける32，000年間の植生変遷史．第四紀研究，32：89−105． Iversen， J．1954． The Late−Glacial Flora of Denmark and its relation to Climate and Soil， Denm． Geol． Unders． II Rk．，801 87−119． 井関弘太郎．197己沖積層基底礫層について．地学雑誌，84：247−264． Kaizuka， S．， Naruse， Y．＆Matsuda，1，1977． Recent Formation and their Basal Topography in and around Tokyo Bay， Central Japan Quaternary Research，8：32−50． 小杉正人．1988．珪藻の環境指標種群の設定と古環境復元への応用．第四紀研究，27：1−2〔L 能條 歩・都郷義寛・鈴木明彦・嵯峨山積．1994．西南北海道今金地域の新第三系黒松内層の岩相層序と年代．地質学雑誌， 100：771−786． 岡 孝雄・三谷勝利．1981．今金町の地質．77pp，今金町． 小野有五・平川一臣．1975．ヴュルム氷期における日高山脈周辺の地形形成環境．地理学評論，48：1−26． 小野有五・五十嵐八枝子．1991．北海道の自然史一氷期の森林を旅する．219pp，北海道大学図書刊行会． 383
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Environmental Changes in the Shiribeshi−T oshibetsugawa
I、owland Hokkaido， Japan since the Latest Pleistocene
Masaaki SuzuKI＊1， Masanobu YosHIKAwA＊2 and Taisuke MuRATA＊3
This paper discusses environmental changes in the Shiribeshi−Toshibetsugawa Low・ land， South Hokkaido． In this lowland， stratigraphical studies irlcluding tephras and C−14dates， and paleoenvironmental studies of pollen and diatom analyses clarified environmental changes from the latest Pleistocene to the Holocene（Suzuki，1993）． In the geologic profile along the Shiribeshi−Toshibetsugawa Lowland， valley fill deposits consisting of the Netoi and the Imakane Formations were more than 40 meters thick， and filled the deep valley undercutting river terraces． The lower valley fill（the Netoi Formation）has the basal gravel（BG）of 5 meters in thickness． A peat layer with radiocarbon ages of about 16，000−18，000 yrs． B．P． covers BG． Upper part of the Netoi Formation cosisits of organic silt and silty sand， and is dated at about 11，000−16，000 yrs． B．P． After eroding the upper part of the Netoi Formation， the Imakane Formation deposited with unconformity． The Irnakane Formation is subdivided into the upper and the lower units and has basal gravel at its base， corresponding to the basal gravel of the Holocene（HBG：ca，10，000−11，000 yrs． B．P．）． This short period characterized by active fluviation corresponds to the Younger Dryas Event in age． The Yurakucho（Jomon）transgression invaded into the lower reaches of the Shiribe− shi−Toshibetsugawa Lowland to form the marine portion of the lower unit of the Imakane Formation， whose sedimentary environment changed to a fluvial one toward the middle reaches． The upper unit of the Imakane Formati皿is mainly fluvial sand and gravel deposit， and its age from 4，000 yrs． B．P． to present． Outline of the environm、ental change is as follows， （1）The peat layer of the lower Netoi Formation is characterized by subarctic coniferous forest with high percentages of Lαγ㌘and P勿μs subgen．、仇測α切oη． This horizon is corresponds to the coldest phase of the last glaciation． （2）The upper Netoi Formation， composed of organic silt and silty sand， is characterized by transitional vegetation with high percentages of／11ημs and．8ε’μ似in the lower Upper part and by cool−temperate deciduous broad・leaved forests with an increase of 吻9似η∫and、Bθ㍑似in the upPer UpPer part． （3）The lower Imakane Formation， composed of marine silt is characterized by cool・ temperate deciduous broad−leaved forests with increase of Qμθπμs subgen． Lε一 カゴ40bα似タzz／s and／11κz／s． The environmental changes during the latest Pleistocene and the Holocene in the Shiribeshi−Toshibetsugawa Lowland is similar to those of the Tokyo−Nakagwa Low・ lands（Endoε》α1．，1982）． 385＊1Department of Construction， Dohto Univ．， Junior College， Nakanosawa 149， Kitahiroshima， Hokkaido，061−1196 Japan 道都大学短期大学部建設科 〒060−1196北海道北広島市中の沢149 ＊2Ancient Forest Research， Yamanoshita 106， Fukuoka・Nagafukuro， Shiroishi， Miyagi，989−0232 Japan 古代の森研究舎 〒989−0232 宮城県白石市福岡長袋字山ノ下106 ＊3Graduate School of Environmental Earth Science， Hokkaido Univ．， Nishi 5chome， Kita 10j皿， Kita−ku， Sapporo， Hokkaido，060−0810 Japan 北海道大学大学院地球環境研究科 〒060−0810 北海道札幌市北区北10条西5丁目
