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七章　古（こ）東京海底谷をのぞく――上総湊（かずさみなと）

 みどころ　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　
　ここ上総湊（かずさみなと）と対岸の三浦半島との間の海は、東京湾と太平洋をむすぶ浦賀（うらが）水道とよばれています。
　この浦賀水道の海底には、東京海底谷とよばれている深さ80〜100mの細長い谷があります。
　この谷は、太平洋側へとだんだん深くなり、深さ数千mの日本海溝へと合流していきます。
　ここでは、皆さんといっしょに東京海底谷の昔の姿、すなわち古東京海底谷が、いつごろどのようにしてできたのか、そして光のない暗黒の古東京海底谷では何が起きていたのかを考えていきましょう。海沿いでは、満潮時に注意しましょう。

　地形図　2万5千分の1　富津（ふっつ）、鹿野山（かのうさん）、上総湊（かずさみなと）、鬼泊（さなだ）山

　交　通　Ａコース　JR内房線上総湊駅下車
　　　　　　Ｂコース　JR内房線佐貫町（さぬきまち）駅下車
　コース
　Ａコース　上総湊駅→1.0km→海岸沿いの露頭�@（時間の化石、時間の欠如） →0.3km→露頭�A（海の底での山崩れ}頭�C（便利な佐貫層） →0.7km→露頭�B（羽衣と海底地滑り） →1.3km→露頭�C（便利な佐貫層） →1.3km→佐貫町駅
　Ｂコース　佐貫町駅→0.4km→露頭�@→0.5km→露頭�A−0.05km→露頭�B→0.1km→露頭�C→0km→露頭�D→1.0km→東京湾観音�E→2.05km→佐貫町駅

図7-2　時間の化石と時間の欠如。見学地点�@の崖のようす

図7-3　岩坂層の中に見られる海底を動物が動き回った跡

Ａコース

同一時間面――火山灰層、時間の欠如――不整合�@　
　晴れた空気の澄んだ日には、浦賀水道をはさみ対岸の三浦半島が、ここ上総湊からすぐ近くに見ることができます。
　地上からつきでた高い煙突群が三浦市久里浜の火力発電所です。
　上総湊の海岸公園にでて、左に東京湾、右に地層の縞模様を見ながら東京湾観音に向かって10分ほど歩くと、排水用のトンネルの出口にさしかかります。
　コンクリートの細い足場に注意して通過すると、北（東京湾観音の方向）に傾いた地層の縞模様の中にひときわめだつ淡い紅色の帯が見えます。　ここが見学地点�@（図7-2）です。
　この崖全体を見回してみると、歩いてきたほうから縞模様のめだつ地層が、ちょうどここで途切れ、この左上は砂層やれき層に変わっています。
　少し目を凝らしてみると、縞模様の地層は左上の砂層にけずりとられていることがわかります。
　この削剥（さくはく）は東京湾不整合とよばれています。
　縞模様の地層は岩坂（いわさか）層（図7-3）、砂層は市宿（いちじく）層、れき層は長浜乱たい積層と名づけられています。
　ここでは、市宿層は数mの厚さしかありませんが、この東の浅間（せんげん）山では数百mもあります。
　というのも、元々厚くたい積していた市宿層は第二古東京海底谷* ができたときに、その大半がここではけずりとられてしまったためなのです。
* 第一〜第四古東京海底谷については、コラム6「古東京海底谷」（この章の末尾）参照。

　そしてこの第二古東京海底谷に積もった地層が、市宿層の上に重なっている細れき（コーヒーシュガー大の大きさのれき）や直径20〜30cmの偏平な泥のれきを含んだ砂れき層や、泥の大きなれきをたくさん含んだ粗い砂層から構成されている長浜乱たい積層です。
　さて、この崖の縞模様の中にはさまれている、ひときわめだつこの淡いピンク色の地層はいったい何でしょう？
　近づいて見てみることにしましょう。
　よく見てみると、全体で10cmの厚さのうち、下部4cmほどがごま塩のような粒からできており、上部6cmは紫がかった淡いピンク色の泥のようなものからできています。
　そしてこの上のほうには白く軽い数mmの粒が、ピンク色の層の上に浮いたように散らばっています。
　この地層は、この当時に噴火した火山から飛んできた火山灰なのです。
　ピンク色の部分はチリのように細かい粒からできている火山塵、そしてこの上に浮いているように見える大きな白い粒は火山軽石です。
　上総層群の中には、このような火山灰層がたくさんはさまれており、それぞれ名前がつけられています。
　中でもこの火山灰層はＵ6.1とよばれています。
　さて、一枚の火山灰層は一時期の噴火で積もってできたものなので、その火山灰層は同一時期の化石ともいえます。
　ですから、もし遠くにある地層の中に同じ火山灰層があれば、その地層といま見ている地層とは同じ時期に積もってできたことがわかります。
　このように、火山灰層は離れた場所にある地層のどことどこが同じ時間に積もったのかを知ること（対比）を可能にしてくれる重宝な地層なのです。
　火山灰層は地層の対比をするうえで有効な鍵（かぎ）となることから、鍵層とよばれています。
　さて、火山灰層を鍵層として遠くの地層同士を対比する時には、一枚の火山灰層だけでは遠くの地層には残っていないことがあります。
　そこで、もし上下に火山灰層があれば、これらの火山灰層をたばねて火山灰層束として、電話線をつなぐように、一枚一枚比較しながらつないでいきます。
　その時に混線しないで区別できるように添字を付けて区別しています。
　たとえば、公園からここまでの崖の中にも、このＵ6.1火山灰層を含めて18枚の薄い火山灰層があります。
　これらの火山灰をたばねてＥ火山灰層束として、鍵層の束として使用します。
　こうして調べていくと、ここから10kmも東にある梅ヶ瀬（うめがせ）層とよばれている地層と、ここで見られる岩坂層とがほぼ同じ時代にたい積した地層であることがわかります。
　この露頭だけでも、このほかもう一枚火山灰層が見られます。見つけてみましょう。
　いまの、淡い紅色の火山灰層の下位2mほどのところに、直径5mm〜1cmの白い軽石が泥層中に散らばりつつも連続しているのが見つかりましたか？
　こうして見てみると、火山灰層といっても、人相のようにそれぞれ特徴がありますね。
　この層相の特徴の識別こそが、遠く離れたところの地層の対比に重要なのです。
　さて、いま見た火山灰層の上や下の地層や、板のように地層の面がでている足元をよく見ると、砂層の表面にもやもやした模様が見えます。
　これは当時この深い海底に棲んでいた動物が動き回った跡やすみかの跡です。

　このほか、砂が固まってできた砂岩や、黒く表面がつるつるした頁（けつ）岩、黒く表面がざらざらし白い粒がちりばめられている安山岩、表面がつるつるし、やや透き通っていて赤・青・青灰色などの様々な色をしたチャートなどが見られます。
　ここで見られるこのような岩石が地表に露出しているところは、残念ながらほとんど千葉県内にはありません。
　このほか、様々な種類の貝化石も採れます。
　さて、崖へ近づき、下のほうのアバタ状のところを見てみましょう。
　遠くからではたいして大きく見えなかったものの、近づいてみると一個一個のアバタは、一人ではかかえきれないほどの大きさの地層の巨大破片（れき＝礫）であることがわかります。
　巨大破片の多くは泥でできていますが、中には砂でできたもの、砂と泥が交互に積み重なっているもの、巨大破片がここまで運ばれてくる間に、転がったりして角がとれ丸まってしまったもの、などが見られます。
　こうして、アバタの部分を見てくると、巨大破片が密集している部分の下にば、チャートや砂岩・泥岩などの岩石のれきが密集している部分があって、横へつなかっていくことに気づきます。
　注意して横へ追って見ていくと、横へまっすぐつなかっているのではなく、でこぼこしながらつなかっているのがわかると思います。
　これは、このれきをはこんだ強い流れが、なめらかな海底をけずりとったためなのです。
　少し広く見まわすと、いく筋も、同じようなでこぼこした境目が数mおきにあって、この境目の上にかたいれきの密集した部分が、そしてこの上には、アバタ模様に見える巨大破片が密集した部分が重なっていることに気づきます。

　これは、岩石のれきは巨大破片などよりも小さいだけでなく、比重が大きいため、早くたい積したことによるものです。
　いっぽう、この崖の下のほうに見られる地層の巨大破片が密集している部分、中でも泥層の破片のれきの縁をよくみてください。
　れきの縁に沿って、岩石のれきが豆駄餅*（ずんだもち）の豆のように取り巻いているのが見られます（図7-8）。
* 大豆をつぶしたものをまわりにつけた餅。

　海底土石流の時に、このような大きなれきがどんなふうに転がってきたのかを想像してみましょう。
　ところで、海の底は大雨が降るわけでもないのに、なぜ土石流が起こるのでしょうか？
　たとえば、こんなことが考えられます。大きな地震で揺すられて、海底の斜面が崩れたこと。
　また、新雪雪崩のように、斜面に次から次へとたくさんの泥や砂がたい積し、ついにはその重みを支えきれなくなって崩れたこと。
　このほかに仏いろいろな原因があるかもしれません。
　また、このような地層が何枚あるのかがわかれば、この地層がたい積している間に何回の土石流が起こったのか、さらに、何年に一回の割合で土石流が起こったのかを知ることができるようになるでしょう。
　このようなことは、将来海底に建物を造ったりするときに役立つでしょう。
　さて、露頭から少し離れて、もう一度全体を見てみましょう。
　最初に波打ち際で見たれき層と、いままで見ていたアバタ状をしたれき層の両方を含めて長浜乱たい積層の中の宝竜寺砂れき部層とよんでいます。
　また、この上のほうには、細かい縞模様をした部分かあります。
　ここは、砂層と泥層とが交互に重なっているため、このように見えるのです。
　ここは、長浜乱たい積層の中の作木板状泥部層とよばれています。
　さらに、この上のこの露頭のもっとも上に見える、のっぺりした泥層は佐貫層とよばれています。
　こうして見ていくと、時代が進むにつれて、土石流にしばしば襲われるような強い流れがくる環境から、泥が降り積もるような静かな海底の環境へと移り変わっていったことがわかります。
　さて、最後にもう一度アバタ状の付近（宝竜寺砂れき部層）と、その上の縞模様（作木板状泥部層）との境目付近を見てみましょう。
　れき層を横へ追っていくと、れきがだんだん少なくなり砂ばかりになります。
　そしてついには、縞模様の中へとつながってしまいます。
　我々の生活している陸上でも、たとえば平野の中を流れる川には砂がたい積しているものの、そのまわりの氾濫原では泥がたい積しています。
　このように、同じ時代にたい積した地層でも、たい積する場所によって、ことなる地層ができます。
　この時、それぞれことなる種類の地層の集合を〇〇部層というようによびます。
　すなわち、宝竜寺砂れき部層と作木板状泥部層は、姿のちがった連続した地層なのです。

　羽衣と海底地滑り�B（図7-9）
　途中の浅い小川を渡って、10分ほどで�Bの地点に到着します。
　ここには、大きな崖が二つあります。
　まず、左側の大露頭を見ることにしましょう。
　露頭の上半分は、黒みがかっています。
　この中をよく見ると、ちょうど黒い屏風（びょうぶ）に踊る天女の波打つ白い羽衣を描いたように見ることができます。
　この黒い画面部が波切不動尊（なみきりふどうそん）乱たい積層、そしてこの名画が、海底の地滑りによる結果なのです。
　さてこの黒い部分は、かたい岩石のれき、スコリアなどの火山からの噴出物、そして砂などです。
　そして、羽衣は、たいらにたい積した地層が、地滑りによって移動し、曲がったり、ちぎれたりした泥層なのです。
　この名画が第四古東京海底谷にたい積した地層です。
　露頭の真ん中を真一文字に横切る、厚さ数mの白い帯、これは前の露頭の一番上にあった、のっぺりとした佐貫層です。
　一見厚く見えますが、よく見るとのっぺりした部分は薄く、大部分はこの下位にある細かい縞模様をしている作木板状泥部層なのです。
　これらの作木板状泥部層の下には、アバタ状の宝竜寺砂れき部層が見られます。
　さて、右側の大露頭に目を転じることにしましょう。
　露頭の中はどの高さのところを見ると、地層の境が複雑に入り組んでいます。
　よく見ると、上の黒っぽい部分は、となりの露頭から続いている波切不動尊乱たい積層、そして下半部のアバク状の部分が宝竜寺砂れき部層、そして中央付近で途中で消えている白い帯が、作木板状泥部層と佐貫層です。
　露頭の左側では、佐貫層ののっぺりした泥層の上に、右側では佐貫層と作木板状泥部層を欠いて宝竜寺砂れき部層の上に黒っぽい波切不動尊乱たい積層が重なっています。
　すなわち、露頭の右へ行くにしたがい、より下位の地層までけずられ、第四古東京海底谷の底が、第二古東京海底谷を埋めた地層にまで達しているのです。
　さて、もう一度露頭中央の宝竜寺砂礫部層とその上の作木板状泥部層の境付近を見てください。
　宝竜寺砂れき部層が部分的に盛り上がっています。
　土石流によってたい積した地層は、小さな高まりのかたちにたい積することがしばしばあります。
　これもそのようにたい積した断面を見ているのでしょう。

　佐貫（さぬき）層も使いよう�@　
　�Bの地点から20分ほど海岸を歩くと、舞子海岸の集落にでます。
　舗装道路にでて、100mもすると東京都江東区立新舞子健康学園が左手にあります。
　そのまま道に沿って行き、Ｔ字路を右折して80mのところに、小さな佐貫層ののっぺりとした泥層の崖があります。
　佐貫層は、塊状で均質な泥層であるため、戦時中は防空壕が掘られました。
　ここでは、その防空壕が、現在地中の防火水槽として使われているのが見られます。

　一見泥層、よく見ると……�A　
　�@の地点を過ぎてほどなく、左手に東京湾観音への上り口の坂にさしかかります。
　この坂は洗心坂とよばれています。　５分ほどのぼるとトンネルにはいります。
　トンネルの中や、出口からでた左側の露頭は、のっぺりとした泥層でできています。
　これは、長浜乱たい積層の上に重なる佐貫層です。
　この道の左側の露頭を進行方向へ見ていくと、ちょうど左に曲がるあたりから、それまでののっぺりとした表面から、直径30cmほどのアバタ状のへこみをもった表面となります。
　アバタ状のへこんだ部分と、そのまわりを見くらべてみましょう。どちらも泥でできていて、区別がつきにくいのですが、このへこんだ部分はじつは別な場所からはこばれてきた泥のれきなのです。
　そして、この佐貫層の上に重なる地層は、第三古東京海底谷にたい積した地層です。
　ここから、しばらくこの三段目の谷にたい積した地層を見ていくことになります。

　やはり、地層の傾きに間違いないようですね。では、断層によって地層が切られて傾きが変わっているのでしょうか？
　ここだけでは、その答えを出すのは難しそうです。
　じつは、次の露頭にその答えがかくされているのです。

　この中でもっとも大きなものは、おおよそ縱25m、 横20m、そして奥行きが15m以上もあります。
　こんなに大きな塊がどこから、どのようにはこばれてきたのでしょうか？
　さて、露頭の中央、ちょうど電柱の付近を見てください。
　右にゆるく傾いた地層の巨大破片のすぐ下位には、小指大の岩石のれきと黒っぽい砂がまじる砂れき圈が20cmほどの厚さで左へとつながっていきます。
　これを左へ追っていくと、まっすぐつながるわけではなく、下のアバタ状のれき層をけずりこんでいます。
　そして、左端では、露頭の上部2mほどの厚さになり、ラミナも見えるようになります。
　このけずりこんだ境目が、じつは第三古東京海底谷の底にあたります。
　すなわち、これまで見てきた部分は、第三古東京海底谷の中にたい積した地層を見てきたことになります。
　さて、この境目の下へと目を行けていきましょう。見覚えのある、地層の巨大破片を含んだアバタ状に見えるれき層ですね。
　この部分は第二古東京海底谷を埋めた、宝竜寺砂れき部層です。
　露頭の中央までは、第三古東京海底谷を埋めた地層でしたね。
　ということは……。
　そうです、第二古東京海底谷の上をおおっているのっぺりした泥層の佐貫層は、ここでは第三古東京海底谷にけずられてしまい、ないのです。

　それでは、途中の市宿層を見ながら、坂をさらにのぼって東京湾観音より地質環境を見てみることにしましょう。

　360度の大パノラマ�E（図7-14）
　人よんで平和の女神（the Statue of Peace）ともいわれる東京湾観音*。
　* 拝観料（1992年1月現在）は大人500円、中人（中高生）400円、小人300円です。
　　　団体割引や料金の変更などについてくわしく知りたい方は東京湾観音教会に問い合わせてください。

　地上56mの高さです。君津（きみつ）市小櫃（おびつ）出身の宇佐美政衛氏によって、世界平和を祈念し1961年に建立されました。
　観音さまの性別論議はあとにして、ありかたい御身体をのぼらせていただいて、頭のてっぺんからの大パノラマを見ることにしましょう。
　御身体は、20階に分かれて、らせん階段でのぼることになります。 
　20階目は頭のてっぺんで、展望のできる最上階は19階です。
　展望台に出ると、まず右側に角のようにのびる尖岬が見えます。これは富津岬です。
　この岬は、むこうの東京湾とこちら浦賀水道の両側からの沿岸流ではこばれた砂がたい積してできたのです。
　このような岬は、砂嘴（さし）とよばれています。
　岬の先端の海の中を目をこらしてよく見ると、小さな島（第一海堡（かいほ））があります。
　この島は、潮の満干の際に、岬と陸続きになったり離れたりします。岬のさらに向こうは東京です。
　岬の右側の煙突は、東京電力富津火力発電所と新日本製鉄君津製鉄所です。
　すぐ手前の丘陵は、市宿層の砂層でできています。
　そして、その下には、岩坂層の背斜構造があります。
　反対側（東側）には、大きな土砂採取場が見えます。
　この土砂採取場から左側の高い山の連なり（鹿野山）にかけては、第一古東京海底谷にたい積した市宿層の分布地域です。
　市宿層は、砂層であり、採取しやすく、運搬もしやすいため、ここから多く採取されています。
　あの大きな崖の少し左側には、浅間山（せんげんやま）とよばれた標高260mほどの山がありましたが、今はありません。
　浅間山の砂は、海上運搬で川崎市と横浜市にまたがる扇島（おうぎしま、今は京浜の工場地帯）の埋め立てに使われました。
　手前の海上には、市宿層の砂を海上輸送するための二列の土砂採取ベルトコンベアが見えます。
　扇島の砂の埋め立てでは、地震のときなどに起こる液状化の対策に神経が使われました。
　東京湾横断道路の建設にも使用されています。
　土砂採取場の中を走る国道127号線ぞいでは、山をとったため大地が軽くなり、地面が隆起しています。
　幸い、被害がでるまでにはいたっていないようです。
　また、市宿層のような砂層が分布する地域は、もっともよい地下水の涵養地でもあります。
　そして、その地下水に育まれているのは、人間だけでなく動物や植物など無数にあります。
　いっぼう、便利になり、豊かになるためには、土地をつくる埋め立てや、ビルを建てたり道路や橋をつくるための骨材やクッション材としても　この地質資源は必要不可欠なものです。
　改めて地質資源の重要さを確認する必要があります。
　同時に、長い歴史を経て形成されてきた地質環境の重要性も次の世代の人々のために再認識する必要があります。

　[引用文献]
　（1）楡井　久、 1981.堆積盆中の地下水流動史と地殻変動．堆積盆中の流体移動（杉山・池辺・星野・柴崎編）、151-174.東海大学出版会.
　（2）楡井　久、 1988.関東全面弧盆地一関東地下水盆の形成史−．アーバンクボタ（27）:　36−45.
　（3）山内靖喜・友利方彦・三梨　昂、 1989.上総層群中の長浜チャネルの構造．日本地質学会第96年学術大会講演要旨:318.
　（4）楡井　久・寄立　徹・遠藤一雄・江馬　学・野口一郎・島村雅英・大野尚樹、 1991.長浜乱堆積層と波切不動尊乱堆積層について――長浜砂礫層を分解して――．日本地質学会第98年学術大会講演要旨:476.