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第一章　東京湾の生いたち――古東京湾から東京湾ヘ

　1-1　序――東京湾とは top

　1-2　東京湾の地形と湾底堆積物の概要 top

　また、図1-1で見るように三角州平野のあいだで、下総台地などいわゆる洪積台地の縁辺がなめらかな海岸線を呈するのは、過去約6000年のあいだに東京湾の波が台地縁を侵食して海食崖を後退させてさせたからである。
　そのような河川と海の流れの運搬・堆積作用によって、図1-2にしめす湾底の底質（湾底沖積層の表層物質）が形成された。
　東京湾の周辺には、図1-1に描いたように、西側に武蔵野台地と下末吉（しもすえ）台地があり、本牧岬はほぼその南縁にあたる。
　東側には下総台地がひろがり、同じような構成をもつ台地は小糸川付近におよぶ。
　これらの台地の表層部をつくるものは、沖積層の堆積時代（約1万5000年前〜現在）よりほぼ一桁古い十数万年前〜1万年前（更新世後期）に堆積した地層で、その下位には史新世中期の地層がある。
　最表層の関東ロームをのぞくこれら更新世中・後期の地層は分布地域によって下総層群・東京層群・相模層群などとよばれる。
　浦賀水道の両側には、台地をつくる地層より古い時代（数十万年前〜数干万年前）に堆積し、固結炭も高く、褶曲・断層・傾動などで変位・変形した地層群（上総層群・三浦層群−葉山−保田層群・嶺岡層群）が丘陵や山地をつくる。
　浦賀水道が東京湾（内湾）にくらべてせまく、海岸線が小屈曲に富むのは、地層が固結しているために海食がすすみにくくて岬が後退せず、他方では大河川がないために三角州が前進せず、有楽町海進によってできたリアス海岸が保存されていることによる。

　1-3　東京湾の生いたちについての研究 top

東京湾の海域は縄文時代より魚貝類を採取する場であったが、湾や入江に、いつ頃どういう地名があったかは詳らかでない。 　湾全体の名称としては幕末・明治初年にいたって、しばらく江戸湾が用いられ、ついで東京（海）湾と呼ばれるようになった。 　以下には東京湾の生いたちを語るさいに、しばしば用いられる重要な概念ないし名称がはじめて提唱された研究、ならびに東京湾とその周辺の地形・地質に関する総括的な論述を紹介する。 　現在の東京湾が河川の堆積作用などによって歴史時代に変化したことは江戸時代の古地図などに明らかであるが、地質学の目で三角州の前進や地盤の隆起との関連で、東京湾と関東平野をしるしたのはナウマン（Naumann）の1879年の論文（6）が最初のものであろう。 　東京湾が先史時代にはいまより拡大していたことは、古地図や地質学的資料とともに先史時代の貝塚からも考えられた。 　その最初のものはモース（Morse）の1879年の論文（7）である。 　先史時代（今日の縄文時代）の東京湾の海域を具体的に図で示したのは東木竜七（1926）の論文（8）であり、それは貝塚の分布と沖積低地の高度分有に基づくものであった（図1-3）。 　縄文貝塚の研究の進展とともに縄文時代海岸線の研究はくわしくなり、大山柏ほかは1931年に、現東京湾の北、大宮台地と下総台地のあいだにひろがっていた水域を“奥東京湾”と名づけた（9）。 　東木や大山らが描いた水域は、関東大地震の後、復興局（10）がボーリング調査によって明らかにした海成沖積層（有楽町層）の分布範囲と一致するものであり、これらの研究によって、東京湾海域の縄文時代以後（ほぽ完新世）の変化が知られることとなった。 　ただし変化の年代が明らかになったのは（放射性炭素）の年代測定法が確立した1950年より後のことである。

図1-3　先史時代（主に縄文時代）の貝塚分布と地形に居づいて復元された関東低地の海域 （東木竜七、1826（8）の図）

また、沖積層の底に谷地形が埋もれていることは復興局（10）の調査で明らかになったが、その谷の形成が、最終氷期の、世界的な海面低下によることが明らかになったのも1950年以後のことである。 　なお、沖積層基底の谷が観音崎海底水道の沖積層の下にあって、そこが旧谷底であることが音波探査によって認められ（11)、“古東京川”の名称が用いられたのは1960年代のはじめである。 　その60年代から東京湾岸の埋立てによる臨海工業地帯の造成が大々的に始められ、それに伴う地盤調査も沿岸各地で行われた（12）。 　そのさいには、沖積層の基底には最終氷期（海面低下期)の谷や後氷期海進（有楽町海進)に伴う波食台の地形があることについての知識、ならびに周辺の洪積台地の地層に関する知識が役立ち、またそれらの知識がボーリングによる地盤調査によって深められた。 　東京湾周辺の台地・丘陵をつくる地層は、前記のように、下総層群・相模層群・上総層群などと称されているが、これらの名称は地質調査の進展とともに名づけられたり変更されたり、地質時代が明らかになったりし、本書でのように用いられるようになったのは1960年以後のことである。 　東京湾周辺台地の地層の研究はナウマンの後任のブラウンス（Brauns)の東京付近の崖に露出する地層の研究（13)にはじまり、武蔵野台地や下末吉台地をつくる地層の主体が、海成の洪積層（更新世層)や第三紀層であることがしるされた。 　その後、関東平野の台地・丘陵の地層や化石の研究が進んだなかで、1914年に矢部長克（14)は下総台地を構成し、広く分布する海成の成田層（または成田層群、前記の下総層群に当る)が堆積した海を“古東京湾”と称し、当時房総牛島の鋸山・清澄山などの山地や三浦半島の山地は古東京湾の南の陸であったこと、浦賀水道が当時存在したかどうかは未解決で今後の問題であることをしるした。 　それ以来、下総層群の海成層が堆積した海湾を一数度にわたる拡大期・縮小期があったが――古東京湾とよんでいる。 　その古東京湾の最後の拡大期は祖模層群最上部の下末吉層（下末吉台地)や、下総層群最上部の木下層（下総台地)であり、その海域拡大は“下末吉海進（また海侵)”とよばれる。下末吉海進の概念は有楽町海進のそれとともに1930年代に大塚弥之助によって得られた（15）。

図1-4　関東平野の基盤深度と周辺山地・海底の地形・地質（貝塚、987‘19'より） 　　　基盤深度等深線や基盤の凹地帯軸は各種資料をもとに概要を示す。 　　　この基盤とはだいたい新第三紀以前の岩石をさす。 　　　陸上の等高線（1000、2000m）は接峰衵等高線。

下末吉海進の時代が約12万年前の世界的な海面上昇期（最終間氷期)にあたることは1970年代に関東ローム層にはさまれる火山ガラスのフイッショントラック年代測定によって確定した（16）。 　下総台地、下末吉台地の大部分と武蔵野台地東部の平坦な台地面は、最後の古東京湾底が陸化したところに　その後、数メートルないし十数メートルの火山灰（関東ローム)が堆積したものである（17）。 　1923年の関東大地震は関東地方の南岸（房総半島南部・三浦半島・大磯方面)に1メートル余におよぶ隆起をもたらし、また地盤のちがいによる被害率の差を示して関東の地形・地質学的研究をうながした。 　そのなかで、矢部・青木（18)は関東平野の丘陵・台地の高度分布や地層のかたむきから関東平野の中央部（大宮台地付近)が周辺にくらべて低下してきたことを認め、“関東構造盆地"と称した。 　関東平野の地下の構造は、ボーリング、地震探査、音波探査、重力などの研究と陸上地質調査の進展によって1950年以後にかなり明らかになり、“関東造盆地運動"の実像が知られるようになってきた。 　ここには1985年ごろまでに得られた資料に基づいて描いた関東平野の基盤深度図（図1-4)と、約12万年前以後の地殻変動を近似的にしめす下末吉面（最後の古東京湾の海底面)の高度分布図（図1-5)（19)をあげる。 　図1-4に見られるように上総層群は関東平野の南部の東西に長い長円形の地域に厚く堆積しており、そこが約200万〜50万年前の相対的な沈降の場であったことを示している。 　図1-5は約10万年前以後の関東平野には三つの相対的沈降の中心があったことを示す。 　その一つが東京湾、一つは大宮台地北東部、他の一つは相佐野台地南部である。 　東京湾が一つの構造的な盆地であり、その北東縁は断層を伴うことが推定されていた（20)が、この沈降運動は東京湾造盆地運動"とよばれる（19）。 　相模野台地の南部一帯は相模層群が堆積したところで、成瀬洋によって“相模積成盆地"とよばれた（21）。 　東京湾は第二章で詳述されるように、下総層群の時代以後（約50万年前以後)にその北東部を中心に相対的沈降をおこなってきたことが推定されるが、近年の湾内での地殻変動の実測は行われていないし、湾北東縁に推定与れている活断層（22)の詳細もまだ明らかでない。 　東京湾とその周辺の地形・地質の総括的な図示・論説としては、短見ほか（1973)の50万分の1地質構造図（23)三梨ほか（1976、1979)の10万分の1地質図と解説（24)、貝塚・松田（1982)の20万分の1地形分類図と解説（25)などがある。

図1-5　関東の下末吉期以降の地殻変動（貝塚、1987‘19）より） 　　　下末吉面の等高線（太線）などによって、東京湾が関東平野中の一つの相対的な沈降盆で、 　　　周辺に隆起部があることがわかる。

　支谷の位置は第二・三章でもしろされるように正確にはわかっていないところが多い。
　また支谷の位置は主として図1-6a当時の海底の凹部にきまったのであろうが、その後、の地殻変動や河川・海水の侵食・堆積作用の影響も作用したであろう。
　いずれにしてもこの時代の古地形は、その後、の沖積層の厚さをきめた第一の条件であり、東京湾内での今後の調査がのぞまれる。

c　有楽町海進の時代
　約1万5000年前から6000年前までは世界的な海面上昇期であり、それによって古東京川とその支谷が沈水して東京湾の直接の原形がつくられた（図1-6c）。
　その過程では約1万年前に海面の一時的な低下があり、沖積層が40mほどまで堆積していたところでは河川侵食による谷の形成が生じたので、それ以前の海面上昇とそれ以後のものを区別して、それぞれを前期有楽町海進・後期有楽町海進とか、七号地海進（江東区七号地埋立地のボーリングにより知られた沖積層下部の七号地層に由来)・縄文海進（縄文早・前期に生じた海進)という。
　縄文海進によって、奥東京湾をはじめとする現東京湾より内陸まで入った入江が形成され、それが縄文時代の多数の貝塚を成立させた環境をつくった。
　この海進は約6000年前に最高位に達し、その後、小さい海面低下（縄文中期)、小さい海面上昇（弥生時代)、再び小海面低下などがあって現在にいたっている。

d　三角州の前進期・海食崖の後退期
　約6000年前以後、小さい海面の昇降はあったものの、大勢としては海面ははぼ安定していた。
　従って、東京湾とその縁辺の入江は、上流より河川の堆積物によって埋立てられ、埋立ては搬出物の多い犬河川ほど早かった。
　この自然の埋立て作用と海食崖の後退、それに伴う台地縁にあった小河川下流の入江の口をとざす砂州の形成などによって、人工以前の東京湾の形態が形成された。
　縄文早期の約一万年前からあとの東京湾海岸線の変遷は、主として縄文時代・弥生時代の貝塚の編年・生態学的研究と沖積層貝化石の研究によって行われている（27）。

　s 参考文献 top