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Index　現地見学（その一　その二　その三　その四）　まとめ　資料など

茨城の自然――現地見学・ その一

　1.水戸の台地の成り立ち

　上市台地――昔の那珂川がつくった段丘――　
　水戸駅北口から水府橋方面に旧国道6号を約300m歩いた右手（東側）の、石垣の手前にある小さな駐車場奥の切り割り�@を観察しましょう。
　下の方にはかたくしまった細粒の砂層が、上の方にはその砂層の上の部分をけずり込んだ、れき層が見えます。
　下の方の砂層は細れきを含み水平に堆積していて、穴を掘っても崩れません。
　この地層は昔の那珂川の河谷跡（化石谷）を埋めた堆積物の一部で、見和層とよばれています。
　上のれき層は、下の砂層をけずっていますが、それぞれが堆積した時代には長い間隔があります。
　このお互いの関係を不整合といいます。
　よく見ると、れきの種類・大きさ、並び方などは、那珂川の河原にあるれきの様子と似ています。
　このれき層は、見和（みわ）層によってつくられた海岸平野の上に、古那珂川の河原の堆積物としてたまったものです。
　後の変動で隆起し段丘化したため、段丘れき層（上市れき層）とよばれています。
　大手橋（陸橋）の階段付近、水戸三高や水戸一高下の崖で、上市れき層は観察できます。

　東茨城台地――古東京湾を追う――　
　次に吉田神社下から50m先のカスミ下市佐駐車場を通り、つきあたりにある栗田緑園まで進み、その右手奥の崖�Aを見てみましょう。
　下の方に筋や縞模様の見られない炭質物を含んだ暗灰色の砂質泥層の一部が見えます。
　これが見和層下部の泥層です。
　最初に見た�@の砂層はこの泥層の上にかさなる地層です。
　ここでは泥層の上にれき層（上市れき層）が直接重なっています。
　砕石のしかれた小道にもどって、保存林を右に見ながら弧をえがくようにおよそ250m歩くと、浄土真宗安楽寺があります。
　ご住職にお願いして境内を見学しましょう。
　門前から右手の庫裏（くり）と墓地の間の崖には、地点�Aで見た泥層をけずってたまった見和層中部のれき層・砂層の互層が露出しています。
　さらに、境内左手の鐘楼跡付近では、上市れき層はでていません｡
　ここより東茨城台地の主部に入ったことになります。
　この台地を構成する地層の重なりかたを観察しましょう。
　寺をあとにもとの道にもどり、それを東に進みます。つきあたりのかどを右折して約180m進むと、中ノ池につきます。
　池の手前をさらに右折して約100m進むと、民家に入るわき道（反対の道路わきには水戸アルミ工業ＫＫの看板）があります。
　このわき道に入り、少し進むと小さなあき地（地点�B）があり、竹林との間に青灰色砂質泥層（見和層下部）と、これをけずり込んだ見和層中部のれき層（厚さ1.5m）・中れきまじり砂層（植物におおわれているため厚さは不明であるが、ほかの露頭では約6mの厚さがある）が観察できます。
　もとの道にもどり、さらにゆるい坂道を登ってゆくと、先はどの民家のかどよりかぞえて四軒目先に、丘の畑にでるわき道があります。
　この道を注意深く登ると、わき水が流れ出高あたりかられき層（見和層中部）が約2mの厚さで堆積しているのが観察できます。
　また、道が交差するあたりから見和層上部の約3mの砂層も観察できます。
　左にまがり、畑にでる手前の崖（見和層上部）には、元々は軽石だったと思われる円れきをたくさん含んだ砂鉄まじりの砂層も見られます。
　なお、見和層は、茨城粘土層や鹿沼軽石層をはさむ関東ローム層におおわれています。
　見和層は、第四紀の最終間氷期の海進（下末吉海進）の時に形成された地層で、高さ30m前後の平坦な台地の大部分をなしています。
　この時の海は浅海で、東京を含む関東地方の広い範囲にわたって湾入したことから古東京湾とよばれています。
　海は、まず古那珂川の河谷にそって進入しました。この河谷を埋積したのが見和層の下部です。
　中部の砂層は、一時的な海面低下にともない、古那珂川が侵食力を復活し、河道にそい扇状地や三角州を形成したために堆積したもので、場所によって地層の様子が異なっているのが特徴です。
　その後再び海面はゆっくりと上昇し、浅海性の上部層が堆積しました。
　海はやがて退きはしめ、平坦で広大な海岸平野が誕生します。
　茨城粘土層は、この平坦な面の上の浅い水域に火山灰が堆積し、粘土化したものです。
　河川は再び侵食を復活し、平野を分断・解体しはじめます｡
　地表に浅間・赤城・箱根・富士などを起源とする火山噴出物が降下・堆積したものが関東ローム層です。

　台地西側を構成する地層――段丘の土台と段丘堆積物――　
　千波湖南岸の公園内にある駐車場に入ります。
　崖�Cでは塊状の凝灰質泥岩からなる水戸層が、海抜約9.0mの地点に露出します。
　水戸層の上に、不整合に砂れき層が堆積しています。
　その西方の地点�Dの市民広場奥では、水戸層が海抜約10.5mに露出し、その上に、基底れき層・砂層（約0.7m厚、見和層）、不整合に砂れき・シルト層（約2.5m厚、上市れき層）、不整合に砂れき層（約3.0m厚、上部段丘れき層）がのっているのが観察できます。
　水戸層は地点�Cより東にはなく、地点�Dに移るに従い分布の高度をます傾向にあります。
　地点�Dの最上位の砂れき層は、基底に直径30cm以上の大きなれきが含まれています。
　少年の森に出ると、取り残されたような小さな平坦な面が、崖でさらに区切られて、桜川にそってつづいています。
　この地形は、上市段丘より後に形成された桜川の河成段丘です。

　手の届かない位置ですが、上にれき層（上市れき層）、赤褐色のローム層が重なっているのが見えます。
　ローム層には、黄色の鹿沼軽石層がはさまっています。この付近には、見和層はありません。
　子規の「崖急に梅ことごとく斜めなり」の句碑の前を通り、西側の池の方に向かいます。
　このスイレンの浮かぶ池は、かって広がっていた千波湖の名残です。
　山ぎわの小道を進むと、斜面からしみでたわき水でぬかるむようになります｡
　この付近の斜面は、園内でもっとも人の手が入っていません。
　太郎杉の方へ上がると吐玉泉（とぎょくせん）です。
　ここには露頭はありませんが、少し登った所にれき層がでているので、この場所は水戸層との境界付近にあたると考えられます。
　寒水石（かんすいいし、常陸太田産の細粒大理石）の水盆からこんこんとあふれる水は、水戸の大地の成り立ちを秘めているのです。
　わずかに見えるれき層とローム層を見ながら登ると、好文亭の前にでます。
　水戸層は、第三紀中新世末の海進（多賀海進）にともない形成された地層で、台地の基盤となっています。
　東西方向での水戸層の分布高度は、常磐神社周辺が高く、東に向かい高度を下げ埋没し、東茨城台地では高度をやや下げ、地点�Cより東では埋没しています。
　偕楽園東門を出て、常磐神社の石段を下ります。
　線路ぞいに歩くと、坂の右側の林の中に小さな露頭がみえます�F。
　ここでも水戸層の泥岩の上にれき層（上市れき層）が重なっているのがわかります。
　坂を登って、住宅の間をぬけ、坂をおります。
　旧国道6号線を水戸駅に向かう途中の農協会館分館（千波大橋の手前）駐車場の崖�Gには、斜交葉理といった海岸の波打ち際で堆積したことを示す堆積構造のある砂層（見和層下部）が露出しています。
　この状況から判断すると、古那珂川の河床は現在の水戸駅より東側にあって、ほぼ南北に流れていたことになります。
　この谷に海が進入し、溺れ谷が埋められ、湾の拡大一波食台の形成が行われたものと想像されます。
　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　（大和田　透・石井要行・山野隆夫）

　2 千波湖の変遷と環境の変化

（1）寒冷期のようす（2万年前） 　Ｌ：ローム、　u：上市れき層 　m：見和層（砂層）、　Ｍt：水戸層（泥層） 　那河川は−50m位の深い谷	（2）温暖期の下市のようす 　(6000年前・縄文後期） 　海面が上がり海が入りこみ入り江が広がる	（3）千波湖の誕生 　那河川の堆積物が出口を埋め立て 入江がとり残される。今に近いすがた
図1-4　千波湖の生い立ち

　今からおよそ2万年前の千波渕一帯の低地は、氷河時代の海面低下の影響を受け深い谷がつくられていました。
　その氷河時代がおわると、温暖な気候となり氷が溶けるとともに海水面が上昇しました。
　そして、深い谷は海成層により埋積されました。そのピークは約6000年前ごろです。
　その後、海は退きはじめました。
　那珂川ははんらんを繰返し桜川をせき止め、千波湖の原型はつくられました。
　千波湖では1625年に下市を中心に干拓事業がはじまり、1932年に現在の形となりました。
　それまでの間、農業用水や工業用水の供給源、水戸城の外堀や桜川の洪水時の遊水池などとして利用されてきました。
　しかし、近年は夏季にアオコが発生して美観がそこなわれていました。
　その解消のため、リンを多く含む湖底より深さ40cmまでにある泥をポンプですい取る浚渫（しゅんせつ）を行うとともに、那珂川よりきれいな水を取入れました。
　その結果、千波湖の水は1988年頃からきれいになってきました。
　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　（山野隆夫・石井要行・大和田　透）

3 台地面と斜面に残された自然

　「植物」　千波湖をとりかこむ台地面は、現在は住宅地として広く利用されています。
　以前はアカマツやクヌギ・コナラの林が広がり、他は畑や草地で、水戸の街の人々に燃料を供給するだいじな林が見られました。
　その後の開拓で耕作地などは広がり、現在は水戸市の発展にともない住宅地となりました。
　コナラ・クヌギなどの雑木林が現在でも点在しているのはその名残です。
　
　雑木林　
　現在残っているコナラやクヌギの林で、手入れのよい林は少なくなりました。
　雑木林の構成を見てみますと、高木層にコナラ、クヌギ、ヤマザクラなどがあり、亜高木層にエゴノキ、コナラが見られ、低木層には常緑樹のシラカシやヒサカキも侵入し、他にムラサキシキブ、サワフタギ、ガマズミ、ケカマツカ、クリなどが生育しています。
　草本層にはヤブラン、チャ、タチツボスミレ、ジャノヒゲ、エノキの実生、クサボケ、まれにシュンランなどが見られます。
　しかし、利用されていない林ではアズマネザサが広がり、他の植物の生育する場所が少なくなっています。
　特にササは常緑ですので、草本層の光が少なくなり、生育できる種類も少なくなります。

　スギ林　
　台地の斜面は利用しにくいため、比較的広く緑地が残っています。
　斜面でも土壌の発達している所にはスギが植林されみごとなスギ林があります。
　スギ林の構成を見てみますと、高木層はスギで、亜高木層を欠き、低木層にシラカシ、ムラサキシキブ、チャ、ウメモドキ、時にシロダモ、ヒサカキなどが見られます。
　草本層にはベニシダ、ドクダミ、ジャノヒゲ、ヤブコウジ、フジカンゾウ、シラカシなど比較的多くの種類の植物が見られます。
　冬に葉のへりが白くなるクマザサの密生している所もあります。

　落葉樹林　
　高木層に落葉樹であるケヤキ、エノキ、ウワミズザクラ、コブシが発達し、つぎにやや背が低いがシラカシもよく生育している林では、亜高木層には常緑樹のヤブッバキ、シロダモ、シラカシなど常緑広葉樹林の構成種が広く見られます。
　低木層でもヤブツバキ、シラカシ、チャ、シュロ、ヒサカキ、シロダモ、アオキなどが多く、草本層にもベニシダ、ビナンカズラにまじってシロダモ、シラカシなどの実生が目につきます。
　この様子は、現在の気候条件のもとで人間の影響をなくすと、シラカシなどの林が発達していくことを示しています。

　「動物」　「水戸市少年の森」から、Ｄ51型蒸気機関車のある方へ降りて、千波湖畔に立ってみましょう。

　ユリカモメ　
　千波湖畔は、野鳥たちの観察に最適です。
　ことに、冬場は、たくさんのわたり鳥で大変にぎわう場所です。
　その中でもユリカモメは、1974年以前には姿が見られなかった鳥とは思えないほどにすっかり定着し、まるで、千波湖の主のように空を舞って、私たちをむかえてくれます。
　ここでは、そのほかの鳥を一種類ずつ取り上げて紹介することはできませんが、一年中頻繁に自然観察会が開催される場所なので、機会をとらえて参加してみてはいかがでしょうか。

　丘の上の昆虫　
　湖面の観察から、少し道をもどって「少年の森」の丘にそうような小道を歩いてみましょう。
　千波湖が明るく開放的な止水域であったのに対し、こちらでは小道にそった暗い流水域が出現し、千波湖とは対照的な環境をみせています。
　ここでは、このような環境の違いを反映して、千波湖とは違った二種類の黄色と黒色の模様の、大型のトンボの姿をみることができます。
　「オニヤンマ」と「ミルンヤンマ」です。
　 100メートルほどしか離れていない場所なのに、大型のトンボ類二種が「すみわけ」していることは興味深いことです。
　この日陰になる場所では、時おり、黒い大型のチョウを見ることがあります。
　「クロアゲハ」というアゲハチョウの仲間ですが、まれに、このチョウに大きな黄白色のもんをつけたアゲハチｊウの仲間を見ることがあります。　「モンキアゲハ」です。　少しずつ、水戸市周辺でも見られるようになってきたチョウです。

　4．水戸の地下水の源をさぐる

　水戸の台地周辺には数多くの湧水地が知られています。
　そのうち、万葉集の「三粟（みつあわ）の那賀に向へる曝井（さらしい）の絶えず通はむそこに妻もが」で知られる愛宕（あたご）町の曝井をはじめ、偕楽園の吐王泉、笠原水源などは有名です。
　このほか、小沢の滝（北見町）、八幡池（八幡町）、御瀧山井戸（見川町）などもよく知られています。
　湧水地を訪ねながら、台地の地質と地下水、湧水の関係を考えてみましょう。
　今回は、もっとも自然なすがたで、水量も多い御瀧山井戸を案内しましょう。
　水戸駅北口バス停から桜川西団地行きに乗り、大内田で降り、バスの進行方向（南）にまっすぐ進みます。
　坂を下りはじめると、右手に見川クリーンセンターの門があります。
　さらにやや下ると、左手に入る細い道があります。
　入口に「通りぬけできません」の標識があります。
　この道を50mほどいくと、左手やや奥に御瀧山井戸�Hがあります。
　この湧水は個人の所有ですので荒さないよう見学してください。
　湧水は崖の途中からわき出ていてとてもきれいで、飲むこともできます。
　この湧水は、雨水が砂れき層をとおり、不透水層である下位の水戸層の上面付近からわき出ているものと思われます。
　ここでは、露頭の観察はできませんが、これより南へ500mほど行くとよい露頭�Iがあります。
　雇用促進住宅北側では、上市れき層、梅寿圉敷地内では関東ローム層、鹿沼軽石、上市れき層、見和層上部が観察できます。
　湧水は台地の北東斜面に多く分布しています。
　これは、不透水層の水戸層の傾斜にそって、地下水がおおむねこの方向に流れているためです。
　トリチウム濃度の測定によると、この湧水は約10〜20年前の降水がわき出ているものと考えられます。
　最近は都市化の影響で、湧水もなくなり、水質も悪化しているとのことです。貴重な湧水を守るためにも、自然環境の保全は大切です。
　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　（石井要行・山野隆夫・大和田　透）

　二章　水郷の昔と今−水郷の生い立ちを探る （霞ヶ浦・北浦)　top

 1　古東京湾を歩く

地層に見る古東京湾の変遷　 　10数万年前に、関東平野に広がっていた海を｢古東京湾｣といいます。 　おおよそ図2-2のような広がりをもっていました。 　この海底で関東平野をつくっている地層が堆積しました。 　その地層は成田層とよばれています。 　霞ヶ浦周辺の地層の重なりを示しますと、図2-3のようになります。 　石崎層と成田層は、海底で形成された地層です。 　常総層は、海退時の砂層と火山灰起源の灰白色粘土層からできています。 　関東ローム層は、日光や那須方面の火山や箱根山・富士山からとんできた火山灰からできたものです。 　石崎層は、一般に砂鉄質の砂層でややしまった感がします。

図2-2　古東京湾：菊池（1980）

図2-3　霞ヶ浦周辺の層序による

　石崎層の上の面は、凹凸がはげしく、へこんだところは沖積面（低地面)より下になるため、崖では見ることができません。
　このあたりでは、化石を含んでおりませんが、その上の成田層には、貝類をはじめウニや小型有孔虫などの化石が県内各地から産出することが知られています。

　化石を採集しながら、化石がどのようにはいっているか観察してください。
　いろいろな種類の貝殻がありますが、大部分は、二枚の殻がはなれていたり、破片になっています。
　破片が流れにそって配列しているように見えます。ここの化石床は、貝殻が海流に流されて堆積したものです。
　化石床の下は石崎層です。崖から離れてながめると、成田層と石崎層の不整合がよくわかります。
　つぎに梶無川をわたり露頭�Dへ行きましょう。�Dでは、成田層上部が薄く4mほどです。
　崖の中ほどの少し高いところに粘土層がありますが、これは露頭�Cの互層の部分に対応しています。
　この粘土層の下面が規則正しい波型をしていることを観察してください。
　これをメガリップルといい、波の化石と考えられています。
　暴風雨で海が荒れ、波の力が海底までとどき、海底面にうねり模様ができます。
　そこへ、雨で増水した河川が泥を流し込み、うねり模様の上に堆積すると、海底面上のうねり模様が消えずに残るのです。
　ここでも貝化石を採集し、露頭�Cの貝とべっべつにして持ち帰ります。
　露頭�Eで今日みてきた地層の重なり方を再確認し、帰途につきましょう。
　採集した貝化石は、貝図鑑をみて、名前をつけ、生活環境を調べると、大昔の海の様子を想像することができます。

　そこに、日光・那須・富士方面の各火山が活動期をむかえ、噴き上げられた火山灰が、風に運ばれてきて、関東平野一帯に降りつもり、関東ローム騾となったのです。
　（g）寒冷化による海面の降下は進み、約2万年前には、現在より120m低下しました。
　できたての関東平野には、河川により大きな谷が刻まれました。
　このため、このあたりの台地は、新治（にいはり）・稲敷（いなしき）・行方（なめかた）・鹿島の各台地に分断されました。
　この頃になって、旧石器時代の人々が現れて、きびしい自然の中で、狩猟生活をはじめました。
　（h) 1万数千年前になると、しだいに温暖化の方向にむかいました。
　大きな谷から小さな谷へ海が進入してきました。
　この時の海進を「有楽町海進」または「縄文海進」といい、広がった海を「古鬼怒湾」といいます。
　台地は陸の状態で、低地だけが海となりました。
　もちろん、霞ヶ浦も北浦も入江となりました。
　この海進で沖積層が谷をうめて、沖積面が形成されたのです。
　この時期になって、各台地に私たちの先祖が定住しました。
　けだものや魚も食べましたが、つかまえやすく、おいしい貝は、常食にされました。
　この時の食べ殼が、貝塚となって残っています。
　（i）やがて、この海も退き、沖積面上に現在の河川の母体がきざまれました。
　奈良時代に著された「常陸（ひたち）風土記」には、鹿島の西に「流れ海」があったこと、浮島で塩焼（製塩）をしていたことが記されています。
　8世紀のはじめごろまでは、海が残っていたことがうかがえます。
　その後、鬼怒川や小貝川の運んでくる土砂は、霞ヶ浦や北浦の流出口を埋め立ててしまいました。
　流出口が高くなった霞ヶ浦と北浦は、陸封されて淡水化が進む一方で、広がりをみせて、今日にいたっております。
　玉造周辺以外にも、たくさん崖があります。
　これを機会に観察の輪を広げてください。

　鹿島台地と新治台地は、ともに下末吉面で同じ高さでしたが、その後、埼玉県を中心とする関東造盆地運動によって、周辺部にあたる鹿島台地の方が高くなっています。
　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　（遠藤　好）
　2 水郷の水と生物

　霞ヶ浦・水郷といえば、何を思いだすでしょうか？
　アシ原にオオヨシキリがギョギョシと鳴き、湖の沖には帆引きが浮かぶ光景を思いうかべる人が多いと思います。
　今はどこにいっても、この光景は見られなくなりました。

　淡水化と生物相の変化　
　1960年代後半（昭和40年代）から、鹿島塩害防止の目的で常陸利根川下流の宝山に常陸川水門ができました。
　このように人間の都合で自然環境が破壊され、時の為政者の所得倍増論や列島改造論のかけ声とともに、水質の悪化によるヤマトシジミや養殖ゴイの酸欠死が問題となりました。
　自然環境が変わると、そこに生息している生物相に変化が生じてきます。
　昭和40年代まで生息していたヤマトシジミ、マハゼ、ウナギなどの塩水のまざった汽水域を生活場所とする貝や魚は姿を消しました。
　ヤマトシジミは宍道湖（しんじこ）や涸沼（ひぬま）のように海の潮の干満がないと生活することができないためで、生理的に淡水域に生息できないのです。
　淡水化現象は、豊富であった魚種を単純化してしまいました。魚と同様にプランクトンの組成も変化するのは当然です。
　魚の餌になるキスイヒゲナガケンミジンコは水門が完成して以来、姿を消してしまいました。
　代わってカブトミジンコが出現してきました。
　このように、一定量の生物がたがいに共存し、湖という生態系つまり小宇宙をつくっていますが、人工による変化や自然による物理・化学的変化、たとえば水温、 pＨ（ペーハー、水素イオン濃度）、溶存酸素などによって、生活場所の環境が変わるとその生物の生活適応外であれば、そこの生息場所から消えざるをえないわけです。

　北浦のアユ　
　ここ数年、北浦の洲崎や奈良毛で6月頃、体長が20センチぐらいのアユが定置網にかかり新聞報道もされました。
　琵琶湖では海に戻れないために大きくなれない小アユとして各地に放流されますが、どうして北浦のアユは大きくなれたのでしょうか。
　何を食べていたかを調べるために胃の内容物を調べました。
　結論からいいますと、5・6月頃に大量に羽化するオオユスリカの親を食べていたのです。
　普通は渓流の石表面につく藻類を食べているのですが、北浦にはそれがないので、さなぎから羽化したばかりのオオユスリカを水面近くで食べていたのです。
　消化管のなかには5ミリほどの黒い棒状をしたものがあり、それをスライドグラスにのせて検鏡したところ節足動物のものであることを突き止めました。
　イサザアミやテナガエビの足と見ましたが、結局ユスリカの足であることが判明しました。
　湖面がないでいる夕方に舟を出しますと、水面に双葉の葉が出たかのように一面羽化しているユスリカを観察することができます。
　蚊柱が立つほど大量に羽化するのをアユは水面に浮き上がってたべていたのです。
　川のふちでは毛ばりでアユがつれますし、縄張りをつくるまえは水生昆虫もたべので、オオユスリカをたべても不思議ではありません。
　しかし、藻類を食べないアユはキュウリのような天然アユのかおりはありませんでした。
　アユのことを漢字では鮎と書きますが、また香魚とも書くのです。
　北浦のアユはどうかけばよいのでしょう。
　潮来（いたこ）町にある茨城大学の臨湖実験所や、玉造町の県の内水面水産試験所でアユの標本を集めて調査をつづけています。

　3 自然の利用と環境の変化

　霞ヶ浦の面積は220平方km（西浦、北浦、外浪逆浦（そとなさかうら）、常陸利根川を含む）で、周囲は252kmあります。
　1972年（昭和47年）に常陸川水門ができ、塩害を防止する目的でいわゆる「みずがめ」化を行いました。
　また、洪水防止のために湖岸堤防をつくりました。
　このことにより、様々な環境の変化が起こりました。
　堤防は必ず岸辺より沖の方に築堤します。
　したがって、岸辺に繁茂しているヨシは堤防の外側になってしまいます。
　このことによって、自然状態とは異なったひずみが起きて、生物に影響が生じます。
　例をあげてみましょう。
　北浦の根小屋入江には、かって舟が入っていけないほどのビシが繁茂していましたが、今は舟だまりに、かすかに生存しているにすぎません。
　堤防ができたための三角波のせいだといわれています。
　ヨシ原があったときは、波は自然に減衰しますが、堤防があると、反射波が帰ってきて三角波ができます。
　浮葉植物であるヒシや黄色の花をつけるアサザはもう観察ができなくなりました。
　私は根小屋入江で以前に、ヒシの葉の下をネットですくったことがありましたが、たくさんのヌマチチブの稚魚がとれました。
　浮葉植物の下は稚魚の隠れ場だったのでしょう。
　浮葉植物が消滅すれば、稚魚のねぐらもなくなるので、定置網に入るヌマチチブの数が減少するのは当然です。
　また、ヨシがなくなると、“のっこみ”というフナやコイの産卵行動ができなくなりますのでおのずと漁獲高に影響してきます。
　それに追い打ちをかけるように1926年（大正15年）に移入されたブラックバスや、1960年に今の天皇のアメリカみやげがにげて移入されたブルーギルが、稚魚やテナガエビのこどもを食べてしまいます。ますます魚がすみにくい環境になってきたといえましょう。
　ＣＯＤが6．8の基準を下まわったと当局の役人はいいますが、1991年（平成3年）は雨がおおく一時的な現象でなければよいがと危ぶむのは、私だけではないでしょう。

　4 豊かな自然環境の復活をめざして

　温故知新（おんこちしん）という言葉があります。
　古きを温め新しきを知るという意味です。
　霞ヶ浦や北浦の歴史や昔の写真集をみますと、魚の豊富さ、自然の豊かさが顕著です。
　昔と今の違いを考えてみましょう。
　まず、人口の増加があげられます。
　霞ヶ浦流域の人口の増加にともなう生活排水の流入は、多くなりました。
　工業化の波は、1960年代から70年代にかけての高度成長にともかって、農村地帯にも押しよせてきました。
　それにともなう工場排水の流入、そして、ゴルフ場の進出|による除草剤の流下問題などが考えられます。
　これらの原因によるリンやチッソの増加は、コイ養殖の餌残（じざん＝食べ残し）さによってさらに拍車がかかりました。
　物の豊富さによる使いすてや過剰包装によるゴミ問題や産業廃棄物問題など近代化という怪物はようしゃなく人という生物に襲いかかってきました。
　トンボやわき水のもととなる谷津田の埋め立てによる宅地化が霞ヶ浦周辺でおきています。
　このような現象はヒトという生物による湖にたいする侵略といえます。

　山を崩したり堤防をこしらえたりするときは、生態系に及ぼす環境変化を予測することが必要です。
　しかし、これを予測することは、非常にむずかしいといわなければなりません。
　予測もしなかった事態がおきることが過去に幾度もあり、種の絶滅を引き起こしてしまいました。
　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　（菊地義昭）
　〈引用文献〉　菊地隆男. 1980.古東京湾。アーバンクボタ、18：16-21.

三章　関東山地を一望する天然の展望台（筑波山)　top

　交　通　JR土浦駅から関東鉄道バス、筑波・真壁方面行き、筑波のりかえ、つつじヶ丘行き終点下車。
　コース　つつじヶ丘ロープウェー山麓駅駐車場→400m→つつじヶ丘→600m→弁慶茶屋→30m→弁慶の七もどり→300m→北斗岩→300m→女体山→800m→男体山→2.4km→筑波山神社

1 筑波山の生い立ち

　筑波山は、山体の上部がはんれい岩、下部がそれに貫入した花崗岩からできています。
　花崗岩が風化・侵食されやすいのに対して、はんれい岩はかたく、風化・侵食に強いために、はんれい岩の分布する筑波山だけが周囲からとり残されて高い山となって残っているのです。
　こうした地形のことを残丘といいます。
　はんれい岩は、珪酸（Si02)成分に乏しい玄武岩質マグマが地下深部のマグマだまりの中でゆっくりと固化することによってできた、日本列島では比較的まれな岩石です。
　ここでは、筑波山の峰々をめぐりながら、このはんれい岩を観察するルートを紹介することにしましょう。
　筑波山は筑波山神社の御神体で、岩石や鉱物を採取することは原則として禁じられています。
　ハンマーなどで岩石を傷つけないよう十分に注意しましょう。

　つつじヶ丘のはんれい岩　
　ロープウェー山麓駅駐車場�@から筑波山頂をめざす登山道を上りはじめます。
　このあたりのやや急な斜面の転石や散在する露頭は、やや白っぽい中粒の角閃石はんれい岩からなっています。
　転がっている岩石を手に取って観察してみましょう。
　白色の部分は斜長石からなっています。
　黒色の鉱物（有色鉱物）は大部分角閃石からなっていますが、輝石やカンラン石が少量含まれている場合もあります。
　はんれい岩は、珪酸成分にとぼしい玄武岩質マグマからゆっくりと晶出した、斜長石、角閃石、輝石、かんらん石などの鉱物が集まってできた岩石です。
　急な斜衙を登りきるとみはらしのよい平坦な場所に出ます。
　このあたりがつつじヶ丘�Aです。方位盤の土台に使ってあるはんれい岩を観察してみてください。
　大きさが1cmもあるような大型の黒い斑状鉱物が点在しているのがみえますが、これは角閃石です。

　つつじヶ丘から山頂へ　
　つつじヶ丘を通りすぎしばらく進むと、転石の種類がやや変化し粗粒の角閃石はんれい岩が目立つようになります。
　登山道が樹林帯に入り、屏風岩の南斜面あたりまで来ると、優白質で粗粒な岩石がみられるようになります。
　これは斜長岩質角閃石はんれい岩です。
　斜長石の量が大幅に増え、角閃石の量がきわたって減少したはんれい岩です。
　極端に有色鉱物がへり、ほとんど斜長石のみからなる岩石は斜長岩と呼ばれています。
　ちなみに月面の高地はこの斜長岩からできています。
　さらに登山道を行くと、やがて売店のある分岐点�Bに出ます。
　左の道は筑波山神社への下山道ですので右に曲がると、まもなく弁慶の七もどり�Cがみえてきます。
　このあたりから北斗岩までの間は、巨大な奇岩が繰返し現れて目を楽しませてくれます。
　この辺一帯から屏風岩にかけては、粗粒の斜長岩質はんれい岩がよく発達しています。
　特に高天原や母の胎内くぐりでは粗粒斜長岩質はんれい岩のよい露頭がありますのでよく観察してみましょう。
　出船入船を過ぎ、裏面大黒�Dのあたりまで来ると、岩石は再び黒昧を帯びるようになり、北斗岩�Eの付近では、角閃石の量が増大した優黒質で粗粒の角閃石はんれい岩に変わります。裏面大黒には縦方向に入った節理が発達しています。
　節理とは岩石に入った開口性のわれ目のことで、高温の岩石が冷却収縮する時や（冷却節理)、応力のかかった時（構造性節理)などにできます。
　こうした節理にそって岩石がわれることで、様々な奇岩が生み出されているわけです。
　北斗岩を過ぎてすぐの急斜面には、層状構造をもったはんれい岩と、層状構造にやや斜交するように貫入した、二本の平行する幅10cm程度の黒色の岩脈がみられます。
　岩脈とは、板状のわれ目をマグマが満たした後それが固化したものです。
　同様の岩脈は女体山直下の東斜面の登山道子いでも観察できます。
　岩脈の走向は東西性のものが多いようです。
　層状構造については、男体山のところでもう一度ふれることにします。
　北斗岩から女体山にかけての急斜面には、ところどころに、大きさが数cmに達する角閃石の巨晶からなるはんれい岩質ペグマタイトのポケットが粗粒はんれい岩内に発達していますので、気をつけてみてみましょう。

　山頂の岩石　
　急斜面を一気に登ると、そこは筑波山の最高点876mの女体山（にょたいさん）の山頂�Fで、神社の社殿があります。
　女体山からケーブルカー山頂駅�Gまではゆるやかな下り坂で、ところどころに女体山を構成するのと同じ角閃石はんれい岩の露頭が見られます。
　ケーブルカー山頂駅に着いたら、つぎは男体山に晉ってみましょう。
　ケーブルカー山頂駅から男体山（なんたいさん）山頂�Hまでの斜面は、主として優黒質で中粒〜細粒の角閃石はんれい岩からなっています。
　山頂に近づくと層状構造がみられるようになります。
　はんれい岩中の層状構造は、山頂の男体山神社の周辺でよく観察できます。
　社殿の北側の露岩には、鉱物粒度と角閃石や斜長石の濃集度の違いによる、各層の厚さが数cmから10cm程度の層状構造がみられます。
　走向はほぼ東西です。社の東側の露岩には、斜交層理がみられます。
　走向はほぼ東西で、南側の層が北側の層を切っているので、南側が上位ということになります。
　斜交層理は砂岩などの堆積岩でよくみられる現象です。
　玄武岩質マグマのような粘性の低いマグマ中では、水中でみられるのと類似した堆積作用が働くことが多いのです。
　この場合、砂粒に相当するのはマグマから結晶化しか鉱物粒です。
　はんれい岩中の斜交層理の存在は、マグマだまり中に対流なとによる一種の流れがあったことを示唆しています。

　筑波山神社
　ケーブルカー山頂駅までもどったら、今度は筑波山神社まで下山することにしましょう。
　下山の登山道は急傾斜で足元も不安定な所が多いので注意して降りましょう。
　下りはじめてしばらくの間は、大きな角閃石のめだつペグマタイトを含む粗粒角閃石はんれい岩がみられます。
　さらに下ると、まれにはんれい岩に花崗岩質アプライトの細脈が貫入している転石を観察することができます。
　このアプライトは、はんれい岩体の下位に貫入している花崗岩体から分岐してきたものです。
　筑波山のはんれい岩は、花崗岩の熱の影響で変成作用を受け部分的に再結晶しています。
　筑波山のはんれい岩がかたく風化・侵食に強いのは、このことが多少とも関係しているものと思われます。
　登山道をさらに進むと、男女川�Iをわたります。
　このあたりからケーブルカーのトンネルの上部�Eにかけては、優白色の粗粒斜長岩質はんれい岩が再び現れます。
　屏風岩の斜長岩質はんれい岩のつづきと思われます。
　ややゆるやかになった登山道をさらに下ると、ケーブルカーの線路の所�Iに出ます。
　この付近には、風化し土壌化した花崗岩の小規模な露頭がみられます。
　はんれい岩とは異なり灰色で透明感のある石英の鉈物粒がふくまれているので、観察してみてください。
　このあたりから下は、すべて花崗岩から構成されているのです。
　登山道にははんれい岩の転石がまだ多くみられますが、すべて山頂の方から転がってきたものです。
　筑波山の山麓のゆるやかな斜面は、こうした転石がたまってできています。
　さらに進むと、やがて左側にやはり花崗岩の風化露頭�Iが現れます。
　ここでは花崗岩に白っぽいアプライト脈が貫入しています。
　また、登山道を横切って、大きさが数cm以上の粗粒のカリ長石からなる厚さ50cm以上の花崗岩質ペグマタイト脈がみられます。
　白色のカリ長石の大型結晶を観察してみてください。
　もう一息下ると、ケーブルカー山麓駅のそばを通って、筑波山神社の横に出ます。
　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　（高橋正樹）
2 首都圏に残った原生林

　筑波山にちなんで名づけられたものには、植物ではツクバザサ、ツクバスズ、ツクバスゲ、ツクバキンモンソウ、ツクバヒゴタイ、ツクバグミ、ツクバウグイスカグラなどがあります。
　この中には現在は他の名前が一般に使われている種類もあります。

図3-2　筑波山の生物

　筑波山の南斜面　
　ここは植物の垂直分布の観察に適しています。
　ふもとにはアカマツ林がひろがり、筑波山神社付近にはスダジイやモミの林があり、さらに上部にはスギが目立ち、頂上付近ではブナ林となります。

　つつじヶ丘　
　コースは一部シモツケやオミナエシが見られる草地を通り、女体山に達するものですが、途中巨石があり、岩上に生える植物の観察に適します。
　イワガラミ、ナンタイシダ、イワハリガネワラビ、ダイモンジソウ、コケシノブの仲間、まれにオオクボシダに出合うこともあります。
　シナノキ、オオカメノキ、トウゴクミツバツツジ、ミヤマザクラ、カジカエデなどのブナ帯の植物も女体山から男体山のコースで見られます。
　このコースの途中からユースホステルに向かう道ぞいには春には早春植物が目立ち、スミレの仲間が豊富です。

　自然研究路　
　男体山山頂部はブナ帯に属します。
　山頂部付近には山体を一周する自然研究路が整備されていて、ブナ林に生育する植物が観察できます。
　特にブナ、ミズナラ、ツルキンバイ、アサマヒゴタイ（ツクバヒゴタイ)、イワタバコ、キンレイカ、テンニンソウ、ナンタイシダ、ツクバスゲ、ソバナ、タマガワホトトギス、クサアジサイ、イッポンワラビなどは注目したい種類です。

　ケーブルぞいのコース　
　自然研究路をはなれ、下りのルートに入ります。
　下りが急になり、ブナが現れてくると、ハルトラノオ、カタクリ、ナガバノスミレサイシン、ヤマトグサ、キクザキイチゲ、ニリンソウなど早春に花をつけるものが見られます。
　ツクバトリカブトが花をつけるのは秋です。
　さらに下ると大きなスギがあり、林下ではアオキ、シキミ、ウリノキなどが観察できます。

　中腹の茶屋　
　付近の沢ぞいではチドリノキ、イロハモミジ、クマシデ、タマアジサイなどの樹木のほかに、カメバとキオコシやミヤマカタバミ、ヒイラギソウなどの草も見られます。
　登山道にそってはフユイチゴ、クサイチゴ、ツクバネなども見られます。

　筑波山神社付近の森　
　高木層にモミ、スギがあり、亜高木層にスダジイ、ウラジロガシ、アカガシなどのカシ類があります。
　低木層にアオキ、ヤツデ、コゴメウツギなどがあります。
　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　（安　昌美）

3 筑波山の動物

　セミ
　5月下旬になるとセミの季節がはじまります。
　山麓から中腹にかけてのマツ林では南方系のハルゼミが「ムゼームゼー」と鳴きだします。
　6月〜7月にかけ七は、北方系のエゾハルゼミが山頂付近で鳴き、7月〜8月には標高500m以上になると、エゾゼミやアカエゾゼミの　「ギー」という鳴き声を耳にするようになります。
　山麓の八郷町には、本県が北限となるヒメハルゼミの発生地があり、6月下旬から7月にかけて鳴きます。

　トンボ　
　山麓から中腹にかけて、男女川、大沢、白滝、羽鳥沢などの渓流性のヒメクロサナエ、クロサナエ、オジロサナエなどのサナエトンボやカワトンボ類が見られ、沢の源流付近には氷河期の遺存種といわれるムカシトンボの幼虫が生息しています。
　なお、この周辺の石の下からは同じく氷河期の遺存種、ガロアムシが記録されています。

　両生類　
　山麓にはニホンアカガエルやトウキョウサンショウウオが生息し、中腹から山頂付近にかけてはヤマアカガエルが見られるようになり、男女川や羽鳥沢などの渓流にはハコネサンショウウオ、源流部にはタゴガエルが生息しています。
　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　（小菅次男）

4 筑波山山頂からの眺望

　台地が木の枝のようなこまかな谷によってきざみ込まれている様子がよくわかります。
　こういった谷のことを谷地あるいは谷津と呼んでいます。台地と谷地は、茨城県から千葉県にかけた地域の特徴的な風景です。台地をつくっている地層が12万年前の海に堆積したものであることがわかっています。
　私たちは、まさに12万年前の海の中に突き出した岬の上に立っているのです。
　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　（矢野徳也）

　菅生沼の現在の姿を図4-2のステレオ写真で調べてみましょう。
　南北方向の大きな谷に沼があり、まわりに湿地が広がっています。
　上沼はほとんと湿地化していますが、下沼はまだ広い水面が見えます。
　東から流れ込む東仁連川にはこばれてきた土砂により、河口のまわりが埋められています。
　周囲の台地の上は、平らで畑地として使われ、農家が点在しています。家のまわりは屋敷林によって囲われています。
　台地は小さな谷にきざまれていますが、その谷は水田として利用されています。
　谷頭はなだらかに台地面に連なっています。
　台地の斜面は森におおわれ、菅生沼を囲む「縁の壁」になっています。
　菅生沼の生い立ちをさぐるには、周囲の台地がいつごろどのようにしてできたかを考えなくてはなりません。
　今から約12万年前の下末吉期には、海水面は現在の海水面より5〜6m高くなっていました。
　この時の海底に堆積した地層が成田層などです。
　2万年前の最終氷期には、海面はもっとも低くなり現在より140〜80mも下がり、台地がつくられました。
　そして、この台地に谷がきざみ込まれたのです。
　氷河期がおわると海面はまた上昇しはじめ、約6000年前の縄文海進の時期には現在の海面より4〜5m高くなりました。
　海岸線が内陸部に入り込み、古鬼怒湾が形成されました。
　当時の海岸線は貝塚・海成堆積物などの分布によって復元されています。
　その後、小さな川や入り汪は、利根川の堆積作用により、低い自然堤防によって出口がふさがれ、いくつかの沼や湿地が形成されました。
　その一つが菅生沼です。
　江戸時代には、江戸の街を利根川の水害から守るため利根川の流路が鬼怒川につながれました。
　菅生沼は飯沼の干拓のとき飯沼の排水路となり、干拓されませんでした。
　昭和に入り、菅生沼は東仁連川の流路となりました。
　また、利根川の逆流を防ぐため、法師戸水門が設けられると、遊水池として残されることになりました。
　現在の菅生沼の北半分は湿原、南半分が沼沢地となっています。
　水深は東仁連川の流出口より北側では浅く、深い所でも東岸で30cmぐらいです。
　なお、南側ではやや深く40cmぐらいです。
　法師戸水門のあたりでは幅が狹くなるため2〜3mになります。

　幸田排水機場（岩井市立飯島幼稚園北側�@）　
　飯沼川と西仁連川の合流点。菅原郵便局から排水機場の間で飯沼干拓地の様子をうかがえます。
　これより下流の西仁連川は昭和初期に菅生沼への自然排水を目的に新川を開削したものです。
　付近の新田という地名は、そこが干拓地であることを示しています。
　自然博物館�A　　東仁連川からの土砂が下沼を埋めて行く様子が観察できます。
　法師戸水門�D　　菅生沼の周囲の台地と水面の高さの差や、土砂が流れ込み埋積が進んでいる様子がみられます。
　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　（石山貴司・細谷正夫・石塚左喜雄・川澄順一・木村正和）
2 玉台橋下の化石床

　これらは、よい標本となるだけでなく、堆積した場所を推定するさいによい手がかりを与えてくれます。
　化石は、バカガイを卓越種としてイタボガキ、イタヤガイ、アズマニシキ、タマキガイ、マガキ、サルボウ、カガミガイ、マテガイ、ウチムラサキなどの二枚貝や、アカニシ、ツメタガイ、ヤツシロガイなどの巻貝、およびカシパンウニ、バフンウニなどが容易に採集できます。
　ここでは小さな貝をふくめると100種以上確認されています。
　また、水面に近いかたい地層からは、二枚の殼が合わさったままほぽ層理面に垂直に入った現地性と考えられるウチムラサキを見ることもできます。
　貝化石を取り出した残りの砂を少量ずつシャーレなどに入れ、双眼実体顕微鏡かルーペで丹念に観察してみましょう。
　白い陶磁器でつくったような有孔虫（単細胞の原生動物の仲間）の化石が見つかります。
　小さな部屋が渦巻状に巻いたエルフィディウムが一番多く産出します。
　これらは海底で生活していた小型底生有孔虫で、これまでに約50種が報告されています。
　底生有孔虫は、水温、深度、底質などの古環境を推定する示相化石として重要なものです。
　貝化石や有孔虫化石から、これらを含む地層がやや寒流の影響を受けた浅い内湾に堆積したことがわかります。
　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　（土生末治・細谷正夫・石塚左喜雄・川澄順一・木村正和）

3 関東一の水鳥の楽園を支える湿原の植物

　菅生沼周辺の自然の概観　
　菅生沼は閑東平野のほぼ中央に位置し、南北5.5km、東西400m、面積約200Ｈa の細長い沼です。
　沼全体が遊水地としての機能をもち、水位の変動は大きく、特に夏の水位は低くなります。
　近年急激な水位の低下と過栄養化により開水面がせばめられ一部では陸化がみられます。
　しかし現在でも自然は残っており、典型的な低層湿地の植物群落が観察できます。
　沼全体はヨシ原になっており、周辺部からやや陸化したところには貴重な植物群落である低地ヤナギ高木林が発達しています。
　周囲が自然の堤防で囲まれている点も重要なポイントです。
　これが、菅生沼が自然環境保全地域に指定されている理由です。
　沼の両岸の台地には樹枝状に開析谷が深く入りくんでおり、水田として利用されています。
　台地上は大部分が畑地です。
　シラカシ、スダジイを主とする常緑広葉樹林が台地の縁の斜面や台地上の社寺林、屋敷林にみられます。
　本来この地域が照葉樹林帯であることをうかがわせます。
　また、コナラ、クヌギなどの落葉広葉樹林が帯状に分布しアカマツ林、スギ、ヒノキ植林、竹林なども点在しています。
これらの植物群生は、菅生沼周辺の良好な自然環境を維持してゆく上で重要な要素となっています。
　下沼の東側台地には水海道市立「あすなろの里」（地点�C）があり、対岸には自然博物館も建設され、市民のいこいの場としても注目されてきています。
　菅生沼の植物は、開水面にみられる浮葉植物群落、周辺湿地にみられるヨシ・マコモ群落、その外側の陸化がすすんだ場所にみられるヤナギ群落、そして周辺の樹林地にわけてみることができます。

　オギ・ヨシ群落　
　さらに陸化がすすんだ湿地には低地草原が形成されます。オギやヨシを主としカサスゲ、サンカクイ、フトイ、イヌゴマ、アキノウナギツカミ、サデク十、タコノアシ、ヌマトラノオなどがみられ、複雑な組成の群落をなしています。
　乾燥陸地にはススキ、アズマネザサ、セイタカアワダチソウなどもみられます。
　これらが、菅生沼で観察されるおもな群落です。

　ヤナギ群落　
　上沼の開水面の両岸堤防や沼周辺の陸化した場所にみられます。
　アカメヤナギが多く、タチヤナギ、ジャヤナギなどがヤナギ林を形成しています。
　根元の太さが直径50cmを越えるものもめずらしくありません。
　特に下沼の西岸には発達した群落があり、ミサゴなどタカのすみかになっているほどです。
　ハンノキやアカマツも混在しています。
　下草はカサスゲが大部分でマツカサススキ、イヌゴマ、ミゾソバ、イシミカワ、ハングショウなどもみられます。
　菅生沼の中でもっとも遷移の進んだ群落です。
　また、この群落は、関東地方では渡良瀬（わたらせ）遊水地、小貝川合流点などのものとともに北限に近い貴重な群落です。
　生息域の規模が大きいことからも学術的な価値が高いと考えられています。
　菅生沼を全体としてみた場合、中心部の開水面から周辺部の陸地へ向かってマコモ→ヨシ→オギ→ススキとい引憂占種の移行がみられます。
　さらに周辺部からヤナギ、ハンノキ、アカマツなどの侵入もおこっており、遷移の進行を認めることができます。

　周辺の樹林地　
　上沼の自然観察路（地点�B）は湿地と平地林が接するところに整備されており、植物観察には好適なところとなっています。
　コナラ、クヌギ、アカマツ、シラカシ、モミ、アカメガシワ、ガマズミ、ゴンズイなどが混在した林が観察されます。
　林縁にはシロダモ、ヒサカキ、アオキ、エゴノキ、ヤマハギ、ハリギリ、カマツカ、ハナイカダ、ムラサキシキブなどの低木がみられます。
　草本としては、フタリシズカ、イヌタデ、シロバナサクラタデ、ヨウシュヤマゴボウ、センニンソウ、アオツヅラフジ、ハングショウ、コニシキソウ、ノブドウ、キッネノマゴ、オミナエシ、ヒヨドリバナ、シラヤマギク、ヤクシソウ、ヤブラン、ホウチャクソウ、ヤマジノホトトギスなどがみられます。そのほかにも、カニクサ、イヌワラビ、ヤマイタチシダなどもみられ豊富な植物相をなしています。
　特に注目すべきまれな植物　　ハイチゴザサ、ヤガミスゲ、ミコシガヤ、ヤマユリ、ギンラン、キンラン、ササバギンラン、シュンラン、マンリョウ、タチスミレ、タコノアシ、ミゾコウジュ、ハナムグラなどがあげられらます。
　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　（福田良市）
4 菅生沼の動物

　1960年代後半から1970年代前半（昭和30年代）には、上沼の天神山の下まで水があり、シジミ採りや藻刈りの船が見られました。
　その後、周囲からの汚泥の流入や、水路変更による水位の低下、周りのヨシ・マコモ群落の拡大などにより沼は遷移の末期である陸化へ進み、動物相も水中の魚貝類が激減しました。

　これらの中で、コガモがもっとも多く、激しい羽音で、いっせいに飛び立つ様子は壮観です。
　カモ類をねらうオオタカやノスリ、旋回しながら水面に突入して魚をつかみどりするミサゴなどの猛禽類の勇壮な姿も見られます。

　魚貝類　
　魚類は5目8科24種・亜種の生息が確認されています。
　ウナギやコイのほか、オイカワ、ハス、モッゴ、カマツカ、ゲンゴロウブナ（ヘラブナ）などが見られます。
　最近は他の湖沼と同じく、オオクチバス（ブラックバス）が増えており、代わりにタイリクバラタナゴなどのタナゴ類が減少しています。
　魚類は菅生沼よりむしろ沼に流入する江川や西仁連川、東仁連川の方に多く生息しています。
　特に、東仁連川は水が比較的きれいで、あすなろの里の近くでは林が岸近くに迫っていて静かな好釣場となっています。
　淡水生の二枚貝類は極端に減少しています。
　1960年代には殻長30cmくらいのカラスガイが多産して、土地の人たちは食用にもしていましたが、水位の低下と水質の悪化にともない、現在では沼のほんの一部に生息しているにすぎません。

　昆虫類　
　昆虫類は16日150科約600種が知られています。
　関東地方の平地から丘陵地に普通にみられる種が多いのですが、湿地性、草地性、樹林性など多様な種構成をしています。
　トンボ類やタイコウチなどの湿地性の種類が多いのが特徴的です。
　菅生沼のオオモノサシトンボは、モノサシトンボとの中同形を示しているともいわれて、分類上貴重な種です。
　ギンヤンマやアオヤンマ、小型で美しいマイコアカネも多く見られます。
　ハチ類も多く、キブシナガバチ、オオスズメバチ、トックリバチ、トラマルハナバチなども確認されています。
　アメンボ類では、めずらしいエサキアメンボが生息しています。
　かっては飯沼川にゲンジボタルが多産し、船を浮かべてホタル狩りを楽しんだとのことですが、現在では、全く見ることはできません。
　ヘイケボタルはわずかに菅生沼に接する用水路や水田に見られるだけです。
　また、岩井市や水海道市でもかぎられた水田などの一角でしか生息は確認されていません。
　恵みの沼への蘇生　　飯沼川（菅生沼）は「ふる里の川モデル河川」の指定を受け、1991年より7年間の計画で大規模な河川改造事業が行われています。
　治水と豊かな自然環境の保全を目指して、うるおいと自然に満ちた水辺空間を再びよみがえらせようという努力がなされています。
　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　（茅根重夫）
　〈引用文献〉　春成秀爾・小池裕子、1987.縄文時代。日本第四紀学会褊日本第四紀地図および解説。東京大学出版会、100-108.

　珪藻質頁岩（けつがん）・珪藻質砂質頁岩の薄い層が何枚も重なっています。
　青灰色ですが風化すると淡灰色になります。
　珪藻は季節の変化や環境の変化によって生産量が変わります。
　珪藻質頁岩の一枚一枚の層の厚さは、珪藻の生産量に比例しているものと考えられます。
　このように考えると、珪藻質頁岩は過去の環境をモニターしていることになります。
　最近、亀ノ尾層中の珪藻質頁岩のなかにリズミカルな堆積のサイクルがあることが指摘され、これが環境の周期的な変化を示しているものとの主張もなされています。
　ここの露頭でも珪藻質頁岩の一枚一枚の地層の厚さの変化に周期性があるでしょうか。観察してみましょう。
　また、厚さ30cmほどの砂岩層があって、地層のつながりを調べるさいに目安となる鍵層の役をはたしています。
　頁岩（けつがん）層にはたくさんの化石が含まれています。
　石灰質の殼は全部とけて、型だけが残っています。
　しかも、押しつぶされています。Achira、Yoldia、Lucinomaなどが多くでます。

　大津漁港�A　
　常北中学校より1.5kmほど行くと、いわし・しらすなどの漁獲が多い大津漁港につきます。
　港の東端の方に、昔、異国人が上陸した地点があります。
　この辺一帯には亀ｙ尾層の上にのっている多賀層群と呼ばれる地層がでています。
　青灰色で風化すると淡黄色となる凝灰質砂質泥岩で層理がはっきりせず風化すると層理に関係なく風化面にそってはがれます。
　大津灯台�B　　大津漁港より海岸にそってｌｋｍほどすすむと大津灯台にでます。
　この辺一帯に露出している地層は、すべて多賀層群です。
　灯台の反対側のやぶに入って行き、断崖を綱につかまっておりると海食台（広磯）にでます。
　タイトプールなどがあって海岸の動植物の観察には最適です。

　五浦�C　
　岡倉天心が日本美術院を設立し、横山大観はじめ多くの美術家を育てたところです。
　小さな岬には奈良法隆寺の夢殿を模してつくった六角堂があり、天心が思索を練ったところです。
　現在は茨城大学五浦美術研究所が管理しており、記帳をすれば見学できます。
　この辺は、化石がたくさんでますが、観光地ですので採集はつぎの地点ですることにしましょう。
　すべて多賀層群の凝灰質砂質泥岩です。
　ししがしら�D　　五浦観光ホテル「大観荘」の北0.5kmの地点の入り江で中央に岩塔があるので、通称「ししかしら」と呼ばれています。
　地層は五浦六角堂付近と同じで、多賀層群の下部にあたり貝化石を多数採巣することができます。
　ここの化石は、二枚貝や巻貝で石灰質の殼が残っています。
　ノジュール（団塊＝だんかい）の中からは保存良好なものを採取することができます。

3 堆積作用の不連続の証拠――不整合

　忘れじの碑�F　
　北へ進むと「忘れじの碑」があります。
　第二次世界大戦の末期、1944年（昭和19年）の末、この地から紙製の風船* が爆弾をつけてアメリカ本土へ向けて何百発と放されました。
　* 風船爆弾は川辺一（かわなべはじめ）が開発しました。
　戦後、鉄道技術研究所に移転し、新幹線のＡＴＣを開発しました。（ＨＰ管理者注）

　晩秋の夕暮れおばけのような風船が太平洋のかなたへ飛んで行ったのです。

　この碑からさらに200mほど北に進むと、道路わきで突然地層が変わります。
　よく見ると南に傾斜した亀ノ尾層の上回北に傾斜した多賀層群がのっています。
　傾斜不整合です。この不整合は海岸の崖、さらに西方1.5km、国道6号ぞいのおみやげ店（イゲタ水産）の所でも観察することができます。
　私たちは、この傾斜不整合からつぎのような堆積の歴史を読みとることができます。
　亀ノ尾層が堆積し、地層が形成される→この地域が隆する→地上に露出した地層は風化・侵食を受ける→再び沈降しで地域全体が海の下になる→新しい地層（多賀層群）が堆積する→隆起し現在にいたる。
　不整合の露頭にはこんなにも複雑な歴史が書き込まれているのです。
　不整合は堆積作用が過去において一様につづいていたのではなく、途中に大きな不連続があったことを示しているのです。

　平潟港�G　
　かって、仙台藩の米を江戸に運ぶ船が風待ちのため寄港したところで、回船問屋や遊郭が軒をつらねて、繁栄した小さな港町です。今は、民宿がさかんです。
　北へ進んで、トンネルをすぎると、平潟です。
　トンネル周辺には多賀層群がでていますが、間もなく左右の露頭は再び亀ノ尾層となります。
　平潟港の中央に二つの山が見えますが、南側の山は亀ノ尾層からできており、北側の山は多賀層群からなっています。
　その間に東西に走る大きな断層があり、断層の北側が落ちています。平潟公民館の西方で、その断層が観察できます。
　観察はここまでですが、時間の余裕があれば、さらに九面・関田浜・勿来の関跡をめぐるのもよいでしょう。
　「吹く風をなこその関と思へども道もせに散る山桜かな」　で有名な勿来（なこそ）の関跡です。
　歴史文学館があり、いろいろな資料を見学することができます。
　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　（沼田　章・内ケ崎　浩）