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山形盆地 の形成 とその 自然環境 の変遷
山野井
徹
山形 大 学教養 部
Ⅰ.は じめに
東北地方 の地形 は､奥羽 山脈 (
脊梁 山脈 ) と出羽丘陵の 2つの山系がほぼ南北に並列 しているこ
とが明瞭な特徴 としてあげ られ る｡そ して､それ らの山脈の間に南北に長 い低地部がはさまれ､秋
田県の横手 ､山形県の山形､米沢 といった盆地 となっている｡山形県の盆地はその主な もの として
は､北部 の新庄 ･尾花沢 ･山形盆地 と南部 の米
沢 ･長井盆地 の 2つの区域 に大別 で きる｡ ここ
小
では北部の盆地 を扱 うが､ この区域 内で もさら
に新庄､尾花沢､山形 といった各盆地 に細分 さ
れている (
第 1図)
｡この区分は単 に地形的な凹
地の単元 を表 わすだけではな く､その生 い立 ち
に関 して も､それぞれ独 自の履歴 をもっている
といえよう｡ この原因は各盆地の形成に関与 し
花
た構造運動 の性格が異なることに よるものであ
る｡すなわち少々極端 な言い方 をもって各盆地
を形成 した基盤 の運動 の特徴 を表 わすな らば､
新庄盆地は ｢
不動｣､尾花沢盆地 は ｢
隆起｣､山
形盆地 は ｢
沈降｣ とい うように表現 で きるであ
ろう (
第 2図)
｡こうしてみ ると､各盆地 は一見
別々の構造運動 に よって形成 されたように見 え
るが､はた してそ うであろ うか｡本報告 では､
上記盆地の うち､山形盆地 をとりあげ､その形
成 と自然環境 の変遷 をさ ぐろうとす るものであ
る｡
山形盆地 は第四系に よって埋積 されているが､
その縁辺 山地は第四系の発達が悪 く､新庄や尾
須
花沢盆地 で見 られ るような段丘等はほ とん どな
く､新 第三系が直接露出 している｡ このこ とは
東北地方において､脊梁 ､出羽の両 山系の隆起
とその間の低地部 の沈降 といった構造運動 (
以
後 ｢
村 山変動｣ と仮称す る)が 山形盆地 とその
周辺部 では特 に強い対照 をもって進行 して きた
ことを示 している｡ したが って山形盆地 を構成
第 1図
山形県の北部の盆地群
す る第四系は村 山変動 の時期 と性格 を明 らかに
す るのに優 れた一面 をもっている といえるし､堆積物中に含 まれる花粉化石 は第四紀後半の古気候
を解明す るのに役立つであろう｡
従来､山形盆地 の第四系に関 しては､藤原 (
1
9
6
7)
､皆川 (
1
9
7
0)
､松 岡(
1
9
8
4)ほかなどの研究が
-4
7
-
新
庄
盆
地
第 2図 新庄､尾花沢､山形の各盆地の模式地質断面図
あった｡ これ らはボー リングや物理探査 の結果か ら地下の構造 を論 じた もので､地表の現象に関 し
てはほ とんでふれ られていない｡
本報告 では山形盆地の北部 と中部 で行 った 2本のボー リング調査 と地表の第四系の調査 とを合 わ
せ て山形盆地が形成 された構造運動 につ いて言及 し､さらに試錐か ら得 られた花粉化石 によって古
環境 の変遷 につ いての考察 を加 えた｡その結果､後述す るようにかな り興味深い事実 も明 らかにな
った｡ しか し反面､今後 に多 くの課題 も残 した｡ これ らはこれか ら 1つ 1つ解決 してい くことに し､
一応 これ までの成果 をここに報告 してお きたい｡
なお､試錐調査 を行 うにあた り､その地点の土地 をお貸 しいただいた村 山市西郷の板垣 ちか氏､
天童市寺津の大木幸一氏に対 し､ここに記 して厚 くお礼 申し上 げます｡ また､放射性炭素 に よる年
代 を測定 していただいた学習院大学の木越邦彦教授 ､火山灰の鑑定 をしていただいた東京都立大学
の町 田 洋教授 ､群 馬大学の新井房夫教授 に対 し､深 く謝意 を表わす次第です｡
Ⅰ
Ⅰ.盆地の基盤 とその構造
山形盆地の第四系の基盤 は花園岩体や新 第三系であるが､その多 くは中新世以新の地層である｡
-48-
これ らの地層は､中新世 の最大海進期以降､脊梁部 を中心 とす る一連のゆるやかな隆起運動 によ り
北西方向に徐々に浅海化 していった堆積盆 に火 山活動 を伴 いなが ら形成 された ものである｡ この う
ち尾花沢や新庄盆地の周辺 に分布す る新庄層群 は､一連の海退の末期に形成 された地層であ り､新
第三紀末の陸水相 を主体 とす る地層 として知 られている｡ この ような山形 ･尾花沢盆地の第四系の
基盤の地質構造は第 3図の ように集約す るこ とが で きる｡すなわち顕著な構造 としては､東部 山地
第 3回
山形盆地 とその周辺の基盤構造図
地質構造は天野 (
1
9
80)
､徳永 (
1
95
8)
､ FUNAYAMA (
1
961)
､山形県 (
1
9
79)を参考 に した.重力等高線は通産省 (
1
97
0)
など
を参考 に し､ 5ミリガル 間隔で表わ した｡
-4
9
-
に 2条の複背斜構造が認め られている (
天野 ､1
980)
｡これ らの構造は､天野 (
1
980)によれば平行
的に配列 し､いずれ も北西方向にプランジしているとい うが､徳永 (
1
958)な ど尾花沢盆地西域 も
含めた地質調査結果 をみ る と､両複背斜軸 の うち西側 の もの (
村山複背斜 )は北方ではよ り顕在化
し､ しか もそれは西北西方向に急転 してプランジしている (
第 3図)
｡その結果 この軸 は盆地 をほぼ
横断す る形 とな り､ これが 山形 と尾花沢の両盆地 を地形的に分ける主因をなしているもの と考 えら
れ る｡他方､盆地西側 では南部か ら白鷹丘陵のほぼ中央部に治 って延び､北方へ沈み込む複背斜構
追 (白鷹複背斜 )が､そ してその西側 には最上川に沿 って複向斜構造 (
左沢複向斜 )がそれぞれ認
め られ る｡左沢複 向斜 はその北端が不 明瞭になるが､ さらに北方で新庄盆地の中央部 に延びる複向
斜構造 (
新庄複向斜 ) と一連の ものであろ う｡ この両複向斜軸 を中心 とす るように鮮新統の発達 を
み るこ とか ら､これ らの構造はかな り古 くか らその活動があった もの と推定 され る｡ また､こうし
た古 くか らの複向斜構造上 にあって､現在で もなお盆地の形 をとる新庄盆地は古 い性格 をとどめ る
盆地 とみなす ことがで きる｡ これに対 して山形盆地は､より直接的には第四紀の後半か ら活発化 し
た村 山複背斜 と白鷹複背斜 の活動 と連動 した複向斜化運動に伴 う沈降区域 を第四系が埋めている場
所 とみ るこ とがで きる｡ この複向斜構造の中心は完新続の厚 さなどか ら判断 してほぼ第 3図の低重
985)
｡この区域 は盆地の地形的な中央部か らかな り西
力域 に沿 うもの と推定 されている (山野井 ､1
側 に片寄 っている｡なお､山形盆地の未練には西落 ちの ｢山形断層｣なるものが想定 されている(
蘇
原 ､1
967 ･皆川 ､1
970)
｡ しか しこの山形断層は､その存在 を裏付けるに足る地質学的な証拠に乏
しい｡む しろ､堆積盆地 の形成に関与す るような断層は､上記の複向斜構造の中心の西偏 と新 第三
系の分布状況か ら考 えて､盆地の西緑 にある可能性の方が強い｡
Ⅰ
Ⅰ
Ⅰ
.盆地 を構成 す る地層
1.盆地 内部 の地層
(
1
) 浮沼地点
調査 目的 を最良に達成す るためには試錐地点の選定が重要 になって くる｡本試錐調査の 目的は地
下の地質 を調べ るだけでな く､地層に含 まれる花粉化石か ら古環境 を解析す ることも重要 な 目的の
1つ である｡ このため試錐か ら得 られ るコアの岩質は花粉化石が良好に含有､保有 されている泥炭
質の岩質が 多い地点 を選ぶ必要が ある｡ さらに限 られた予算の中で多 くの時代にわたって堆積 した
試料 を求め る必要が あるので､堆積速度の速 い盆地の中央部は､地層が厚す ぎて適 さないことにな
る｡す なわち､適度 に浅 い深度 (
約1
00m余 り)
で盆地の基盤 (
新第三系)に着 き､かつ得 られ るで
あろ う岩質が泥炭質の地層が 多い所が 目標の地点 とい うことになる｡この ような基準で選定 された
地点は､結果的には第 4図に示す地点である (
以後 ｢浮沼地点｣ という)
｡
位
置 :東経 1
4 022
′31
′
;北緯 38 29′3
4〝
0
0
所在地 :村 山市大字西郷字中田南533番地
所有者 :板垣 ちか (
地 目 :水 田)
以下 に選定の理由につ いてふれてお きたい｡
山形盆地 内の第四系の深度は､詳 しいボー リング調査 によって確め られているわけではないが､
既存の温泉や深層地下水用のボー リングな どか ら､第 3図の低重力異常城 で厚 くなっていることが
推定 され る｡す なわち第 3図に示 した重力等高線がほぼ盆地の形状 を示 しているとみなすな らば､
低 重力城 は第四系が厚す ぎて適 さないこ とになる｡そ うす ると盆地の縁辺部 とい うことになるが､
盆地 の東緑や西綾部 は扇状地性 の堆積物 (
砂磯層)の発達が著 しい し､南綾部は蔵王の泥流堆積物
-50-
質
は
達
がさ
置
す山
り
で と
で
き
強
い
が厚 い｡ この よ うな岩
花粉 分析 には適 さない｡他方､北綾部の村 山市付近は､適当な岩質 と厚
さをもった第四系の発
予想
れた｡
山形盆地 の北緑 に位
る村
市西郷一帯は､泥炭質の地層の発達が著 しいし､第四系の基底深
度 も最深部 で1
00m余
あるこ が知 られている(
東北農政局､1
982
)
｡泥炭層の発達が良好である
況
を
川
は
常
に
堆
積
る
際
少
な
は
最
え
た
す
る
野
設
の
調
好
と
ことは地形的に も理解
る｡す なわち､第 4図に示す ように､当区域 と最上川の間の 河烏山丘陵は
古 い時代 よ り最上川の
流れ に対す るバー リア となっていた と考 えられ るか らである｡ さらに当
地点の集水及び流水状
み る と､地 区の南部 に小河川である大旦川が通過す るほかは顕著な川の
発達がない｡ この大旦
､西郷地 区の北部 の山形盆地 と尾花沢盆地 とを分ける丘陵地の隆起があ
ったため､その流路 は
西郷地 区の南方にあったであろうことが予想 される｡ したがって西郷地
区の南部 を除けば河 川
く､堆積環境 を解析す
が少 な
のいわば｢
雑音 ｣
物の影響
ともい うべ き砂磯層が
い地 区であ り､
古環境 の解明に とって
良の堆積物の埋
積す る区域 であると考
｡さ らにこの区
域か ら試錐地点 を選定
に当 って山形県
!
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S
一
ー
◆
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:I i
I
(
1
965)
､山形県村 山平
土地 改良事務所
(
1
982)
､山形県村 山建
事務 所(
1
983)な
どの､比較的浅 い地層
査 資料 に よ り､
泥炭層の発達が最 も良
判断 され る 1点
を選 んだ｡それが上記
沼地点である｡
最終堀削深度は第四
基底部が予想以
の
浮
系
の
､ 127
た
｡ コア
好
な ら
1
- とおり
V
i
v i
t
e
) 質層
し
て
層
よ
る
は
細
域 灰
と
上 に深 く､予算の都合上
地表深度
mで
中止せ ざるを得 なか っ
しか し
の回
収率 は90% を超 え､良
試料が得
れた
コアの判読結果は付図
4に示す
であるが監鉄鉱 ( i
an
と植物
出の有無は とくに記録
おいた｡
の産
軌
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第 4図
詔
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丘
1
_
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ろl
試錐 ｢
浮沼地点｣の位置及び付近の地況
斜線の区域は新第三系が露出す る丘陵地
なお､地表 下 9.
6mの 準には白色､
細粒 の火山灰が介在 されている｡ この地層は粘性がないため､
コアチューブの回転 に
乱れが生 じてお り､正確 な厚 さは不明であ るが ､1
0c
mは超 えない もの と
この火山灰
粒 で分 級度が良いこ とか ら､遠方か ら飛来 した広域火山灰の可能性があ
思われ る
る o
｡
第 四 紀の広
火山
しては これ までに､ 白頭 山､鬼界カルデラ､智 陵島､姶良 カルデ ラ､阿
蘇の ものな どが知 られてい る (
町田 ･新井 ､1
983)
｡こ
れ らの火山灰の分布範囲 と厚さの概要 はす でに知 られ
ている (
町田 ･新井 ､1
983
)
｡
それによれば､山形県内
に飛来 して堆積 している可能性の高い ものは､姶良カ
ルデ ラの ものであ る｡姶良 カルデラの火山灰 はATと
略称 され､約2.
1-2.
2万年 前 の もの とされてい る (
町
)
に
介
特
徴
浮沼地点(
地表
下9.6m
灰 の形状 姶良火山灰
(
AT)の
第 5図
在されている火山
を示すものである
田､新弁 ､1
976
)
｡この火山灰 の特徴は細粒 で分級度が
良 く､火山ガラスを主体 としたものであ り､その形は
鋭 い端 をもつ平板状のガラスで､気泡の側壁あるいは
-51
-
泡 と泡 とのつ ぎ目の部分 のかけ らである とい う (
町 田､新井 ､1
9
7
6)
｡当地点の火 山灰 の粒子 を鏡下
で観察す る と､火 山ガラスがほ とん どを占め､その形状 は第 5図に示す とお り､鋭 い角 を有す る板
1
9
7
6)の記載 と一致す るの
状 片か らなっているこ とを特徴 としてい るo これは上記 の町 田 ･新井 (
1
4
で､ ATである可能性が高 い｡他方 ､火山灰下 2
0
c
mの Cに よる年代 は約 2
3,
5
6
0
年(
GaK-1
1
8
1
2)と
い う値 を示す こ とか ら､年代 的に も一致 をみ る ものであ る｡ この火 山灰 は､
最終的には町 田
井房夫両教授 に よ り下記 の とお り検鏡 され姶良Tn
火山灰
最大粒径
f
r
e
ec
r
ys
t
a
l
洋･
新
(
AT)と判定 された｡
火 山ガラスの タイプ,
色
屈
折
率
(
2
) 寺津地点
2本 目の試錐地点 はす でに実施 された前記 の浮 沼地点 と地層 の対比がで き､かつ ､山形盆地 の中
央部 で東北農政局 (
1
982)に よってなされてい る成安 な ど試錐 とが互 いに対 比可能 な位置 で行 うこ
とに した｡ また､ この地点で も花粉分析用の試料 が必要 なので､得 られ るコアの岩質 は､泥質 であ
るこ とが望 まれた｡対比のための位
置 としては､村 山∼天童 間が好 まし
い所 であ るが ､ この区域 は最上 川 を
は さんで､その東側 はいわゆ る乱 川
扇状地が広が ってい るのに対 し､西
側 も寒河江川の扇状地 に当 り､いず
れ も適切 な岩質の コアは得 られない
と判断 され る場所 である｡ したが っ
て浮沼の ような好条件 をそなえた場
所 は山形盆地 内では他 に無 いので､
第四系 の基底 までは達 しな くも､砂
磯層の少 ない地点 とい う基準 で選定
を進め た
｡
その結 果､
下記 の地点が
選 ばれ た
｡
以後 この地点 を ｢
寺津地
点 ｣
とい う (第 6図
位
置 :東経1
40019′28 北 緯3
8
020
′4
1
〝
)0
′
:
津1
68番 地
(
地 目:水 田)
所在地 :天童市大字寺
所有者 :大木幸一
第 6図
試錐 ｢
寺津地点｣の位置図
図右上の範囲は地図中の四角形の部分の詳細図
堀 削は3
4m付近 の深度 でガスの激 しい突 出が あ
った (第 7図 )
Oこのガスの噴出は一昼夜 の放 置で
お さまった｡岩質 は､上位 は泥質であったが下方
- は砂 質な層が 多 くな り､
8
8m付近か らは2
0m
を超す厚 い砂磯層 に当って しまった｡試錐 は予算
の都合 な どもあってこの層 を貫 くこ とがで きず に
以深 の掘削 を断念 した｡得 られた コアの判読結果
は､付 図 5-7に示す とお りである｡
第 7図
- 52-
寺津地点(
地表下 3
4m層準)におけるガスの噴 出状況
(
3) コアの岩質か らみた堆積環境
山形盆地 内の第四系 とその堆積環境 を知 るには試錐 による調査が最 も直接的である｡ これ までに
山形盆地内では調査 を目的 とした試錐 は建物や土木工事 の基礎調査用 としてなされているため ､5
0
m を超 えるような深 さの ものは少 ない｡ これに対 し､地下水や温泉のための井戸 としてのボー リン
グは深 い ものが 多い｡ これ らが堀削 された際のデー タの多 くは残 されてお り､一見 してそれは コア
堀 りの試錐 のデー タ と大差がないように見 える｡ しか し､工事用のボー リングデー タは調査用 で得
られた もの とは異質の ものであ り､両者の科学的な価値 に関 しては等価 でないことを十分に睦意す
べ きである｡
盆地 内の比較的浅 い部位 での コアボー リングに よる地質構造については､すでに阿子島 (
1
9
8
2)
や樽石 (
1
9
85)に よって報告 されている とお り､その岩質はかな り変化に富み､様々な堆積環境の
もとで形成 された地層であることが知 られている｡他方 ､
1
00mを超 えるようなコアボー リングは､
これ までに東北農政局 の ものがあるのみである｡ これに関 しては後でふれることに し､今 回得 られ
た試錐 の試料 をもとに盆地の地層 とその堆積環境 につ いて考 えてみたい｡
2地点の試錐 の うち､ とくに浮沼地点は前述の とお り､山形盆地の他 の地域 と比べて､強い水流
の影響が少なか ったことが予想 されていた｡ したが って浮沼地点でコア として得 られた地層は 2次
的に侵 食 されていることも少な く､堆積 当時の環境 を連続的に記録 している堆積物であると考 えら
れる｡そこで､浮沼地点の岩質 を中心 として堆積環境 の変遷 を追 ってみたい｡ただ残念なことに､
試錐 は第四系の基底部 まで達 していない｡ しか し､下位 の岩質は周辺の山地に分布 している新 第三
系の角磯凝灰岩 と酷似す る部分があることか ら､本試錐 の堀止め位置か ら新第三系の上面 までは､
そ う深 くないことが予想 され る｡
浮沼地点の一連の岩質は第 8図の とお り､大局的には上位層､中位層､下位層に三分 され る｡す
なわち､上位層は泥炭質堆積物 を主体 とし､ これに泥質堆積物が介在 し､ ときに砂や硬質堆積物が
はさまれ る｡中位層は泥質層 を主体 とし､ ときにやや厚 い磯層が存在 してお り､泥炭質 な部分 は少
な くなる｡下位層は磯 を主体 とし､わずかなが ら泥質堆積物や泥炭質堆積物 を交 えている｡磯質堆
積物 中の磯 は､安 山岩の亜角磯が 多 く､緑色凝灰岩片な どの混入 もあ り､一見周囲の山地に分布す
る新第三系の深沢累層 (
徳永 ､1
9
5
8)の岩質 に類似 した角磯凝灰岩状 を呈す る部分 も多い｡以上の
ような特徴 をもった各地層の堆積環境 は次の ように考 えられ る｡
下位層は新 第三系の直上 にあって､その岩質は堆積地付近 の新第三系の再堆積 を主体 としている
もの と考 えられ る. こあ ような下位層が生成 された環境は､急激に堆積盆が形成 されたこと､すな
わち後背地 の隆起 と堆積地周辺の沈降 といった対照的な運動が顕在化 し始めたことが推定され る｡
こうした構造運動が具体的に陥没構造 を生 じたような断層運動 であったのか､あるいは地向帯 を形
成す るような摺曲運動 であったかは コアの岩質か らのみでは不明である｡いずれにせ よ､当時は構
造運動が､かな りの速 さで進行 し､堆積 盆 としての形がで き上 り､その際不安定化 した斜面に背後
か ら供給 された堆積物が下位層である と考 え られ る｡
中位層は一転 して細粒 な泥質層 を主体 とした地層になる｡ この泥質層中には湖沼的水域の底で形
成 され る監鉄鉱 (
v
i
v
i
a
n
i
t
e)が散在 している｡ こ うしたことか らも中位層の堆積期 には､かな りの
水深 のあった湖沼的環境が継続 した時代 と考 え られ る｡ また中位層中に ときとして介在 され るやや
まとまった磯層は岩質的には前述の ように､分級度が著 しく悪 い粘土交 りの磯である｡ また､こう
した磯層はその上下 に砂質 な地層 を伴 うわけで もな く､いきな り泥質な地層 と摸 していることも注
目され る｡ これ らの磯層の こうした堆積状況か ら考 えると､その成因は洪水などによる強い水流に
-5
3
-
第 8図
浮沼地点の地質柱状図 と各地点 との対比
破線)
は松岡ほか (1984)に よる｡
成安 ､今塚の柱状図及びその地層区分(Ⅰ∼Ⅶ)と対比(
-5
4
-
よって運搬 された ものではな く､乱泥流､す なわち当時の湖底地すべ りによって形成 された可能性
もあるし､後述す るように古気候 の変動 に伴 う産物か も知れない｡いずれにせ よ､中位層の堆積 時
期 は､大局的には湖沼的な水城が広が っていたが､時 として湖底地すべ りが生 じた り､あるいは水
深が浅 くなった りして湿地等が形成 され るといったイベ ン トをはさむ時代 として とらえることがで
きる｡
上位層は泥炭質層 を主体 とし､それに泥質層 をはさむ岩質 であることか ら､この地層の堆積 時代
には全般 に湖沼が浅 くな り､湿地性 の環境が卓越 した時代 であった と考 えることがで きる｡
以上 をまとめ る と､浮沼地点における一連の地層の岩質か ら導かれ る堆積環境は大 き く3つ の時
期 に分け られ る｡すなわち､堆積盆の ｢
発生期 ｣ としての下位層の時代 ､湖沼化が進み堆積盆 とし
ては ｢
発展期 ｣ に当る中位層の時代 ､そ して湖沼が浅 く埋め立て られ､湿地 と化 してい く ｢
消滅期｣
の時代 ､ としてそれ ぞれ位置づけ られ る 浮沼地点で認め られ るこの ような堆積盆地の変化は単 に
｡
浮沼地点周辺 の古環境 の変遷 と考 えるよ りはむ しろ もっ と広域 な､山形盆地全体 に関連す るような
環境 の変化 と考 えた方が無理がない｡そ うであるな らば､山形盆地内の他地点で も本地点の変化 に
関連す る環境 の変化 を記録す る地層があるはずである｡ただ しこうした記録が良好に読 み とれ る所
は盆地 内のいずれの場所 で も期待 で きるわけではない｡す なわち､扇状地や河川の影響が強 く及ん
だ地域 では盆地全体 の環境 の変化 といった高次な環境 の変遷 を反映す るような堆積物は､ よ り局所
的な低次の環境要 因である強い水流に よって もた らされた砂磯層に よって 2次的に置 き代 えられて
いる可能性が強い｡ したが って盆地の よ りグローバルな環境 を記録 している堆積物 は､浮沼地 点 と
同様 に比較的 ｢
静か｣ であった所 に存在 しているであろ うが､その ような場所は､浮沼地域以南で
は､扇状地か ら離れた現在の須川や最上 川の流路の周辺 とい うことになる｡ただ しこの ような場所
は河川の水流の影響が懸念 され るが ､これ までの浅 いボー リング調査 の結果によれば､河川周辺の
表層部 の一部 を除いて､そんなに硬質の地層が 多 くないことが判明 している｡ したが って最上 川や
須川の周辺の堆積物は比較的良 く ｢
静かな｣堆積環境 をその地層中に記録 しているはずである｡ こ
うした観点で行 われたのが寺津地点の ものである｡寺津地点の岩質は第 8図に示 したよ うに ､87m
以下の厚 い砂磯層 を除いては砂質､泥質 あるいは泥炭質な堆積物の互層か らなっている｡ こうした
部位 の堆積環境 は比較的深 い静かな湖や ､水流のあった浅 い湖沼､あるいは湿地 といった環境が く
り返 されていた もの と考 えられ る｡他方 ､87m以下 の砂磯層は分級度が良 く､泥質な堆積物 を含ん
でいない｡ こうした形状 の砂磯層は河床で形成 された ものであるが､扇状地性の急流の河川の もの
ではない｡ したが って この砂磯層の形成当時は､周辺一帯は低湿地 であったが､たまたまこの時期
に この地点 を古最上川な どが通過 していた もの と考 えられ る｡ したが って本地点のこの砂磯層は浮
沼地点での下位層な どの砂磯層 とは成 因的に も異なるいわば ｢
雑音｣的な堆積物 として とらえるこ
とがで きる｡す なわち本地点の砂磯層はその上位 の地層の堆積環境 と大局的に異った環境 であった
ことを示すのではな く､泥炭質の地層が形成 され るような時期 に､そこによ りロー カルな事情 で川
が流れていた と考 えることがで きる｡そ うす る と寺津地店 の一連の地層は掘 さ くした範囲では浮沼
地点の ような堆積環境 の変化 といった観点では分 け られないこ とになる｡
さて､先 に浮沼地点で認め られたような 3つの異 った堆積環境は､それぞれの時期 には山形盆地
全体 に連動す るようなよ り高次の環境 としてあったであろ うこ とを述べ た｡そ うであるな らば､寺
津地点で得 られた地層が示す環境 は大局的には 1つの時代 の もの と考 えられ るので､この地点の地
層はすべ て浮沼地点の上位層に対比 され るこ とになる｡ この ように対比 させ た とき､寺津地点の地
層は浮沼地点の上位層に比べ て､砂質堆積物 に富み､泥炭質 な ものが少い といった岩質的な違 いが
-5
5
-
あるし､地層の厚 さも少 くとも 2倍以上 はあることになる｡ こうした差違はより低次のロー カルな
環境要 因がそれぞれの地点の堆積環境 を具体化 していた ものであるし､また堆積速度 (
構造運動の
速度)が両地点で異 ることを考 えれば容易に理解で きることである｡ このことは､両地点のみな ら
ず さらに多 くの試錐デー タと対比 させ ることで一層明確 になるであろう｡そのことによ り山形盆地
の古環境の変遷 を時空的に明 らかにす る糸 口に もなるはずである｡
(
4) 山形盆地の構造
これ までに山形盆地 内の須川∼最上川周辺 で深度が 100m を超 えるような コアボー リングは東北
農政局が実施 した成安 と今塚 の地盤沈下の観測のための ものがある｡ この結果は陣場新 田の50m深
度の コアボー リング結果 とあわせ て､東北農政局 (
1
9
82)や松 岡ほか (
1
98
4)によって公表 されて
いる｡ これ らには山形盆地の内部構造 も推定 されてお り､その 1部は第 9図に引用す るとお りであ
る｡
1
9
8
4)の盆地内の地層区分に
松 岡ほか (
関 して､まず指摘 しておかねばならないこ
とは､第 9図において成安 と今塚以外の地
下地質のデー タは工事用の地下水井の もの
である点である｡ コア を採取 しない工事用
ボー リングのデー タがいかに科学的な価値
が低 いかは先に述べ た とお りである｡ した
が って松 岡ほか (
1
9
8
4)が区分 した G∼ J
とした泥質層 (
第 9図参照)の存在はその
評価以前にデー タに問題がある｡また A∼
Fとした 6層の砂磯層に関 しては第 9図に
Ⅰ層か らⅦ層のそれ
示 されているように､ Ⅰ
ぞれの基底部にある鍵層的な境界であると
第 9図
枚 岡 ほか (
1
9
8
4
)による山形盆地の地 下構造 模 式図
客観性 に乏 し く問題 の 多い図であ る
いう｡ しか し第 8図に引用 した成安 の柱状
図 をみると､ここで区分 されたⅠ
Ⅰ∼Ⅶ層の基底には鍵層的な (
顕著な)砂磯層な どは存在 している
)で も同様 に一連の地層 を区分す
ようにはみえない｡ また成安 と対比 された今塚 の柱状図 (
第 8区l
るに足 る顕著な砂磯層な どは認めがたい｡ この ように松 岡ほか (
1
9
8
4)が提唱す る山形盆地の地層
の区分 とその構造は客観性に乏 しいことをここに指摘 してお きたい｡
1
96
7)がい くつかの深井戸の地質柱状図中に介在
このほか山形盆地の地下構造に関 しては藤原 (
される厚 い 6枚 の磯層に連続性があるとし､これ を利用 して馬見 ヶ崎川による扇頂部か ら扇央部 に
かけての断面図において､ 7層の地層区分 を行 っている｡ この藤原 (
1
9
6
7)の地質デー タもまたコ
アボー リングによるものではな く､工事用の地下水井 によるものである｡ したが ってこの種 のデー
タの解析 を論拠 とす る区分 もまた科学的価値 に乏 しいことを述べ ておかなければな らない｡なおこ
1
96
7)の区分の思想は前記松 岡ほか (
1
9
84)がほぼ受けついでいる｡ したがって松 岡ほか
の藤原 (
(
1
9
8
4)の地層区分 と､現実の コアボー リングとの間に先 に指摘 したような矛盾が生 じているのは
当然の帰結 といえよう｡
さて､す でに述べ た浮沼地点の地質 と､東北農政局の実施 した成安や今塚 の地質 を相互に比較検
討 してみると､第 8図に示 したように対比す ることがで きる｡すなわち上位層は成安 において泥炭
40m付近 までの地層に､今塚 において も同 じく11
0m までの地層にそれ
質な地層が卓越す る地表下 1
-5
6
-
ぞれ対比で きる｡下位層は成安 ､今塚 ともそれ以下 の泥質な地層 と硬質な地層 を主体 とす る部分に
対比 され るが下位層 との境界は両地点のボー リングの掘止めの深度では認め られない｡これ らの地
点でさらに掘削 を続け るな らば砂喋層の優勢な下位層に相 当す る地層が存在 していることが予想 さ
れる｡
ところで第 8図で対比 された地層の境界の深度 は一律 ではない｡すなわち､上位層/ 中位層の境
界深度は浮沼 では5
7m､成安 では1
4
0m､今塚 では1
1
0m となっている｡こうした差違はこれ らの層
準が堆積 した当時の地表の標高の程度 をその まま表 しているもの とは考 えられない｡おそらくこれ
らの地点は､現在 の各地点の地表 と同程度 に､ほぼ同 じ標高にあった と考 えられる｡そ うす ると､
上記の深度の差 は後の構造運動 の程度の違 いに よって生 じた もの と解釈 できる｡ もしこうした構造
運動が古 くか らあった とす る と､それは現在 まで同様 に引 きつがれていると考 えるのが 自然である｡
したがって仮 に これ らの地点のいずれかの層準 に同一時間面 として認知 できる地層があるな らば､
その深度 を相互 に比較す ることに よって上記の よ うな構造運動の有無 とその程度 を知 ることが可能
になる｡ しか し同一時間面 として とらえ られ るような鍵層は浮沼地点で ATが確認 されたのみで､
他地点ではその存在が知 られていない｡そこで他 の方法 として考 えられ るのは花粉化石 である3
9浮
沼地点の花粉化石 につ いては後 で詳 しく述べ るが､花粉化石 の組成はほぼ 1万年前の層準 を境 に し
て非常 に明確 な変化 を示す ことが これ までに山形盆地 の各地や その他の地域の例か ら知 られている｡
この層準 はいわゆる沖積/洪積統の境界面 (
次後 HB面 とい う) として知 られている｡幸 いなこと
にこれ らの地点ではいずれ も花粉分析がなされている｡それによるとHB面 までの深度は浮沼では
4,
5m､
成安 では1
0mミ 今塚 では 8m
*である｡ ここで先にあげた各地点の上位層/ 中位層の境界深度
2-1
4の間の値が得 られ
をA とし､ HB面 までの深度 をB として A/ Bをそれぞれ求めてみると､1
る. この数字がほぼ一致 しているもの とみ るな らば､少 くとも上位層/ 中位層の境界層準の時代か
ら現在 まで各地点でほぼ等速度の構造運動が
継続 していた と考 えることがで きる｡ またさ
らにこうした運動は､上位層/ 中位層の境界
以降のみならず､
山形盆地 内の第四系 を堆積 さ
せ た全期間 を通 じての構造運動の性格 の一端
を表 しているもの と考 えられる｡こうした考
え方はさらに今後のデー タの集積 を待 って確
認 され る必要があろうが､上述のごとくある
地点でのHB面の深度がほぼその地点の構造
(
沈降)運動のスピー ドのパ ラメー ターであ
り､かつ山形盆地の第四系の堆積作用が構造
運動 と平衡的に進んだ と仮定す るならば､各
地の HB面の深度 を深め ることによ り山形盆
地の第四系の時 ･空的な構造 を明 らかにす る
ことが可能になると考 えられる｡そこでこれ
まで花粉分析 によって得 られたい くつかのH
米松 岡ほか (
1
9
8
4)の花粉分析図か ら筆者が読み取 った
第1
0
図
山形盆地の HB面 (
尭新統基底面)までの深度分布
数字は地表面か らの深度毎)
-5
7
-
値 である｡
B面 までの深度 を第1
0図に表 してみた｡ この図で示 され るとお りAB面 までが最深の値 は1
7mで､
それは中山町の土橋付近 である｡ この付近が最深部か否かは今後のデー タの集積 を得 たねばな らな
いが､ もし､そ うである とす るな らば最深部が異様 に西偏 していることになる｡このことは山形盆
地の西緑 に東落 ちの断層が伏在 していることを暗示 している｡今後 こうしたデー タを増やす ことに
よ り山形盆地 の構造発達 史が一層明 らかになるであろう｡
2.盆地縁辺部の地層
山形盆地 の内部 を構成す る第四系につ いては､これ まで述べて きたようなボー リング調査 によっ
て見 るこ とがで きた｡ これに対 し､盆地の縁辺部や それ をとりま く山地では､地層の露出を直接見
ることがで きる｡ しか しこうした地域 でみ られる地層は､そのほ とん どが新第三系であ り､現在の
山形盆地 内を形成す る地層 とは時代的に異なるものである｡したがって､山形盆地の発達史 を縁辺部
の地層か らさ ぐるとなると､新 第三系の地層であれば鮮新統の もの､あるいは望むべ くは第四系の
地層の観察 な どが必要 になろう｡ こうした地層が露出す る可能性のある区域は､山形盆地ではその
北綾部 である｡この区域 は､ただ し地層の露出状態が悪 く､限 られた露頭で しか観察ができなかった｡
これ ら山形盆地北綾部 での地層 とその構造 を通 し､山形盆地の形成史の一端 をさ ぐってみたい.
(
1) 村 山市大久保
(中部更新 練 とそれ を切 る断層)
当露頭 は北 山丘陵の南東の端 に位置 し､採土跡地の法切 りによって生 じた ものである (
第1
1図)
0
2図の上 のスケ ッチで も示 されるように単純ではない｡すなわち露
ここで見 られ る地層の構造 は第1
頭 の上位 において､そのほぼ中央部 (
図中の
F) を境 に して地層の構造 に大 きな違 いが認
め られ る｡この構造的な不連続 を形成す る面
は､その近辺 の地層の走向や傾斜 の乱れが著
しいこ とか ら断層 と考 えられ る｡ ここの地質
断面は､図中に示す S点の正面 よ り下方向へ
2図の下図の ようになる｡ この断面
切 る と第1
図で見 る限 り断層は北西側落 ちの逆断層であ
りその落差 は少 くとも2
0mは超 える｡ しか し
断層の近辺 の構造の乱れが傾斜だけでな く走
向において も著 しい し､本露頭以北の地層の
走向は北 山丘陵の延長 とほぼ等 しい NS方向
であるのに対 し､この露頭 の一般 的な走向は
それに著 し く斜交 している｡ これ らのこ とは､
当断層がむ しろ水平成分 のずれの方が大 きい
こ とを示唆 してお り､その性格 は走向の変位
か ら左ずれ断層 と考 えられ る (第1
1図)
0
地層の岩質は砂磯 ､砂 ､泥､火山灰 それに
第1
1
図
亜炭 な どの互層か らなっている｡従来､この
山形盆地北部西縁 の地質構造概況
地層に関 しては､青 田 (
1
9
85)に よるご く簡単 な記載があるだけであるが､それによれば､北山山
塊 を構成す る稲下層 と称す る鮮新世 の地層であるとい う｡ しか し､地層の年代 は､地層の固結状態
-5
8-
が容易に雨裂が生ず る程度
に軟質であること､第1
2図
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3図に示す とお
り寒冷 な気候 を反映 した も
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第1
2
図
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のであることなどか ら､更
ヽヽヽヽ
I
村 山市大久保の北 山丘陵南東端の露頭のスケ ッチ(
上)とその断面 (
下)
第1
3
図
S :断面図の位置 ､F:断層面 ､A:花粉分析 (第1
3
図)
試料の採取地鳥
A地点 (
第1
2
図)か ら産 出す
る花粉化石組成
新世 中期以降の地層 と考 えられ る｡ さらに､この岩質 と同様の地層の分布は北山丘陵に限 らず､南
は山口北方の法師川か ら北は富並地域 にわたって広 く認め られる｡ この ような広が りをもって分布
す る地層に対 し､ここでは ｢
北 山層｣ と呼ぶ ことに したい｡北 山層の堆積環境は前述の当露頭 にみ
られ るような岩質や他地域 のた とえば北 山丘 陵北 方 の本郷付 近 の樽石 川右岸 にお いて ヒシの実
(Tr
a
p
an
mc
r
o
po
d
a)が密集す る地層があることな どか ら､ 湖沼∼湿地性の ものである｡ また北 山
層は､大 きな構造運動 ､すなわち村 山変動前の堆積物 であることか ら､山形盆地の中新世 中期以降
の一連の海退 ､湖沼化 といった堆積盆 の変遷 の うち､内陸部 で最後に残 った局部的な水城の堆積物
である と考 え られ る｡
(
2) 村 山市樽石周辺
(
新 第三系∼中部更新統 の変形 )
山形盆地 の北縁 の地域 は､東西の山地が盆地 をせ ばめているが､その盆地内には西か ら富本の小
丘､北 山丘陵､それに河鳥山丘陵 といった小丘陵がほぼ南北の方向をもって配列 している｡ こうし
た小丘陵の生 い立 ちは山形盆地の形成 と深 い関係 にあった もの と考 えられる｡ したがってこの地質
構造は山形盆地 の形成史 を明 らかにす る上 で重要 な鍵 となるであろう0
第1
4図は山形盆地北棟の小丘陵地塊 を東西 に切 る地質断面 を模式的に示 した ものである｡ この図
中で､北 山丘陵の推定断層は北 山山塊の南端 でみ られ るもの とは性格が異な り､丘陵の東縁に沿っ
てほぼ南北 に延び る束落 ちの逆断層 として推定 され るものである｡樽石付近で認め られている断層
は､さらに南方-富本小学校 の西側 を通 り､千座 川支流の矢木沢 まで追跡できる｡ この断層は､こ
れ を境 に西側 は新 第三系が､東側は第四系の北 山層が接 していることか ら､東落 ちである｡落差は
北山層の下部や その下位 の地 層が不 明であるため明確ではないが､
数1
0m以上はあるものと推定 され る｡
-5
9
-
この断層に関 してはすでに活断層研究会 (
1
9
8
0)に よって確実度の高い (
確実度 Ⅰ)の活断層 とし
て指摘 され､
FUNAYAMA
FUNAYAMA
(
1
9
6
1)が命名 した ｢岩 野 断層 ｣ な る名称 が与 え られて い る｡ しか し
(
1
9
6
1
)の推定す る岩野断層はこの位置ではな く､さらに西部 山地の新第三系中にある
もの とされている｡ したが って､活断層研究会 (
1
9
8
0)の断層名の引用は誤 りであ り､ここにこの
断層 を ｢
揚野沢断層｣ とその名称 を変更 してお きたい｡
さて樽石周辺 においては揚野沢断層周辺 の地質 をみることがで きる (
第1
1､1
4図参照)
｡まず断層
西側 の新 第三系の地層であるが､第1
1､1
4図のごとく短波長の補曲 をくり返 している｡ この地層は
その上位 の ラ ミナの発達 した部分か らブナの葉の化石 を多産す る｡ ここの植物化石については検討
中であるが､新庄層群 の ものに対比 され る可能性が強い｡ このような新第三系 をその構造 と調和的
に磯層がおおっている｡ この磯層は北 山層の基底磯層 と推定 される｡当地点の樽石川では､この磯
4図に示す断層 と地層
層 とそれをおお う葉 山の泥流堆積物が湯の沢断層で摸す る露頭がみ られる｡第1
との関係か ら､
湯の沢断層の運動 の開始時期 は､
北山層の堆積水城の消滅 しつつあった時期 ､葉 山火
第1
4
図
山形盆地北部の西側 の東西方向の模式断面図
山の活動 とその山腹斜面が形成 されつつ あった時期 と､ほぼ同時代 であったことが読み とれ る な
｡
お葉 山泥流の最下位 の層準か らは､新型の クル ミであるJ
u
gl
a
n
ss
i
e
b
o
l
d
i
anaの実が産 出 しているこ
とか ら､泥流の流下 はほぼ70万年前以降 と考 えられ る｡ また､富本小丘の構造は､当地点でその延
長がみ られ るように､複背斜構造 をとっているもの と思われ る｡そして､小丘 をなす地塊の岩質は
本地点 とは異な りよ り下位 の硬質な地層であると考 えられ る｡そのため､この部分が侵食に強 く小
丘状 に残 った もの と推定 され る｡
以上 の ように山形盆地北緑 に露 出す る地層か らは 山形盆地 を形成す る原動力 と な った補 曲運動
(
村 山変動 )の開始が第四系の北 山層の堆積 した後 であることが明 らかになった｡北 山層の堆積年
代が明 らかになれば構造運動 の開始時期 もよ り正確 に知 ることができるで あろう｡ また北山層 と浮
沼地区の下位層 との関係が どの ような ものであるかは上記の年代 とともに今後の課題 として明 らか
にせ ねばな らぬであろ う｡
Ⅳ.盆地の 自然環境の変遷
(
1
)方 法
山形盆地の 自然環境 の変遷 の うち､ とくにここでは古気候の変化について花粉分析 をとお してそ
の解析 を行 うこ とに した｡花粉分析 の試料 は浮沼地点で得 られたコアの うち､泥炭質､あるいは泥
質な層準の 1部 を用 いた｡各試料の採取地点は付図 1-4に示す とお りの1
1
6層準である｡試料か ら
花粉化石 を濃集す るに当っては､すべ て次の処理 をとお した｡
KOH (
1
0
%溶液)処理-HF処理- アセ トリシス処理→比重分離 (
比重 2.
0のZ
n
C1
2
溶液)-封入｡
(
→印では水洗 を行 った)
検鏡 に当っては､光学顕微鏡 を用 い､まず第 1段階の鑑定 として､花粉 ､シダ植物の胞子 それに
-6
0
-
菌類 の胞子 を1
0
0
個体鑑定 し､第 2段階 として花粉化石 のみ を2
0
0
個体 をそれぞれの試料につ いて鑑
定 した｡
(
2) 花粉分析 の結果
上記の方法 で得 られた結果は､花粉化石 の組成 を百分率 で求めて付表 - 1- 6に表わ した｡なお
表 中の試料番号 は上位か らの通番 になっているが､番号のぬけているものは花粉等の粒子がほ とん
どないために鑑定が不可能 であった試料 である｡番号に 米印のあるものは花粉の含有数が少ないた
め､第 1段階の鑑定に とどめた ものである｡
産出 した主要 な花粉及び第 1段階の鑑定 で得 られた組成はそれぞれ層準 との関係において､下位層
5図に､上位層準の もの を第1
6図に分 けて表わ した｡第1
5
図に表わ した層準は砂磯層
準の もの を第1
が多いため分析の間隔が上位層準 と比べ て広 い｡すなわち両者は分析の精度において異なるので両
者の結果は分 けて扱 うことにす る｡
第1
5図に表わ した範囲の下方の層準の花粉化石 の組成は､は とん ど.
朽nw(
h.
)
(ゴヨウマツ亜属 )､
Pi
c
e
a(トウ ヒ属 )､ Ts
u
ga(ツガ属 )な どの針葉樹の花粉 を主体 としている｡その他､特 に注 目すべ き
ht
o
mm'
a(
スギ属 )がUK-6
9
層準だけではあるが､
高率 な産状 を示 して
産 出をす る もの として､Cr
いる｡草本性植物の花粉 も全般 に少 いが､UK-71
でCa
r
duoi
deae(キク亜科 )
が､UK-6
3で
Gr
a
mi
ne
ae(イネ科 )
か それぞれ突発的な多産 をしている｡
次に第1
6図のi
範囲の層準の産 出状況につ いて述べ るo
Pi
nw(
d.
)(
ニ ヨウマ ツ亜属 ) :最上位 のUK- 1層準でやや 多産す るほかは低率 である｡
Pi
nw(
h.
)(ゴヨウマツ亜属 ) :UK-1
0以上 の層準 では低率 ではあるが､
その下の層準 まではやや
多産す る層準が 多い｡
Ab
i
e
s(モ ミ属 ) :UK- 1を除いて低率 ではあるが仝層準か ら産 出をみる｡UK-3
3-1
4ではや
や 多産す る層準が 目立つ｡
Pi
c
e
a (トウヒ属 ) :全層準 を通 じて最 も多産す る花粉 で､UK- 1で産出 しないほかは全ての層
準か ら産 出す る｡ 多産す る層準 としてはUK-3
4-2
7､UK-21- 3をあげることができる.UK-5
及び 6では特 に多産 し､8
0
% を超 える
｡
Ts
u
ga (ツガ属 ) :ほ とん どの層準か ら産 出 し､全般にPi
c
e
aに次いで多産す る花粉 であるo こと
にUK-1
6､UK-3
8
層準付近 では高率 に産す る傾向が認め られ る｡
Lar
i
x(カラマ ツ属 ) :全般に低率 ではあるが､ほぼ連続的に産 出す る所 としては､ UK-21- 3
の層準がある｡
Cr
ht
o
me
n'
a(スギ属 ) :UK-47-3
5間で特 に多産が認め られる｡UK-2
6-2
3間では低率 なが ら
連続的な産 出が ある｡そのほかの層準 では産 出が まれになる｡
me
r
o
c
aク
つ
焔(
サ ワグル ミ属 ) :UK-4
4-3
6間､及びUK-2
5､ 2
6で低率 なが ら産 出をみるが､他
の層準 では認め られない｡
Al
nw (
- ンノキ属 ) :低率 なが らほぼ仝層準 にわたって産 出す る｡UK-4
7-3
5間ではやや 多産
をみ る. またUK- 7では突発的に高率 である｡
Be
t
ul
a(カバ ノキ属 ) :ほぼ仝層準か ら産 出をみ るが､ とくにUK-21- 3､UK-3
2-2
8間では
他層準 と比べ てやや 多産す る傾 向が認め られ る｡
Fa
gw (ブナ属 ) :UK-47-3
5間では低率 なが ら連続的に産 出す る｡UK-2
6-2
3間では連続的
にやや 多産 をみ る.
UK-2
0- 8の層準 では低率 なが ら産 出す る層準が多いO最上位のUK-1では比
較的多産が認め られる｡
-61
-
D.Que
r
c
us(コナ ラ属 ) :これは落葉性 のQue
r
c
u
sであ り､その産 出は､Fa
gwよりは全般 に低率
であるが､類似 した傾 向で産 出す る｡
Ay
i
e
mi
s
i
a(ヨモギ属 ) :低率 なが らほぼ連続的な産 出がある｡特にUK-43では多産す る｡
Ca
r
di
oi
de
ae (キ ク亜科 ) :低率 なが ら多 くの層準か ら産 出をみ るが､UK-3
8
層準 では特 に多産
す る｡
Gr
a
mi
ne
ae (イネ科 ) :ほぼ金屑準か らやや 多い産 出が認め られ る｡ とくにUK-44､UK-2
7
付
近 をそれぞれ産 出の ピー クとして多産す る層準がある｡最上位の UK-1の高率 に産す るイネ科 は､
水 田表土 であるため､イネの花粉 と考 えられる｡
､
Cype
r
ac
e
ae(スゲ科 ) :ほぼ全層準 にわたって多産するが､その産出傾向はGr
a
mi
ne
aeに類似 し
ている｡
(
3) 考
察
花粉群集の解析 に当っては､全層準 を一律に扱 うことがで きないので､分析間隔が密で しか も絶
対年代 との関連 もつけ易 い上方の層準 (
地表か らUK-4
7層準 まで)を先に とり上げることにす る｡
この層準は花粉化石 の産 出の特徴 に よ り 5つの花粉帯に区分できる｡それ らは上位 よりUK- Ⅰ
∼Ⅴ帯 として第1
6
図にその位置 を表 わ しておいた｡各花粉帯の特徴は以下の とお りである｡
UK- Ⅰ帯 :この花粉帯 としておいた層準は砂硬質層が厚 いため､最上位の 1層準で しか花粉化石
が得 られていない｡ しか し他地域 でなされている多 くの花粉分析の結果は､この層準 (
約 1万年以
降)か ら仮 に花粉 が得 られた とす るな らば､それは後氷期 の現在の植生に近 い花粉組成になること
を十分 に予測 させ る ものである｡
UK-Ⅰ
Ⅰ帯 :この帯の組織 は Pi
nus(
h.
)
,Ab
i
e
s
,Pi
c
e
a
,Ts
u
ga などの亜高 山帯の針葉樹 を主体 とし､
Be
t
ul
aな どの産 出 も多いことを特徴 としている｡
UK-Ⅰ
Ⅰ
I
帯 :この帯の層準では亜高山帯の針葉樹が低率 であ り､
Fa
gus
S Que
r
c
us
などがやや 多産し
a
mi
ne
ae
やCy
pe
r
a
c
e
aeも多産す る傾向がある｡
ている｡ また､Gr
UK-Ⅳ帯 :ここではUK-Ⅰ
Ⅰ帯 と同様 に亜高山帯性 の針葉樹が高率 に産す るが､Be
t
ul
aは Ⅰ
Ⅰ帯 よ
りも全般 に低率 である｡
UK-v帯 :Ts
u
gaな どの亜高 山帯性の針葉樹 もかな り多産す るが､最大の特徴は､ Cr
3
4
)
t
o
me
n'
a
の高率 な産出にある｡そのほか､Al
nu
sも他層準に比べて多産す る
｡
以上 の ような花粉帯は第1
6
図か ら読 み とれるものである｡ こうした花粉帯が当時の植生 とどの よ
うな関係 にあ り､そ して古植生が いかに変遷 したか をよ り明 らかにす るためにはさらに詳 しく花粉
組成 を検討 してみ る必要がある｡すなわち､環境 の指標 として役立つ花粉のみに注 目し､それ を適
当に解析すれば よ り明確 に環境 の変遷 をとらえることができるであろう｡そこで､主要産 出花粉 の
うち､過去 の植生帯の構成員 とな り得 る樹木の花粉 を選 び各植生帯の花粉群集 としてまとめ るため
に次の ように集計 し直 してみた｡
亜高 山帯性植物花粉数 -Pi
nw(
h.
)
+Ab
i
e
s
+Pi
c
e
a+Ts
u
ga+Lan'
x+0.
5×Be
t
ul
a
山地帯上部性植物花粉数 -Fa
gus
+0.
5×(
Cr
ht
o
me
n'
a+me
r
o
c
ar
y
a+Be
t
ul
a+Car
pi
nu
s
+Co
r
yl
us
+Que
r
c
w+Ac
e
r
+Ti
l
i
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山地帯下部性植物花粉数 -Ze
l
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a+0.
5× (
Cr
j
Qt
o
me
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a+ me
r
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a+Ca
r
pi
nus
+Co
r
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w+
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I
C
W+Ac
e
r
+Ti
l
i
a)
さらに上記の 3つ の群集の構成 を百分率 に した｡ これ らの値 は､各層準 との関係 において第1
7図
の左側 に示 し､あわせ て先述の名花粉 も記入 しておいた｡ また放射性炭素 による絶対年代 の測定結
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2
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5- 2回
1
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浮沼地点の下位 の層準 (
UK1
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の花粉分析 図 (
主要産 出花粉 )
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花 粉 組 成 (o
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花粉帯
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0
第1
7
図
4
C年 代
1
1
2
3
4
浮沼地点の上位層準 における花粉組成か らみた青梅性の変遷及びその 年代
-6
9
-
5
6
7 XI
O4年
束 も得 られているので､図の右側 にそれぞれの年代 を深度 との関係 においてプロッ トしておいた｡
これ ら年代値 の各点は図中に描 いた実線上 にほぼの るものであ り､この関係が さらに下方 まで連続
して成立 しているもの と仮定 し､この部位 では実線 を下方へ延長 して破線で描 いておいた｡なお ､
AT火山灰の年代は21,
0
0
0-2
2,
0
0
0
年前 とされてお り(
町 田･
新井 ､1
9
8
3)
,この位置 と年代 は第1
7図
の右側 に表わす とお り実線上 に くる｡
7図か らは､かな り明瞭に植生の変遷が読み とれる｡下位か ら順 に各植
以上の ように して得 た第1
生帯か ら導かれ る古環境について考察 を加 えたい｡
UK-V帯は亜高山帯性の植物花粉が全般 に多い ものの､山地帯上部や下部性 の植物花粉 もかな
り多 く産 出す る層準がある｡ このことは当時の古気温が全般 に現在 よりは冷涼であったが､かな り
Wt
o
me
n'
a
暖かな時期 もあるといった 古気温的には やや不安定な時期 であった と考 えられ る. C
やAl
nus
の産 出が特に多いことは､全般 に湿潤 な気候 であった と推定 される｡ また上位帯 との境界
2,
0
0
0
年前であることが第1
7図か ら読み とれ る｡なお CW t
o
mm'
aの多産層準はUK- Ⅰ帯ま
は､約5
で存在 しない｡ このことは SoHMA (
1
9
8
4)な どのデー タ とも共通 している｡すなわち､約 5万年前
か ら 1万年前の東北 日本では､C
Wt
o
me
n'
a
が裏返 していた もの と考 えられる｡
UK-Ⅳ帯はほぼ亜高山性植物の花粉 によって 占め られている｡このことは当時(
5.
2
万-約4.
3
万
年前)は､かな り寒冷な古気温であった と推定 され る｡
UK-Ⅰ
Ⅰ
Ⅰ
帯は亜高山性の針葉樹や Be
t
ul
aの花粉が上下 の帯 と比べ て低率化 し､ 代 って Fa
gusや
勧e
r
c
u
sがやや 多産 しているoこれ らのことは本帯の堆積時期 は短期 間ではあったが､やや温暖な
古気候下にあったことを示す ものである｡
UK-Ⅰ
Ⅰ帯は全般 に亜高山性の針葉樹やBe
t
ul
aの花粉が高率 であることか ら､寒冷な気候 の時期 の
ものであることを示 している｡
UK- Ⅰ帯は分析 で きた試料が少な くこの地点では古気温の解析は困難であるが､付近 での 多 く
の資料か ら､この時期 (
約 1万年前以降)はいわゆ る後氷期 であ り､現在の古気候 とほぼ同様 であ
ったことが判明 している｡
UK-4
8層準以下 ) に
以上は浮沼地点の上位の層準に関す る古気候の解析である｡下位の層準 (
ついては前述の ように砂磯層が厚 く発達 している層準が 多 く､このような部位では花粉分析がなさ
れていない｡分析ができた層準での花粉組成 をみ ると､全般に亜高山帯性 の針葉樹の花粉が高率 で､
山地性 の植物 な どの比較的温暖な気候 を示す植物の花粉が高率 に産す る層準はまれである｡ このよ
うなデー タをもって､下方の層準の堆積時期 は､全て寒冷な古気候下にあった と考 えるのは危険で
ある｡なぜ な らば､この層準の時代 は､その上方が ウルム氷期 の初期 であ り､下方へ; リス/ ウル
ム間氷期 ､さらに古 くは リス氷期､あるいは もっ と古 い時代 を含む期間の もの と考 えられる｡そ う
なると下位 の層準 も上位の層準 と同様 に古気候の変動があった時期 に堆積 した地層で句るoそれに
もかかわ らず温暖な根性 を示す花粉群集が得 られなか ったのは､分析 をしていない層垂､すなわち､
岩質的に砂磯層の部位が温暖な気候下で堆積 した層準 と考 えられは しないであろうか｡その理由 と
して､上述のUK- Ⅰ 帯の岩質が同様な砂磯層であ り､ しか もこの層準は後氷期 の ものであること
か ら､温暖な気候下 で堆積 した地層であることをあげたい｡本地点の砂磯層が温暖な気候下 で堆積
した ものであることをより一層確かにす るためには砂磯層中に介在 されているわずかな泥質な試料
の花粉分析 を行 う必要があろう｡ これは今後の課題 として残 したい｡
Ⅴ.おわ りに
-7
0-
山形盆地 を形成 した原動力は第四紀の後半 とい う新 しい時期 に始 った急激な構造運動 であること
が明 らかになった｡ この運動 は山形盆地 とい う限 られた地域的な ものではな く､広 く東北 日本の構
造運動 と連動す るものであった と考 え られ る｡ このことはプレー ト運動 との関連において東北 日本
が この運動 の開始以降､急激に東西方向の応力に よる圧縮 の場 に転 じたことを意味す るものである
と考 えられ る｡
ボー リング調査 の結果 は山形盆地が圧縮 に よって生 じた凹地 を埋め る 3つの段階の地層か らなっ
ているこ とが明 らかになった｡ またそこに含 まれ る花粉化石か らは当時の古気候 の変遷 を知 ること
がで きた｡ ここで得 られた古気候 の変化が地球規模 の古気候 の変動 と､ どのようにかか わっている
かは今後詳 しく検討 しなければな らない｡それによって山形盆地 とその周辺の地域性が一層明確 に
なるであろ う｡
最後に山形盆地 とその周辺の第四紀に関す る隔年図 を第 1
8図に示 し､現段階における研究成果の
一応の まとめ としたい｡今後 さらにデー タを増 し､ よ り精密な.
ものに してい くつ もりである.
山 形盆地
山 形
(成安 )
構造運動
縁
｢村
王
変
動｣
(堆 積 盆 地 の 移 動 と 消 滅 )
∩門
-
鮮 新 世
グ - 1 ン タ フ 変 動 (末 期 )
前
18図
四系に関する絹年
山形盆地及びその周辺地域の第
第
L
-71
-
蔵
山
節
l
l
I
llt■■一-一l II
白鷹 ･
･
1 -･
･
･
葉山 ----------1･---I
I
-- ︰ ------･-･-----I
向町I
-- --I
--
肘 折 - I-------------
西
更
(
新
激
)
動
運
曲
禰
な
た
い
し
!
:
二
幸
火山活動
≪文 献》
阿子島 功 ･田村俊和 ･米地文夫 ･三浦 修 (
1
9
8
2) :山形盆地南部 の埋積過程 ｡ 日本理学会予稿集 ､No
.
2
2､1
1
4-1
1
50
天野一男 (
1
9
8
0) :奥羽脊梁 山脈宮城 ･山形県境地城の地質学的研究｡東北大地質古生物研邦報 ､N
o
.
81､ 1-5
60
藤原健蔵 (
1
9
6
7) :山形盆地の地形発達｡地理学評論 ､Vol
,
4
0､5
2
3-5
4
20
FUNA
Y
AMA,
Y.
,(
1
9
61) :Thegeol
o
gya
ndgeol
o
ic
g
als
t
uc
r
t
ur
ei
nt
hema
r
inala
g
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i
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s
,Ya
ma
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e
f
e
c
t
ur
e,J
apa
n.S°
i
.Re
p.To
hokuUni
vりSe
r
.3
,γol
.
7,
1
9
9-2
91
0
活断層研究会 (
1
9
8
0) :日本の活断層-
分布 図 と資料｡東京大学 出版会 ,東京,P.
3
5
90
町 田 洋 ･新井房夫 (
1
9
7
6) :広域に分布す る火山灰∼
姶良Tn火山灰の発見 とその意義(
1
9
8
3) :広域 テフラ ト考古学｡第四紀研究,γol
.
2
2,1
3
3-1
48
･
｡科学 ､Vo
l
.
4
6
,3
3
9-3
4
70
0
松 岡 功 ･阿久津純 ･真鍋健一 ･竹内貞子 (
1
9
84):山形盆地の第四系-
特に地質年代 と堆積環境について-
O地質艶
Vo
l
.
9
0,5
31-5
4
9
0
皆 川信弥 (
1
9
7
0) :山形盆地における活構造の研究(
工
)
.山形大学紀要 (自然科学 )
,γol
.
7,3
4
7-3
61
SoHMA,Kり(
1
9
8
4) :TwoLa
t
e
･
Qua
t
e
r
na
r
ypol
l
e
ndi
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a
msf
r
om No
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apa
n.S°
i
.Re
p.To
hokuUni
v.4
t
hSe
r
.
o
(
Bi
ol
o
gy
)
,Vol
.
3
8,35
1-3
6
9
.
樽石博之 (
1
9
85) :山形盆地北部地域の支持地盤｡山形応用地質 ,No
.
5,3
2-3
6
0
東北農政局 (
1
9
82) :山形盆地地区地盤沈下調査報告書｡東北農政局｡
徳永重元 (
1
9
5
8) :5万分の 1地質図 ｢尾花沢｣同説明書｡地質調査所｡
1
9
7
0) :昭和 43
年度山形青野地域広域調査報告書 0 1-2
8｡
通商産業省 (
1
9
6
5) :山形盆地の反射法による地震探鉱調査報告書 (
付図 )
01-2
0｡
山形県 (
-
(
1
9
7
9) :5万分の 1地質図 ｢左沢｣,同説明書｡
1
9
8
2) :北村山地区広域営農団地農道整備事業地質調査報告書｡
山形県村 山平野土地改良事務所 (
山形県村 山建設事務所 (
1
9
83) :昭和 5
7
年度県代行市道浮沼境 ノ目線蝉 E
E
l
橋地区調査報告書O
山野井
徹 (
1
9
85) :山形盆地の地下構造-
村 山市浮沼の調査試錐 を中心 として∼
青 田三郎 (
1
9
85) :5万分の 1地質図 ｢
楯 岡 ｣,同説明書,山形県｡
-7
2
-
｡山形応用地質,N
o
.
5,3
7-42
0
図
付
付 表
-7
3
∼
皮
層
界 柱状図
サンカレ
｣
胤
負
岩
A
:
t
=
1
ク ロボ ク
黄褐 ∼青灰
脚
質
粘
pl
.Vi
V.
-
土
下位はど砂質
軒 帝舵
.
緑味) 交 り砂硬
円磯∼亜円磯
茶
灰∼暗茶
十十
十 -
灰質粘土
粘土に泥炭質粘土が､
ミナ状 に入る
ラ
十
淡
(
一部鴇)
育 灰 (シル ト質 )粘 土
茶青灰
∼暗茶 粘土
部泥炭質粘土
(ややシル ト交り)
茶
茶
灰
泥
暗
灰
茶
泥
黒
茶
暗
茶
黒
茶
灰
と 灰 茶
一
E
r
■
== -
際.
.
I
.
;
十
粘
土
+
炭
泥
炭
質粘土
泥
炭
土､泥
互 炭質層
粘土
3
3
5
0
5
1
2
4
6
群ヂエ
髭
芯3
:
'
ゴ
:
せ
岩.
.
I
. 45
46
7
+
1
16
7
5
7
3
7-1
7
0
7
0:
は不
砂交
明りの泥炭
一 部 粗 粒砂交
分解進
-
り
む､薬理発達
泥炭の細かい薬理 あ り
細かい薬理発達
2
1
5
5
72
1
6
5:
クロボク状粘土
育灰色のまだ
らの部分点在
分解進む
2
2
6
2
-2270:
泥炭質粘土
未分解の部分多 し
十
十
十
黒色の粘土の薬理 あ り
分解進む357
2にミ
'
澱 ウ煙子
約 10c
m単位の互層
十
暗灰茶
黒
褐灰∼灰
淡 青 灰
シル ト交 り細砂
育 灰
茶
粘
土
暗茶∼黒茶 亜炭､泥炭質粘土
･
演
き
.
無
上部 ほど粘土分多 し
十 2770-2775:ms交 り
炭質粘土
+ + 粘土 の細は>い薬 理 あ り
十
+分
最下部
は灰色粘土
泥 炭 (クロボ ク
状)
解 進む
粘土 (一部 シル ト､
十
十 上部に泥炭質粘土の細かし嘆理
陪
-5
1
2
4
6
5
1
4
2
0
9
2
炭
泥炭部に粘土の薬理あ り
最下部 は細砂交 り
泥炭部 はやや粘土質
￠maX..
4C7
W
- 上部 は泥炭質優勢
茶 砂交 り泥 炭質粘土
泥 炭 (クロ
ボク状)
淡
淡
I.
_-_
_
_
.
_
_
.
_
_21
25
1
18
19
22
20
2
28
58
41
4
59
40
45
57
7
4
6
6
7
4
泥
十
十
炭質粘土葉理入り
粘土 +
炭(
粘土交り)
十
淡灰∼暗茶
粘土
∼
泥
炭
質
粘
土
+
茶
灰 表 土 (耕作土 )
黒
顔(クロボク状) +
淡灰-暗茶 粘土∼泥炭質粘土
+
灰
黒
1
18
16
2
17
2
15
9
1
0
5
2
4
7
8
8
9
95
7
8-98
0
65:
0:
木片(
白色細粒
針葉樹
t
uf
)
f
多し
十
陪
7
十
炭質粘土
暗灰(
莱)
L
ー
_
_
_
_
_
_.
.
10
ll
12
15
11
2
5
4
6
冒
4
920-958:
やや泥炭質な薬理
暗茶∼
､炭質粘土∼泥炭
喜
翼 竜
T
十
+ +
+ +
+ -
暗
1
5
2
4
7
40-74
6:
泥炭質粘土
土(一部泥炭 質 )
炭質粘土∼泥 炭
茶
∼黒茶
淡
55
0-55
7
0
5:d
:m 2
sc
レ
m
の円磯
ン ズ あり
千
+
灰 育
暗灰第-暗茶
淡 灰
5
6
8
7
+
要
強粘性 ､ 130-147:
黒灰色
(
やや舵
青味)シル ト質粘土
暗
15
12
ll
14
10
9
-
摘
淡 茶 色
淡 青 灰
粘土交 り砂磯
粘
土
砂父 り)
十
-
細砂を主体
+
上位の亜炭にはラ
下位の亜炭は分解が進む
ミナ発達
+ +
ー
分級度低
上位
￠ma
375
5
ほど粘土分多
付近か
X.4
いc
m
ら
､亜
磯が多
円磯
しくな る
まだ らに褐色郡 あ り
十
下部は灰色シル ト交 り粘土
付 図- 1 浮沼地点の コアの判読記銀 (0-3
7m)pl
∴ 植物質片 ､vi
v∴ 監鉄鉱
-7
4-
探度
罪
層
F
'
e
'
柱状図
レ
r
=
=
=
こ
こ
=
負
灰茶∼茶灰 粘土分の多い
E
g∼
灰
茶
臣
E≡
事烹二
宇三
二
∃
三
三
黒
灰
灰茶∼灰
躍
･
4
5
4
8
5
6
7
0
1
2
4
9
5
青
灰
青
灰
(育 )舵
茶黒∼黒
青
･
.
T
,
i
.
:
.
I
.
.
I
.
.
I
.
.
_
.
.
_
'
i
i
i
'
I
T
.
.
;
ち
I
A
.
'
i
:
t
P
G
だ
き
き
.
3
;
㍍
.
蛋
. .
.
至
.
蓬
.
灰
淡灰茶青
､黒
+
- +
下
円
￠m
位
∼亜円磯
a
3
X
6c
､n
4
r
は砂分多
c
m
し
磯 (￠lcpf)あり
粘
(一部シル ト交 り)
粘
土
泥炭質粘土
粘
土
粗粒砂∼シル
泥
炭 ト
抄
牒
灰
茶
砂∼シル ト質粘土
粘土交 り砂磯
=
.
一
≡
.
一
+
一
宇
I
一
戸
●
一
:
こ
■
≒
●
≡
'
.
∃
一
一
1
青
灰
砂交 りシル ト∼粘土
青
灰
1
l
b
_
_6
7
6
5
4
8
6
1
2
9
7
0
粘
3
.
3
1
J
T
4
58
9
0
=
.
｢
=
=
==
.
:
｣
=
コJ
コ
ZJ
f
一
I
*
..
-..
n
■
I
p
l
丁
ヨ
淡 灰青
淡 灰 育
1
l_
8
72
5
0
8
1
7
9
粘
赦 u∼
粘
土
土
l
寸｣析7
F芦,
tコ
粘
+
+
十 部分的に鴇色化
最下位はm S交 り
+ ++ 薬理の発達は弱い
十
土
珍
灰∼青灰 砂交
砂､シ
ト交 り粘土
∼粘土
淡灰青
りル
粘土
+
4945-4955:
細砂分多 し
十
浮石点在
浮石点在
十
浮
52
3
右点在
6
50
9
7-52
3
5
8
70:
5
9.
:
'
や
r
￠5
r
r
職c
c
m
s
亜円磯
､
全体的に
質な粘土
十
十
++
-
薬理あ
りtp
太 片 を食
￠2C
桝の曲H硬多 し
+
やや泥炭質な部分あ り
+
分級度低
￠ma
5
8
2
0-5
X.5
8
し
2
5:
c
m
I粘土 (レンズ )
十
部分的に粗粒砂あ
65
00-6520:
粘土分多
り し
十
+ +
497
0-497
5:
泥炭質粘土
6690-6710:
ms∼fs
:
-
-
O l(
:
訊t
L
)拝 イコ f)∂>T
)
+
ややシル
6
下
9
部ほど
45-69
粘土分多
6
ト
0
質:
C
)Sのレ
し(
ン嫡
上部は
り
土
抄､シル ト交 り粘土
部分的に褐色化
4
068-407
5:
やや泥炭質
十
土
J
火
黄∼灰青色
d
6
7
鵬
云
4
8
5
6
7
0
2
?
1
上位はど
下位は細砂が優勢
粘土分に富み､
泥炭質の細かい薬理あ り
育
■扮
+
部分的に泥炭質が強所あ
くな る
り
十
暗 育灰
●
v
Tエ.
マ一
二V.
+
要
粘土∼細砂
洞鰍
クレト交 り粘土
2
1 S.
.
∼
.
蓋o
Z.
6
5
42
5
1
6
8
9
台
4
0
7
5
十
摘
十
泥炭質粘土
51
-
pl
. Vl
V｡
粘土 (ややシル ト交 り)
泥炭(
泥炭質粘土､粘土)
暗線灰
∼暗青灰 砂 礁 (粘土交 り)
淡 茶 灰 砂交 り粘土
-
58
質
岩
(
+ +
+
上部は砂∼シル ト交 り
+
67帥付近書
棚
扮あり
下位は粘性強
し 軸i
7
29
0-7
3
3
5:
掛
より多い
71
01
泊∼7
0-7
0
13
2
5:
4:
細∼申粒砂
細∼中粒砂
付図- 2 浮沼地点の コアの判読記録 (
3
7
-7
4m)pl
..
'植物質片 ､v
iⅤ.:監鉄鉱
-7
5
-
深度 地層
境界 柱状図
ンフ
Nhル
'
i
=
JJ
色
?
.
:
'
I
.
t
.
;
g
j
i
.
_
i
.
.
S
Y
L
.
:
若
君
'
Q
T
.
:
I
:
,
I
･
B
;
.
.
Eも
:
:
:
i
買
…
:
●
.
.
.
.
:
.
I
_
.
:
o
:
o
:
!
.
i
∼
:
.
a
.
:
.
l
:
O
_
I
.
.
f
t
.
I
.
'
i
.
t
i
.
j
R
.
●
/
.
'
■
J
●
袋
帯 建章
I
'
式
'
D
一
〇
'
.
摘
要
申∼細粒砂
+ 十十 砂賓部はmsが薬理状に入る
十 + 粘土-泥炭質醸土の葉理あ り
暗
黄
茶
灰
泥炭質粘土
細粒砂∼粘土
+
青
泥炭質粘土 ,粘土
灰
緑
青
灰
(
黄)
育灰色
沙質シル
炭 貿 粘土
ト
砂
砂
十
下位ほど粗粒
磯
磯
砂∼シル ト交 り粘土
粘
土
773
5-77
60:
泥炭質粘土
分級度の悪い亜円磯
￠ma
X
潤
￠ma
x.
.4
l(C
初
十 +
下位は泥炭質粘土の薬理あ り
一部褐色部あ り
淡青緑灰
砂
磯
鮎 汝庚賂 磯あ り
青 緑 灰
粘
土
上位に砂∼シル
部分あ
弱い薬理あ
り り ト質な
暗灰 茶
珍 ,シル ト交 り粘土
暗 緑灰
砂
砂 ,泥炭質粘土
シル ト
交
,り粘土
暗青緑灰
暗青緑灰
砂
磯
中∼細粒砂
灰
+
十
粘
土
上位は炭質物交
8
650-872
8:
炭質物やや多
り
し
￠ma
X.3c
m
磯
暗育 灰
暗
三号
讃
.
∴ー●
i
V.
灰
青く
緑)
灰
淡緑 灰
'.
% ′`
pl
.
青
暗茶∼灰青
a
I
i
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'
.
.
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.
?
.
(
O
.
:
:
.
;
'
.
々
.
:
.
O
:
.
b
.
よ
.
'
:
:
.
:
I
:
.
i
:
:
'
:
質
岩
+
A
+
砂質多 し
泥炭質粘土の葉理あ り
十
十
やや泥炭質な部分
9130付近に炭質物もある
分級度低い
申粒砂が多い
￠ma
X.4c
m,亜角礁多し
下位は泥炭質粘土部あ り
暗灰 緑
明青緑灰
泥質砂 磯
中粒砂交
砂
りシル
磯 ト
+
十
暗青緑灰
シル ト質粘土
十
十
+
TT= ○.
T'
1◆
蘇
〇
日
▲.措
琵
芋
打菅 .
'
.
=
●
ヱ
=
=
=
■
.
･
O
.;
F
i
'
:
.
:
9
.
.
:
:
.
'
d
:
:
.
q
;
.
i
ト
仁
一
≡
一
▲
･
.
主
.
∼
妻
∃_
1
0
8
9
0
2
8
9
5
6
1
7
4
5
6
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0
9
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∫
''
1
1
1
9
0
0
1
8
7
9
2
5
4
9
1
6
0
5
,
炭質粘土葉理入 り粘土
暗青 灰
泥質砂 磯
(
難色部
暗 灰あ緑
り) 泥 質 砂 磯
=
=
■7
8
9
7
?
8
2
4
6
7
5
8
9
1
0
5
砥 灰茶
9
0
淡
灰 凝灰質シル ト交 り粘土
川 幹貢
ぎ
I 1
淡
灰
滑
腎 砂
礎
凝灰質シル ト交 り粘土
交
炭質粘土
り粘土
9
5
4
0-9
5
6
0:
泥炭貿粘土交り
シル ト
+
分級度 ,円磨度共に低い
擬灰質
分級度
￠ma
103
40
X
-1
.
,
約
円磨度共に低い
03
7
45:
c
m粘土のレン
やや泥炭質な
ズ
ときに￠4c
mの凍点在
108
8-1090闇 イ｣
明
灰色粘土の互層
7505-7
570:
泥炭質粘土
(
)
下方へ襟の含有
を薬理状
増す と
9
1
9
6
0
8
8
0
0
0
2
2
-9
∼-1
∼9
9
6
6
8
0
8
7
5
1
0:
3:
0
0
53
:
5:
細砂∼シル
泥炭質の薬理あ
ms
シル
￠1
墨謂
入り
c
ト
m∼粘土
の磯交
シルト
節 ト粘
り
付 図- 3 浮沼地点の コアの判読記銀 (
74
- 111m)pl
,:植物質片 ､v
i
v.:監鉄鉱
-7
6
-
皮
¶
罪
哉状図 サン
ぬカレ
1
1
1
5
4
2
1
12
1
0
芸
p
o
.
S
箭
琵
墨
裏
返送
負
岩
暗 ?灰
質
シル ト∼粘 土
暗青緑灰
pl
. i
V.
十
十
泥 質 砂 横
I
.
;
∼
:
.
I
Q
Y
す
.
v
l
y
.
Y
i
1
1
1
2
1
2
3
0
7
8
6
4
9
2
5
5
1
0
1
1
5
4
6
育
暗
階
撮灰
灰
茶
凝灰質泥質砂礁
泥炭質粘土
育
泥
晦緑灰
官
11
3
5
0
∼1
-1
∼1
1
工
1
5
4
2
4
0
1
5
0:
5:
●
:
泥炭質粘土
シル
シ
やや泥炭
シル
/
レ卜 ト
-細粒砂
質な
位は淡灰飽かシルト 旧表土的
￠ma
'1
)-ンタ
X.5c
x
フ∼安山岩横多
亜角礁
し
細かい薬理あ.
り
1
2
税目寸i
圧の篠にー
詞L
V
J
僚
部分的に泥炭質粘土
要
￠ma
1
2
1
亜角横､分級度慈し
緑色凝灰岩の礁多し
く
7
1
8
6
風化
0
X:
-1
6
.
1
2
8
変質進む
2
c
m
7
1
0
5:
欠如 )
灰 黄 茶 泥炭質細葉理入 りシル ト 十
十
-
摘
+
∼1
1
6
7
5
1
0
5:
'
.
泥炭質粘土
シ
ミ
〃
ルト
レト
1
-細粒砂
付 図- 4 浮沼地点の コアの判読記録 (
1
1
1
-1
2
7m) pl
.'
.植物質片 ､v
i
v.:監鉄鉱
-7
7
-
層 柱状図
ン
I
も
プ
ル
岩
･色
(
一
茶
灰部育灰)
質
土
粘
茶灰∼育灰 炭質物交 り粘土
一
茶
灰
黒∼暗灰
灰
:
･
.
S
j
'
.
:
･
_
1
;
.
:
.
;
:
●
.
/
′
:
;
.
◆
､
泥炭質粘土∼シル ト
茶
+ 十
十
炭 ,泥炭質粘土
+
十十
茶黒∼黒
灰 (茶 )
顔,
_
泥炭質粘土
粘
土
:
.
:
1
'
.
.
.
'
:
I
.
.
:
'
ィ
;
:
I
.
_
:
:
I
.
:
'
;
.
:
暗 育 灰
申 粒 砂
暗灰∼
暗茶育灰
粘
土
点
泥
炭
十十
茶
暗灰∼
暗茶青灰
′
●
■
声
.
■
.
■
=
去
声
丁
黒
茶
黄
●
■
灰
黄
灰
4
4
5
52
51
5
7
4
8
6
9
D
搬
77
:
ユ｣｣′
'
.
L
.
.
:
.
I
.
:
.
暗 ∼灰
.
=
茶
黒 褐 灰
茶
.
.
7
■
1
㌧
㌍
I
暮
.
√
'
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J
.
:
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.
:
.
:
.
'
:
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I
.
.
.
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.
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∴
●
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'
.
●
I
●
●
.
'
◆
.
1
t
A
.
●
.
●
:
.
.
■
.
㌍
∫
.
‥畠
土 (一部砂交 り)
炭質粘土∼泥炭
炭質粘土のラ ミナ入 り
同
上
シル ト∼粘 土
土交 り中粒砂
粘
土
泥炭質粘土
舵 (育 )
申 (粒
細粒砂交
砂 り)
不 明
(ガスと共 に噴出 )
5
6
7
9
1
0
5
2
6
7T
T
.
‥
.
,
.
:
#
i
i
.;
5
4
5
5
6
8
65
2
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'
◆
i
7
7
㌧
7
一
T
1
T
T
.
:
.
I
.
.
●
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●
.
●
:
/
◆
T
.
●
:
I
T
'
T
.
: -5
5
茶
灰
祐
粘
土
泥炭質粘土
泥砂 炭
シル ト交
(り申,粒
炭質物の細片はさむ
+
中位には木片が交 る
炭質物の介在あ り
上位泥炭は不斤■
下位の色は真患
夢し,
一 部泥炭質の強い部分あ り
分級度良好
泥炭質粘土の薬理 入 り
十
泥炭質粘土の葉理あ り
+十
最大位 は泥炭質が強い
+ 十
下位はシル ト質にな り
+ 十
十 粘土で下位はど砂質になる
232
0以下は暗灰茶色
2
1
5
0以下は細粒砂 を含む
十
泥炭質粘土薬理入りシ
(
/
レト 十
+
十
裾 黒 灰
粘性大
一部炭質物の薬理あ り
:
.
:
.
.
:
.
:
.
:
.
:
.
:
.
I
.
.
.
.
I
粘土
中 粒
(灰色
砂)
褐
要
下位は炭質物薬理 入 り粘土
十十
土
シル ト質細粒砂
摘
十
十
+ + 炭質物の薬理あ り
+
十
+
十
+
+
I
:
I
.
:
.
t
'
!
.
:
'
;
.
:
;
,
I
.
葦
.
:
I
.
2
'
:
I
_
.
.
;
:
t
'
,
壷
:
.
;
:
/
.
:
I
.
:
_
I
i
.
:
.
:
Y
.
'
.
:
:
_
'
.
.
,
5
5
5
2
3
3
5
9
8
1
4
2
0
6
5
土
粘
(黄 )灰
黒
粘
p
l
.V
l
V
'
十
下位はど
多 くなる泥炭質な薬理が
泥炭質粘土の薬理入
++単子葉植物の葉あ
りり
十
十
小径円硬を含む
十十
砂 と共に木片の噴出あ り
十 十十 わずかに泥炭質粘土
付 図- 5 寺津地点の コアの判読記轟 く0-3
7m)pl
∴ 植物質片 ､v
i
v.:監鉄鉱
-7
8-
深度
泉柱状図
層
サン
士
も
カレ
也
66
黄 ∼灰
●
.
一
.
+
.
I
I
･
･
'
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J
I
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●●
◆●= J●
古
'
一
-
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.
I
.
'
◆
.
,
.
･
･
.
7
徴
i
･
一
一
真
7
.
一
'
-.
.
'
7
:
.
.
'
/
●
"
7
弓
t
､
◆
'
7
･
.
m
●
=
で:
W丁
半一
.
.
●
.
.
鴇
灰
茶
灰
茶
灰
土
上半部は特有な色を呈す
ときに泥炭質粘土の薬理あ り
十
5280-528
5:
暗灰色シル
交 り粘土
ト
小硬を交える
黄
灰
土
灰
細粒∼中粒砂
極粗∼粗粒砂
灰
申∼細粒砂
極細粒砂∼細粒砂
十
+
+ 十
祐
泥炭質粘土の細葉理あり
泥炭質粘土
泥炭質粘土交 り粘土
+ +
泥炭質粘土の細葉理あり
6010-605
0:
灰色粘土で
+
6170-619
0:
泥炭質強し
灰 ,茶黒 泥炭質粘土交 り粘土∼砂
9
2
5
1
褐
細∼申粒砂
暗
暗
灰
灰
シル ト交 り粘土
申粒∼細粒砂
=l
ナ;′
一′
′
J
一
叶.1
-
黄
灰 粘土∼細
粘土∼シル
⊥砂
ト
暗
黒
茶 泥炭
泥炭質粘土
,粘土∼細粒砂
黄
茶
0
75
4
2
◆■
◆ ●●
≡
;:
=て
■
●
`
■
1
10
潤
0
5
4
1
6
ときに泥炭質粘土の葉理
+ +
粘
灰
∴.
'
A
●'
+
黄
明黄 灰
19
8
0
6
7
78
4
9
5
6
0
7
2
1
I
■
.
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.
.
▼
.
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一
●
一
.
◆
.
-■
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.
●
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.
●
.
◆
I-7
d
6
4
5
=
泥炭質粘土の薬理多し
泥炭質粘土の薬理あ り
黄
I'
十 +
十
.
軌
小
I
∴
一
i
.
:
.
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I
'
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り
●
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:
.
.
●
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.
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.
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.
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.
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I
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.
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∫
一
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●
.
●
.
◆
.
■
7
d
6
7
0
5
2
8
9
1
7
粘
中位の粘土は部分的に
臆
+
茶灰
∼灰
4
5
4
6
8
5
0
4
8
2
5
6
7
9
1
0
5
申粒砂交 りシル ト
要
41
60-417
0こ
￠円磯あり
3mf
の
細 粒 砂
黄
灰 粘土交 り申粒砂
灰 (黄 ) シル ト∼粘土
I
+
+
十 十十
摘
暗 茶 灰 細粒砂交 り粘土
灰
'
ヽ
三
●
.
.
千;
.
.
I
.
≡
.
7
'
.TT
'
:
笠
:
∴
.
I
.
,
t
I
+
'
+
∴
粘
細粒砂交
り土
シル ト
pl
.VlV｡
暗 茶 灰 細∼申粒砂交 り粘土
灰
茶 砂質 シル ト
:
.
:
.
:
:
;
'
'
:
.
;
5
:
.
:
.
.
i
'
.
.
:
一
I
.
.
`
!
∴
■
･
'
.
◆
∴
I
●
.
:
.
i
'
.
:
:
.
.
I
.
.
.
:
8
◆
◆
●
.
●
5
■
聖
質
岩
粘
粒土
泥炭質粘土の細葉理あ り
分級度良好
小円凍わずかにはいる
日茶色
3㈱ ∼3
8
加:
木片あり
十
+ +
上位は泥炭質粘土の細かい
薬理あり
十 +
下位は泥炭質粘土薬理あり
-
下位は黄茶色粘土
十十
付図- 6 寺津地点の コアの判読記録 (
3
7
-7
4m)pl
.:植物質片 ､vi
v..
'監鉄鉱
-7
9
-
深産
層
柱状図
ン
】
恥
:
乃レ
■
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一
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.
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岩
負
褐
裾
茶
灰
灰
灰
育
灰
暗育灰
暗 青
∼灰
1
1
8
B
○
9
7
0
8
1
9
0
0
○
5
6
8
7
9
2
4
1
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○
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一
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0
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0
一
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○
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1
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.
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11
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1
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●
祐
灰
質
申∼粗粒砂
小硬交 り砂
土∼泥炭質粘土
粘
土
pl
. ViV.
要
￠lc
N以下の小津 を交 える
￠ 3∼t
S一
一u
)門塀夢 レ
十十
十 十
∼ヰ粒砂
砂
摘
泥炭質部細葉理状
細粒砂 を薄 くはさむ
分級度良好
横
細粒砂交 り中粒砂
砂
良
最大横径
礁
硬は長球形の
硬種は花崩岩､安
流紋岩､砂岩､凝灰岩､頁岩
下位で
硬の含有率
など
く
く円磨
(分級
極粗粒砂
多様
平均粒径
60%
は約
している
されている
は上位で
程度
ものが多いが
7
)との両者
:c
3
qc
山岩､
X)と
40%
とも
､
(
+)
以下の小円嫌を交
750
0以下はときにえる
￠2c
H
付図-7 寺津地点の コアの判読記轟 く
7
4
-1
1
0m)pl
･:植物質片 ､v
i
v∴ 監鉄鉱
-80-
付表- 1 浮沼地点の花粉組成
0 50 0 0
ウー8 ′
叶7
J2
2 2 ワl
0 50 5
4 4.
50
1 ｢
ふ4
50 0 ⊂
｣5
2ノ
bU
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米印は第 1段 階の鑑定 のみ
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