4．4 沖積層および完新世段丘 369 4．4 沖積層および完新世段丘 ■4．4，1研究史からみた関東平野の沖積層関東地方の沖積層は，ナウマンによる1879年の高線を通過して，細かく溺れ谷の海が進入していたことを示した．東木の研究を地質学的に支えたのが，復興局の地質調査である．東京低地の研究が最初とされ（貝塚，1993），以来 1923（大正12）年9月1日に，関東地方南部を多くの研究が行われてきた．本項では，東京低地の襲った大地震（大正地震）は，未曾有の大災害をも沖積層が日本における模式地であることから，東京たらしたが，その復興事業のため，帝都復興院が設湾沿岸域の研究史を紹介する中で，何が議論されて置された．帝都復興院は，都市再建のための基本準きて現在にいたっているかを示し，なるべく多くの備として雁災地域の全部にわたり地質調査を実施す文献を示した．また，東京湾周辺域の沖積層の研究ることを決め，約60万円の予算を計上し，農商務史を概説した後で，各地域（図4．4．1）の沖積層の省地質調査所長に計画準備などを委嘱した．翌研究を紹介した．奥東京湾の沖積層および南関東の 1924年2月に帝都復興院は廃止され，復興局に事完新世海成段丘（図4．4．1）に関しては，4．4．2項お業は引き継がれた．4年余りの間に，東京においてよび4．4．3項に図表を含めて詳細に説明がされてい 500本，横浜において297本のボーリングが行わるので参照してほしい．関東地方の沖積層についてれ，その他の官公庁や民間で行われた東京で1275 は，大森ほか（1986），貝塚ほか（2000）の解説本本，横浜で233本のボーリング資料が取りまとめらがあり，概要が地域ごとに示されている．本項はこれた（復興局建築部，1929）．この調査は，沖積層れらとは趣を異にし，データ集的な役割をもたせるの基本層序を明らかにするという画期的な成果をもように心掛けた．たらすとともに，沖積層の基底は埋没谷からなり， a．沖積層の研究の萌芽期（∼1945年）沖積世初期に海が深く入り込んでいたことを示し関東平野の低地を構成する沖積層については，海た．東京地域の沖積層は，上から，上部層の（1）榛の貝殻層，サンゴや地形面の研究から，20世紀泥炭層，（2）粘土砂礫互層，（3）粘土質砂層，中部初期に先駆的な研究が始まった．東京の有楽町月層層の（4）粘土層，下部層の（5）砂礫層の5層に区（山川，1909a），房総半島の大東崎月層（矢部，分された．中部層の粘土層が海成の月を多産する地 1909），鎌倉の稲村ケ崎貝層（山川，1909b），房総層である．大塚は，これらのボーリング結果をふま半島先端の沼サンゴ層（Yokoyama，1911，1924），えて，有楽町から産出した貝を含む地層（沖積層）大磯地域の下原貝層と同堆積面の中村原面（大塚，を，有楽町層と命名した（Otuka，1934）． 1930）などである．これらのうち南関東の貝殻やサ東木によって示され，また海成層を堆積させた海ンゴが堆積した時期は，現在よりも温暖と考えら進は，「沖積期（または沖積世）初期の海浸」と呼れ，層位学的な位置や段丘面などから，現在の沖積ばれ，多くは地盤の昇降による結果とされていた．面（低地面）を形成する最新の時代（aII）よりもこの海進が，汎世界的な海水準変動によるものであ古く，沖積世初期（d）に対比された（大塚，ることは，大塚（1931a，1933）によって示唆され 1931b）．これらの貝殻層とサンゴ層の対比に関してるが，広く認知され，研究が進展するのは戦後のは，いくつかの考え方が提示されており，とくに沼 1950年代に入ってからである．海進により，関東サンゴ層の年代をやや古くする見方も多かった．平野において東京湾側と鹿島側から深く入り込んだ関東の平野深く進入した海の痕跡は，縄文時代の海域は，東京湾側は，奥東京湾（大山ほか，1933）貝塚分布から，東木（1926）によって示された．東と名づけられ，鹿島から鬼怒川および霞ケ浦に沿っ木は，関東平野の貝塚分布を，地形と分布から，東ての湾入部は，後に古鬼怒湾（和島ほか，1968）と京湾系統，鹿島灘系統，九十九里浜系統の三大系統呼ばれようになる．貝塚分布から示された東木の古に統括し，これらの分布は現在の海岸線地形とは関地理同は，江坂（1943，1954），酒詰（1942）など係なく，旧溺れ谷と密接不離であり，約10mの等によって，産出する貝類群集からより細かく古環境、Tn）図4．4．1関東地方の沖積低地数字は4章の項番号．凡例は図3．1．1参照とその変遷が推定されるようになる（江坂，1972， 1975）． b．研究の進展期（第1期：1945∼1960年ごろ）戦後の沖積層研究は，1950年代に入って堰を切るなど（東京地盤調査研究会，1959），基礎的なデータが揃いはじめる．地盤の昇降の結果と解釈されていた沖積世初期の海進は，氷河性の汎世界的な海水準変動によるものであることが示される（湊，1954；Sugimuraand ったように優れた研究が発表され，1960年代には， Naruse，1954，1955）．杉村らは，南関東における放射性炭素年代測定と急速な経済成長に伴って行わ海成層の高度と1923年関東地震における隆起量とれた多数のボーリングによって，地盤図が出版されの関係から，地震隆起の累積によって沖積段丘が形 4．4 沖積層および完新世段丘成されていること，最高位の海水準以降，地盤変動 377 調査所の中条らは，横浜沖から久里浜沖までの東京を除いて約6mの海水準低下があったこと，さら湾湾口部で，スパーカーによる音波探査を行い，氷に海水準の上昇と最高位海面，沼サンゴ礁と沼面，期の川跡を兄いだし，「古東京川」と名づけた（中気候変動との関係を示した．また，最終氷期の最低条，1962）．音波探査は，古東京川を横断する8測位海水準と沖積層の基底，大陸棚上の平坦面などに線，東京湾海底谷を横断する1測線と周辺部の測線関する考察や海水準変動と沖積層の形成に関してもから構成され，古東京川では一95mと−75mの2 基本的な考え方が報告されはじめる（杉村，1956）．段の旧河床が兄いだされた（中条，1961；1962，金杉村（1950）は，東京湾底には有楽町層基底の侵食子・中条，1962）．この2段構造の河床谷地形は，地形に連続する−85mの面が存在すること，貝塚（1955）は，関東南岸の陸棚地形から深さ80∼100 木更津一川崎間の東京湾横断道路のボーリングによって堆積物の解析から確認され，放射性炭素年代借 mの海食面に沖積層の基底が連続する可能性が大きと沖積層の基底深度の連続性から，浅い方の河床がいことを示した．一方，井関は，海進最高位からの最終氷期に対比された（Kaizukaefdリ1977；松田海退現象が各地で見られることから汎世界的な海水磐，1993）．一方，音波探査の調査が行われた関東準変動の可能性が大きいこと（井関，1952），沖積地方東方の久慈川沖の大陸棚では，古久慈川の埋没層基底の礫層が顕著な下刻を伴い，陸棚の平坦面に谷とそれを埋積する堆積物に連続する陸棚上の等深連続することから，最終氷期の低海水準に発達した線と平行な分布をもつ古沿岸堆積物が兄いだされたと推定できること（井関，1956），縄文時代の海面（加賀美・奈頚，1964）．変化の研究と合わせて，最終氷期以降の海水準変動を，最終氷期（−80m），縄文早期（一10∼−15 m），縄文前・中期（十3∼5m），縄文後期（−2∼ C．研究の展開期：（第2期：1960∼1985 年ごろ） 1960年前後から，臨海部などの開発に伴う地盤 −3m），弥生後期（Om）と推定した（井関，調査の必要性などから，多数のボーリングが行われ 1958）．欧米においても放射性炭素年代値に基づくるようになり，沖積層の層序の再検討，海水準変動海水準変動曲線が措かれはじめたのがこの時期であとの関係が議論されるようになった．また，沖積層る（deVriesandBarendsen，1954；ShepardandSuess，から沖積層へと，また国際第四紀学連合による年代 1956）．「沖積世（沖積期）初期の海浸」と呼ばれて区分の改訂によって（小林，1962），沖積世と洪積いた海進は，小林（1957）によって「有楽町海浸」世の用語が廃止され，完新世と更新世に変わったのと名づけられる．「縄文海進」については，どの論も，1960年代初めのこの時期である．従来の沖積文が最初かは特定できなかったが，1960年ごろに層は沖積世に堆積した地層の意味があったが，これは使用されていたようである．以降は最終氷期最盛期に形成された谷地形を埋積す 1960年代に入ると，沖積層の放射性炭素年代値る地層となり，時代としては，最後期更新世から完が初めて報告されるようになる．市原・木越新世となる．またこの時期は，東京低地において先（1960）は大阪の沖積層からの年代を報告し，貝塚ほか（1962），Kigoshigfd．（1962）は，東京湾沿岸導的に行われてきた研究が，広く他地域でも行われるようになった展開期といえる．建設省が主導して域から放射性炭素年代値を報告した．また沼サンゴ各地の地盤図も関東各地で出版されはじめ（建設省樵についても，浜田（1963）による詳細な群集解析計画局・茨城県，1964，1969；建設省計画局・東京が行われ，星野（1967）によって6160yBPの年代湾総合開発協議会，1969），東京都も詳細な地盤図が報告され，大磯の下原月層の年代（8760∼7840 を出版している（東京都土木技術研究所，1963， yBP：米倉ほか，1968）から，両者がほぼ同時期で 1969，1977；東京都港湾局，1972）．あることが実証された．海域における研究では，音波探査による地層探査 1960年代における沖積層の最も大きな進展は，沖積層の細分である．羽鳥ほか（1962）は東京湾周が内湾や陸棚域で行われるようになり，海底地形に辺の沖積層を検討し，腐植質の泥層を含み谷部に分加えて，埋没している地形や構成する堆積物からの布する下部層と現在の三角州につながる上部層（上解析が行われるようになった．1961年5月，地質部砂層，泥層，下部砂層）に区分し，下部砂層は上 372 4．第四系部層と下部層との間の海進の停滞に対応するとした．その後，青木・柴崎（1966）は東京下町江東南状図に見られる下部と上部が租粒で中郡が細粒な層部の研究から，層厚50m内外で，上部の砂質層む分布は，1回の海進・海過によって形成されてい（I a）と貝化石を含有する下部の粘土層（I b）かることを示した．また堆積速度と海水準の変化によらなるⅠ層と，Ⅰ層とは多少の凹凸をもった境で接って，海過が海水準上昇期においても起き，2からし，砂泥互層，砂質粘土を主とし，層相変化が激し 3サイクルの沖積層が形成されることを示した．扇く月は少なく腐食物が混入するⅢ層に分けた．両者状地三角州や通常の三角州での層相の違い，溺れ谷相分布と，くさび状に中部の細粒部が陸側に入り込の関係は，標高【30m以浅では不整合関係，それを埋積する模式的な沖積層断面，最終氷期以降の海以深では平行不整合ないし整合的関係で，約1万年水準変動に伴う堆積環境の変遷など，膨大なデータ前後の海水準の一時的な低下によるものとされ，こを用いて論理的に層相の変化を説明した画期的な研れらは，有明海と不知火海の有明粘土層と島原涯湾究といえる．まだ十分な海水準変動曲線が日本では層（有明海研究グループ，1965）に対比された．さ得られていなかったが，欧米の先駆的な海水準変動らに青木（1969）は，これらをまとめて，下町低地曲線を取り入れ考察を行っている．の沖積層（従来の有楽町層）を，貝殻を混入し主にこれらの研究に続いて，より詳細に個々の沖積低浅海成の堆積物からなる有楽町層と，腐植物を混入地の層序と古環境が研究されるようになる．貝塚・し，淡水から汽水成の堆積物からなり，物性に違い森山（1969）は，相模川沖積低地の表層地形，河床のある七号地層に再定義し，両者の関係を不整合と堆積物，ボーリング試資料を解析して，基底の埋没した．これらの詳細は，「東京都地盤地質図（23区谷，地質縦断面・横断面図を明らかにし，下位か内）」として，刊行されている（東京都土木技術研ら，基底礫層（BG），下部砂礫層，下部泥層，中部究所，1969；東京都土木技術研究所地象部地質研究砂礫層，上部泥層，上部砂層，頂部泥層と硯河床の室，1970）．KuwanoeJdJ．（1971）では，侵食面で境頂部砂礫層に区分した．このうち上部泥層と上部砂されるこれらの二重構造の年代を，七号地層の下面層から海榎の貝を産する．中部砂礫層は，上部層とを最終氷期最盛期に，有楽町層の下面をアレレード下部層を境し，河道沿いの地域だけ細長く分布し，からプレボレアル間（新ドリアス期）に対比してい新ドリアス期の海面低下期に対比されている．る．これらの区分とは別に，成瀬・貝塚（1965），同様に，松田（1973）は，多摩川低地の沖積層と成瀬（1969）は，東京湾臨海地域で行われたボーリ埋没地形をボーリング資料から明らかにし，上部とング結果と報告書を取りまとめて，沖積層の基底礫下部に二分し，それぞれ有楽町層と七号地層に対比層（BS）を除いて，上から砂層と粘土層からなるした．下部は，下位より基底礫層と腐植物を含みレ上部層と砂層と粘土層からなる下部層に分け，東京ンズ状の連続性の悪い砂層と泥層からなる下部砂泥湾沿岸域から報告されている放射性炭素年代値から層から構成され，上部は，貝殻を含み三角州性の堆海面変化曲線を示した（横浜市埋立事業局，1966；積物と考えられる中間砂層，貝殻を含む海成層の上千葉県葛南開発工事事務所，1967；千葉県開発局，部泥層，貝殻を多量に含む三角州の前置層と考えられる上部砂層，および最上部陸成層から構成され 1969；など）．とくに成瀬・月壊（1965）では，両層の間にある砂礫層に着目し，同層を下部層の最上る．中間砂層は，東海道新幹線よりも海側でのみ分部として沖積層を細分している．これらの研究とは別に，池田（1964）は，東海道布することから，海側がデルタ域で陸側が河成平野新幹線の建設のために行われたボーリング試料と関有楽町層の間の不整合は，多摩川低地では認められ連地域の地盤図などを用いて，東海道における沖積ないこと，中間砂層の分布深度が浅いことから，七層の層序とその生成機構を河川からの土砂量と海水号地層最上部の谷の形成後に中間砂層が堆積したと準変動から考察した．基本的に沖積層は，最終氷期している．の低位海水準から，その後の海水準上昇に伴う海岸域と推定している．東京低地で見られた七号地層とさらにMatsuda（1974）は，東京低地，荒川低地，線の陸側移動（海進）と引きつづく海側移動（海中川低地，利根川低地の沖積層を取りまとめて，多退）によって形成された地層であることを示し，柱摩川低地と同様の区分を行い，上部層（有楽町層） 4．4 沖積層および完新世段丘 3乃の最下部に海成層の中間砂層（MiddleSand）を識塚らの論文では，上部の基底を沖積層の基底として別し，同層によって下位の七号地層を境した．中間採用している．下部の地層については，3万年を超砂層の年代は，1万年から9000年前とし，中間砂える年代が後に報告されており，貝塚らの解釈が正層と下部砂泥層との間の11000年から1万年前（新しかったことを示している（松田磐余，1993；斎ドリアス期）に海水準の一時的な低下期があり，両藤，2000）．東京湾口では，土木研究所の調査によ者間の不整合が形成されたとしている．最終氷期以って，詳細な地形と埋没谷地形が明らかにされてい降の海進については，この海水準の低下期を境に，る（建設省土木研究所，1967；建設省土木研究所地前期有楽町海進と後期有楽町海進に分けている．質研究室，1972）．これらによって，古東京川の支貝塚，成瀬，松田による東京湾とその周辺低地の流である古小糸川が富津岬の南側に流下していたこ一連の研究は，Kaizukagfd．（1977）で全体が取りと，小糸川と小橋川の間の失那川が富津岬の第一海まとめられている．基本的には，成瀬・貝塚堕と第二海壁間を南下し，古東京川に合流していた（1965）やMatsuda（1974）の考え方に加えて，海域可能性が示され，KaizukagfdJ．（1977）の古地理図のデータや地形データなどが加えられ，過去3万年では，それらの流路が示されている．また，最終氷間の古地理変遷が措かれている．現時点において期最盛期の最低位海水準については，地殻変動を考も，最もまとまった全体の古地理変遷図である．慮して−135mと推定している．同谷地形を埋積す Mastuda（1974）と比べると，いくつかの修正点がる地層については，茅根（1991）によって報告さ認められる．沖積層の層序については，Matsuda れ，周辺海域のポーリングデータをまとめてSaito （1974）と同じで，MiddleSand（MS）の直下を不整（1995）もほぼ同じ位置に谷地形を描いている．合としているが，MSの年代を1000年古くし，ア沖積層の二重構造をさらに発展させたのが，遠藤レレード期∼新ドリアス期の海水準が低下する時期らの研究である．EndoefdJ．（1982）は，過去約10 の堆積物に変更している．またMatsuda（1974）で年間に行われた南関東の沖積低地の研究（松島，は，MSを含めて有楽町層に対比していたが， 1979；遠藤ほか，1979；SekimotoandEndo，1980； KaizukaeJdJ．（1977）では，MSを除く上部層を遠藤・関本，1981；ほか）を取りまとめて，沖積層 Kuwanoefd．（1971）の有楽町層に，また下部層をは，9500∼11000年前の河川性の砂礫層（HBG）を七号地層に対比し，MSの対比を行っていない．もって上下2つに分けられること，縄文海進によっ Kaizukaetal．（1977）の論文で示されたMSの日本て海水準は＋2∼3mまで上昇し，奥東京湾側と古語訳は，松田は，「中間砂層」を用い（松田，1973，鬼怒湾側に大きな湾入部が形成されていたこと，南 1993），成瀬は「中部砂層」を使用している（成瀬，関東から関東平野中央部にかけての傾動を完新世の 1977）．一方，貝塚は，直接にはKaizukaeg 最高位海面から示した．さらに遠藤ほか（1983a） dg．（1977）以降はMSの日本語訳を用いていない．は，HBG（完新世基底礫層：遠藤ほか，1984）に彼の著書「東京の自然史」初版（1964）では，砂質よって分けられる海進を，七号地海進と有楽町海進層によって沖積層を上下に大きく区分できることを（Matsuda，1974の前期有楽町海進と後期有楽町海述べ，まとめの図では中部砂層を用いている（図進に対応）とし，また古鬼怒湾（小月川，桜川と利 43）．第2版（1976）では同図は改定され，中郡砂根川下流低地）と奥東京湾（荒川と中川低地）の基層の文字は省かれているが，「下部砂泥層最上部には砂層（松田の中部砂層）」と書かれている．本層序と層序断面を示した．関東平野の沖積層の体積が取りまとめられたのも本論文が最初である．海 KaizukaefdJ．（1977）では，東京湾横断道路のデー水準変動では，七号地海進を−10∼−20mまでのタや東京湾口部においての新しいデータも統合され海水準の上昇とし，HBG期の海水準を約−40mとている．Akutsu（1973）は木更津一川崎間の横断道し，20mにも及ぶ海面昇降を提示し，有楽町層基路のボーリング試料を用いて珪藻分析を行い，谷地底のHBGの年代を9800∼10500年と修正してい形が河戊と海成堆積物を1セットとして，二重構造る．からなっていること示した．有孔虫分析でも同様の二重構造が示されている（青木・馬場，1984）．貝東京湾東岸の千葉県都川や小穂川の沖積低地に関してもこの時期，貝壕ほか（1979）や土屋（1980）， 374 4．第四系低地では約50mを超える沖積層基底の谷地形が示底，内湾砂底などの棲息環境が復元され，内湾環境の面的な変遷過程，断面図における同時間線（古海され（土屋，1980），海榛の月を産する中部砂層を底地形）が示され，海進から海過にいたる環境変化境に，下位は腐植まじりの下部砂泥層と基底礫層，上位は月を産する上部粘土層と上部砂層および上部が示された．また多摩川・鶴見川沖積低地の研究に陸成層に細分されている（土屋，1980；吉村，生息する貝と潮下帯に生息する貝，泥炭などを用い 1985）．て描かれた．さらに，ボーリング試料に多数の放射吉村（1985）によって研究が行われている．小穂川おいて，過去1万年間の海水準変動曲線が潮間帯に以上の奥東京湾の沖積層区分における各地質断面性炭素年代を入れることにより堆積速度の変遷，地と層序との対比などの詳細については，4．4．2項を参照していただきたい．上記をまとめると，沖積層球化学的な分析，花粉，珪藻，有孔虫，渦鞭毛藻などの徴化石との総合的な解析が行われた（松島，は不整合を境に上部の有楽町層と下部の七号地層に 1987）．松島らは，その後も貝類群集解析を主とす分けられ，両層の境界付近には砂層・砂礫層が存在し，有楽町層の基底（七号地層の上面）は谷地形のる研究を報告している（松島，1993，1994，1995， 1996，1999b）．形状を示す．境界部の砂層には，海榛の貝殻を含む遠藤らは，HBGの提案以降も精力的に，とくにものと，その下位に場所によっては河戊の砂礫層が奥東京湾の沖積層についての研究を行っている（彼あり，境界部の砂層を境に物性値も異なる．有楽町らは古奥東京湾の名称を用いている）．小杉は，現層と七号地層の境界は，境界付近の河成砂礫層の下河床底・海底堆積物の珪藻遺骸群集解析をもとに詳限，海榛の月を産する砂層の下限，海成の泥の下限細な古環境復元の手法を確立し，古環境と古塩分濃の3者のとらえ方がある．なお，井関（1975，度の復元（小杉，1986；1988a；1989a），月壕形成と 1983）は有楽町層の泥を中部泥層としているが，関古環境との関係（小杉，1988b；小杉ほか，1989），東では上部砂層との関係（貝塚，1972，1978）か奥東京湾の海岸線の変遷（小杉，1989b），海面変動ら，上部泥層とされることが多い．と沖積層の形成（小杉，1989C）や，奥東京湾から一方，東木（1926）によって約10mとされた縄東京湾の環境変遷の時期区分（小杉，1990，1992）文海進の最高位海水準は，長谷川や和島らの微古生などの結果を報告している．また安藤は，淡水生の物学的な解析から，0∼3．5mとされ，関東以外の地珪藻群集の基礎的な研究をもとに（安藤，1990），域と違わないことが示された（長谷川，1966a，b；荒川低地の古環境変遷や海水準変動に関する多数の 1967a，b；1968；和島ほか，1968）．同様に，阪口報告を行っている（安藤，1986，1988，1991；安藤（1963，1968）は関東平野中部から4m程度と推定ほか，1987；安藤・藤本，1990；安藤・渡辺，し，籠瀬（1975a，b；1976）は霞ケ浦周辺低地の徴地 1992；安藤・方違，1997）．小杉や安藤らの精力的形（沖積高位面）と放射性炭素年代から約5mのな珪藻分析によって，荒川低地から中川低地の沖積最高位海面を示している．また新藤・前野（1982）層研究は飛躍的に進展したといえる．また安藤は東も桜川低地において，＋1∼1．7mの最高位海水準京湾臨海部の沖積層（石綿・安藤，1991，1992）やを推定しており，Endoerd．（1982）は関東地方広霞ケ浦の沖積層ボーリング試料（安藤，1994）につ域のデータをまとめて，2．5mとしている．いても珪藻分析を行っている． d．研究の発展期：高分解能化と高精度化（第3 期：1985年ごろ∼現在）遠藤，小杉，安藤らが詳細な調査を行っている加須低地，中川低地，荒川低地は，利根川と荒川の流沖積層の研究は，1980年代からは，貝類，花粉，路変更によって，堆積環境や沖積層の層相が大きく珪藻，有孔虫などの化石群集解析や堆積相解析，放変化してきた．利根川と荒川は最終氷期最盛期から射性炭素年代値を多く入れたコアの解析により高分完新世初期には荒川低地を南下しており（Matsuda，解能の分析が行われるようになる．松島（1984a） 1974；菊地，1979；遠藤ほか，1987；江口・村田，は，関東を含めて日本列島の沖積層に含まれる月類 1999），8000∼6000年前には現在の綾瀬川から元荒群集を解析し，後氷期の時間的・空間的な変遷を明川にも一部流入していた（遠藤ほか，1987）．約らかにした．貝類群集の解析から，干潟，内湾泥 3000年前まで加須低地には泥炭が発達していた 4．4 沖積層および完新世段丘 3乃（平井，1983；江口，1991；江口・村田，1999）が，沖積低地で作成した（Saito，Yリ1993，1995；斎藤，約1500年前に荒川と利根川が加須低地に流入する 1995，2003）．斎藤や遠藤らの研究は，地層（沖積ようになり，粗粒堆積物が堆積するようになってい層）の形成をよりダイナミックにとらえて，さらにる（遠藤ほか，1987；江口・村田，1999）．これら現在をその延長に見ている点にある．このような手の流路変更に縄文海進による環境変化が加わってお法と考え方は，他地域の沖積層にも通用されるようり，より複雑な環境変遷となっている．縄文海進にになり，ダイナミック地層学へと発展している（増よって広がった奥東京湾では，浅く広い海が湾入し田，1998，2000）．ていたため，潮差がいまよりも大きかったことが推東京湾臨海域においても，東京都土木技術研究所定されている．藤本（1990）は現在の4倍以上の7 （1987，1996）による液状化や大深度地下の研究に mにも及ぶ潮差を推定し，海水準変動曲線の問題点加えて，遠藤らの基礎的な研究を受けて，沖積層のを指摘している（藤本・安藤，1990）．上原（1997，再検討が行われた（東京地区部会，1995；東京都港 1999）は，湾奥での大潮平均高潮面が現在の1mか湾局，2001；石綿，2004）．松田磐（1993）は東京ら1．5m以上に増大し，湾口の浦賀水道での潮流が湾沿岸域のMS（中間砂層）と完新世基底礫層（H 2倍に達していたとした．遠藤ほか（1985）は，草 BG）を新ドリアス期の同時期のものと解釈し，沖加市における掘込穴における堆積相と貝類群集解析積層を二分して上部沖積層の最下部を中間砂層とから，4∼5mにも達する上方細粒化を示す潮間帯し，有楽町層相当に対比した．一方，東京地区部会堆積物を報告しているが，大きかった潮差を反映し（1995）などでは，有楽町層の最下部に，腐植物やている可能性が大きい．完新世の最高位海面とその月殻を含み，一部砂礫層からなる汽水成から河成の時期についてはハイドロアイソスタシーの効果（中堆積物を有楽町層の基底部と設定し，従来の考え方田，1995）が考慮されていないので，これらについよりも，やや下位に有楽町層と七号地層の境界をおては今後の課題である．遠藤らの一連の研究の転機は，Endoefd．（1982），遠藤ほか（1983a）の海水準変動曲線の改いている．層相に加えて，mGに相当する年代と海棲珪藻の産出下限をもとに，有楽町層の基底が検訂であった（遠藤，1996）．既存の放射性炭素年代討されたようである．一方，木村らは，沖積層の模式地である東京低地値や三郷のコアデータの総計134個のデータを用いから中川低地において，東京都土木技術研究所の所て過去11000年間の新たな曲線が作成された（遠藤有するボーリング試料と新たに採取したボーリングほか，1989；遠藤・小杉，1990）．各データと海水試料を用いて，詳細な堆積相解析や貝類群集解析を準変動曲線との差は，古水深を示すことから，各ボーリングコアで深度と年代値を図上で結んだ線は，行っている（木村，2004；石原ほか，2004a，b；宮海底面の変化を表すことになる（海底面変化曲線）．これらを平野の上流側から海岸線まで配列すれば，沖積層は，下位から流路内河川相，蛇行河川相，潮水深の変化を時空間的にとらえることができ（東京地区部会，1995；遠藤邦彦ほか，1995），地層縦断タからデルタフロント），潮汐水路から後背湿地相へと変化し，海進から海遇の1回の堆積サイクルを面に同時間線を措くことによって過去の地形変化を認めている．新ドリアス期における海水準の低下ダイナミックに見ることができる（遠藤ほか，は，世界的には，サンゴ樵における連続的な古海水 1992）．また新しい海水準変動曲線が従来と大きく準の復元により，現在では否定的である地ほか，2004；中島ほか，2004）．彼らによれば，汐低地・塩水湿地パ朝汐水路相，内湾相（プロデル異なる点は，新ドリアス期の20mにも及ぶ海面の（Fairbanks，1989；町田ほか，2003）．海水準の停滞昇降が明示されていないことである．や非常に緩やかな上昇による海過が起こったとして遠藤らの研究とは別に，斎藤もボーリングの放射も，顕著な下刻や侵食は生じていない可能性が大き性炭素年代・深度データと海水準変動曲線との差にい．有楽町層と七号地層の境界付近において，同時着目し，古標高・古水深曲線を措き，それらをもと間線と堆積環境を面的に復元して，地層をダイナミに各標高と各水深での堆積速度を見積もって，陸域ックにとらえた研究は東京低地ではまだ行われていと海域を合わせた堆積速度分布と縦断面図を小穂川ない．小柩川低地においては，境界部の層相の変化 376 4．第四系は，堆積システムの陸側移動（海進）によって説明は60mを超える沖積層を報告しており，霞ケ浦かが可能であることを示している（Saito，1995；斎ら潮来にかけて発達する厚い泥層を主体とする沖積藤，2003，2006）．層に対して霞ケ浦層と名づけている．霞ケ浦周辺低木村らによる研究は，中川低地から荒川低地や東地から外浪逆浦地域の沖積層については，新藤・前京低地に拡大して行われており，数多くの成果が出野（1982）によって，より詳細な沖積層の基底国と始めている（田辺ほか，2006a，b，C；林宏一ほか，層相分布が示されている，彼らは，佐原から潮来付 2006；久保ほか，2006；木村ほか，2006；中島ほ近の沖積層の基底は，霞ケ浦から潮来を経由して北か，2006；稲崎，2008；江藤ほか，2008；中尾ほ浦からの支流と合流する谷地形と利根川低地沿いのか，2008）．研究の進展を期待したい．南側の佐原付近の2つの谷線からなっていることを e．古鬼怒湾（霞ケ浦，鬼怒川，小貝川，桜川，利根川下流，鹿島低地）示した．また沖積層の層序では，土浦から霞ケ浦地域では，霞ケ浦層と呼ばれる主に海成の堆積物から古鬼怒湾域の沖積層については，東木（1926）やなる泥層，沿岸低地では，この上位に上部砂層や上江坂（1943，1954，1972，1975）の研究以降，和島部シルト粘土層が重なる．霞ケ浦層の下位には，腐ほか（1968）によって古鬼怒湾と命名され，層序，植物を含む下郡砂層が分布する．一方，潮来付近で沖積基底地形，古環境，古海水準，微地形などの研は，霞ケ浦層とほぼ同層準で海成の砂層となり，そ究が行われてきた．古鬼怒湾の湾口部にあたる鹿島の下位に下部砂層に対比される下部粘土層（貝殻，地域では，菊地（1968）によって，砂礫州からなる沖積層高位面の分布，砂丘の発達史，地質断面が示腐植物を含む）が分布するとした．この下部粘土層は，鹿島地域における下部粘土層（建設省計画局・されている．同砂礫層は，息栖層（多田，1943，茨城県，1964），下部泥層（菊地，1968；Kikuchi， 1948）と呼ばれ，縄文海進時に形成された砂州（菊 1969）に対比されている．一方，遠藤ほか（1983a）地，1968；Klkuchi，1969）とされ，後に古鬼怒湾は，霞ケ浦から桜川低地の沖積層を，飯田層と下大の湾口部に形成された砂礫層（バリアー）であるこ島層に二分し，飯田層の基底にHBGを識別し，両とが示される（斎藤ほか，1990）．鹿島の砂丘につ層を有楽町層と七号地層に対比した．池田ほかいては，古期砂丘と新期砂丘に分けられており（多（1977），新藤・前野（1982）の霞ケ浦層が飯田層に田，1948；菊地，1968；漆原，1972），古期砂丘直ほぼ対比される．鈴木ほか（1993）は，土浦礫層を下の腐植層の年代が1950yBP（多田ほか，1971）切り，一段低い下大島面を構成する地層の礫層を下であることから，古期砂丘の年代はこれよりも新し大島礫層と名づけ，土浦地域における沖積層基底礫いことになる．層に対比した．同礫層はATテフラに覆われ，上部霞ケ浦から鹿島地域の沖積層の基底については，で16700yBPの年代値を示すことから，最終氷期最東京国際空港の候補地選定のための調査（藤下ほか，1967），鹿島地域の地盤図（建設省計画局・茨盛期から晩氷期に対比されている．下大島面を切城県，1964；運輸省第2港湾建設局鹿島工事事務部の礫層は塚田砂礫層と名づけられ，HBGに対比所，1969），霞ケ浦地域の護岸工事などの基礎調査されている．沖積層の基底地形について遠藤邦彦ほなどによって多くのボーリングが行われ，研究が進か（1988）は，潮来の西側で，利根川低地と霞ケ浦展した．池田ほか（1977）は，桜川低地の露頭におからの谷線が合流する基底図を示しているが，既存ける放射性炭素年代測定値と礫種構成の解析，およのデータと整合的でなく，同地域については問題がび古鬼怒湾域のボーリング結果をまとめて，沖積層多い．の層序と，古地理変遷を取りまとめている．彼らにり，硯沖積面を構成する地層が飯田層で，その最下鬼怒川の流路変遷については，遠藤ほか（1983b）よれば，2∼3万年前には，古鬼怒川が小月川低地によって，立川期の小則り低地の礫層の調査から，から桜川低地を流れ，土浦礫層を堆積させた．その古鬼怒川はBGの時代には小月川低地を流れていた後の海水準の低下期（最終氷期最盛期）には，古鬼こと，13000年前以降に現在の鬼怒川低地に移って怒川は小月川低地を流れ，桜川低地では桜川によるいたことが示された．これによって古鬼怒川は，桜下刻が行われ，土浦礫層は段丘化した．潮来地域で川低地から小月川低地に，さらに鬼怒川低地へと流 4．4 沖積層および完新世段丘路を変えてきたことが明らかとなった． 377 ては，上位の砂層とは漸移関係であり不整合は存在現在の利根川下流低地で，霞ケ浦との合流付近以しないこと，下部粘土層と下部粘土層の下位の砂泥西の沖積層について，大矢（1969）は，当地域にお層との境界の泥炭層の年代が10120yBPであることける沖積層上部砂層と泥炭層に関して報告し，同地から，下部粘土層も有楽町層に対比された．これに域においては化土層と呼ばれる泥炭層が発達しておよって鹿島地域の谷地形内に分布する下部粘土層もり，放射性炭素年代で1410∼2070yBPの年代を示同層に連続することになり，建設省計画局・茨城県すこと，表層の砂礫層の発達はあまりよくないこと（1964）で示された谷地形が沖積層基底の谷地形をを報告している．利根川との合流点以北の鬼怒川低示していることが明らかとなった．この谷地形の延地でも泥炭層が発達しており，770∼1830yBPの年長は，鹿島灘の沿岸域で行われた音波探査結果で示代借が報告されている（貞方，1972）．また高野ほされている谷地形の場所（海上保安庁水路部，か（1985）は利根川下流低地の横断地質断面と手賀 1984）にほぼ連続する（鈴木・斎藤，1987；斎藤ほ沼への縦断地質断面を示し，沿岸環境が縄文海進最か，1990；井内・斎藤，1993）．また，鹿島から潮盛期の内湾環境から汽水，湖沼環境に変化したこと来にかけて分布する砂礫層は，古鬼怒湾の湾口部にを珪藻分析結果から示し，約3000年前に淡水化が発達した湾口砂体であり，霞ケ浦南東部に分布する成立したとした．鬼怒川に沿う地質縦断面について霞ケ浦層の砂層は，鹿島地域から発達した潮汐三角は，早川（2000）が茨城県農地部のデータをもとに州の末端部分であり，湾口部から霞ケ浦に向けて砂示しており，鹿島地域の砂礫層，外浪逆浦から金江と泥が多量に僕給されて霞ケ浦が埋積されてきたこ津にかけての楔状の砂の分布，新利根から竜ヶ崎，とが示された．同様な層相の関係は鹿島から利根川伊奈を経て水海道にいたる海榎の月を産する泥層が下流低地川も同じである（早川，2000）．これらの示されており，沖積上部の砂層が薄く，鹿島から内砂と泥は，河川から供給されたものではなく，鹿島陸に向けての砂層が厚く，広く分布していることを灘の海岸侵食が供給源となっている．また菊地示している．同砂層については鹿島から霞ケ浦に向（1968）で示された砂州は，海水準上昇期から高海けても同じであり，霞ケ浦地域で詳細な研究が行わ水準期に湾口部に発達し，約5500年前に離水したれている．砂州（バリアー）であること，神之池は，当時の潮古鬼怒湾の沖積層では，陸域の沖積層露頭や浅層流口の残存地形であることが示された．これらの研ボーリングの調査は行われているが，有楽町層相当究によって，霞ケ浦から鹿島地域では，有楽町層相層の基底にまで達するボーリング試料を用いての放当と七号地相当の間の不整合は確認されず，河川性射性炭素年代を伴う研究は，1980年ごろまで行われていない．1982年に地質調査所で行われた霞ケの堆積物から，沿岸湿地，内湾浅海域から内湾泥底へと徐々に堆積環境が変化している．また鹿島地域浦湖上ボーリングによって，放射性炭素年代と詳細では，約1万年前から5500年前の海進期に海成層な層相解析などが，初めて報告される．鈴木・斎藤の泥層から砂層が急速に堆積し，上部砂層が5500 （1987），斎藤ほか（1990），井内・斎藤（1993）は，年前に離水している．一般的な沖積層の層序とは異霞ケ浦で行ったボーリング結果と周辺地域のポーリング結果をまとめて，鹿島灘から霞ケ浦を経て土浦なった発達様式を示している．これは一般的な沖積層の層序が内湾のデルタ（三角州）域であるのに対にいたる縦断面図と沖積層基底を示している．霞ケし，古鬼怒湾の沖積層がバリアーシステム（エスチ浦湖底に発達する霞ケ浦層の海成層と下部砂層の境エアリーシステム）からなっていることによる違い界部の泥炭層から9920∼9980yBPの年代が得られで，臨海平野を構成する沖積層に，模式的が中積層ており，同層が有楽町層に相当することが示されの層序と年代を一律に当てはめてはいけないことをた．また霞ケ浦から南東部の麻生・潮来にかけての示している（斎藤，1987；増田，2000）．同様なこ泥層から砂層への層相変化は，火山灰層の対比からとは浜堤平野の沖積層にもいえる．同時異相であることが示された．麻生から潮来において，新藤・前野（1982）の下部粘土層，遠藤ほか（1983a）で下大島層に対比された海成粘土層につい f．九十九里浜平野九十久里浜平野の沖積層については，辻・鈴木（1977），Moriwaki（1977），森脇（1979）らの研究 37苫 4．第四系によって，過去6000年間の浜堤平野の地史が明らと泥炭を含む砂泥の陸成層からなり，上部が海成のかになっている．森脇は，大きく内側からⅠ，Ⅱ，泥層と砂層で，最上部が河川性の堆積物で覆われる Ⅲの3つの浜堤列群に区分し，およそ2000年間隔ことを示した．また早川・勝村（1982）は，沖積面の気候・海水準変動によってそれらが形成されたとを1，2a，2bと現在の河成面に区分し，沖積面1かした．同地域の沖積地下地質に関しては，藤原ほから3500∼7000年前の放射性炭素年代を報告し，縄（2000a），増田ほか（2001a，b），Tamuraetal．（2003），文海進の最高位海水準に対応して形成された面であ田村・増田（2004），田村ほか（2006）によって詳ることを示した．細な堆積相の記載と多数の放射性炭素年代値ととも h．完新世段丘と最高位海水準に縦断面図が示されている．内湾の沖積層の模式層房総半島南部，三浦半島南東部，大磯丘陵には，序とは異なり，腐植物や潮間帯の貝を含む干潟堆積海抜20mを超える完新世海成段丘が分布している物が開析谷を充填し，それを不整合に覆って，海退（米倉ほか，1968；中田ほか，1980；建設省国土地期の海成砂礫層が重なり，その上位に外浜から前浜理院，1982）．とくに房総半島では，サンゴ樵を産にいたる上方租粒化を示す砂質から砂礫質の堆積物する沼層が見られることや，大正地震による隆起がが覆っている．不整合は，約5000年間の時間間隙認められていたことから，隆起海岸段丘は早くからがあり，海進期のラピーンメントプロセス（外浜侵注目されていた．大きく4両からなる離水海成段丘食）によって形成されたものである．過去6000年は，高位より，SugimuraandNaruSe（1954）では，間に約10kmの前進を示しており，この間に相対上位段丘（Upperterrace：2段有：沼段丘），中位段的に約6mの海面低下が推定されていて，間欠的丘（middleterrace），下位段丘（lowerterrace），1923 な地震性の隆起と海水準変動の両者の影響を受けて年段丘（1923terrace）に，Yonekura（1975）では，いたことが報告されている（増田ほか，2001a，b）．第1（First）∼第4（Fourth）に，横田（1978）で最終氷期最盛期の谷地形（沖積層基底）については，九十九里浜平野の北部と南部の大きく2系統のは，房総半島南東岸において，岡瀬田面，寺庭面，谷地形が存在していたことが，陸棚域の音波探査から示されている（海上保安庁水路部，1986，2000）． g．那珂川，新川，久慈川低地平館面，瀬戸浜面に区分されている．中田ほか（1980）は，房総半島南部に発達する完新世段丘を一括して沼段丘とし，高位から，沼Ⅰ面，沼Ⅱ面，沼Ⅲ面，沼Ⅳ面，1923年ベンチに識別した．また関東北部の那珂川，久慈川と新川低地の沖積層については，基底地形と層序断面が坂本らや早川らに茅根・吉川（1986）は，現成のベンチー小崖一海食台よって示されている．坂本ほか（1972）は，深度く千倉Ⅰ，千倉Ⅱ，千倉Ⅲ，千倉Ⅳと大正ベンチ・ 50mを超える沖積層の基底地形を新川と久慈川で現世ベンチに区分し，これらの間に挟まれる小規模示し，早川・吉川（1984）は久慈川沖積低地の層序の段丘を識別した．これらの区分では，多少の差異を河口から30km上流域まで示し，臨海部では，下はあるものの，最高位の段丘が，約6000年前に形位から基底礫層，下郡泥層／砂礫層，腐植物を産す成された段丘であり，大正地震による段丘を除く最る中部砂泥層，貝を産する中部泥層と上部の砂礫／下位の段丘が元禄段丘で，ほぼ同様の区分が行われ砂／泥層に区分した．縄文海進最盛期には溺れ谷化し，湾口部には砂州・砂礫州が形成されたが，約ている．なお，通常，沼面と呼んだ場合は，最高位 2000年前には潟湖は埋積され，現在のように広く布と放射性炭素年代については，建設省国土地理院河成平野が発達した．この久慈川の沖積層が，加賀（1982）で資料集としてまとめられており，OtagJ 美・奈須（1964）で示された大陸棚上の埋没谷に連 d．（1987a，b）によって日本全国の完新世の最高位続する沖積層で，同埋没谷地形と古沿岸堆積物は， SaitoandBilgic（1992）によって，より詳細に地層海水準が取りまとめられている．これらの段丘の形成は，相対的な海水準変動，主の内部構造が報告されている．また坂本・野間には，地震隆起により形成されている．渡辺の一連の地形構成をもとに離水地形を判読し，大きの段丘面（沼Ⅰ面）を指す．関東南部の段丘面の分（1969），坂本（1975）は那珂川から洞沼にかけての（1929）は，房総半島南部の完新世段丘が4∼5段に沖積層層序を示し，沖積層の下部が最下部の砂礫層区分でき，大正地震（1923年）による隆起から考 4．4 神林層および完新世段丘えて，これらの段丘は地震による間欠的な隆起の累 379 いたが（松島，1979，1990），海抜27mの地点か積であると推定した．sugimuraandNaruSe（1954，ら穿穴月の巣穴化石が兄いだされ，従来報告されて 1955）は，4段の段丘を識別，図化し，最高位の段いたよりも高い海水準が推定されている（松島，丘（沼段丘）の高度が大正地震に伴う隆起量と正の 1990）．相関をもつことから，大正地震と同様な変形がくり一方，房総半島の館山北方の保田地域では，4面返していたと推定した．また，最高位の段丘形成時の離水海成段丘が見られるが，元禄地震において沈の海面高度が現在よりも約6m高かったことを示降したことが指摘されており，房総半島南端とは，し，地震隆起と海面変動を量的に分離できることを異なった隆起過程があったことが報告されている示した．松田ほか（1974）は，元禄地震（1703年）（宍倉，1999）．保田Ⅰ面∼保田Ⅳ面の4面の海成段に隆起した段丘（元禄段丘）の高度と変位分布が大丘の離水年代は9∼13回起こった大正型地震の累積正地震の段丘の分布と異なり，互いに相補的であるであり，これらのうちの4回が離水に寄与したとさことから，両地震が組としてくり返し，隆起が累積れている（宍倉，1999）．また宍倉（2000）は，元しているとした．さらにMatsudaetal．（1978）は，禄地震の隆起が房総半島南端に限られ，中部では沈放射性炭素年代値から地震隆起の再来周期を推定し降であったこと，宍倉・宮内（2001）は，大正型地ている．一方，横田（1978）は4つの各段面の間に震による隆起によって房総半島中部の離水段丘が形小段丘面がいくつか分布していることを示し，同地成されている可能性を示した．さらに房総半島東部域の河成段丘と放射性炭素年代から6000年以降のの夷隅川周辺では，約10mの完新世最高位海水準海水準変動の影響を検討した．中田ほか（1980）が推定されているが，この隆起は元禄・大正型の地は，段丘地形と堆積物から推定される海面高度を再震隆起では説明ができず，別の隆起要因を探る必要検討し，放射性炭素年代値と合わせて，沼Ⅰ面∼沼 Ⅳ面形成と相対的な海水準変動の復元を試み，大地性があることを指摘している．震による急激な隆起とその後の逆戻り現象，さらにについては，大塚による1930年ごろの層序と年代元禄以前の過去3回の大規模な離水年代（6150年論的な研究以降（大塚，1929など），成瀬（1968）前，4300年前，2850年前）を示し，発生間隔が一によって最高位海面高度の分布図が示され，町田大磯丘陵から三浦半島にかけての完新世海成段丘定でないことを示した．さらに長期的な隆起速度と（1973），松田ほか（1974），Yonekura（1975），熊各地震間の平均隆起速度の差から4300∼2700年前木・市川（1981），熊木（1982），建設省国土地理院の海水準の低下を推定した．一方，茅根・吉川（1982），松島（1984b，1999a），Otaefd．（1987a，b）（1986）は，現成の侵食地形をもとに離水地形を判などによって，新しいデータを追加して報告されて読し，大きく海食台まであらわれる4回の3∼6m きた．松島（1999a）は，伊豆から三浦半島にかけ規模の隆起（千倉Ⅰ，千倉Ⅱ，千倉Ⅲ，千倉Ⅳ面のての海成段丘をまとめて，3面の段丘面がこれらの形威）と，これらの間に挟まれ，ベンチだけが離水地域で認められることを報告している：大磯丘陵する2∼3回の1∼2mの小規模な隆起を推定した．（中原原面，前川面，押切面；米倉ほか，1968；遠 4回の元禄型地震のほかに，これらの間に発生した藤ほか，1979），葉山（Ⅰ∼Ⅲ；熊木，1982，松島， 9回以上の大正型地震の隆起の累積を考慮する必要 1984b），小和田湾（Ⅰ∼Ⅲ；澤，1992），三浦海岸があることを示した．このことは，両タイプの地震（野比Ⅰ面，野比Ⅱ面，野比Ⅲ面；熊木，1982，Ⅰ が1回ずつの組のみで構成されていないことを示し ∼Ⅲ；太田ほか，1994），城ケ島（Ⅰ∼Ⅲ；蟹江ほている．また従来海成段丘面とされていた面は海食か，1989）．年代については大磯丘陵と三浦半島で台であり，推定される海水準が，従来と比べて1∼ は多少差異がある．他の面は年代精度も悪く，500 5m高くなることを示した．中田ほか（1980）では ∼1000年ほど年代値がばらついている（松島，沼Ⅰ面の海面高度を23mとしているが，茅根・吉 1999a）．房総半島との対比では，沼Ⅰ面は野比Ⅰ面川（1986）では，約30mとなっている．房総半島に対比されるが，野比Ⅱ面と野比Ⅲ面の離水は，沼南部の沼サンゴ層の地域でも，海成堆積物の上限と Ⅲ面と沼Ⅲ面とは年代差があり，別々の地震で隆起地形面から最高位海水準は20∼24mと推定されてしたことが示唆されている（Kumaki，1985）．松田 380 4．第四系（1974，1985）は，大磯丘陵の隆起の説明には大 Ⅲ面，沼Ⅲ面の離水年代に近い（藤原ほか，正・元禄型地震に加えて「大磯型地震」の必要があ 1999a，b）．これらの年代については放射性炭素年代ることを示し，同地震の再来周期が厚い可能性を示から暦年に較正して議論が行われるようになっておした．また丹沢山地は大正・元禄地震では別の動きり，さらなるデータ蓄積が期待される．［斎藤文紀］をしており，これらの地震では隆起の説明ができない．一方，山崎（1985，1994）は足柄平野における段丘と地下地質の研究から同地震の存在は認めてい ■4．4．2 奥東京湾るが，より再来周期の長い地震を推定している（山奥東京湾とは縄文海進時，関東平野に海域が最も崎，1985，1994）．すべてを説明できるモデルはま広がった地域を指す．荒川低地，中川低地，東京低だなく，海域から陸域を含めて広域的な解釈が必要地，多摩川低地が該当する．これら地域には奥東京とされている（松田時彦，1993）．湾を埋積した沖積層が広く分布している．一方，房総半島中部から関東東部では，段丘面の明治以降，この地域での都市発展の中で，軟弱層細分化と対比までは行われていないが，最高位海面である沖積層への対処方法が，土木・建築事業を進（または海成層上限高度）とその高度は，染川（9 めるうえでの大きな課題の1つであった．このた m：遠藤・関本，1981），岩瀬川（約8m：茅根ほめ，沖積層の研究は，主に工学的課題解決を前提とか，1991），夷隅川（約10m：遠藤ほか，1983a；して始まった．このため地盤工学の分野で用いる沖関本・遠藤，1989，11m：宍倉・宮内，2001），九積層は，地質学での定義と異なることから，一時混十九里浜南部（10∼8m：宍倉・宮内，2001），九乱が生じた時期がある．現在，沖積層は一般に最終十九里浜中部（6m：森脇，1979，4∼6m，増田ほ氷期以降の堆積物として用いられることが多い．地か，2001a），銚子高神低地（約4m：鹿島，1985；盤工学会ではチュウ積層と表記している．太田ほか，1985；鹿島ほか，1990），鹿島低地（約 5m：菊地，1968），那珂川河口付近（約6∼7m：沖積層の研究は，関東地震時，地盤により建物被害が大きく異なっていることが契機となり，復興局磯部，1986）と報告されている．房総半島東部でにより実施された本格的な地盤調査から始まる．こは，九十九里浜平野の前浜堆積物の解析から，6000 の結果，沖積低地の地下には埋横谷があり，これを年以降の相対的海水準変動と4回の間欠的な地震隆埋積する沖積層が広く分布することが明らかになっ起が報告されており（増田ほか，2001a），元禄・大た．戦後，戦災復興による軟弱地盤地域での都市開正型の地震隆起だけでは累積が説明できず，九十九発とともに，数多くの地質調査ボーリングが実施さ里浜沖の地震を含めて検討する必要がある（宍倉・れることになった．これらボーリングデータをもと宮内，2001）．に「東京地盤図」（東京地盤調査研究会，1959）が地震隆起に伴う海成段丘の研究に，地震や津波に刊行される．その後も地盤調査ボーリングの集積に伴う堆積物の研究が藤原ほか（1997）によって房総伴い，60年代後半から70年代にかけて，官公庁か半島や≒浦半島において始められ，個々のイベントら「東京都地盤地質図」（東京都土木技術研究所，の年代論に新しいデータが追加され，段丘形成以前 1969），「東京湾周辺の地盤」（建設省計画局，の地震・津波に関しても情報が蓄積されるようにな 1969），「東京港地盤図」（東京都港湾局，1972，った．藤原らは，露頭やボーリング試料を用いて， 2001）など相次いで刊行物が出版された．これらは岩相記載，化石群集，粒度分析と多数の放射性炭素とくに地盤の工学的特性に焦点をあてた内容であっ年代値から，定常の内湾堆積物とイベント堆積物をたが，これまで軟弱層と一括されていた沖積層が層識別し，イベント堆積物の時空間分布から，過去1 相や強度（主にN値）から細分できることが明ら万年間に房総半島館山と三浦半島において7回のイかになった．ベントを識別している（古い方からTl∼T7：藤原ほか，1997，1999a，b；FujiwaragfdJリ2000）．海成 a．沖積層の区分沖積層に村する工学的関心の高まりとともに，地段丘との対比では，T3が沼Ⅰ面と野比Ⅰ面，T4，質学研究も始まった（図4．4．2）．池田（1964）は， T5，T6，T7がそれぞれ，野比Ⅱ面，沼Ⅱ面，野比東海道新幹線沿いの沖積層に，河成層から海成層へ『日本地方地質誌』刊行委員会刊行委員長加藤頼一 −産業技術総合研究所副刊行委員長高橋正樹一一日本大学刊行委員新井田浦侶 −北海道大学 …‥［北海道］吉田武義 −東北大学 …‥［東北］佐藤正 −深田地質研究所 …‥［関東］新妻信明 −静岡大学名誉教授 …‥［中部］吉川周作 −大阪市立大学・t…［近畿］西村祐二郎 −山口大学名誉教授 …‥［中剛小桧正幸 −愛媛大学 …‥晒国］佐野弘好 −九州大学 …‥［九州・沖縄］ 05.5.27/5:33 PM 引用文献 Akutsu,J.(1973)GeologyoftheKawasakitoKisarazusubsurfacesection,centralpart ofTokyoBay,Japan.TohokuUniv.,Sci.Rept.,2ndser.(Geol),specialvolume,no. 6,465-476. 安藤一男（1986）珪藻群集からみた埼玉県見沼低地の古環境の変遷と完新世最‫ݗ‬海水準．第四紀研究，25,165-176. 安藤一男（1988）埼玉県荒川低地における沖積上൉砂層の上位でみられる海成粘土層．第四紀研究，27,139-151. 安藤一男（1990）淡水産珪藻による環境指標種群の古環境復元への応用．東北地理，42,73-88. 安藤一男(1991）珪藻Ћӽ群集の推移からみた沖積低地における海退過程の་型化．東北地理，43，98-110. 安藤一男（1994）珪藻Ћӽ群集の推移からみたӅヶ浦の古環境変換．地ࡐ調査所月報，45， 103-103, 安藤一男・藤本潔（1990）珪藻群集からみた埼玉県荒川低地中流域における古環境の変遷と旧海水準．第四紀研究，29,427-437. 安藤一男・渡辺満久（1992）武蔵野台地開析ૌ，‫ݪ‬目川ૌ底平野の埋没段丘面と最終氷期後半以降の古環境変遷．季刊地理学，44，79-92. 安藤一男・方違重治（1997）珪藻Ћӽ群集による縄文海進期の想定海岸線と貝塚分布との関係−埼玉県荒川低地上流域を例にして−．季刊地理学，49,231-246, 安藤一男・和田信・‫ݗ‬野司（1987）珪藻群集からみた埼玉県荒川低地の古環境の検討．第四紀研究，26,111-127. ো木直昭・馬場勝良（1984）関東平野中央൉地下の下総層群の化石分析（その３）．筑波の環境研究，8C,91-97. ো木滋（1969）東京低地の第四紀層について．日本地ࡐ学会第 76 年学術大会シンポジウム「海岸平野」資料集，15-20. ো木滋・柴崎達雄（1966）海成沖積層の層相と細分問題について．第四紀研究， 5,113-120. 有明海研究グループ（1965）有明・不知火海域の第四系ーとくに有明粘土層についてー．地団研専報，no.11,86p. 千葉県開発局（1969）京葉工業地帯の地盤．215p. 千葉県葛南開発工事事務所（1967）京葉港の地盤，146p. 中条純輔（1961）埋もれた河̶音波探査でウルム氷期の古東京川をୈ৞̶．地ࡐニュース， no.85，16ー17. 中条純輔（1962）古東京川について̶音波探査による̶．地球科学，no.59，30ー39. deVriesH.L.andBarendsen,G.W.(1954)MeasurementsofagebytheCarbon-14technique. Nature,174,1138-1141. 江口誠一（1991）埼玉県加অ低地の沖積層と埋没地形．地理誌叢，no.32,29-36. 江口誠一・村田泰輔（1999）関東平野中央൉加অ低地における完新世の環境変遷史．地理学評論，72A,253-266. 遠藤඿彦（1996）沖積層をめぐる諸問題．関東平野，no.4,85-94. 遠藤඿彦・小杉正人（1990）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研究叢書 20），93-103． -1- 05.5.27/5:33 PM 遠藤඿彦・関本勝久（1981）千葉県佐貫町地域の完新統．日本大学文理学൉自然科学研究所研究紀要，no.16,1-11. 遠藤඿彦・関本勝久・辻誠一གྷ（1979）大磯丘陵西南൉，中村川下流域の完新世の層序と古環境．日本大学文理学൉自然科学研究所研究紀要．no.14,9-28. Endo, K., Sekimoto, K, and Takano, T. (1982) Holocene stratigraphy and paleoenvironmentsintheKantoPlaininrelationtotheJomonTransgression.Proc. Inst.Nat.Sci.,NihonNuiv.,no.17,1-16. 遠藤඿彦・関本勝久・‫ݗ‬野司・༖木正章・平井幸弘（1983a）関東平野の沖積層．アーバンクボタ，no.21，26-43. 遠藤඿彦・‫ݗ‬野司・༖木正章（1983b）北関東，小貝川低地における立川期礫層の年代とその意義．第四紀研究，22,91-96. 遠藤඿彦・関本勝久・‫ݗ‬野司（1984）関東平野のఫ弱地盤．月刊地球，6，672-676. 遠藤඿彦・小山修二・ସ田敏明（1985）縄文海進期の草加ー干潟の時代ー．草加市史研究， no.4,57-66. 遠藤඿彦・小杉正人・༖木茂・菱田量（1987）草加市周辺の縄文海進期後の沖積層層序と古環境．日本大学文理学൉自然科学研究所研究紀要，no.22,47-56. 遠藤඿彦・小杉正人・菱田量（1988）関東平野の沖積層とその基底地形．日本大学文理学 ൉自然科学研究所研究紀要，no.23，37ー48．遠藤඿彦・小杉正人・松下まり子・宮地直道・菱田量・‫ݗ‬野司（1989）千葉県古流山湾周辺域における完新世の環境変遷史とその意義．第四紀研究，28,61-77. 遠藤඿彦・印牧もとこ・中井信之・森育子・藤沢みどり・是枝若奈・小杉正人（1992）中川低地と三‫ؚ‬の地ࡐ．三‫ؚ‬市史第８巻別編自然編，第１൉「三‫ؚ‬の古環境変遷と土地環境」，36-111. 遠藤඿彦・牧野内猛・坪田඿治・岩尾雄四གྷ（1995）沖積層の形成過程．土と基礎，43(10), 8-12. 江坂輝彌（1943）南関東新石器時代貝塚より観たる沖積世に於ける海進，海退．古代文化， 14,133-135. 江坂輝彌（1954）海岸線の進退から見た日本の新石器時代．科学朝日，1954 年 3 月号,75 ー80. 江坂輝彌（1972）自然環境の変貌ー縄文土器文化期におけるー．第四紀研究，11，135-141. 江坂輝彌（1975）関東平野における貝塚Ћ৞から観た沖積世における海岸線の進退．日本大学文理学൉ 50 周年記念論文集，69-74. Fairbanks,R.G.(1989)A17,000-yearglacio-eustaticsealevelrecord:influenceof glacialmeltingratesonthe YoungerDryasevent anddeep-oceancirculation. Nature,342,637-642. 藤本潔（1990）縄文海進時の潮差の復元と旧海水準の推定ー古奥東京湾を例にー．日本地理学会予稿集,37,28-29. 藤本潔・安藤一男（1990）荒川低地における海成層上限の１４Ｃ年代値と旧海水準認定にあったての問題点．東北地理，42，152-160. 藤下利男・松本一明・堀江宏保・小川富美子（1967）Ӆヶ浦の土ࡐ調査および湖底土の土性について．港湾技研資料，no.27,2-66. 藤原治・増田富士雄・ࢁ井哲弥・布施圭介・齊藤晃（1997）房総半島南൉の完新世津波 -2- 05.5.27/5:33 PM 堆積物と南関東の地震隆֬との関係．第四紀研究，36,73-86. 藤原治・増田富士雄・ࢁ井哲弥・入月俊明・布施圭介（1999a）房総半島と三浦半島の完新統コアに見られる津波堆積物．第四紀研究，38,41-58. 藤原治・増田富士雄・ࢁ井哲弥・入月俊明・布施圭介（1999b）過去 10,000 年間の相模トラフ周辺での古地震を記཈した内湾堆積物．第四紀研究，38,489-501. 藤原治・Ժ滝孝信・増田富士雄（2000）前進型外浜堆積物中の貝殻の֬源：九十九里浜の完新統の 14C 年代値．月刊地球，22,202-205. Fujiwara,O.,Masuda,F.,Sakai,T.,Irizuki,T.andFuse,K.(2000)Tsunamideposits inHolocenebaymudinsouthernKantoregion,PacificcoastofcentralJapan. Sediment.Geol.,135,219-230. 復興局建築൉（1929）東京及横浜地ࡐ調査報告．144p.，付図 16．浜田隆士（1963）千葉県沼サンゴ層の諸問題．地学研究，特集号，94-119. ସૌ川康雄（1966a）関東平野の前期縄文時代における沖積土の微古生物学的研究̶化石珪藻についてそのⅠ̶．資源科学研究所彙報，no.67,73-83. ସૌ川康雄（1966b）関東平野の前期縄文時代における沖積土の微古生物学的研究̶化石珪藻についてその II̶．資源科学研究所彙報，no.67,84-94. ସૌ川康雄（1967a）関東平野の後晩期縄文時代における沖積土の微古生物学的研究̶化石珪藻について，その III̶．資源科学研究所彙報，no.68,139-151. ସૌ川康雄（1967b）関東平野の前期縄文時代における沖積土の微古生物学的研究̶化石珪藻についてその IV̶．資源科学研究所彙報，no.69,139-157. ସૌ川康雄（1968）関東平野の前期縄文時代における沖積土の微古生物学的研究̶化石珪藻についてそのⅤ̶．資源科学研究所彙報，no.70,86-107. 羽଺謙三・井口正男・貝塚爽平・成瀬洋・杉村新・戸ૌ 洋（1962）東京湾周辺における第四紀末期の諸問題．第四紀研究，2,69-90. 早川唯弘（2000）関東平野北東൉ー࠾島ー行方隆֬帯と関東平野．貝塚爽平・小池一之・遠藤඿彦・山崎晴雄・༖木毅彦編「日本の地形４．関東・伊௡小笠原」，東京大学出版会， 183-191. 早川唯弘・勝村登（1982）జ珂川下流域における河成段丘および沖積低地の発達．茨城大学教育学൉紀要（自然科学），31,2-22. 早川唯弘・吉川明宏（1984）久慈川下流域の沖積層の層序と沖積低地の発達．茨城大学教育学൉紀要（自然科学），33,1-16. 平井幸弘（1983）関東平野中央൉における沖積低地の地形発達．地理学評論，56,679-694. 星野通平（1967）沼サンゴ礁の絶対年代．地球科学，21(6),38-39. 池田宏・小野有五・佐倉保夫・増田富士雄・松本栄次（1977）Ӆヶ浦周辺低地の地形発達 ̶鬼怒川の流路変更とӅヶ浦の成因̶．筑波の環境研究，no.2,104-113. 池田俊雄（1964）東海道における沖積層の研究．東北大学地ࡐ古生物඿文報告，no.65,1 ー85. 井内美གྷ・斎藤文紀(1993) Ӆヶ浦．アーバンクボタ，no.32,56-63. 井関弘太གྷ（1952）平野の形成に関する若干の問題̶東海地方の場合̶．名古屋大学文学൉ 研究論集（史学），Ⅰ,291-310. 井関弘太གྷ（1956）日本周辺の陸棚と冲積統基底面との関係について．名古屋大学文学൉研究論集（史学），14，85ー102. -3- 05.5.27/5:33 PM 井関弘太གྷ（1958）日本における海面の相対的変化と冲積層．第四紀研究，1,39-44. 井関弘太གྷ（1975）沖積層基底礫層について．地学ߙ誌，84,247-264. 井関弘太གྷ（1983）沖積平野．東京大学出版会，東京，145p. 石原与四གྷ・木村克己・田辺晋・中島礼・宮地良典・堀和明・稲崎富士・八戸昭一（2004a）埼玉県草加市柿木地区で掘削された沖積層ボーリングコア(GS-SK-1)の堆積相・堆積物物性と放射性炭素年代．地ࡐ調査研究報告，55,183-200. 石原与四གྷ・木村克己・中島礼・宮地良典・田辺晋・中山俊雄・斎藤文紀（2004b）東京低地と荒川低地から得られた 3 本のボーリングコアの堆積相と放射性炭素年代：DK コア（江東区新砂），TN コア（ੰ立区舎人公園），HA コア（東綾瀬公園）．地ࡐ調査研究報告，55,221-235. 石綿しげ子（2004）東京湾北൉沿岸域の沖積層と堆積環境．第四紀研究，43,297-310. 石綿しげ子・安藤一男（1991）東京湾東൉沿岸地域にみられる沖積と古環境．第１回環境地 ࡐ学シンポジウム講演論文集，255-260. 石綿しげ子・安藤一男（1992）東京湾東൉沿岸地域の堆積環境．環境地ࡐ学シンポジウム講演論文集（第２回），321-326. 磯൉一洋（1986）稲田に囲まれた離水海॒地形をజ珂台地周辺に訪ねる．地ࡐニュース，no. 385，19ー33．市原実・木Ѡ඿彦（1960）大޸冲積層基底より産した木材の絶対年代．地球科学，52,18. 加賀美英雄・奈অ紀幸（1964）古久慈川̶後氷期海面上昇による埋積ૌ̶．日‫ݗ‬教授還暦記念海洋学論文集「StudiesonOceanography」，538-549. 籠瀬良明（1975a）Ӆヶ浦北浦利根川下流域の沖積期海岸平野．日本地理学会予稿集，no.9， 148ー149．籠瀬良明（1975b）隆֬砂州上の潮来ー古鬼怒湾の海面‫ݗ‬ー．地理，20(8)，104-105. 籠瀬良明（1976）北浦・Ӆヶ浦岸の条理水田と用水．日本地理学会予稿集，no.10，216ー217．貝塚爽平（1955）関東南岸の陸棚形成時代に関する一考察．地理学評論，28,15-24. 貝塚爽平（1964）東京の自然史．紀伊國屋書店，186p.（同第２版，1976，228p.,増補第２版．1979，239p.）貝塚爽平（1972）沖積層の層相形態と地盤．日本地ࡐ学会第 79 年学術大会「地盤と地下水に関する公害」討論会資料，225-233. 貝塚爽平（1978）自然は‫܃‬る．２．三Ԓ州の地表と地下．土と基礎，26(8)，71-76. 貝塚爽平（1993）東京湾の生い立ち・古東京湾から東京湾へ．貝塚爽平編「東京湾の地形・地ࡐと水」築地書պ，1ー19. 貝塚爽平・小池一之・遠藤඿彦・山崎晴雄・༖木毅彦編（2000）日本の地形４．関東・伊௡ 小笠原．東京大学出版会，349p. 貝塚爽平・森山昭雄（1969）相模川沖積低地の地形と沖積層．地理学評論，42,85-105. 貝塚爽平・成瀬洋・木Ѡ඿彦（1962）東京湾東岸地域の冲積層の絶対年代．地球科学，no.63, 35-36. Kaizuka,S.,Naruse,Y.andMatsuda,I.(1977)RecentFormationsandTheirBasal TopographyinandaroundTokyoBay,CentralJapan.QuaternaryResearch,8,32-50. 貝塚爽平・阿久津純・杉原重夫・森脇広（1979）千葉県の低地と海岸における完新世の地形変化ー付．ற川・古山川合流点付‫ؼ‬沖積層の珪藻群集ー．第四紀研究，17,189-205. 海上保安庁水路൉（1984）５万分の１沿岸の海の基本図，no.6367-8「犬吠崎」及び同説明 -4- 05.5.27/5:33 PM 書．海上保安庁水路൉，35p. 海上保安庁水路൉（1986）５万分の１沿岸の海の基本図，no.6366-7「太東埼」及び同説明書．海上保安庁水路൉，55p. 海上保安庁水路൉（2000）５万分の１沿岸の海の基本図，no.6366-5「九十九里浜」及び同説明書．海上保安庁水路൉，48p. 金子徹一・中条純輔（1962）音波探査による東京湾の地ࡐ調査．科学，no.32，88ー94. ӫ江康光・ସ浜春夫・横山能史・金ૌ義之（1989）三浦半島城ヶ島の完新世段丘．横অ賀市博物պ研究報告（自然），37,45-53. ࠾島薫（1985）銚子半島‫ݗ‬神低地の完新世における珪藻群集の推移と古海水準．第四紀研究，24，125-138． ࠾島薫・太田ຨ子・松島義章・劉平妹・沢真澄（1990）銚子半島‫ݗ‬神低地における完新世海水準変化．第四紀研究，29，139ー149．茅根創（1991）房総半島富津砂州の形成にともなう完新世の貝་群集の変遷．第四紀研究， 30，265ー280．茅根創・吉川虎雄（1986）房総半島南東岸における現成，離水侵॒海岸地形の比Ԕ研究, 地理学評論，59，18-36．茅根創・斎藤文紀・࠾島薫・大嶋和雄(1991) 房総半島富津市岩瀬川༳頭における完新世‫ݗ‬海面の平均海面‫ݗ‬度とその 14Ｃ年代．地ࡐ調査所月報，42,125-129．建০省土木研究所（1967）東京湾環状道路地ࡐ調査報告書ー東京湾横断൉ その２ー．土木研究所資料，no.313，38p.,24p.付図．建০省土木研究所地ࡐ研究室（1972）東京湾口の地盤．土木研究所資料，no.730，65p.付図．建০省‫ڐ‬画局・茨城県編（1964）茨城県࠾島地区の地盤．ற市地盤調査報告書第 6 巻，128p. 建০省‫ڐ‬画局・茨城県編（1969）茨城県水戸・日立地区の地盤．ற市地盤調査報告書第 20 巻，133p. 建০省‫ڐ‬画局・東京湾総合開発協議会編（1969）東京湾周辺地帯の地盤，ӕ説編・付図．ற 市地盤調査報告書第 17 巻，138p.，同資料編１，資料編２．建০省国土地理院（1982）南関東沿岸域における完新世段丘の分布と年代に関する資料．国土地理院技術資料，D.1-no.216,76p. Kigoshi, K., Tomikura, Y. and Endo, K. (1962) Gakushuin natural radiocarbon measurementsI.Radiocarbon,4,84-94. 菊地隆男（1968）茨城県࠾島半島北൉の地形発達史．資源科学研究所彙報，no.70,63-76. Kikuchi,T.(1969)GeomorphicdevelopmentoftheKashimaLowland,IbarakiPrefecture. GeographicalReportsofTokyoMetropolitanUniversity,no.4,23-32. 菊地隆男（1979）関東平野中央൉における後期更新世以降の古地理の変遷．第四紀研究，17, 215-221. 木村克己（2004）巻頭ۗ：ற市地ࡐ研究の展開．地ࡐ調査研究報告，55,181-182. 小林国夫（1957）無土器文化の層位とそれにかんれんする問題．新生代の研究，no.23, 486-497. 小林国夫（1962）INQUA第６回（Warszawa）会議．第四紀研究，2,125-132. 小杉正人（1986）現世干潟における珪藻Ћӽの運搬・堆積パターン−小櫃川下流域の場合−．地理学評論，59,37-50. -5- 05.5.27/5:33 PM 小杉正人（1988a）珪藻の環境指標種群の০定と古環境復原への応用．第四紀研究，27, 120. 小杉正人（1988b）古奥東京湾奥൉における縄文時代‫ݪ‬浜期の貝塚形成と古環境．地学ߙ誌， 97,641-644. 小杉正人（1989a）珪藻化石群集による古奥東京湾の塩分濃度の推定．第四紀研究，28, 19-26. 小杉正人（1989b）完新世における東京湾の海岸線の変遷.地理学評論,62,359-374. 小杉正人（1989c）古奥東京湾域における海水面変動と沖積層形成．埼玉地理，no.13、1723 小杉正人（1990）完新世における東京湾の環境変遷史の時期区分．関東平野，no.3, 39-58. 小杉正人（1992）珪藻化石群集からみた最終氷期以降の東京湾の変遷史．三‫ؚ‬市史第８巻，別編自然編，第１൉三‫ؚ‬の古環境変遷と土地環境，112-193. 小杉正人・金山喜昭・張替いづみ・樋泉岳二・小池裕子（1989）古奥東京湾周辺における縄文時代‫ݪ‬浜期の貝塚形成と古環境．考古学と自然科学，no.21,1-22. 熊木洋太（1982）三浦半島の完新世段丘と完新世の地殻変動．国土地理院時報，no.54,41-49. Kumaki,Y.(1985)ThedeformationofHolocenemarineterracesinsouthernKanto,central Japan.GeographicalReviewofJapan,58(ser.B),49-60. 熊木洋太・市川清次（1982）大磯丘陵南縁൉の中村原面・前川面の変位について．国土地理院時報，no.55,24-28. Kuwano,Y.,Shibasaki,T.andAoki,S.(1971)Significanceofburiedvalleysandother topographiesinelucidatingtheLateQuaternarygeohistoryofJapanesecoastal plains.Quaternaria,14,217-236. 町田洋（1973）南関東における第四紀中・後期の編年と海成地形面の変動．地学ߙ誌，82, 53-75. 町田洋・大場忠道・小野昭・山崎晴雄・河村善也・百原新編著（2003）第四紀学．朝倉書店，323p. 松島義章（1979）南関東における縄文海進に伴う貝་群集の変遷．第四紀研究，17,243-265. 松島義章（1984a）日本列島における後氷期の浅海性貝་群集̶特に環境変遷に伴うその時間・空間的変遷̶．神奈川県立博物պ研究報告，no.15,37-109. 松島義章（1984b）完新世段丘からみた相模湾・ࣆ河湾沿岸域のネオテクトニクス．第四紀研究，23,165-174. 松島義章編（1987）川崎市内沖積層の総合研究．川崎市博物պ資料収集委員会，1-145．松島義章（1990）沼サンゴ層形成時の海面をみつけるまで−海抜 27m の海面−．地学研究， 39,9-17. 松島義章（1993）逗子市池子米軍住宅予定地内の海成沖積層と貝་化石．池子シロウリガイ ་化石調査最終報告書,253-309. 松島義章（1994）多摩川低地の生い立ち.史誌，no.39,51-62. 松島義章（1995）貝་群集からみた横浜港の現生堆積物における環境変遷．横浜港・生物と環境の変遷，環境研資料，no.116,35-43. 松島義章（1996）貝་群集による完新世の環境変遷ー横浜南൉金沢八景の平潟湾を例にー．関東平野，no.4,11-24. 松島義章（1999a）完新世海成堆積物からみた相模湾沿岸地域の地形変動．第四紀研究,38, 503-514. -6- 05.5.27/5:33 PM 松島義章（1999b）縄文海進に伴う逗子低地の地形変遷．池子Ћ৞群 X，第 4 分冊別編自然科学分析編，財団法人かながわ考古学財団調査報告 46，347-378. 増田富士雄（1998）‫ݗ‬密度で測定された 14C 年代側低値による完新統のダイナミック地層学．地学ߙ誌，107,713-727. 増田富士雄（2000）堆積曲線から求める堆積年代と累重速度．月刊地球，22,191-197. 増田富士雄・藤原治・ࢁ井哲弥・荒ૌ 忠（2001a）房総半島九十九里平野の海浜堆積物から求めた相対的海水準変動と地震隆֬．地学ߙ誌，110,650-664. 増田富士雄・藤原治・ࢁ井哲弥・荒ૌ 忠・田村亨・Ժ滝孝信（2001b）千葉県九十九里浜平野の完新統の発達過程．第四紀研究，40,223-233. 松田磐余（1973）多摩川下流低地の沖積層と埋没地形．地理学評論，46，339ー356. Matsuda,I.(1974)DistributionoftheRecentDepositsandBuriedLandformsintheKanto Lowland,CentralJapan.GeographicalReportsofTokyoMetropolitanUniversity,no. 9,1-36. 松田磐余（1993）東京湾と周辺の沖積層．貝塚爽平編「東京湾の地形・地ࡐと水」築地書պ，東京，67-109. 松田時彦（1985）大磯型地震について．月刊地球，7,472-477. 松田時彦（1993）相模湾北西൉地域の地震テクトニクス．地学ߙ誌，102,354-364. 松田時彦・太田ຨ子・安藤雅孝・米倉伸之（1974）元禄関東地震（1703 年）の地学的研究．垣見俊弘・༖木尉元編「関東地方の地震と地殻変動」，ラティス出版，175-192. Matsuda,T.,Ota,Y.,Ando,M.,andYonekura,N.(1978)Faultmechanismandrecurrence timeofmajorearthquakesinsouthernKantodistrict,Japan,asdeducedfromcoastal terracedata.Bull.Geol.Soc.America,89,1610-1618. 宮地良典・木村克己・石原与四གྷ・田辺晋・中島礼・堀和明・中山俊雄・斎藤文紀（2004）東京ற江戸川区小松川地区で掘削された沖積層ボーリングコア(GS-KM-1)の堆積相・堆積物物性と放射性炭素年代．地ࡐ調査研究報告，55,201-219. Moriwaki,H.(1977)TheformationofsandyridgesontheKujyukuricoastalplain, centralJapan.Geogr.Repts.,TokyoMetropolitanUniv.,12,105-116. 森脇広（1979）九十九里浜平野の地形発達史．第四紀研究，18,1-16. 湊正雄（1954）後氷期の世界．築地書պ，219p．中田正夫（1995）最終氷期以降の海水準変動．日下雅義編「古代の環境と考古学」，古今書院，82-108. 中島礼・木村克己・宮地良典・石原与四གྷ・田辺晋（2004）東京ற江戸川区小松川と埼玉県草加市柿木において掘削した沖積層ボーリングコアから産出した貝化石群集．地ࡐ 調査研究報告，55,237-269. 中田 ‫・ݗ‬木庭元晴・今泉俊文．曹華໡・松本秀明・菅沼健（1980）房総半島南൉の完新世海成段丘と地殻変動．地理学評論，53,29-44. 成瀬洋（1968）関東地方における第四紀地殻変動．地ࡐ学論集，no.2,29-32. 成瀬洋（1969）東京湾臨海地域の沖積層．日本地ࡐ学会第 76 年学術大会シンポジウム「海岸平野」資料集，147-154. 成瀬洋（1977）日本島の生いたち．同文書院，258p. 成瀬洋・貝塚爽平（1965）東京湾臨海地域の沖積層の問題．第四紀，no.6，18-21. 大森昌ї・端山好和・堀口万吉編（1986）日本の地ࡐ３，関東地方．共立出版，335p. -7- 05.5.27/5:33 PM 太田ຨ子・松島義章・三好真澄・࠾島薫・前田保夫・森脇広（1985）銚子半島およびその周辺地域の完新世における環境変遷．第四紀研究，24，13ー29． Ota,Y.,Matsushima,Y.,andUmitsu,M.(1987a)AtlasofLateQuaternarysealevel recordsinJapan.VolumeIreviewpapersandHolocene.JapaneseWorkingGroupof IGCP200,580p. Ota,Y.,Matsushima,Y.,Umitsu,M.,andKawana,T.(1987b)MiddleHoloceneshoreline mapofJapan.JapaneseWorkingGroupofIGCP200.(地図 26(1),添付地図,1988）太田ຨ子・藤森孝俊・࠾島薫・ӫ江康光・松島義章（1994）三浦半島，北武断層東端付‫ؼ‬ の完新世海成段丘．第四紀研究，33,37-43. 大塚彌之助（1929）大磯地塊を中心とする地域の層序に就いて（１），（２）．地ࡐ学ߙ誌，36， 435-456,479-497. 大塚彌之助（1930）大磯地塊を中心とした地域の最新地ࡐ時代の地史（上），（下）．地理学評論，6，1-20,113-143. 大塚彌之助（1931a）日本島の冲積期初期の海岸線の變化とその沿岸陸棚に發達する沈溺ૌ に關する時代的考察その他．地理学評論，7，447ー458. 大塚彌之助（1931b）第四紀．岩波講座地ࡐ学及古生物学，岩波書店，107p. 大塚彌之助（1933）日本の海岸線の発達に関する或る考へ．地理学評論，9，819ー843. Otuka,Y.(1934)PhysiographyofTokyoduringlateQuaternary.Proc.Imp.Acad.,10, 274-277. 大矢雅彦（1969）利根川中・下流域平野の地形発達と洪水．地学ߙ誌，78,341-354. 大山柏・宮坂光次・池上啓介（1933）東京湾に注ぐ主要渓ૌの貝塚に於ける縄紋式石器時代の編年学的研究豫報（第１編）．史前学ߙ誌，3(6)，代冊，1ー84. 貞方昇（1972）鬼怒川下流の氾濫原の形成．地理科学，no.18,13-22. 斎藤文紀（1987）海水準変動に支配された海成沖積層の形成モデル．月刊地球，9,533-541. Saito,Y.(1993)Fundamentalstudyofsequencestratigraphyofthelatest Pleistocene-HolocenesequenceonthePacificsideofNortheastJapan.Doctorthesis, KyushuUniversity,106p. Saito,Y.(1995)High-resolutionsequencestratigraphyofanincised-valleyfillin awave-andfluvial-dominatedsetting:latestPleistocene-Holoceneexamplefromthe KantoPlainofcentralJapan.Mem.Geol.Soc.Japan.no.45,76-100. 斎藤文紀(1995) 河口デルタの埋積システム−小櫃川三Ԓ州の形成機構−．大沢雅彦・大原隆編「生物-地球環境の科学 −南関東の自然誌−」，朝倉書店，東京，29-40. 斎藤文紀（2000）房総半島東京湾側の沖積層と海水準変動．日本第四紀学会講演要旨集，no. 30,166-167. 斎藤文紀（2003）シーケンス層序学による沖積層の捉え方．地ࡐと調査，2003 年第４号（通巻第 98 号）,24-30. Saito,Y.andBilgic,T.(1992)Erosionanddepositionmodelforastorm-dominated coastal-shelfregionduringtransgression:LatestPleistocene-Holocenesediments ontheshelfofftheKujiRiverinnortheastJapan.J.Sed.Soc.Japan,no.37,59-69. 斎藤文紀・井内美གྷ・横田節哉(1990)Ӆヶ浦の地史：海水準変動に影‫؜‬された沿岸湖沼環境変遷史．地ࡐ学論集，no.36,103-118. ޸口豊（1963）日本の後氷期海面変動に対する疑問ー縄文文化の絶対年代に寄せてー．第 -8- 05.5.27/5:33 PM 四紀研究，2,211-219. ޸口豊（1968）沖積世における関東平野中央൉の陸化期の年代．第四紀研究，7,57-58. 坂本亨（1975）磯浜地域の地ࡐ．地域地ࡐ研究報告 5 万分の 1 図幅，地ࡐ調査所，55p. 坂本亨・野間泰二（1969）జ珂川下流（茨城県中൉）における沖積層基底の埋積ૌ．地ࡐ調査所月報，20,697-700. 坂本亨・田中啓策・曽屋໡典・野間泰二・松野久也（1972）జ珂湊地域の地ࡐ．地域地ࡐ 研究報告 5 万分の 1 図幅，94p. ࢁ詰仲男（1942）南関東石器時代の貝塚の貝殻相と土器形成との関係について．人་学ߙ誌， 57,245-250. 澤真澄（1992）三浦半島南西൉，小和田湾周辺から得られた 14C 年代資料．第四紀研究， 31,117-119. 新藤ৌ雄・前野元文（1982）Ӆヶ浦周辺低地の環境地学（1）̶桜川低地とӅヶ浦の地形，地ࡐ̶．筑波の環境研究，no.6,173-181. Sekimoto,K.andEndo,K.(1980)Foraminiferalassemblagesandpaleoenvironmentsof theHoloceneShimobaraFormationalongthelowerreachesoftheRiverNakamura, KanagawaPrefecture,Japan.ProceedingsoftheInstituteofNaturalSciences, CollegeofHumanitiesandSciences,NihonUniversity,EarthSciences,no.15,19-30. 関本勝久・遠藤඿彦（1989）千葉県夷隅川下流域における完新統と底生有孔虫群集に基づく古環境．日本大学文理学൉自然科学研究所研究紀要，no.24,65-79. Shepard,F.P.andSuess,H.E.(1956)Rateofpostglacialriseofsealevel.Science, 123,1082-1083. 宍倉正展（1999）房総半島南൉保田低地の完新世海岸段丘と地震性地殻変動．第四紀研究， 38,17-28. 宍倉正展（2000）離水海岸地形からみた 1703 年元禄関東地震における房総半島の地殻上下変動．歴史地震，16,113-122. 宍倉正展・宮内崇裕（2001）房総半島沿岸における完新世低地の形成とサイスモテクトニクス．第四紀研究，40,235-242. 杉村新（1950）関東地方周辺の海底段丘その他について．地理学評論，23，10ー16．杉村新（1956）関東南൉の冲積世に関する諸問題．石器時代，no.3，12ー24. Sugimura,A.andNaruse,A.(1954)Changesinsealevel,seismicupheavals,andcoastal terracesinthesouthernKantoregion,Japan.(I).JapaneseJournalofGeologyand Geography,Transactions,24,101ー113. Sugimura,A.andNaruse,A.(1955)Changesinsealevel,seismicupheavals,andcoastal terracesinthesouthernKantoregion,Japan.(II).JapaneseJournalofGeologyand Geography,Transactions,26,165ー176. ༖木正章・吉川昌信・遠藤඿彦・‫ݗ‬野司（1993）茨城県桜川低地における 32,000 年間の環境変遷．第四紀研究，32,195-208. ༖木泰輔・斎藤文紀(1987)Ӆヶ浦湖底堆積物の重‫ݐ‬物組成と供給源．地ࡐ調査所月報，vol. 38,139-164 多田文男（1943）࠾島灘砂丘ー砂丘崩壊の一例．地理学評論，19,362-363. 多田文男（1948）࠾島半島の侵॒砂丘．地理学評論，21,282-288. 多田文男・ସ沼信夫・阿由葉元・Ԓ田清美・市瀬由自・小林和子（1971）砂丘の形成と腐植 -9- 05.5.27/5:33 PM 層に関する研究．第四紀研究，10,124-133. ‫ݗ‬野司・小杉正人・遠藤඿彦（1985）千葉県，手賀沼周辺地域における縄文海進の経緯．日本地理学会予稿集，no.27,74-75. Tamura,T.,Masuda,F.,Sakai,T.andFujiwara,O.(2003)Temporaldevelopmentof prograding beach-shorefacedeposits: the Holocene of Kujukuri coastal plain, easternJapan.MarineGeology,198,191-207. 田村亨・増田富士雄（2004）多数の年代値を入れた波浪卓Ѡ型堆積シーケンスの研究ー千葉県九十九里浜平野と宮城県仙台平野の完新統から得られた最‫ؼ‬の成果ー．地学ߙ誌， 113, 1-17. 東木໡七（1926）地形と貝塚分布より見たる關東低地の舊海岸線．地理学評論，２，597ー607， 659ー678，746ー773. 東京地区൉会（1995）堆積環境が東京臨海൉の地盤特性に及ぼす影‫؜‬．堆積環境が地盤特性に及ぼす影‫؜‬に関するシンポジウム発表論文集，土ࡐ工学会堆積環境が地盤特性に及ぼす影‫؜‬に関する研究委員会，60-83. 東京地盤調査研究会（1959）東京地盤図．技報堂，114p. 東京ற土木技術研究所（1963）東京ற地ࡐ図集．ற土木技術資料，37-5,91p. 東京ற土木技術研究所（1969）東京ற地盤地ࡐ図（23 区内）．ற土木技術資料，43-5. 東京ற土木技術研究所（1977）東京ற総合地盤図Ｉー東京ற地ࡐ図集３ー．技報堂．東京ற土木技術研究所（1987）東京低地の液状化予測．189p. 東京ற土木技術研究所（1996）東京ற（区൉）大深度地下地盤図ー東京ற地ࡐ図集６ー．3 冊，3 図．東京ற土木技術研究所地象൉地ࡐ研究室（1970）東京ற 23 区内の地下地ࡐと地盤の区分について．東京ற土木技術研究所年報，45，51-62. 東京ற港湾局（1972）東京港地盤図（Ｉ）．地ࡐ地盤図編．９図．東京ற港湾局（1993）東京臨海副ற心区域付‫ؼ‬の地下地ࡐ．175p. 東京ற港湾局（2001）新版東京港地盤図．89p.，付図６．土屋ຨ子（1980）東京湾東岸小櫃川沖積平野の地形発達史．お茶の水地理，no.21，72ー76，辻誠一གྷ・༖木茂（1977）九十九里平野北൉の沖積世干潟層の花粉分析的研究．第四紀研究，16，1-12. 上原克人（1997）完新世中期の内湾海況（1）−東京湾の潮汐シミュレーション−．日本海洋学会 1997 年秋季大会講演要旨集，86-86．上原克人（1999）数値モデルによる完新世中期の東京湾の古潮汐推定．日本第四紀学会講演要旨集，29,112-113．運輸省第 2 港湾建০局࠾島工事事務所（1969）࠾島港とその周辺の土ࡐ，308p. 漆原和子（1972）࠾島半島の砂丘地形．日本地理学会予稿集，2,18-19. 和島誠一・松井健・ସૌ川康雄・岡本勇・塚田光・田中義昭・中村嘉男・小宮恒雄・ ‫ݪ‬൉ 隆・‫ݗ‬橋健一・佐藤孜（1968）関東平野における縄文海進の最‫ݗ‬海水準について．資源科学研究所彙報，no.70,108-129. 渡辺光（1929）房総半島南൉の海成段丘（予報）．地理学評論，5,119-126. 矢൉ସ克（1909）大東崎介層．地ࡐ学ߙ誌，13，288ー291．山川戈登（1909a）有楽町産冲積期介殻．地ࡐ学ߙ誌，13，288ー291．山川戈登（1909b）Ժ倉稲村ケ崎介層．地ࡐ学ߙ誌，13，413ー417． - 10 - 05.5.27/5:33 PM 山崎晴雄（1985）ੰ柄平野の地ࡐと地殻変動．月刊地球，7,466-472. 山崎晴雄（1993）南関東の地震テクトニクスと国府津・松田断層の活動．地学ߙ誌，102, 365-373. 山崎晴雄（1994）開成町とその周辺の地ࡐと地形．「開成町史自然編」，2-100. 横浜市埋立事業局（1966）根岸湾の地盤．132p. 横田佳世子（1978）房総半島南東岸の完新世海岸段丘について．地理学評論，51,349-364. Yokoyama,M.(1911)ClimatechangesinJapansincethePlioceneepoch.J.Coll.Sci. Imp.Univ.Tokyo,32,1-16. Yokoyama,M.(1924)Molluscanremainsfromthecoral-bedofAwa.JournaloftheCollege ofScience,ImperialUniv.Tokyo,45,1-62. Yonekura,N.(1975)QuaternarytectonicmovementsintheouterareaofSouthwestJapan withspecialreferencetoseismiccrustaldeformation.Bull.DeptofGeography,Univ. ofTokyo,no.7,19-71. 米倉伸之・༖木Б夫・ସૌ川太洋・上杉 ຨ・遠藤඿彦・岡田篤正・河名俊男・石川佳代・福田正巳（1968）相模湾北岸の沖積段丘,とくに下原貝層の C-14 年代について．第四紀研究，7,49-55. 吉村光敏（1985）土地のすがたとそのなりたち．袖ヶ浦町史通史編上巻，1-48. - 11 -