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過去 40万年間の関東平野の地形発達史―地殻変動と氷河性海水準変動の関わりを中心に―

須 貝 俊 彦＊ 松島（大上）紘子＊＊ 水 野 清 秀＊＊＊

Last 400 ka Landform Evolution of the Kanto Plain: Under the Influence of

Concurrent Glacio-eustatic Sea Level Changes and Tectonic Activity

Toshihiko SUGAI＊, Hiroko MATSUSHIMA （OGAMI）＊＊ and Kiyohide MIZUNO＊＊＊

［Received 22 February, 2013; Accepted 6 August, 2013］

Abstract　　The Kanto Plain, the hinterland of the Tokyo metropolitan area, is the largest plain in Japan and is characterized by marked marine and fluvial terrace levels that developed during Marine oxygen Isotope Stage （MIS） 5. Late Quaternary topographical changes to the plain have been controlled by concurrent tectonic activity and glacio-eustatic sea-level changes. The shoreline at the maximum transgression of MIS 11, 9, 7, 5 and 1 is reconstructed based on the distribution of marine sediments revealed by many geologic columnar sections and marine terrace surfaces. A comparison of the magnitudes of the last five full-interglacial transgressions above shows that magnitude decreased over the long term. This is due probably to changes in the tectonic regime in the Kanto basin, from subsidence to uplift along with the northward migration of the deposi-tional center, probably associated with changes in the motion of the Philippine Sea Plate and the collision with the Izu peninsula. The marine transgression has also been controlled by fluvial processes, especially in the north-western part of the plain because of high sediment inputs from the Tone, Ara, and Watarase rivers. Aggradation coupled with regional uplift since MIS 5.4 limit-ed the MIS 1 marine transgression within the incised valley formed during MIS 2. As a result, the Paleo Tokyo bay, which was connected directly with the Pacific Ocean, disappeared. Instead, a large shallow submarine area of about 10,000 km2 emerged. The northern part of the present Tokyo bay is still subsiding and large volumes of water and sediments have been concentrated in the bay area during the Holocene. Such natural environmental conditions enable supplies of nat-ural resources, such as fresh water, fertile soil, and flat land for the development of greater Tokyo.

Key words： MIS （Marine oxygen Isotope Stage）, marine transgression, paleoshoreline,

geomorphic development, Kanto tectonic movement, glacio-eustatic sea-level

change, paleogeography

キーワード：海洋酸素同位体ステージ，海進，旧汀線，地形発達，関東造盆地運動，氷河性海水準変動，古地理

　　＊ 東京大学大学院新領域創成科学研究科　＊＊ 豊島岡女子学園＊＊＊ 産業技術総合研究所地質調査総合センター　　＊ Graduate School of Frontier Sciences, The University of Tokyo, Kashiwa, 277-8563, Japan　＊＊ Toshimagaoka-joshigakuen, Tokyo, 170-0013, Japan＊＊＊ Geological Survey of Japan, Tsukuba, 305-8567, Japan

地学雑誌 Journal of Geography（Chigaku Zasshi） 122（6）921—948 2013 doi:10.5026/jgeography.122.921

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I．は じ め に

　世界の大都市の多くは，河川や湖・海の辺にある。しかし，その地学的背景は，地域ごとに大きく異なる。モンスーンアジアの変動帯に属する日本列島では，国土面積の約 7割を占める山地での土砂生産が活発であり，多量の土砂を河川が運搬・堆積して臨海部に堆積平野を形成している。東京・名古屋・大阪を中心とする日本の三大都市圏は，いずれも臨海堆積平野（関東平野，濃尾平野，大阪平野）に立地し，平野を大河川（荒川・旧利根川，木曽川，淀川）が流下し，内湾（東京湾，伊勢湾，大阪湾）へ注ぐ（図 1）。三大都市圏の直下には活断層が分布し，太平洋沖では，フィリピン海（PHS）プレートが北米（NA）プレートとユーラシア（EUA）プレート下へ沈み込み，巨大逆断層帯を形成している。　それでは，東京大都市圏を支える関東平野に固有の地形特性とは何だろうか。第一に，面積が日

本最大である点，第二に，段丘が卓越する点を指摘できる（図 1，図 2）。これらの特性は，前弧海盆を起源にもつ古東京湾（Yabe, 1931）が，海洋酸素同位体ステージ（以下MISと記す）5以降に乾陸化した結果生じたと考えられる。この海陸分布激変の原因を知るには，最終間氷期（MIS 5）以前に遡って，古東京湾の消長過程を調べる必要がある。鍵となるのは，PHSプレートの運動と氷河性海水準変動であろう。　PHSプレートは，0.5～ 3 Maに，沈み込みの向きを北から北西へ変えた（中村・島崎, 1981;

Seno et al., 1989; Yamazaki and Okamura, 1989;

Kamata and Kodama, 1999; Yamaji, 2000; 高橋,

2006など）。他方，第四紀の氷期—間氷期の気温変動および氷河性海水準変動の卓越周期は，0.5

～ 1.2 Maを境に，約 4.1万年から約 10万年へ変化した（Martin et al., 2008）。氷河性海水準変動量も増加し，MIS 12の氷期（44万年前頃：Shackleton, 1987）以降の変動量は 100 mを超

図 1　関東平野のテクトニックな位置．黒色は沖積平野を，三角形は第四紀火山を示す．KT：関東平野，NB：濃尾平野，OS：大阪平野，TKY：東京湾，ISE：伊勢湾，OSK：大阪湾．

Fig. 1　Tectonic settings of the Kanto Plain. Black area indicates alluvial lowland. Triangles show Quaternary volcanoes. KT: Kanto Plain, NB: Nobi Plain, OS: Osaka Plain, TKY: Tokyo bay, ISE: Ise bay, and OSK: Osaka bay.

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えている（Shackleton, 1987; Siddall et al., 2003;

Lisiecki and Raymo, 2005）。　ところで，関東平野にまとまって分布する最も古い海成段丘面は，MIS 11（約 40万年前）に形成された（町田, 2008）。そこで，本稿では，過去の地殻変動や海水準変動の指標として海成段丘面を利用でき，なおかつ，PHSプレート運動と氷河性海水準変動パターンが現在と同様になったとみなしうる約 40万年前以降を対象として，関東平野の地形発達を検討する。まず，古東京湾の海岸線位置を中心に関東平野の古地理をMISごとに復原する。そして，間氷期の海進時における海域の広がり（海進規模）が氷河性海水準変動と関東造盆地運動に支配されてきたこと，その過程で，関東平野の特異な地形が成立したことを論じる。

II．関東平野の位置と既存研究

　1）関東平野の位置と地形概要　関東平野は径 100 kmほどの堆積盆地であり，東方と南方の太平洋沖には日本海溝—伊豆小笠原海溝と相模トラフが分布する（図 1）。相模トラフを境に，PHSプレートが NAプレート下へ沈み込み，日本海溝—伊豆小笠原海溝を境に，太平洋（PAC）プレートが NAプレートと PHSプレート下へ沈み込んでいる。NA，PHS，PACの各プレートは，房総半島沖で海溝三重会合点をなしている（Seno et al., 1989など）。PACプレートの沈み込みに伴い，関東平野の北方と西方に火山フロントが形成され（図 2），関東平野には，多量の火山灰が堆積してきた。このように，関東平野は，プレート境界と火山フロントに囲まれた，世界的にもユニークな場に位置している。　関東平野は，北を八溝・足尾山地，西を関東・丹沢山地に限られ，南部に葉山・嶺岡隆起帯，東部に鹿島，行方，飯岡，八街の各隆起帯が分布する（図 2a; 貝塚, 1958, 1987）。関東平野の東岸は砂浜主体であるが，南岸は岩石海岸主体で，北へ大きく浸入して内湾（東京湾）をなしている。東京湾奥低地（東京低地）は，関東平野の中央を占め，下総台地や武蔵野台地に囲まれている（図 2）。

　2）従来の研究　矢部・青木（1927）は，関東平野の中央へ向かって地形が低まり，地質が新しくなることから，関東平野を縁辺の隆起と中央の沈降によって形成された構造盆地であるとした。また，Yabe

（1931）は，第四紀に関東平野の広範囲が海湾となったことを指摘し，古東京湾と命名した。その後，関東平野に分布する地形面の火山灰編年学的研究（貝塚, 1958; 杉原, 1970; 町田, 1973, 2008;

鈴木, 1989, 2012; 田力ほか, 2011など多数），地形面や堆積層の変位・変形に基づく地殻変動研究（町田, 1963; 町田, 1973; 貝塚, 1987; 菊地, 1974,

1997; 堀口, 1974; 上杉ほか, 1977; 増田・中里,

1988; 杉山ほか, 1997; 中里・佐藤, 2001など）が蓄積されてきた（図 2，図 3）。関東平野の東部と南部を中心に，生痕化石や堆積相解析に基づく古地理復元も進められた （青木・馬場, 1973; 岡崎・増田, 1992など）。　これらの研究によって，関東平野の沈降中心が北へ移動したこと，後期更新世には，沈降中心が東京湾奥と加須低地付近（堀口, 1974）に分かれるとともに，東京湾奥を除く平野全体が隆起傾向にあること，などが論じられた（貝塚, 1987; 鈴木,

2002など）。　関東平野の沖積低地に関しても，古くから研究が進み，貝塚の分布に着目した東木（1926a, b, c）の先駆的研究によって，沖積低地の分布限界線がMIS 1の最大海進時の海岸線とおおむね一致することが示された。その後，沖積層基底礫層は氷期の低海面時に堆積した河床礫であることや完新世段丘が地震性隆起により離水したことが解明され（Sugimura and Naruse, 1954, 1955など），関東平野は日本の沖積低地研究の模式地とされてきた（斎藤, 2008）。　関東平野における地形研究は，日本の地形研究を牽引する一方で，MIS 5の地形面のみが卓越する関東平野の特異性を示すことにもなった。しかし，そうした特異性の素地をなしたMIS 6以前の地形に関する研究は，最近まで特定の地域に偏っていた。房総半島や多摩丘陵などでは，露頭観察に基づき中期更新世の段丘編年や環境復元が

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図 2

Fig. 2

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進んだが（町田, 1973; 町田ほか, 1980; 岡ほか,

1984; 徳橋・遠藤, 1984; 鈴木, 2000; 中里・佐藤,

2001など），関東平野の中央から北西部では，中部更新統が新しい地層に覆われ，ボーリング調査を必要とするため，関東平野中央部地質研究会（1994）など少数の研究にとどまっていた。　近年，層序ボーリング調査とテフラ研究が進展し，関東平野内陸部における海洋酸素同位体層序の解明が進みつつある（図 4;須貝ほか, 2001;

中澤・遠藤, 2002; 水野ほか, 2004, 2006; 中澤・中里, 2005; 中里ほか, 2006; 松島ほか, 2006, 2009;

中澤ほか, 2009; 山口ほか, 2009など）。下総層群の模式地である房総半島とそれに近接する鹿島台地南部，大磯・横浜地域（町田, 2008）に加えて，大宮・野田地域（中澤・遠藤, 2002; 中澤ほか,

2009; 坂田ほか, 2011; 中澤・田辺, 2011）では，下総層群を構成する海成層ごとに，指標テフラによって堆積年代が与えられた（図 3）。上記以外の地域では，年代データが不足しており，綿密な時間面の設定が課題となっているものの，関東平野における活構造図の改訂（杉山ほか, 1997）や60～ 70万年前の古地理復元（鈴木, 2000）がなされるなど，下総層群堆積期前後の関東平野の古地理に関する知見は充実してきている。松島ほか

（2006） は，関東平野北西部において，各海成層の年代が判明している場所から周辺へ，海成層の対比を広げて，MIS 11以降の各間氷期における海成層の分布を調べ，海進時の海岸線位置を推定した。さらに，Matsushima et al. （2010）は対

象を関東平野全域に広げた。　この間，関東平野の第四紀テクトニクス研究も大きく発展した （Sato et al., 2005; 石山・佐藤, 2010;

佐藤, 2012など）。伊豆衝突後の地殻変動と氷河性海水準変動と古東京湾の消長を統合した関東平野の地形発達史の解明が課題となりつつある。

III．MIS 12以前の関東平野のテクトニクスと

古地理の概要 　　　　　　　　　　

　上述したように 3～ 0.5 Maの間のある時期まで，PHSプレートは北へ沈み込んでいた。この影響で，三浦半島から房総半島南部へ伸びる葉山—嶺岡隆起帯が活発に隆起し，その北側に上総海盆が形成された（貝塚, 1987; 鈴木, 2002など）。上総海盆は，半深海堆積物を主とする上総層群によって 2000 m以上の厚さで埋積された（鈴木ほか, 1995; Suzuki et al., 2011など）。同じ頃，丹沢山地と伊豆半島に挟まれた深海も，足柄層群によって厚く埋積された。　伊豆の衝突と PHSプレートの北西進がはじまると，やがて，足柄層群の堆積場は隆起場に転じ，国府津—松田断層の活動に伴い大磯丘陵が 40

万年前頃から隆起しはじめた（図 2; 山崎, 1993）。同じ頃，関東平野の内陸部においても北西—南東走向の活断層が活動を開始した。すなわち，深谷断層系高崎断層の活動が活発化し（須貝ほか, 2001），綾瀬川断層の活動区間が変化した（水野ほか,

2010）。一方，鶴川断層のように活動を停止した断層も現れた（杉山ほか, 1997）と考えられる。

図 2　関東平野周辺の地形（a）と関東平野の表層地質・地形分類図（b）.（a） は国土地理院 10 m DEM を使用．等高線は MIS 5 の地形面の標高を示す．貝塚（1987）を改変．活構造は，杉山ほか （1997） を改変．NKP：関東平野北部，NWKP：関東平野北西部，CKP：関東平野中央部，AN：姉崎，CB：秩父盆地，HI：東茨城台地，KG：越谷， KK：柿岡盆地，KM：鹿島台地，KZ：加須，ND：野田，TI：筑波稲敷台地，TL：東京湾奥低地，YK：横浜．（b） 杉山ほか（1997）を簡略化．1．沖積低地（MIS 1），2．立川面（MIS 2, 3），3．武蔵野面（MIS 5.3-5.1），4．下末吉面（MIS 5.5），5．第四紀火山，6．高位段丘，7．鮮新統，8．中新統—鮮新統，9．先新第三系．

Fig. 2　Topography around Kanto Plain （a） and Geomorphologic and geologic map of Kanto Plain （b）. （a） 10 m DEM supplied by Geographical Survey Institute. Elevation of MIS 5 surface levels modified after Kaizuka （1987）. Active structures simplified after Sugiyama et al. （1997）. NKP: Northern Kanto Plain, NWKP: Northwestern Kanto Plain, CKP: Central Kanto Plain, AN: Anesaki, CB: Chichibu basin, HI: Higashiibaraki upland, KG: Koshigaya, KK: Kakioka basin, KM: Kashima upland, KZ: Kazo lowland, ND: Noda, TI: Tsukuba-Inashiki upland, TL: Tokyo lowland, YK: Yokohama. （b） Simplified after Sugiyama et al. （1997）. 1. Holocene （MIS 1）, 2. Lower terrace （MIS 3-2）, 3. Middle terrace 2 （MIS 5.3-5.1）, 4. Middle terrace （MIS 5.5）, 5. Quaternary volcano, 6. Higher terrace （middle Pleistocene）, 7. Pliocene, 8. Miocene to Pleiocene, 9. Pre-Neogene.

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このように，関東平野における第四紀の地殻変動は，PHSプレートとの関連性が強く，50万年前頃には , 伊豆の衝突の影響が平野内陸へ広がったと推定される。　他方，関東平野北部の関谷断層（図 2）のように南北走向の活断層は，太平洋プレートの沈み込みに伴う東西圧縮応力場のもとで，再活動した可能性が指摘されている（石山・佐藤, 2010など）。

　ところで，50万年前頃以降，関東平野西縁部に砂礫層がさかんに堆積するようになったらしい。関東山地起源の粗粒礫層がMIS 13から 12にかけて秩父盆地を埋積し，尾田蒔面（吉永・宮寺,

1986）を形成した（鈴木, 2008）。多摩丘陵でもこの時期に砂礫層が堆積し，坂下面（皆川・町田,

1971）を形成した。　房総半島姉崎地域（図 2, AN）でも，MIS 12の

図 3　テフラ層序に基づく南関東を中心とした関東平野の地形編年表（b）と氷河性海水準変動曲線（a）．町田（2008）を一部改変．海水準変動曲線は Bassinot et al.（1994）を本文中の（1）式で変換した．

Fig. 3　Diagram showing geomorphic surfaces and stratigraphy in the Kanto Plain with widespread tephra layers （b） and eustatic sea level changes during the last 450 ka （a）. Sea-level curve calculated using eq. （1） in the text based on Bassinot et al. （1994）. （b） Simplified after Machida （2008）.

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低海面期に河川チャンネル成の粗粒堆積物が堆積し，これ以降，陸成層と海成層の互層からなる下総層群の堆積がはじまった（徳橋・遠藤, 1984）1）。他方，関東平野中央部の越谷地域では，MIS 12層準は，内湾相基底のベイラビンメント面に相当し，河川チャネル成の粗粒堆積物を伴わない（中澤ほか, 2009）。このように，MIS 12頃の関東平野の古地理は，地域差が顕著であったが，次に述べるMIS 11の大規模海進に伴い広域が湾底化することによって，古地理が均一化したと考えられる。

IV．各間氷期の海岸線位置の復元

　Ⅴ章で，MIS 11以降の各間氷期における最大海進時の海岸線位置を論じる前に，海岸線位置の復元手法について，沈降域，隆起域の順で述べる。　1）沈降域　既存研究によって海洋酸素同位体層序が確立されているコア，および，著者らが層序対比したコア2）（以下，基準コアと記す； 図4など）をもとに，基準コア掘削地点の周囲地域で得られた地質柱状

図 4　代表的な地質柱状図．位置は図 2 中に示す．GS-FK1 と SA-GD1 は松島ほか（2006），GS-SB1 は山口ほか（2009），GS-YS1は坂田ほか（2011）に基づく．

Fig. 4　Geologic columns. Location shown in Fig. 2. GS-FK1 and SA-GD1 after Matsushima et al. （2006）, GS-SB1 after Yamaguchi et al. （2009）, GS-YS1 after Sakata et al. （2011）.

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図 5

Fig. 5

図 6

Fig. 6

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図を次のように解釈した。　まず，電気比抵抗値や全イオウ含有率等のデータがあれば参照し，貝殻片の記載によって海成層を認定した。ついで，海成層を，基準コアとの層位関係や連続性をもとにMISと対比した。対比精度を高めるために，複数の基準コアとの対比結果を照合するとともに，地方自治体の編纂史や地盤データ，水理地質図も参照した。こうして，地下の海成層の分布を面的に把握し，海成層の分布が途切れた場所を抽出して，海進時の海岸線を認定した（図 5; Matsushima et al., 2010）。したがって，図 5中の沈降域における海岸線は，最大海進時に確実に海水が浸入した範囲の限界を示す。　この方法の正確度は，海成層の認定・対比の正確さと，海成層の保存度に依存する。関東平野の北縁～北西縁では，堆積物は総じて粗粒で，基準コアの分布密度が低いため，海成層の認定・対比が難しい。この地域にまで海域が拡大したのは，MIS 11と 9の海進時である（図 5）。この時の海域は，図 5に示す範囲よりも内陸に及んだ可能性が高い。しかし，当該地域の海進前の地形は，数‰以上の勾配をもつ扇状地と考えられので，海面上昇に対する海岸線の後退率は小さかったはずである。加えて，海進時に海岸付近での土砂堆積が活発であったと推定されるため，海水の浸入は，図 5中の海岸線位置から数 km程度以下に止まったと考えられる。　次に，海成層の保存度について検討する。海成層が堆積後に消失する主要因は，海面低下期から低海面期における河川侵食であろう。しかし，後述のように，関東平野北西部では，MIS 11と 9

に対比される海成層がよく保存されており（例えば，SA-GD1コアや SA-WS1コア；図 2，図 4），側方の連続性もよい（図 6，図 7b）。内陸では海面低下が影響しにくいうえに，後述のようにMIS 6頃まで沈降が続いたため，堆積空間が安定的に形成されたのだろう。　2）隆起域　海成段丘アトラス（小池・町田, 2001）に示された海成段丘面の旧汀線の位置と年代に基づき，各間氷期の最大海進時の海岸線を認定した。関東ローム層に覆われる多摩丘陵のように条件のよい場所ならば，MIS 11の段丘面は保存される（小池・町田, 2001; 図 7a）。　関東平野中央～北西部では，MIS 5.5の海成層は同時異相で陸成層に変化したり，不整合でMIS 5.3頃の陸成層に覆われたりするため，MIS

5.5の堆積頂面の高さは不明瞭である（図 7b）。こうした場所や段丘面が形成されなかった場所に関しては，その周辺の海岸線からの補間によって海岸線位置を推定した。そして，沈降域と隆起域で復元した海岸線をつなげて，関東平野全体の海岸線位置図を作成した（図 5; Matsushima et al.,

2010）。

V．MIS 11以降の関東平野の古地理の特徴

　1）MIS 11

　中—後期更新世に関東平野に出現した内海である古東京湾（Yabe, 1931）は，拡大と縮小を繰り返してきたが，過去約 40万年間で海域が最も拡大した時期はMIS 11と 9であった（図 5）。　関東平野南部では，大磯丘陵の鴨沢層や多摩丘陵南部の港南層（上倉田層）がMIS 11の海成層

図 5　関東平野における MIS 11，9，7，5.5，1 の各間氷期の海岸線位置．Matsushima et al. （2010） を一部改変．海成段丘の分布は，小池・町田（2001）による．

Fig. 5　Paleo shoreline in MIS 11, 9, 7, 5.5 and 1 in the Kanto Plain reconstructed from the distribution of marine transgression sediments and marine terrace surfaces. Modified after Matsushima et al. （2010）. Distribution of marine terrace after Koike and Machida （2001）.

図 6　関東平野中央～北西部における MIS 9（left）と MIS 11 （right）の海成層の堆積頂面の深度分布．松島ほか（2007）を引用．範囲は図 2中に示す．

Fig. 6　Elevation of buried depositional surfaces of marine sediment in MIS 9 （left） and MIS 11 （right）. Location shown in Fig. 2. After Matsushima et al. （2007）.

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に対比される（町田, 2008）。上倉田層は厚さ 50 m

以上の一輪廻の海進堆積物であり，堆積頂面高度は 80～ 90 mである（三梨・菊地, 1982, 貝塚・鈴木, 1992; 図 3, 図 7a）。　下総・常陸台地から関東平野中央にかけて，地

蔵堂層（徳橋・遠藤, 1984）がMIS 11に対比される （中澤・中里, 2005; 松島ほか, 2006, 2009; 中里,

2008a, b; 中澤・田辺, 2011など）。本層は，亜熱帯性の貝化石群集を含み（青木・馬場, 1973），アカガシ亜属の花粉化石を特徴的に産出する（本郷・

図 7　関東平野の地形地質断面図．断面線の位置は図 2中に示す．（a） 山手から多摩丘陵．貝塚・鈴木（1992）を一部改変．図の左側には，MIS 5.5，9，11 の各海成段丘面の高度と形成年代の関係を示した．図中の MIS 5.5 と MIS 11 の段丘に付記した下向き矢印は，それぞれの間氷期の海水準が現在よりも高かったこと（図 3a）を示す．この点を踏まえると，この地区は MIS 11 以降，0.2 m/ 千年で等速隆起してきたとみなされる．（b）関東平野中央の北北西—南南東断面．Matsushima et al.（2010）を改変．

Fig. 7　Geomorphic and geologic cross-section of the Kanto Plain.Locations shown in Fig. 2. （a） Yamanote-Tama area modified after Kaizuka and Suzuki （1992）. The figure to the left is an elevation-age model of MIS 5.5, 9, 11 marine terrace levels. Adjacent MIS 5.5 and 11 terrace levels show that sea-levels in MIS 5.5 and 11 were higher than the present sea-level （Fig. 3a）. This implies a uniform uplift rate of around 0.2 m/ka since MIS 11. （b） NNW-SSE cross-section modified after Matsushima et al. （2010）.

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水野, 2009）。　関東平野北西部の行田コア地点では，層厚20 m超のデルタ堆積物が保存され（図 4），デルタ前進時の水深は 20 m以上と推定される（松島ほか, 2006）。また，行田コア地点から南東へ約10 kmの地点で掘削された菖蒲コア（図 4, GS-

SB1; 山口ほか, 2009）の貝形虫群集解析によれば，MIS 11の海進最拡大期には，水深は 20～ 50 m

で，外洋的な環境であった（入月ほか, 2011）。　2）MIS 10

　MIS 10の地形研究は非常に少なく，関東平野全体の古地理復元は困難である。東京湾西南岸にはMIS 9の海成段丘が分布し，その基底地形は起伏を有し，堆積層も厚い（岡ほか, 1984など）。このことは，MIS 10の低海面期に河谷が穿たれたことを示す。　他方，後述のように，下総台地ではMIS 9の藪層がMIS 11の地蔵堂層に部分的に整合で，一部では開析谷を伴って累重する。関東平野中央部の大宮・野田地域でも同様の関係が認められる（中澤ほか, 2009）。また，平野北西部では，藪層の基底礫層が地蔵堂層を顕著には削り込まずに堆積し（図 4，図 7b），MIS 10の海退で離水した土地を扇状地が覆っていったと推定される。　3）MIS 9

　関東平野南部では，大磯丘陵の雑色層，古怒田層，中井層が，MIS 9.3，9.1，8.5に，多摩丘陵南部の西根層と東部のオシ沼砂礫層がMIS 9に，それぞれ対比される（町田, 2008; 図 3）。オシ沼砂礫層の頂面高度は東名高速道路東京料金所付近で，約 50 m，生田付近では約 70 mに達する（図7a; 岡ほか, 1984）。　下総台地では藪層がMIS 9に対比される（図3）。藪層は，地蔵堂層に累重する浅海性～三角州性の堆積物である（徳橋・遠藤, 1984）。常陸台地では藪層は西へ傾下する（中里, 2008a）。常陸台地と八溝山地の境に位置する柿岡盆地（KK,

図 2）と友部丘陵（MT, 図 2）には，MIS 9に対比される海成段丘が分布する（吉岡・佐藤,

1991）。　関東平野中央～北西部では，MIS 9の最大海

進時の海岸線位置はMIS 11のそれと一致する（図 5; 松島ほか, 2006）。しかし，行田コア（GS-

GD1; 図 4; 松島ほか, 2009）ではMIS 9のデルタ堆積物の層厚（約 17 m）よりもMIS 11のデルタ堆積物の層厚（20 m以上）が厚いこと，吹上コア（GS-FK1; 図 4）でもMIS 9よりMIS 11

の海成層が厚く細粒なこと，菖蒲コア（GS-SB1;

図 4）の貝形虫群集解析によって復元されたMIS

11の最大古水深はMIS 9のそれよりも深く，外洋的要素が強いこと（入月ほか, 2011）などの理由から，MIS 9の海域の広がりはMIS 11には及ばなかったと考えられる。　4）MIS 8

　MIS 10と同様，不明な点が多い。関東平野南部では，次節で述べるとおり，大磯丘陵を除くと，MIS 7の海成段丘はほとんど分布しない。横浜周辺では，MIS 7の段丘構成層はMIS 5の下末吉層に不整合で覆われ，構成層の基底は起伏を有し（岡ほか, 1984），MIS 8に下刻が及んだことを示す。　下総台地では，MIS 8の層準は，上泉層の基底付近にあたる（図 3; 岡崎ほか, 2001など）。　関東平野北部の鬼怒川低地帯では，砂礫質の宝積寺面構成層がMIS 8に対比される（小池・鈴木,

2000）。関東平野北西部においても，MIS 8に対比される地層は河成砂礫層であり，吹上ではMIS 9に対比されている粗粒な海浜堆積物を，行田から鷲宮にかけてはデルタプレーン堆積物を覆う（図 4; 松島ほか, 2006）。このように，関東平野の北部と北西部では，MIS 10と同様，MIS 8

に扇状地が拡大したと推定される。　5）MIS 7

　上述のように，MIS 11と 9の海成層の分布は連続的で，総じて平坦な上面高度（深度）を示す（図 6）のに対して，MIS 7の海成層の分布はやや断片的で，関東平野北西部～中央部では，MIS 6

の河谷によって側方への連続性が断たれる箇所が目立つ（Matsushima et al., 2010）。また，MIS 9

や 5の海成段丘と比べて，MIS 7の海成段丘の分布は断片的である。　隆起速度の大きな大磯丘陵では，早田層，七國

932—　　—

峠砂礫層，滝ノ前層がMIS 7.5，7.3，7.1に対比される（図 3; 町田, 2008）。多摩丘陵では土橋層と長尾層が，横浜では舞岡層と鶴見層がMIS 7.5

と 7.1に対比される。しかし，これらの地層は下末吉層に不整合で覆われることが多く，段丘面を形成している場所はわずかである。　下総台地の地下では，上泉層，清川層，横田層がそれぞれ，MIS 7.5，7.3，7.1に対比され（増田・中里, 1988; 中里・佐藤, 2001），各層は関東平野の中央に向かって傾下し，木下層によって不整合で覆われる（図 7b; 菊地, 1980; 中里, 2008a）。　常陸台地の北部を占める東茨城台地（HI, 図 2）では，真岡軽石層を含む複数のテフラ層を鍵層として，MIS 7の堆積層に加えて，MIS 10，8，6

の埋没谷が識別されている（鈴木, 1989; 大井・横山, 2011; 鈴木, 2012）。ただし，層序型は侵食・埋積型（菊地, 1974）を示し，MIS 5より古い地形面はほとんど残存していない。　常陸台地南部を占める筑波稲敷台地（TI, 図 2）では，地下層序は上位に向かって地蔵堂層，藪層，上泉層，上岩橋層，木下層，常総層に区分され，台地南部を東西に横切る埋没谷が示されている（宇野沢ほか, 1988）。研究学園地下の埋没谷（磯部ほか, 1985）は木下層基底（MIS 6）に対比される可能性がある3）。　荒川左岸ではMIS 8～ 7に堆積した砂礫層が面的に厚く伏在する。礫層の層厚は吹上コアで40 mを超え（図 4; 松島ほか, 2009），行田コアでの層厚は 10 m程度となり，礫層の上部は陸成砂泥層に変わる。MIS 8に拡大した扇状地はMIS 7に行田と吹上の間まで後退したと推定される。MIS 7に，海域は行田までは浸入しなかったが，菖蒲コア（GS-SB1, 図 2）にはMIS 7の海成層が挟在するので（図 4; 山口ほか, 2009），MIS 7の海岸線は，菖蒲と行田の間と考えられる。関東平野全域をみても，MIS 7に対比される海成層の広がりは限定的であった4）（図 5）。　6）MIS 6

　南関東では，MIS 5.5の海成段丘である下末吉段丘が顕著に発達し，段丘構成層の基底には明瞭な埋没谷がみられることから（太田ほか, 1970な

ど），MIS 6に河谷が穿たれたと考えられる。　常陸台地と下総台地の地下にも，MIS 6に対比される埋没谷が伏在し，鹿島—下総隆起帯を横断した後，太平洋に至る（図 8; 菊地, 1980; 大井・横山, 2011; 鈴木, 2012）。　関東平野中央では，MIS 5.5に対比される木下層の基底に数筋の埋没谷が分布する（図 8，MIS 6）。中川低地から流山，手賀沼付近を通り（中澤・田辺, 2011），成田を経て太平洋へ至る埋没谷（菊地, 1980）と，下総台地北東縁の我孫子から（中澤・田辺, 2011），取手を経て江戸崎へ向かう埋没谷を認めうる。また，大宮台地西縁部から現荒川沿いにも，南へ向かう埋没谷が存在し（中澤・遠藤, 2002），東京湾に連なる。　このように，関東平野中央では，MIS 6に，古東京湾の長軸に沿うように東の太平洋へ至る古東京湾系統の河谷と，荒川沿いに南の東京湾に至る東京湾系統の河谷とが存在した。両水系の分水界の位置は不明であるが，大宮台地南東縁の綾瀬川断層の断層崖頂と下総台地北西縁の習志野隆起帯（杉原, 1970; 図 2）とを連ねた付近かもしれない。現在，両台地は，中川低地によって分断されているが，この付近の下総層群の堆積深度は浅く（坂田ほか, 2011; 図 5, 図 7b），相対的な隆起帯をなしている可能性がある。　東京湾系統の埋没谷は，荒川上流の秩父盆地（CB, 図 2）においてMIS 6の堆積段丘面である羊山面（図 3; 吉永・宮寺, 1986）に連続する。他方，古東京湾系の埋没谷は平野中央部では不明瞭になるが，さらに上流の鬼怒川低地帯では，MIS

6に対比される鹿沼段丘（小池・鈴木, 2000; 吉川ほか, 2010; 鈴木, 2012）に連なる。このように，MIS 6頃，関東平野外縁では河成面が形成され，下流では海面低下の影響で河谷が刻まれた。　7）MIS 5

　関東平野南部では，MIS 5.5の下末吉段丘が発達し，20～ 40 mの堆積頂面高度を示す（図 7a）。　関東平野の東端では， MIS 5.5に，八街隆起帯から行方隆起帯にかけて（図 2）バリア島が出現し，平野側はラグーンとなり，MIS 6に穿たれた谷地形を通じて，海水が太平洋と出入りした

933—　　—

（岡崎・増田, 1992）。その後，関東平野東部の広範囲で，MIS 5.5の海成層である木下層が下位の地層を不整合で覆い，下総上位段丘面と常陸段丘面を形成した（杉原, 1970; 中里, 2008a）。　関東平野中央部では，後述のように，木下層は

河成の大宮層（中澤・遠藤, 2002）に不整合で覆われる（図 7b）。ただし，大宮台地の北西端は周囲の台地よりも 10 m以上高く，この高まりの東縁は，海成層の分布限界とほぼ一致することから（勝俣ほか, 2005），MIS 5.5の汀線であった可能

図 8　関東平野におけるおもな河川流路の位置変化．MIS 6に刻まれた埋没谷の推定位置は，菊地（1980），宇野沢ほか（1988），中澤・遠藤（2002），Matsushia et al. （2010），中澤・田辺（2011），大井・横山（2011），鈴木（2012）をもとに作成．MIS 5.3と MIS 2については，菊地（1981）を参考にした．

Fig. 8　Changes to river channels in the Kanto Plain.Buried channels in MIS 6 compiled from Kikuchi （1980）, Unozawa et al. （1988）, Nakazawa and Endo （2002）, Matsushima et al. （2010）, Nakazawa and Tanabe （2011）, Ooi and Yokoyama （2011）, and Suzuki （2012）. Those in MIS 5.3 and 2 are based on Kikuchi （1981）.

934—　　—

性が高い（図 5）。　MIS 5.5の海域は，行田付近よりも内陸には及ばなかった（図 4，図 5）。しかし，行田・吹上地区におけるMIS 11以降およびMIS 9以降の累積沈降量は，MIS 5.5に海域となった鷲宮（SA-

WS1, 図 2）や板倉（GM-IT1, 図 2）の沈降量よりも大きい （図 6, 図 7b; 松島ほか, 2007; 水野ほか, 2010など）。行田・吹上地区では，荒川および利根川の谷口に近く，河川の堆積作用が活発ゆえ，陸成層が海成層と同時異相で海進時に堆積したと考えられる。　中澤・遠藤（2002）が大宮台地において詳細に論じているように，関東平野では，MIS 6に刻まれた河谷がMIS 5.5の海進初期に溺れ谷となり，やがて河間地も海面下に没し，最高海面期頃には，ラビンメント面が形成されたと考えられる。ラビンメント面は，関東平野一円に広がり，平野の内陸側縁辺部では，河成層が同時異相で堆積したと推定される。こうしたMIS 5.5の大規模な平坦面形成作用によって，関東平野の現地形の原型ができあがったと考えられる。　MIS 5.4の小海退と前後して，鹿島，行方，飯岡，八街の各隆起帯（貝塚, 1958, 1987; 図 2）は陸化し，古東京湾の東側湾口は閉塞した（岡崎・増田, 1992など）。　MIS 5.3頃，荒川・利根川と思川は，それぞれ関東平野中央を南流後，東京湾へ注ぎ，鬼怒川・小貝川は我孫子付近まで南流後，東へ転向して太平洋へ注いでいたと推定される（菊地, 1981; 図8）。荒川・利根川と思川の境は綾瀬川断層の崖頂付近，思川と鬼怒川の境は守谷取手隆起帯～習志野隆起帯（貝塚, 1987）付近と考えられる。　MIS 5.3頃，古鬼怒川は鳥嘴状三角州・蛇行河川システムを古河付近から南進させ，古東京湾に残されたラグーンを埋積していった（岡崎・増田,

1992）。荒川・利根川は礫混じり砂層からなる大宮層を最大層厚 20 mで堆積させ，大宮面を形成した（中澤・遠藤, 2002）。佐野や館林の台地，多摩川の武蔵野 1面，相模川の相模原 1面も河成堆積面として，MIS 5.3頃に形成された（図 3;

杉山ほか, 1997）。

　8）MIS 4～ 2

　MIS 4以降，海面低下に伴い東京湾は陸化し，利根川・荒川・多摩川等をあわせた古東京川が谷を刻んだ（図 8）。海面低下に伴い，東京湾へ注ぐ主要河谷沿いに，幅の狭い河成段丘面が形成された（石原ほか, 2011など）。相模湾へ注ぐ相模川沿いにも，海面低下に対応した顕著な埋没段丘面群が形成された（久保, 1997）。　他方，加須低地を中心とした内陸域では，相対沈降運動が続き，河川侵食は不活発であった。加須低地周辺では，MIS 5.3の河成段丘面は沖積層にほぼ埋積され，自然堤防と識別しにくくなっている（平井, 1983）。さらに内陸寄りの平野縁辺部では，MIS 4から 2にかけて，鬼怒川，渡良瀬川，利根川，荒川，多摩川などの谷口を中心として扇状地が形成された（杉山ほか, 1997など）。　9）MIS 1

　MIS 1に形成された海成段丘面は，狭小であるが，房総・三浦半島の南部を中心に，数段に分化している。分化の原因は，間欠的な地震性隆起の繰り返しであると考えられてきた（Sugimura

and Naruse, 1954, 1955; Kumaki, 1985; 斎藤,

2008など）。　他方，関東平野の中央～東部においては，縄文海進に伴い，海岸線は現在の利根川下流—鬼怒川，中川（旧利根川），荒川に沿って細長く湾入し，MIS 3～ 2に刻まれた河谷（図 8）は溺れ谷になった（図 5; Endo et al., 1982; 木村ほか,

2006; Ishihara et al., 2012など）。その後，各河川のデルタが前進して溺れ谷を埋積してきた。　MIS 5.5海進では，MIS 6の河谷（図 8）が溺れた後，広域にラビンメント面が発達し，河間地を木下層上部層がオーバーステップした。しかし，MIS 1の海進では，沖積層は河谷内に止まり，MIS 5.4に離水した鹿島，行方，飯岡，八街の各隆起帯は海面下に没することなく，太平洋に向かって東に開いていた古東京湾の消滅が確定した。東京湾は外洋から分離され，東京湾には，荒川や利根川などの諸河川が流入し，多量の淡水や土砂，栄養塩が集中的に供給されるようになった。MIS 1の海進規模が極端に縮小化した原因

935—　　—

は後述する。

VI．間氷期ごとに海進規模が異なる要因

　MIS 11，9，7，5，1の各間氷期の海岸線位置（図 5）を比べると，海域が最も拡大したのはMIS 11と 9であり，以下，MIS 5，7，1の順となる。また，MIS 11の海域がMIS 9の海域よりも拡大した可能性が高いこともすでに論じた。本章では，それぞれの間氷期で，海域の広がり（海進規模）に差異が生じた要因について考察する。　一般に，海進規模は，氷河性海水準変動，海進前の氷期につくられた地形，海進時の河川の堆積作用，ならびに，地殻変動 5）の影響を受けると考えられるので，以下，この順で検討する。　1）氷河性海水準変動　有孔虫殻の海洋酸素同位体比変動は氷河量変動を反映するので（Shackleton, 1987など），海洋酸素同位体比変動（Bassinot et al., 1994; Lisiecki

and Raymo, 2005）を海水準変動に読み替えることができる（Rohling et al., 2009など; 図 3）。この場合，MIS 11以降の海水準に関しては，MIS

11と 5が最高で，9，1，7の順に低下する（図3）。しかし，関東平野の海進規模は，MIS 11，9，5，7，1の順であった（図 5）。この不一致は，氷河性海水準変動に加えて，海進前の地形，海進時の堆積作用，地殻変動のいずれかが，海進規模に強く影響してきたことを示唆する。　2）海進前の地形　Ⅴ章で述べたとおり，氷期の地形情報は著しく不足しているため，以下は予察にとどまる。　MIS 12以降の各氷期に，関東平野では河川作用が卓越していたと推定される。海水準低下量が大きく，低下期間が長ければ，地表の侵食低下が進み，次の間氷期に海水が浸入しやすくなると考えられる。MIS 12以降では，MIS 12と 6で海水準低下量が大きく（Shackleton, 1987），低下期間も長いことから，この時に形成された地形がMIS 11，5の海域拡大に貢献した可能性が高い6）。　実際には，前節で述べたとおり，MIS 11の海進規模は最大級であったが，MIS 5の規模は氷河性海水準変動特性から期待されるよりも小さ

かった。したがって，氷期の地形変化は，各間氷期の海進規模の順序を支配するほどには影響しなかったと考えられる。　3）河川の堆積作用　海岸線の前進・後退は，その時々の堆積物供給速度と海面上昇速度とのバランスを反映すると考えられる。間氷期と比べて氷期には，上流域での周氷河作用の影響で，関東平野北～西縁では河川堆積物の供給が活発化した可能性がある。しかし，間氷期ごとに堆積物供給速度が異なっていたか否かは検討されていない。他方，各海進期における氷河性海面上昇速度は，海洋酸素同位体比曲線の傾きをもとに近似でき，MIS 8から 7にかけての 2 m kyr－1程度からMIS 6から 5にかけての 10 m kyr－1以上まで大きな開きがある（須貝・山口, 2001）。また，海面上昇期間はMIS 12から 11にかけて最も長い。以上から，MIS 11と5の海進時には，海面上昇が優勢となり，河川の堆積作用の影響は相対的に弱まったと推定できる。　海面上昇が緩やかで短期ならば，河川の堆積作用は海域拡大を抑制しやすく，小規模海進をいっそう縮小させると考えられる。したがって，河川の堆積作用は，それぞれの間氷期の海進規模の差異を強調する働きがあると推定される。ただし，長期的には，後背山地の削剥速度が増したり，火山噴火が生じたりして，河川による堆積物の供給が増加し，海進規模を縮小させる可能性も考えられる。　4）地殻変動　上述した関東平野での海進の拡大順：MIS 11，9，5，7，1のうち，MIS 5と 7を入れ替えれば，海進規模は単調に縮小してきたことになる。過去5回の間氷期のなかで，MIS 7の海水準がとくに低かったために（Dutton et al., 2009），MIS 7

と 5の海進規模の逆転が生じたと考えられる。この点を考慮すると，上述の長期的な海域の縮小化傾向は，関東盆地全体の緩慢な隆起を想起させる。　以上をまとめると，各間氷期の海進規模に差異が生じた主因は，氷河性海水準変動と隆起運動で

936—　　—

あったということができる。ただし，関東平野全域が一様に隆起してきたのではなく，前述のように，平野の縁辺部での隆起と中心部での沈降は同時進行してきたと推定される（Yabe, 1931; 貝塚,

1987など）。そこで，次章では，MIS 11以降の関東平野内での地殻変動の地域差と海進規模の変遷との関係を考察する。

VII．40万年前以降の関東平野の地殻変動

　1）海成層と地形面の分布からみたMIS 11以降の関東造盆地運動

　日本の海成段丘の模式地となっている南関東の多摩丘陵東部～横浜地区（以下，横浜と記す）では，Ⅴ章で述べたようにMIS 5.5，9，11の汀線高度は 20 ～ 40 m，50 ～ 70 m，80 ～ 90 m を示す（図 7a）。汀線の年代と高度はおおむね比例関係にあり，横浜地区は過去 40万年間，ほぼ等速隆起してきたとみなすことができる。　関東平野東部は，MIS 11から 9にかけて，西（平野中央）へ傾動したが，MIS 8頃に傾動は減衰した（中里・佐藤, 2001; 中里, 2008a, b）。MIS

5の地形面の高度分布をみると，関東平野東部の常陸台地や下総台地北東部はほぼ水平であり，それらに西隣する筑波稲敷台地と下総台地北西部（古河や野田）が平野中央へ傾下している（貝塚,

1987; 図 2）。下総台地北西部の地下浅部において復原されたMIS 5.5の海進時のベイラビンメント面もまた，平野中央へ向かって緩やかに傾下している（中澤・田辺, 2011）。関東平野東部は，MIS 8頃，「傾動帯」から「傾動せずに等速的に隆起する場所」へ変わり，傾動帯は平野中央へ向かって西進したことを示唆する。　関東平野中央の加須低地に位置する鷲宮コアは，MIS 11～ 1の海成層が累重するので （図 4），過去 40万年間沈降してきたことがわかるが，MIS 5.5の海成層深度は浅く，最近沈降が止まりつつあると考えられる。以上をまとめると，関東平野縁辺から加須付近に向かって隆起域が拡大し，その前縁がMIS 5前後に沈降中心に達した可能性を指摘できる。　下総台地南部では，MIS 8頃，傾動の向きが

北から北西へ変化したものの（岡崎ほか, 2001）。傾動は継続しており，姉崎付近では北西の東京湾へ向かって，古い地層ほど傾動量が増している（図 7b; 菊地, 1997など）。また，房総半島を北西へ流下する小櫃川や養老川沿いには，上流へ発散する後期更新世段丘が発達し （鹿島, 1982），北西への傾動がMIS 5以降も継続中であることを示唆する。　本節をまとめると，大局的には，関東平野の沈降中心へ向かって，沈降場から隆起場への転換が進んできたといえる。ただし，平野の広域でMIS 5.5の海成層が下位の地層を不整合で覆うために（図 7b），こうした転換は見いだし難くなっている。　次節以下では，地点ごとに，40万年前以降の地殻変動を定量的に評価し，それらを空間的につなげることによって，平野の縁辺から中央へ傾動帯が移動し，平野全体が沈降域から隆起域に転換していくモデルを示す。縁辺隆起域の例として横浜を，沈降中心域の例として鷲宮コア（図 2, 図 4,

SA-WS1; 埼玉県, 1981）とその北方の板倉コア（図 2, 図 4, GM-IT1; 関東平野中央部地質研究会,

1994）の各掘削地点（以下, 鷲宮・板倉と記す）をとりあげる。　2）高度年代曲線から推定される横浜と鷲宮・

板倉の地殻変動　ある場所における堆積深度年代曲線または標高年代曲線（あわせて高度年代曲線：AAC，Age-

Altitude Curveと記す）は，①氷河性海水準変動，および，対象場所における②局所的基準面（氷河性海水準との比高）変動と③地殻変動の和で与えられる。したがって，高度年代曲線，氷河性海水準変動，局所的基準面変動が既知ならば，地殻変動を推定できる。　2-1）氷河性海水準変動の推定　直接的な証拠に基づく連続的な氷河性海水準変動曲線は，MIS 5までしか得られていない（Roh-

ling et al., 2009など）。本稿では，MIS 5以降の氷河性海水準（Glacial Sea-Level: GSL, m）変動を，次に記す海洋酸素同位体比（X，－‰）の一次式（1）で近似し（図 9; 須貝・山口, 2001），

937—　　—

（1）式を用いて海洋酸素同位体比を変換し，MIS

6～ 11の氷河性海水準変動を推定した（図 3）。ここで，

　GSL＝ 30 X－ 60 （1）

である。　2-2）局所的基準面高度の推定　局所的基準面高度は，海底では水深，陸上では標高で与えられる。デルタの層厚分析（松島ほか,

2009）や貝形虫化石群集解析（入月ほか, 2011）によれば，MIS 11に古東京湾の水深は沈降中心付近では 20～ 50 mと考えられる。しかし，MIS

9以降はこれより浅海化したと推定されることから，本稿では，水深の補正はとくに行わない。　関東平野は相模トラフや日本海溝に近く，沿岸の海底地形が急勾配ゆえ，海面低下に伴い河川は下刻するが，下刻量は内陸へ向かって減少する（本多・須貝, 2011）。したがって，海面低下に対する局所的基準面の低下率は，内陸ほど小さくなる。横浜周辺では，おおむね東京湾底が低海面期の局所的基準面をなす。MIS 2に東京湾底を流下した古東京川の河床高度は－60～－80 mなので（Kaizuka et al., 1977），局所的基準面 LBL

（Local Base Level, m）を氷河性海水準 GSLの半分と仮定した7）。すなわち，

　LBL Yokohama＝ 0.5 GSL （2）

　鷲宮周辺では，MIS 2の沖積層基底礫層の底面の深度が最深部で約－20 mを示すことから（石原ほか, 2011），局所的基準面変動量を氷河性海水準変動量の 15％と仮定した8）。すなわち，

　LBL Washimiya＝ 0.15 GSL （3）

同様に，板倉周辺では，沖積層基底礫層の底面の深度は－10 m前後なので（石原ほか, 2011），局所的基準面変動量を氷河性海水準変動量の 8％と仮定した。すなわち，

　LBL Itakura＝ 0.08 GSL （4）

以上から，地殻変動がない場合の局所的基準面高度が与えられた。　2-3）横浜における地殻変動　すでに述べたように，MIS 5.5，9，11の海成段丘面の海成層の頂面高度は順に 20～ 40 m，70 m，80～ 90 mである（図 7a）。そこで，0.2 m kyr－1

の等速隆起を仮定すると，横浜の高度年代曲線AACは，

　AAC Yokohama（m）＝0.5 GSL （m）　　　　　　　　　 ＋0.2（m kyr－1） t （kyr） （5）

となる（図 10）。（5）式は，上倉田層が層厚 50

m以上の海進堆積物である点（町田, 2008）やMIS 7段丘が未発達なことと調和する。　2-4）鷲宮・板倉における地殻変動　MIS 9の海成層頂面の深度は約－100 mゆえ（図 4），MIS 9以降の平均沈降速度は約 0.3 m

kyr－1と推算できる。しかし，鷲宮コアでは，MIS 5.5の海成層の頂面は－10～－15 mと浅く，MIS 1の海成層のそれは＋1 mであることから（図 4），沈降運動はMIS 5頃から減速し，完新世に停止した可能性が高い。一方，板倉コアでは，MIS 5.5の海成層は＋2 mであるから（図 4），MIS 5.5以降，沈降が停止し，さらに隆起に転じたと考えうる。　以上を考慮して，鷲宮コアと板倉コアの高度年代曲線を次の（6），（7）式によって，それぞれ近似した（図 10）。

図 9　最近 14 万年間の氷河性海水準変動．Bassinot et al. （1994）の酸素同位体曲線を基に推定した．

Fig. 9　Glacio-eustatic sea-level changes inferred from MIS curve （Bassinot et al., 1994）.

938—　　—

　AAC Washimiya＝0.15 GSL

　　　　　　＋α （m kyr－1） t （kyr） （6）

ここで，αは－0.4 （450 ka≦ t＜ 267 ka），－0.3

（267 ka ≦ t ＜ 135 ka），－0.1 （135 ka ≦ t ＜ 17

ka），0 （17 ka≦ t），

　AAC Itakura＝0.08 GSL

　　　　　 ＋β （m kyr－1） t （kyr） （7）

ここで，βは－0.4 （450 ka≦t＜340 ka），－0.35

（340 ka ≦ t ＜ 267 ka），－0.25 （267 ka ≦ t ＜135 ka），0 （135 ka≦t＜17 ka），0.1 （17 ka≦t）で与えた。αとβの沈降速度は，連続する間氷期の 2枚の海成層の堆積深度の比高をもとに概算した。沈降速度の変化時期は，便宜的に最低海面期前後とした。高度年代曲線（5）～（7）は，それぞれの地点における各間氷期の海成層の分布と当然一致するが，海成層の層厚や保存状況とも整合している点が重要である（図 10）。　3）高度年代曲線からみた関東造盆地運動モデル　氷河性海水準変動を捨象した高度年代曲線モデルを図 11aに示す。図中の各線に付した番号は，図 11b中の水平距離に対応している。図 11a中の loc. 1の高度年代曲線は 0.3 m kyr－1の等沈降速度線，loc. 12のそれは 0.3 m kyr－1の等隆起速度線である。これらに挟まれた loc. 2から loc. 11

における各高度年代曲線は，0.3 m kyr－1の沈降場から 0.3 m kyr－1の隆起場へと上下運動が等加速度変化するように，かつ，変化期間が場所ごとに次第にずれるように，描いた。　Loc. 12から loc. 1の各地点の高度年代曲線を，右から左へ向かって沈降から隆起への転換期が遅れるように等間隔に並べて，等時間線を描いた（図 11b）。図 11bは，等速沈降帯（loc. 1において－0.3 m ky－1）と等速隆起帯（loc. 12において＋0.3 m kyr－1）の間を傾動帯が移動し，沈降帯が隆起帯へ転換していく様子を示している。図11bは，最近 60万年間（図 11aに描いた高度年代曲線モデル期間）を対象としたゆえ，loc. 1は等速沈降帯，loc. 12は等速隆起帯，両者の中間の locs. 6～ 7は等速傾動帯のままであり，傾動帯が沈降から隆起への転換点（図 11b，下向き矢印）を伴いながら，左へ前進してきたことを示す。地殻変動速度・加速度と加速継続期間を lo-

cationごとにを任意に設定し，locationの配列間隔も自由にすれば，さまざまなパターンの等時間線を描くことができる。図 11は，傾動の速さと

図 10　横浜，板倉，鷲宮における高度年代曲線と地形層序の関係．高度年代曲線は本文の（5）～（7）式によって求めた．板倉と鷲宮の層序は図 4から引用．横浜の海成段丘地形高度は図 7aから引用．

Fig. 10　Relationships between morphostratigraphy and Age Altitude Curve （AAC） model at Yokohama, Itakura and Washimiya sites given by eqs. （5）, （6）, and （7） in the text, respectively. Core logs of Itakura and Washimiya also shown in Fig. 4. Elevation of marine terrace levels after Fig. 7a.

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傾動帯の幅が一定で，対象域全域が最終的に等速隆起域に変わる，という単純なモデルであり，隣接する location間の距離を例えば 10 kmと仮定すれば，傾動速度は 10－8 yr－1となる。　図 11bはこのように，単純なモデルであるが，関東平野各地の地殻変動とそれを反映した層序様式の全体像を簡潔に示しているようにみえる。横浜は，loc. 12の等速隆起帯，鷲宮は，loc. 2～ 3

の（等速沈降帯から傾動帯へ変わって）沈降が減衰または停止した場所，板倉は，loc. 4の隆起に転じた場所，とみることができる。下総台地（姉崎台地 AN, 図 2）の断面（図 7b）を locs. 5～ 7

はよく表現している。また loc. 8付近は柿岡盆地（KK, 図 2）が相当するかもしれない。　大局的には，関東平野では，MIS 11以降，沈降から隆起への転換が房総・三浦半島付近や平野東部から平野中央～北西部に向かって徐々に進行してきたとみることが可能である。このため，海進規模が氷河性海水準変動に規定されつつ，徐々に縮小化する現象が生じたと考えられる。ただし，MIS 1の海進規模は，それ以前と比べて極端に縮小した（図 5）。MIS 5までは海進期にラビンメント面が広域に形成されて，古東京湾が拡

大したのに対して，MIS 1の海進期には，海域が最終氷期に形成された河谷内に止まった結果，海進期の海域面積に大差が生じたと考えられる。　次節では，関東平野北西部をおもな対象として，地殻変動の平面的なパターンや断層活動との関わりについて，若干検討を加える。　4）沈降中心の北進に関わる予察　MIS 9, 11の海成層の深度分布をみると，行田周辺が関東平野内陸部の沈降中心であることがわかる（図 6; 松島ほか, 2007; 水野ほか, 2010）。また，深谷断層の下盤側の深谷市で埼玉県が掘削したコア（SA-FY1, 図 2）は，標高－100 m付近の泥層中に，約 33万年前に降下した広域テフラである加久藤火山灰層（Kkt, 図 3）と鳴尾浜Ⅳ火山灰層を挟在する（水野ほか, 2004）。このことは，SA-FY1地点におけるMIS 9以降の平均沈降速度が約 0.3 mkyr－1に達しており，行田や鷲宮における速度に匹敵することを示す。また，この速度は，後期更新世における深谷断層の平均上下変位速度（水野ほか, 2006）におおむね等しい。加えて，深谷断層系北西部の高崎断層（杉山ほか,

2000）の下盤側で掘削された GS-TK1コア（図 2）の分析に基づき，同地点ではMIS 11頃から沈降

図 11　傾動帯の前進によって等速沈降域が等速隆起域に転換する単純なモデル（b）とモデルを構成する各地点の高度年代曲線（a）．地殻の上下変動が一定期間等加速度運動を行い，等速沈降から等速隆起へ変わるという仮定を設けた．

Fig. 11　A simple model showing changes in tectonic regime from constant subsidence to constant uplift through migration of tilted zone associated with plate convergence.

940—　　—

がはじまったこと，その原因として高崎断層の活動が活発化したことが推定されている（須貝ほか,

2001）。　以上から，MIS 11以降の関東平野内陸の沈降中心は，加須付近からさらに北西へ伸びる細長い形状を示し，深谷断層系の活動と密接に関係してきたと考えられる（図 2）。おそらく，深谷断層の上下変位活動の繰り返しによって，断層に沿うように沈降軸が伸びていると推定される。こうした地殻変動を見いだし難いのは，加須付近を中心として河川の堆積作用が活発で（堀口, 1981），完新世に沈降速度を上回る堆積が生じているためであろう。　関東平野には，北西—南東方向に伸びる活構造が複数列認められる（図 2; 貝塚, 1987; 杉山ほか,

1997など）。これらのうち，綾瀬川断層（渡辺,

2007; 須貝ほか, 2007）と深谷断層（水野ほか,

2006）の上盤側近傍は長大な隆起帯をなしている。さらに，その南東にはMIS 5の海成段丘を変位させる習志野隆起帯（貝塚, 1987）が伸びている（図 7b）。他方，綾瀬川断層北部から高崎断層に至る地域の下盤側が断層活動に伴い沈降してきた結果，関東平野の沈降中心が加須～深谷地域と東京湾奥に分化したと推定できる。　こうした，関東平野内陸での後発的な活構造の成長と沈降域の北への移動は，おそらく，PHS

プレートの沈み込み方向が，北から北西に変化するとともに，伊豆半島の衝突の影響が関東平野の内陸へ波及し，相模トラフとおおむね平行に西北西—東南東へ伸びる傾動帯が北へ拡大してきたことと関連しているであろう。他方，関東平野東部では，下総層群堆積期間中，PACプレートの沈み込みに伴う大規模な西落ちの傾動が生じ，傾動帯が関東平野中央へ向かって西へ移動してきている可能性がある。これらの変動が重なりあい，そこに，氷河性海水準変動に規定された侵食と堆積による地形変化が加わって，関東平野の地形の大枠が形成されてきたと考えられる。

VIII．お わ り に

　MIS 11以降に 5度繰り返された海進時の海岸

線位置と海退期の河谷地形，ならびに海成層の高度分布に着目して，関東平野の地形特性の由来を検討した。結果は以下のようにまとめられる。　日本最大の平野で，MIS 5段丘が卓越し，内湾に水や土砂が集中する関東平野の地形特性は，第四紀後半の氷河性海水準変動と関東造盆地運動がもたらした。各間氷期における海進規模は，氷河性海水準変動と調和的であり，MIS 11海進が最大であった。　長期的には，海進規模は縮小しており，MIS 1

の縄文海進はとくに小規模化した。関東平野はMIS 12/11を境に，間氷期と氷期の繰り返しに応じて，「浅海底と低地が繰り返される時代」となり，MIS 5/4を境に「丘陵化時代」へと進化した。この傾向は，40万年前以降の氷河性海水準変動の振幅の増大と関東造盆地運動が組み合わさった結果である。東京湾とそれをとり巻く広大な台地面がMIS 5に一斉に形成されたことも，こうした長期変動のなかの過渡期イベントとして位置づけられる。　本稿は，古地理変遷に焦点をあてたため，活構造の発達に関しては，傾動帯が前進して平野全体が隆起場に転換する単純なモデルの提示にとどまった。傾動帯の前進と沈降中心の北への移動は，PHSプレート沈み込みの進行と関連づけられると思われる。そうした長期変動の枠組みのもとで，MIS 12以前からのより長期の関東平野の古地理復原を進めるとともに，北西—南東方向に伸びる活構造の活動性評価がなされていくべきであろう。　古東京湾の消滅イベントは，広く平坦な台地が卓越する関東平野の地形特性を生み出すとともに，東京湾を外洋から分離させ，河川水や土壌などの自然資源を東京湾へ集中させる出来事であった。これは，東京大都市圏の土台をつくる地形発達史上の画期といえよう。

謝　辞　埼玉県環境科学国際センターの八戸昭一博士には，埼玉県が掘削したコアの分析に際し，ご助力賜った。中澤　努博士，石原武志博士には下総層群と沖積層に

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ついてご教示いただいた。2名の匿名査読者のコメントにより，本稿は著しく改善された。本研究には平成23～ 25年度科学研究費補助金基盤研究（C）（研究代表者須貝俊彦，課題番号 23501238）の一部を使用した。

注

1）上総層群と下総層群の地層境界の定義は，研究者によって異なるが，現在多用されているのは，地蔵堂層の基底面である（徳橋・遠藤, 1984）。地蔵堂層はMIS 11の海進に対比されるので，その基底面は MIS 12の低海面期に形成されたことになる。

2）層序対比に用いた「基準コア」は，春日部コア（GS-KB1: 中澤・中里, 2005），菖蒲コア（GS-SB1: 山口ほか, 2009），桶川コア（GS-OK1:中澤・遠藤, 2002），越谷コア（GS-KS1: 中澤ほか, 2009），越谷東コア（SA-KGE: 埼玉県, 1985b），邑楽コア（群馬県, 1993），川島コア（SA-84-KJ: 埼玉県, 1985a），吹上コア（GS-FK1: 松島ほか, 2009），行田コア（SA-GD1: 松島ほか, 2009），板倉コア（GM-IT1: 群馬県, 1993; 関東平野中央部地質研究会, 1994），鷲宮コア（SA-WS1: 埼玉県, 1981; 関東平野中央部地質研究会, 1994），八潮コア（GS-YS2: 坂田ほか, 2011）などである。花粉分析がなされているコアについては，アカガシ亜属の多産層準がMIS 11に対比されること（例えば, 本郷・水野, 2009）に着目して対比した。3）稲敷台地の上岩橋層が清川層（MIS 7.3）に対比される場合，顕著な埋没谷はMIS 7.4に穿たれ，MIS 7.3の海進時に 40～ 50 mの層厚で埋積されたことになる。しかし，氷河性海水準変動の傾向—MIS 7.4の氷河性海水準低下量はMIS 6や 8に比して小さく，低海水準期も短いこと （Rohling et al., 2009）—を考えると不自然である。稲敷台地の木下層基底面はMIS 5.5の海進時ラビンメント面に，上岩橋層の一部は木下層下部層に対比される可能性がある。埋没谷を充填するシルト交じり砂層の N値が 1～ 5で軟弱なこととも整合する。ただし，稲敷台地の上岩橋層中の標高－23.2 mの陸成層から Km 2テフラが報告されており（磯部ほか, 1985），稲敷台地の上岩橋層の一部は清川層に対比される。

4）図 5に示したMIS 7の海岸線はMIS 7.5に対比される。沈降・傾動速度の大きかった下総台地南縁部や隆起速度の大きかった大磯地域では，MIS 7.5，7.3，7.1の地層が鉛直方向に分化・堆積した（岡崎ほか, 2001など）。傾動速度と沈降速度が小さい関東平野中央においてサブステージレベルの堆積サイクルを確実に対比するには，大宮・野田地域（中澤・田辺, 2011）を除くと，年代コントロールが不十分である。MIS 7.3や 7.1の海岸線位置の復原は今後の課題である。

5）関東平野程度の広さでも，ハイドロアイソスタシーの地域差が認められ，内陸は隆起傾向，銚子や房総や三浦などの海岸近くは沈降傾向を示し（Naka-da et al., 1991），関東造盆地運動とは逆センスである。反対に，圧密による沈降は平野中央で大きい。本稿では，ローカルな地殻変動にハイドロアイソスタシーと圧密の影響をあわせた効果を一括して，関

東造盆地運動として評価するにとどめ，各要因の検討は今後の課題とする。

6）ただし，関東平野の北縁から北西縁では，山地での周氷河作用の影響等で河成礫層が堆積し，地表高度が上昇して，海域が浸入し難くなった可能性もある。しかし，IV章で述べたように，平野の縁辺に海域が及んだのは，MIS 11，9の海進時に限られる。したがって，それ以外の間氷期の海進規模を比較する場合，氷期に地表が低下した地域を対象にすればよい。

7）現在よりも海面が高かった時代に関しても，当時の海面と現海面との比高は 0.5倍される。海面は水平面であるから，河川の堆積作用が影響しなければ，河口からの距離は関係せず，0.5倍しないほうがよいとも考えられる。一方で，内陸側では，河川の堆積作用によって，海が深くまで浸入しにくくなるため，海成層の頂面高度は，結果的に海面高度を下回るとも考えられる。実際に，鷲宮や板倉では，後者の傾向がみてとれる。現在よりも高海水準であった時代の補正法に関しては，今後の課題としたい。

8）鷲宮周辺は，MIS 6以前の氷期に，離水した古東京湾底を流下し，鹿島灘へ注ぐ水系に属していた可能性が高い。しかし，鹿島灘，東京湾のいずれに注ぐ場合でも，鷲宮付近は海から 100 km程度離れており，海水準変動に対する地形応答（河床高度変化）の量や速さは大差ないと推定される。他方，越谷では，東京湾と鹿島灘では距離に大差がある。このため，ある時期に，越谷地域が古東京湾水系から現東京湾水系に争奪され，氷期の海面低下に伴う河谷の削り込みが顕著になった可能性がある。

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＊ Title etc. translated by T.S.