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第三章　東京湾と周辺の沖積層

　3-1　東京湾沿岸の地形と湾の底質　top

　a　東京湾沿岸の地形

　海岸には、おもに固結した岩石で構成されて磯遊びしかできないところもあれば、荒波にもまれる砂礫からなるところもある。
　また、砂浜がひろがり夏には海水浴場になる海岸もあれば、泥質で潮干狩に適したところもある。
　これらの海岸の様相の差は、波の荒さや沿岸流の強さなどの海の様子や、河川の流入のある無しや周辺の地質など、海岸に慟くもろもろの影響を反映している。

　これは千葉県側にかぎったことではなく、羽田付近や根岸湾沿岸でも同様であった。
　現在では埋立てが進行し、干潟はほとんど消えてしまっている。
　ウォーターフロントの開発が急速にすすむ一方で、親氷性がもとめられ、人工砂浜が埋立地の外側につくられている。
　横浜市の海の公園では砂が定着して、海水浴をたのしかことができるが、東京都の15号埋立地では、投入した砂が波で運ばれ定着せず、自然現象の複雑さをあらためて認識させられている例もある。
　富津岬も東京湾沿岸の海岸地形では特微的なものである。
　富津岬は付け根から先端部にかけて幅がしだいに狭くなり、細長い三角形状に東京湾に突きだしている。
　このような地形は砂嘴と上ばれている。砂嘴を構成する沖積層は薄い砂層からなり、波食台のうえに形成されている。
　岬状に突きだしていた陸地が、後期有楽町海進の時代に侵食芒れ、東から西に向かう沿岸流が、削りとった物質を運んで砂嘴を成長させてきた。

　ｂ　東京湾の底質

　底質は、河川から供給されたり、沿岸部の侵食作用によって生成された物質が、海水の流動により運搬・堆積されたものであるので、現在の堆積環境を指示する。
　たとえば、河口付近には砂からなる三角州前置斜面が発達し、その先には泥質堆積物からなる底置層が形成される。
　図3-2に水路部から発行されている海底地質構造図No.6363と6430から編集した底質と水深、ならびに、松本（2）が明らかにした表層堆積物中の粘土含有量を重ねて示した。
　東京湾の海底地形や底質は、中ノ瀬付近を境界にしてかなり異なっている。
　中ノ瀬より北では、水深は浅く、平坦な海底になっており、底質は千葉県の沿岸部の一部をのぞき泥質である。
　松本（2）によれば、多摩川河口東方沖で底質はもっとも細かく、中央粒径値はφスケールで9以上（mmでは0.002mm以下）で、粘土（径0.002mm以下の粒子）含有量は65％以上であるという。
　この地域は東京湾北部の沈降の中心域にあたっている。
　また、底質が泥質である地域の南限は、中ノ瀬をはさんで南に伸びている。
　東側では、中ノ瀬の南端より南には達しないが、西側では観音崎の西北にまで達している。
　これは、河川から供給された泥質物質が流速の小さい沿岸流により運搬されていく間に沈降し堆積したものと解釈される。
　松本（3）はこれらの泥質堆積物の堆積速度を放射性鉛（210Ｐb）を利用して測定している。
　この元素の半減期は22.2年で、最近の堆積物の年代を測定するのに適している。
　その結果によると、湾奥の東京都側の江戸川、荒川、多摩川沖が大きく、0.5g/平方cm/年であるという。
　この堆積量は、堆積物の間隙率を0.84として堆積速度に換算すると1.2cm/年となる（4）。
　堆積量はこの大きな値を示す地域から東方および南方に向かって減少するが、中ノ瀬の西では0.6g/平方cm/年に近い値を示す。
　また、観音崎と富津岬をむすぶ線より内側の東京湾内の年間堆積量は1.2×10トンであるという。
　湾奥の千葉県沖以外では水深10m以浅の地域はほとんど埋立てられている。
　その結果、干潟は消滅し、底質が砂質もしくは砂泥質である地域はほとんど見られなくなった。
　また、河川の上流部にはダムや砂防堰堤が建設され、河川からの供給物質が減少していることも、砂質な堆積物の供給量を減少させている。
　また一方では、流域の開発に伴って細粒物質が流出するのであろうが、その量の把握はかなりむずかしい。
　小糸川と小橿川の沖には底質が砂質である地域が広く分布する。
　これらの河川の河口付近では砂が供給され三角州前置斜面が形成されているし、南に向かう沿岸流が、小櫃川の河口を南に向けたり、富津岬を成長させたりしながら砂を移動させている。
　しかし、後述する東京湾横断道路予定地の地質断面（図3-3）から判断するかぎり、前置斜面は−10m付近までで、より深部に堆積している砂は、後期有楽町海進途中で形成されたものと考えられる。
　中ノ瀬のうえにも砂加堆積しているが、それに含まれる貝殼から測定されたによる絶対年代は2960±200年Ｂ.Ｐ.ということである（2）ので、海面高度の変化を考慮すると、その年代の砂としては水深が深すぎる（もしくは年代が新しすぎる）が現成のものではなうそうである。
　中ノ瀬より南側では、古東京谷は深くなっているし、有楽町海進の途中で形成された波食台も存在する。
　そのため、海底地形は北部に比べてはるかに複雑である。
　そのうえ、潮流がはやいので、侵食された基盤岩がJ隹積物におおわれていないところが広く、海底に基盤岩が露出している部分がかなりある。
　そこは岩礁に生息するタイなどの漁場となっており、地元の漁師は根とよんでいる。
　また、基盤岩をおおう堆積物が存在しても、沿岸部のごく一部をのぞけば、現成のものではない。
　第三海堡は水深30mはどの基盤岩の上に建設されているので、そこを第三海堡台地と呼ぶことがある（5）。
　その一部には砂礫が分有するが、基盤の礫岩から洗いだされたものである。

　3-2　東京湾と周辺部低地の沖積層研究略史　top

　a　初期の研究と沖積層の定義

　東京付近の沖積層の水平的・垂直的な構造を、広範囲にわたって調査したのは復興局が最初である。
　復興局では、1923年の関東大地震後、1924年、1926年、1929年の三回にわたってボーリングを行い、東京および横浜付近の沖積低地の地質調査を行った。
　その結果、沖積層は下部層、中部鳳上部層の三層に区分できること、沖積層が埋積している埋没地形には、0〜−10mおよび−30mの平坦面と、これらの平坦面をきざむ谷があること、などが明らかになった（6）。
　復興局の資料に基づいで考察をすすめた東木（7）は、東京付近の地形は、Ａ（山の手台地）、Ｂ（−5m平坦面）、Ｃ（25〜−30m平坦面）、Ｘ（侵食谷）の四面からなり、Ａ、Ｂ、Ｃは河成侵食面で、Ｘ面形成後、陸地が沈降して沖積層が堆積した、と考えた。

　第二次大戦後、東京低地全域の沖積層の構造が、東京地盤調査研究会（8）によって、まとめられた。
　彼らは、ボーリング資料の収集解析、サンプルの鑑定、弾性波探査の記録の解析などの手法を使って、｢東京地盤図｣を完成し、沖積層とより下位の地層とを、色、土質試験結果や標準貫入試験のほかに弾性波速度の差によって区分した。
　また、復興局による調査よりも低地東部にまで調査範囲をひろげた結果、−30mの平坦面の東側に深い埋没谷が存在し、そのより東側には−10mの平坦面が存在することが確かめられた。
　沖積層は下町累層下部と下町累層上部に区分され、下町累層下部は低地の西縁では下位の丸の内磔層と上位の下部有楽町層に細分された。
　また、低地東部では下部有楽町層を墨[|=|泥層とよんだ.墨田泥層は層厚50m以上になることもあり、軟弱な粘土層を主体とするが、その下部は磔混じり泥層や、泥質砂層、ならびに、砂層からなることを示した。
　下町累層上部は、砂層からなり、低地西部では上部有楽町層東部では墨田砂層とよばれた。
　また、二分された沖積層は不整合であると述べている（表3-1）。
　この当時までは、沖積層の研究はおもに土質工学的観点から行われていた。
そのため、沖積低地（下町低地、束京低地）に分布し、軟弱な粘土・シルト層やゆるい砂層からなる堆積物を沖積層とよび、洪積台地（山の手台地、武蔵野台地）を構成し、沖積層よりも硬い堆積物を洪積層とよんでいた。
また、沖積層と洪積層の境界は、地盤の地耐力の差を重視して判定された。
　一方、1950年代になると、沖積層とその基底の地形は、氷河性海面変動と関連づけられて論じられはじめた。
　杉村（9）(10）、貝塚（11）は、関東南岸や東京湾の海底地形から陸棚や埋没谷底の形成を、氷河性海面変動による海面高度の低下期と関連づけた。
　1961年にはスパーカーを使用して東京湾の海底地形や海底地質が調査され、古東京川の存在が明らかになった（12）。
　羽鳥ほか（13）は、東京湾周辺地域の沖積層やその基底の示す地形面について検討した。沖積層が上下二層に区分され、それぞれ一サイクルの堆積相をもつこと、沖積層の基底となる埋没地形には−10mおよびに20〜−30mを示す埋没波食台、−20〜−40mを示す埋没河岸段丘、および−60mを示す埋没谷底があることを明らかにした。
　また、多摩川低地では、埋没地形と流域に発達する段丘との関係を考察し、埋没河岸段丘は立川段丘に、埋没谷底は拝島段丘磔層の基底に連続することを指摘した。
　貝塚（14）は著書のなかで、最終氷期以降の海面変化と、沖積層の層相や低地の地形の形成との関係を模弍的に示し、沖積層の上部層と下部層との間に存在する砂層を中問砂川とよんだ。
　これらの研究では、最終氷期の極相期（1万8000年〜2万年前）以降の堆積物を沖積層とよんだが、一般には、沖積世（完新世）に形成された堆積物を沖積層とよんでいたため、沖積層の定義をめぐって、多少の混乱が生じた。
　ドイツでは沖積低地を構成している地層をAlluviumとよぶとともに、それが形成された地質年代を示す術語としても使用していた。
　日本ではそれを沖積層、沖積世と翻訳して使用してきた。
　その後、北ヨーロッパにおける氷河の消長と気候の変遷の研究から、最後の亜氷期が1万年〜1万1000年前にあり、それ以降を完新世（Holocene）、それ以前を更新世（Pleistocene）とよぶようになった。
　従って、最終氷期の極相期以降の堆積物を沖積層とした日本における研究では、一部に更新世の地層が含まれることになった。
　現在では、最後の亜氷期を重視して地層を区分するよりも、最終氷期極相期以降の気候の温暖化に伴う海面上昇を、一連のものとして捉えるほうが合理的であることが判明しているので、沖積層は最終氷期極相期以降の堆積物を指すことが多い。
　本論でもそれに従う。
　なお、現在では、 Alluviumという術語は使用されなくなったので、日本でも洪積世、沖積世という術語はあまり使用されず、それぞれ更新世（Pleistocene）、完新世（Ilolocene）とよぶのが一般的である。
　また、完新世に形成された堆積物は、完新統（完新世に形成された地層）、更新世に形成された堆積物は、更新統とよばれている。

　b　沖積層の区分と基底の地形

　1960年代のいわゆる高度経済成長期には高速道路や地下鉄の建設がさかんになり、路線ぞいに連続的にボーリングが行われるようになり、沖積層の研究はより詳細になった。
　青木・柴崎（15）は地下鉄東西線の資料をもとに沖積層を�T、�U、�V層に区分した。
　�V層は埋没河岸段丘上に分布する関東ローム層で、赤粘土とよばれていた。
　�U層は層相の変化が著しく、砂泥互層や砂質粘土層からなる。Ｉ層は、�U層を10m以上侵食して不整合におおうと見られ、上部の砂層と下部の粘土層に細分された。
　その後、青木田）は沖積層を再検討し、�U層を七号地層、Ｉ層を有楽町層と命名した。
　また、埋没河岸段丘を−20〜30mに分布し、埋没関東ローム層をのせる面と、−30〜−40mに分布する面とに二分した。
　青木が勤務していた東京都土木技術研究所はこの考えに基づいて｢東京都地盤地質図（23区）｣を作成し、23区内についての地盤区分を示した（17）。
　千葉県の臨海部については、千葉県葛南開発工事事務所（18）、千葉県開発局（19）による地盤調査がすすめられた。
　この調査では、0〜−10m、−20m前後、−25〜−40mの三段の埋没波食台と考えられる平坦面と、それらをかざる埋没谷底の分布が把握された。
　また、沖積層は二サイクルの堆積相を示し、その境界は−30m付近にあることが明らかになった。
　成瀬（20）はこれらの調査による資料に基づき、沖積層が上下の二サイクルの堆積相を示すとともに、−30m以浅では現在と同じ気候下、以深ではより冷涼な気候下で堆積したことを花粉分析の結果から明らかにした。
　荒川低地と中川低地については、埼玉県企画部（9）により調査が行われ、埋没谷や埋没段丘が存在することが明らかにされた。
　沖積層の区分は層相や土質試験値などに基づく工学的な区分が主流であったが、成瀬（20）のほかにも、微化石分析による沖積層の研究が蓄積されていった。
　たとえば、森（22）は晴海埠頭と千葉県船橋市沖合いで得られたコアについて花粉分析を行い、下部沖積層には寒冷な気候を示し、上部沖積層には現在の関東地方とほとんどかわらない気候を示す桶物花粉が含まれることを明らかにした。
　歌代ほか（23）は江東区枝川町一丁目のボーリングコアを分析し、下部有楽町層（本論の上部泥層）は外洋水の流入の見られる内湾で、塩分濃度の高い安定した水域で、現在より温暖な気候下で堆積したことに七号地層（本論の下部砂泥層）は強内湾性から淡水域までの堆積物からなること、などを明らかにした。
　新潟第四紀研究グループ（24）は荒川河口と七号地でのボーリングコアを分析し、七号地層はやや冷涼な気候下の淡水域で形成されたこと、下部有楽町層は温暖〜やや冷涼な気候下で形成された内湾性堆積物であること、などを指摘した。
　阿久津は珪藻分析で成果をあげている。
　市川市鬼高町に設置された地盤沈下観測井のボーリングコアについては、深度O〜28.5mは海成層、深度28.5〜41.0mは一部は海成層を含むがおもに陸成層からなることを示した（25）。
　また、足立区神明南町の深度504mに達するボーリングコアからは、深度0.8〜28.0mは海成層、28.0〜32.0mは陸成層であることを明らかにした（26）。
　さらに、東京湾横断道路建設予定地で行われたボーリングのコアについては、沖積層を陸成層と海成層に区分するなど、東京湾湾底の地質別序を解析した（27）。
　以上のように東京湾沿岸部の沖積層の実態が明らかになっていく中で、松田（28）は、過去の沖積層についての研究をまとめるとともに、多数のボーリング資料を収集して、関東低地における沖積層の発達過程を明らかにした。
　そのなかで、東京都土木技術研究所を中心とする研究では明らかになっていなかった沖積層の基底礫層を荒川低地から東京低地へと追跡し、東京低地にも沖積層基底礫層が存在することを示した。
　また、沖積層は上部層と下部層に二分され、両者が不整合であることや、最終氷期の極相期には利根川は中川低地ではなく、荒川低地を流下していたことなどを指摘した。
　さらに、沖積層を堆積した海進を一連のものと認識し、それまで使用されていた有楽町海進という術語を拡大して、下部層を堆積した海進を前期有楽町海進、上部層を堆積した海進を後期有楽町海進とよんだ。
　貝塚はか（29）は、彼らが行ってきた東京湾沿岸の沖積層の研究に、他の研究者の成果もくわえて、東京湾とその沿岸部の沖積層の基底の地形や、沖積層の発達過程を集約した。
　彼らは表3-1に示すような略号を用いている。たとえば、沖積層基底礫層はＢＧ（Basal Gravel の略）とされた。
　遠藤は力>（30）は有楽町層の基底に砂礫層や礫まじりの砂層が分布することを見い出し、それをＨＢＧ（IIolocene Basal Gravel の略）と命名した。
　東京低地ではＨＢＧは七号地層を−45〜−50mの深さまで侵食しているとし、上部層と下部層の不整合面を積極的に示した。

　c　東京湾と周辺部に分布する沖積層の特徴と基底の地形

　東京湾に面する低地の沖積層の層序区分け研究の進行につれて、前節にのべたような変遷をしてきた（表3-1）。
　これらの研究から、
　�@沖積層は最終氷期の極相期以降に形成され、基底礫層を伴うこと、
　�A上部層と下部層に区分され、両者は不整合であること、
　�B下部層はおもに陸成層からなる砂泥互層であるが、内湾性堆積物をふくみ、冷涼な気候下で形成されたこと、
　�C上部層は下部の粘土・シルト層と上部の砂椢力ヽらなる海成層、ならびに、最上部の陸成層からなり、現在とあまり変わらない気候下で形成当れたこと、
　などが明らかになっている。
　また、沖積層の基底となっている地形には、古いほうから、関東ローム層をのせる少なくとも二段に区分される埋没河岸段丘、最終氷期の極相期までに形成された埋没谷底、その後の海進に伴って形成され、少なくとも上下二段に区分される埋没波食台があることも指摘されている。

　3-3　地質断面による沖積層の考察　top

　a　東京湾内の地質断面（図3-3）

　東京湾内の沖積層は沿岸部のみが調査されていたが、川崎と木更津をむすぶ東京湾横断道路の建設予定地でのボーリング調査が行われ、湾央部での状況がより明らかになった（図3-3）。
　Ａ側（西側）が川崎で、多摩川河口付近の埋立地である。
　Ａ'側（東側）は木更津側で、小橿川三角州の先端に位置している。
　断面位置は図3-8に示した。約15 kmの間の地質断面を日本道路公団から提供していただいた41本のボーリング資料を使って描いた。
　水平方向の縮尺と垂直方向の縮尺を同じにすると、垂直方向の岩相変化か読みにくくなるので、垂直方向の縮尺は約6倍になっている。
　そのため、水平方向の傾斜が強調されている。これらは、他の地質断面にも共通している。
　図3-3には、珪藻分析の結果知られた海成層と、による年代測定値が得られているサンプルの採取地点も記入してある。
　No.7から15にかけて、古東京谷が存在している。珪藻分析を行った阿久津（27）によれば、この付近では、ほぼ−52m付近を境にして、上部は海成層で下部は陸成層であるという。
　陸成層の下部には−70〜−80mに頂面をもつ砂礫層が分布する。
　一方、No.15の―62mでは、陸成堆積物に含まれる有機物（サンプルNo.3）のによる絶対年代が1万1250年Ｂ.Ｐ.であるという（31）。
　海成層と陸成層の境界には、多少の凹凸が見られるが、後述する低地内の地質断面に見られる中間砂層（ＭＳ）は存在せず、積極的に不整合とするだけの根拠はない。
　また、陸成層のなかにも不整合面と認定できる部分は確かめられない。
　最上部の海成層は、Ｎｲ直0〜1の非常に軟弱な粘土層からなり、上部沖積層の泥層（ＵＣ）である。
　層厚は中央部で25m前後で、西側（川崎側）に向かって厚くなる。
　また、東側（木更津側）に向かっては、沖積層の基底が残くなるに従い薄くなる。
　その下の陸成層は粘土・シルト層と砂層の互層からなり、下部沖積層の砂泥層（ＬＳ、 ＬＣ）に相当する。
　最大層厚は30m以上になる。粘土・シルト層のＮ値は5〜15、砂層では30以上で、上部泥層よりはるかに大きな値を示す。
　腐植物を含むが、貝化石はほとんど見られない。
　砂層は、河道ぞいに形成されていた自然堤防や河口付近の河床堆積物である。
　粘土・シルト層は腐植物を含むことが多く、後背湿地の堆積物と思われるが、内湾の堆積物が含まれている可能性がある。
　図にも示しているが、粘土・シルト層の一部には海成層が見られるという。
　前期有楽町海進期に海の影響をうけた可能性がある。
　下部砂泥層におおわれ、 No.7から15の−70〜−80mに頂面をもつ砂礫層もしくは磔まじり砂層が沖積層の基底磔層（ＢＧ）と考えられる。
　この砂礫層の下部には海成の粘土・シルト層が存在し、それに含まれるカキのによる絶対年代値は、＞3万3490年Ｂ.Ｐ. （サンプルNo.1）と＞3万7500年Ｂ.Ｐ.（サンプルNo.2）であるという（31）。
　これらの値も、この砂礫層を沖積層の基底磔層とする根拠になる。
　基底磔層の分布から見ると、古東京谷の幅は、この断面では3km程度である。
　基底磔層の下位にあり、 ―85m付近に頂面をもつ厚い砂礫層と、＞3万3490年Ｂ.Ｐ.や＞3万7500年Ｂ.Ｐ.を示す粘土・シルト層は、最終氷期の極相期以前にあった海面の低下と上昇のサイクルを示す堆積物とみなせる。
　しかし、この粘土・シルト層と、より東側に分布する海成の粘土・シルト層の関係は、基底磔層が存在するため不明である。
　−85m付近に頂面をもつ磔層を、谷底の堆積物と解釈すると、最終氷期の極相期の谷が、それ以前に形成されていた谷とほぽ同じ位置に形成されたことになる。
　後述する多摩川低地でみられる同様な谷の形成時期を含めた検討が必要である。
　No.21付近の−60mに頂面をもつ砂礫層の上部には関東ローム層がのるという記載が、ボーリング資料にみられる。
　また、凝灰質粘土層という記載もある。従って、この砂磔層は、関東ローム層におおわれているので、埋没段丘磔層とみなせる。
　No.24の−57m（サンプルNo.4）、 No.39の−30m（サンプルNo.5）の陸成層に含まれる有機物の1による絶対年代値は、それぞれ＞2万9060年Ｂ.Ｐ.と＞3万6680年Ｂ.Ｐ.（31）で、沖積層ではない。ここでは、砂層はＮ値30以上を示し、粘土・シルト層では10〜30を示す。
　これらの堆積物の下位には、Ｎ値15〜25を示す海成の粘土・シルト層と、Ｎ値50以上を示す砂層が分布する。
　日本道路公団（31）によれば、上部の海成層は成田層下部相当層、海成の粘土・シルト層は長沼・屏風ヶ浦層相当層、同じく砂層は上総層群上部層とされている。
　東京湾横断道路ぞいの地質断面については、現在より少ない資料から阿久津（27）や建設省関東地方建設局東京湾横断道路事務所（32）をはじめ、いくつかの解釈がなされている。
　それらと筆者の見解のおもなちがいは、 No.3付近の−45mから−80mに分布する砂層と粘土・シルト層を下部沖積層に含めないこと、従って、その下位にある砂礫層を、沖積層の基底磔層にしていないこと、にある。
　その理由は、前述したように沖積層基底傑層がより上部の磔層とみなされること、および、その磔層がNo.7付近で切れてしまい、より西部には連続しないことにある。
　また、阿久津尚による断面には、図3-3に示した西部に、二本のデータが示され、厚い海成層が分布することになっているが、この断面に連続するものではなく、位置がそれぞれ南北にずれている。
　北側のデータは羽田沖、南側のデータは後述する古多摩川左岸の沖積層が厚く分有する地域のものである。
　また、日本道路公団（31）による地質断面では、 No.3より西側に谷が描かれて、No.3付近の−44〜−80mに分布する粘土・シルト層と砂層の互層を七号地層としているが、七号地層とは考えにくい。
　その理由は、この断面に現れる可能性のある埋没谷のうち、厚い下部沖積層加堆積する可能性がある埋没谷は、古東京川が流れていた古東京谷しかないからである。
　古多摩川谷はより下流部で古東京谷に合流しているし、その他の埋没谷は武蔵野台地内に谷頭をもつ小さな谷である（図3-8）。
　従って、 No.3から15付近まで、−80mから−100mに分布する砂礫層と、その上の堆積物は、古巣京谷が形成される前のサイクルと考えたほうが妥当である。
　しかし、前述したように沖禎川基底傑層直下の海成の粘土・シルト屓との関係は明瞭ではないし、砂礫層が一巡のものか否かも判定する材料がない。
　沖積層の基底をなす地形の成因は、古東京谷と埋没河岸段丘が位置するところは解釈可能であるが、その他の部分は推定の域をでない。
　埋没河岸段丘以外は、関東ローム層におおわれていないようであるので、ここでは有楽町海進中のある時期の波食台と考えておく。

　b　東京低地の地質断面（図3-4）　top

　東京低地中央部の地質断面を図3-4に示した。
  この断面は、首都高速7号線と地下鉄新宿線建設のさいに行われたボーリング資料を利用して描いたものである。
　沖積層の岩相と基底の地形は、中央部では図3-3と同じ様相を呈している。
　すなわち、埋没谷底は、 No.64から90にかけて見られ、基底礫層（ＢＧ）の底面は−60mよりも深くなっている。
　古東京谷の幅が約4kmで、図3-3より広くなっているが、断面の位置が谷をやや斜めに横ぎっている影響もある。
　関東ローム層をのせる埋没河岸段丘がNo.26から56にかけて分布する。
　この埋没河岸段丘は多田（33）により本所台地と名づけられている。
　また、より低い埋没河岸段丘がNo.97に見られるが、関東ローム層はのせていないようである。
　図の両端に示されている沖積層の基底が浅い部分には、関東ローム層が分有せず、埋没波食台とみなせる。
　西部では−5m付近に分布し、谷によってへだてられている。これらの谷の上流部は、武蔵野台地をきざんでいる谷に連続する。
　一方、東部に分布する埋没波食台は、−17m前後のものと、−10mよりも浅いものの二つがある。
　沖積層は、基底礫層（ＢＧ）、下部砂泥層（ＬＳ、ＬＣ）、中間砂層（ＭＳ）、上部泥層（ＵＣ）、上部砂層（ＵＳ）に区分できる。
　基底礫層は、層厚10m弱で、−50〜−60mに頂面をもつ．下部砂屁層は砂層と粘土・シルト層の互層からなる。
　砂層のＮ値は下部では50以上を示し、上部では20〜30である。粘土・シルト層のＮ値は下部では10〜25、上部では10〜15である。
　従って、Ｎ値から見るかぎり、下部砂泥層は二分できそうである。
　また、下部砂泥層の頂面は、−30〜-40mにあり、No.56より西側に広く発達する埋没河岸段丘面よりは低い。
　また、図3-3にくらべれば起伏に富んでいる。
　下部砂泥層と上部泥層にはさまれて中間砂層が分布する。
　中間砂層は下部砂泥層をおおい、貝殻を含む砂層で特徴づけられるが、水平方向の連続性はあまりよくない。
　後期有楽町海進の初期に海面高度が上昇するにつれて形成されたものと考えられる。
　軟弱な粘土・シルト層からなる上部泥層の層厚は、埋没谷底上では30m近く、埋没河岸段丘上でも20mをこえる。
　おもに内湾の細粒な堆積物からなる。
　Ｎｲ直は下部では3〜5であるが、上部では0〜1で、非常に軟弱である。
　この層は、地下水の過剰揚水による地盤沈下の要因になったし、関東大地震のさいには、周期の長い振動を卓越させ、木造家屋の倒壊の主因になった。
　東京低地が人工改変される以前の地形を構成しているのが上部砂層である。
　これは、上部屁層が堆積しつつあった入江に前進してきた三角州の前置層にあたる堆積物である。
　層厚は7m程度で、東京低地では、台地の直下を除いては、層厚の変化はあまり大きくはなく、ほぼ一様に分布する。
　これは、河川から供給された砂が、波や沿岸流に上りならされてできたものである。
　Ｎ値は10前後のことが多く、地震時には液状化現象の発生が懸念されている。
　上部砂層の上には、三角州上を隴下していた河川の氾濫原堆積物がのるが、この断面ではあまり明瞭ではない。
　それよりも、関東大地震や第二次世界大戦による大火の瓦礫や、盛土などの人工的な堆積物が厚く分布する。
　前節でのべたように、遠藤ほか（30）は上部沖積層の基底にＨＢＧ層が存在することを提示した。
　この層は上流部では砂傑質な堆積物からなり、下流部では有機物を含む砂もしくは砂質シルトからなるという。
　また、遠藤（34）は、
｢七号地層は−10〜−15mまで堆積したと思われるが、一般には−20〜−40mの深さまで侵食されたため、その上部が失われている｣と述べている。
　一方、柴崎ほか（35）は、沖積層を下部の七号地層と上部の有楽町層に区分し、両者は不整合で、有楽町層基底の有機質シルト層のによる絶対年代値は、 9500±260年Ｂ.Ｐ.および9820±230年Ｂ.Ｐ.が得られたと報告した。
　沖積層が不整合に重なる二層に区分できることは、他の平野の研究でも明らかになっており、不整合面で上下に区分するのは現在の自然堤防〜三角州地帯では合理的である（図3-9）。
　しかし、一般にはボーリングデータから面的に不整合面を追跡することは、その上部と下部の地川の性質について普遍的に得られるデータである岩相や土質試験値（とくにＮｲ直）に明確な差異が存在しないと不可能である。
　堆積環境が似ている下部砂泥層とＨＢＧ層に相当する砂泥層の境界を面的に追跡するのはかなりむずかしい。
　従って図3-4には、上部沖積層と下部沖積層の境界を示していないが、 ＨＢＧ層に相当する堆積物は薄いはずであるので、中間鈔層の基底付近にあると見て差しつかえないであろう。
　埋没河岸段丘上に関東ローム川がのることは青木・柴崎（15）により報告され、さらに青木（16）は古東京谷右岸に分布する埋没河岸段丘を、 ー20〜−30mの面と−30〜−40mの面に区分した。
　図3-4に示すように、これらの下位にも埋没河岸段丘が存在する。
　多摩川低地では、池田（36）が関東ローム層をのせる埋没河岸段丘の存在を明確にし、松田（37）が関東ローム層をのせる埋没河岸段丘を二面に区分し、さらにより低位にも埋没河岸段丘が存在することを指摘している。
　また、貝塚ほか（29）は、関東ローム層をのせる上位の面はＴcＩ面（立川Ｉ面）に、下位の面は、 Ｔc2面（立川�U面）にそれぞれ対比できることを確認した。
　埋没河岸段丘上にのる関東ローム層について、遠藤ほか（38）は、東京低地の東京都墨田区八広三丁目でオールコアボーリングを実施してその結果を報告している。
　この報告によると、ここでは、埋没段丘礫層上に2.2mの厚さの粘土層が分布し、そのなかから九州の姶良カルデラから飛来したＡＴと、相模野台地で見られているＳ1、Ｓの二枚のテフラが確認された。
　また、この粘土層は厚さ70cmの風成の関東ローム層におおわれ、さらにその上部に腐植土が形成されている。
　この腐植土のによる絶対年代値は9900±190年Ｂ.Ｐ.であった。
　また、ＡＴの年代については、町田・新井（39）が2万1000〜2万2000年Ｂ.Ｐ.、松本ほか（40）が2万4500年ＢＰ.と報告している。
　従って、ボーリングが行われた地点の埋没河岸段丘はＴc2面と対比される。
　しかし、東京低地の古東京谷右岸に分布する埋没河岸段丘（本所台地）の全域がＴc2面に対比されることを意味するわけではない。
　埋没河岸段丘を構成する砂礫層の頂而は、墨田区南東部では−28〜― 29mにある。
　一方、遠藤はか（38）に示された柱状図を見ると、埋没段丘磔層の頂面は― 33mよりもやや低く、より高い頂面高度を示す地域よりも遅れて離水しかと考えられる。
　頂面高度が高い埋没段丘磔層上にのる埋没関東ローム層の検討が必要である。
　また、遠藤は力ヽ（38）の指摘にもあるが、ボーリング柱状図から風成の関東ローム層を識別することは困難であり、本論中に示してある地質断面で、関東ローム層としている部分には、その上下に分布する粘土層が含まれ、層厚が大きくなっている可能性がある。

　遠藤ほか凹が指摘しているＨＢＧmは、この砂礫層を指すと思われる。
　従って、この砂礫層の基底を上部沖積層の基底としなければならないが、その面的なひろがりは把握しにくい。
　それは、この砂磔層が堆積したときには、沖積層基底磔層を堆積したような大きな深い谷は形成されず、小さな谷しか形成されなかったためである。
　この地質断面でも−15m前後に貝殼まじりの砂層が分布する。
　この砂層とさきに指摘した礫層との間の堆積物が、後期有楽町海進期の海進の始まりから、この地域が入江となるまでの期間の堆積物で、東京低地の上部泥層の下部をしめる屁層と同じ時期に形成された。
　上部泥層は、−5〜−15mにかけて分布し、Ｎ値0〜1を示し、貝殻を含んでいる粘土･シルト層である。
　この粘土･シルト層は、 No.26から31のほば同じ深さに分布する粘土・シルト層とは土質工学的性質が全く異なり、連続しない。
　上部泥層は、厚さ10m弱の上部砂層におおわれている。
　この砂層には貝殻が含まれることが多く、Ｎ値は3〜8であるが、断面に示すように20近いこともある。
　この砂層は、上部泥層が堆積していた入江を埋立ててきた三角州の前置層である。
　上部砂層の上にＵＡの記号で示されている堆積物がある。この堆積物は、砂層と泥層からなり、一部は泥炭となっているところもある。
　これらは、上部砂層が形成している三角州上を流下していた河川（荒川）の氾濫原の堆積物で、最上部陸成層とよんでいる。
　砂の部分は河床や自然堤防を構成し、粘土や泥炭は後背湿地に堆積したものである。
　この断面の付近は後期有楽町海進の極相期には波のしずかな入江であったために、鳥趾状デルタが形成されたと考えられることが、東京低地とは異なっている。
　安藤（42）は荒川低地では、上部砂刎の上に海成の粘土層が分布することを見いだし、珪藻分析の結果から堆積環境は汽水の要素のくわわった内湾を推定している。
　この粘土層の形成は、鳥趾状デルタの形成を仮定すると解釈しやすい。
　すなわち、河口付近では上部砂層が水中に前置層として形成され、しだいに陸化して河口が前進し、残された水域には汽水の影響をうけた海成粘土層が形成された、と考える。
　図3-5からは、鳥趾状デルタを示す典型的な砂層の断面は読みとれないが、鳥趾状デルタを形成しできた上部砂層と、河床に堆積したり自然堤防を構成し、三角州頂置層として形成された最上部陸成川の砂層部とが、うまく分離されて表現されていないためである。

　d　多摩川低地の沖積層（図3-6）
　前節まで、古東京川の本川ぞいの地質断面について考察してきた。
　ここでは、古東京川の最大の支川である古多摩川が流下していた多摩川低地について、後期有楽町海進後の低地の発達も含めて考察してみたい。
　図3-6は首都高速道路横浜・羽田線の建設のさいに行われたボーリング資料を使用して作成した多摩川低地下流部の地質断面である。

　これは、古東京川の本谷にくらべれば、後期有楽町海進で入江となった範囲がはるかに狭く、粗流物質が上部屁層に多量に含まれるからである。
　貝塚ほか（29）は、多摩川ぞいに分布する河岸段丘と、基底礫層や埋没河岸段.|玉との関係を、縱断面を作成して検討している。
　その結果によると、基底礫層の基底はＴc3面（青柳面）に、下位の埋没河岸段丘はＴc2面（立川�U面）に、上位のそれはＴc1面（立川Ｉ面）に連続するという。
　すなわち、Ｔc3面を構成している砂礫層の堆積期に多摩川の河口付近では埋没谷が形成されており、Ｔc3面の離水期をはさんで基底礫層が堆積した、と考えた。
　この地質断面で注目されるのは、No.112から132にかけて−50m程度に底面をもつ谷が見られることである。
　この谷は、Ｎ値50以上を示す砂層と、Ｎ値15〜30を示す粘土・シルト層の互層からなる更新統を切っている。
　この谷の位置は古多摩川谷より東にあり、このように大きな谷が、最終氷期極相期にもう一つ形成されていたとは考えられない。
　またこの谷を埋めている堆積物は主に貝殻を含む粘土・シルト層からなり、ボーリング柱状図の記載だけからは沖積層の上部泥層と間違えやすい。
　しかし、土質試験結果を見ると、有効上載圧は上部鉈層とかわらないが、圧密降状荷重が非常に大きく、武蔵野礫層の下位に分布する粘土・シルト層と同じ程度の値を示す（37）。
　また、Ｎ値が上部でも8〜20で、上部泥層よりも大きい。
　従って、この谷は古多摩川谷が形成される前の海面低下と上昇を示すものである。同様な化石谷は、No.11やNo.29付近にも認められる。
　松島（43）は後期有楽町海進に伴う南関東の貝類群集の変遷をまとめた。
　そのなかで多摩川低地と鶴見川低地についても扱ったが、さらに、新たな資料をくわえて、沖積層中に見られる貝類群集の変遷とによる絶対年代の測定結果から、生息環境の変遷について、詳細な検討を行っている。
　松島編（44）の報告によれば、図13-6のNo.94に見られる埋没谷のうえにあり、断面位置より約1km上流に位置する川崎市立川中島中学校（図3-7のＡ地点）でのボーリング調査では、約1:万1000年前から約9000年前に海が侵入しはじめ、約8700年前から約2800年前までの長い期間は水深10m前後の湾央〜湾奥部の泥底になっており、約2800年前以降になると上部砂層が堆積しはじめ、浅い砂浜海岸に変化することが明らかにされた。
　また、古鶴見川谷が古多摩川谷に合流する付近に位置する川崎市立塚越中学校（図3-7のＢ地点）でのボーリング調査では、約7300年前から干潟群集の生息できる内湾環境になったが、約7000年前には水深の大きい湾央となり、それが約6100年前までつづいたという。
　鶴見川の谷にはカキ礁が形成されていることはよく知られている。そのによる絶対年代は、4730年〜5450年Ｂ.Ｐ.であるという（43）。

また、これらのカキ礁は、海成の粘土・シルト層におおわれており、その頂面高度は1〜3．5mを示すという。 　松島編（44）では、貝類群集の生息環境とを利用した絶対年代の測定結果から、相対的な海面変化曲線が描かれている。 　その結果によれば、約1万年〜9000年前には海面高度は−40m付近で、その後、約7500年前にかけて急激に上昇したという。 　約6500年前には、現在の海面高度を越え、約6000年〜5500年前には、現在の海面高度より3.5〜4.4m高くなり、約5000年前から低下しはじめたという。 　一方、後期有楽町海進極相期後の海面低下を示す別の資料が提出されている。 　正岡（45）こよれば、多摩川低地の川崎市中原区木月三丁目の地下6〜9mの下水道工事現場から出土した埋没樹のによる絶対年代は、3880±100年Ｂ.Ｐ.、3920±100年Ｂ.Ｐ.、4080±100年Ｂ.Ｐ.であったという（図3-7に木片の記号で示してある）。 　出土地点の標高は約7mであるので、出土層の標高は1〜−2mになる。埋没樹は100本以上もあり、上部砂層中の細磔まじりの中粒砂内に埋もれていたという。 　海津価川よ多摩川低地の自然堤防地帯に陸成の砂磔層が存在することを明らかにして、それを上部砂礫層と名づけ、埋没樹はこの層中に存在することを指摘した。 この上部砂礫層は、多摩川低地の東横線が横ぎる付近より上流では、後期有楽町海進に伴って形成された堆積面を開析して分布するし、より下流側では上部砂層と同じ深さのところに発達しているという。 　また、前述した鶴見川低地でのカキ礁のによる絶対年代と、海成層の標高も考慮して、4000年〜4700年前に海面高度が若干低下した、としている。 　図3-7は、松島編（44）で得られている成果を編集したものである。 　貝類の生息環境は約4500年前の状況を示しており、による絶対年代の測定値は、この前後を示す年代が得られている資料をまとめたものである。 　なお、各時代の海岸線の位置の一部は、松鳥編（44）によるものに、図3-8に示す沖積層の基底に基づいて修正をくわえた。 　台地の縁がほぼ後期有楽町海進の極相期である約6000年前の海岸線にあたるので、図からは、海岸線が後退しはじめたころ以降の状況がよく理解できる。 　同時に、土砂供給量のおおい多摩川と少ない鶴見川のちがいも表現されている。 　多摩川低地では海岸線はかなり急速に後退しているが、鶴見川低地では入江がかなり奥まで遅くまで残存している。

図3-8　東京湾と周辺部の沖積層の基底 Ａ−Ａ'(図3-3)、Ｂ−Ｂ'(図3-4)、Ｃ−Ｃ'（図3-5)は地質断面の位置 アミは台地・丘陵地、点線は現在の海岸線

　3-4　沖積層の基底と沖積層の形成史　top

　a　沖積層の基底と層相の時空間的変化

　前節の地質斷面に示したように沖積層基底は成因の異なるいくつかの地形から構成されている。
　そのおもなものは、最終氷期極相期前後に形成されている埋没谷、当時離水していたＴc1面およびＴc2面に相当する埋没河岸段丘、有楽町海進の途中で形成された二段の埋没波食台である。
　その他には、Ｔに二面より新しい埋没河岸段丘が断片的に見られた。
　また最終氷期極相期に向かって、海面高度が低下し、現在よりも海面高度が低くなっていたと考えられている時期に形成された武蔵野面に相当する埋没河岸段丘、もしくは埋没波食台が存在する可能性がある。
　遠藤（47）は東京低地の−10〜−15mに、埋没している武蔵野面が存在すると述べている。
　図3-8に沖積層の基底を示した。既存のボーリング資料を収集し、図3-3から図3-6に示したような基準となる断面図を作成し、その後、その周囲のボーリング資料から沖積層の基底を読みとっている。
　読みとった基底の標高を2万5000分の1地形図に記入し、等高線を描いた。
　復元された埋没谷内を流れている河川名は、その上流部を占め、現在の流域が最大である河川名に古をつけて命名した。
　ただし、古東京川と古東京谷、古荒川と古荒川谷は従来の命名法に従っている。
　これまでにいくつかの沖積層基底を示す図が発表されているが、その全部が同じであるわけではない。

それは、ボーリング資料の解釈が異なっていたり、資料の分布が偏っているためであることが主因である。 　しかし、もう一つ重要なことに復元された基底が地形をあらぬしていることを重視するか否かがある。 　沖積層の基底はそれがおかっている地形、すなわち、埋没地形を表現するものである。 　従って、現在の台地やそれをきざんでいる谷の形態から見て不自然な形態の地形を描くには、それなりの理山が必要である。 　たとえば、谷幅が下流側より上流側で広くなっている等高線が描かれている場合が見られるが、断層が存在し、上流側か隆起しているなどの確証がなければ、上流側の谷幅を広くするべきではない。 　このような等高線は、下流側で資料が密で、上流側で資料が少ない場合に描かれやすい。 　資料が密な地域で復元されている地形を参考にして、資料の少ない地域の埋没地形が復元されなければならない。 　なお、図3-8では、古真関川谷の位置を、市川市の行徳地区を南西に縦断し、新浜御猟場付近から南東に向かって東京湾にぬけるように示してある。 　過去に発表された谷の位置は、江戸川放水路ぞいに左岸側を南東に向かっている。 　行徳地区の資料がふえたので、古真間川谷がより正確に復元できたので、修正することにした。 　一方、湾央部、東京低地、荒川低地、多摩川低地のいずれの地質断面でも、沖積層は上部層と下部層に区分されるが、その境界高度は下流部から上流部にかけて上昇している。 　また、海面高度が上昇するにつれて、下流部より順次入江が拡大していったはずであるから、同時異相が存在するはずである。 　第四紀末の海面変動の影響を著しくうけて変遷してきた東京湾と周辺地域の、堆積環境の時空間的な特徴をまとめてみたい。 　図3-9は堆積環境の変遷を、古束京谷ぞいの断面と時間とで示したものである。 　この図の上部は、東京低地と多摩川低地で得られているによる絶対年代値から推定される海面変化を示している。 　下部には縱軸に現在の堆積環境を示す地形地域を示し、横軸にその地域が過去にたどってきた堆積環境を示した。 　堆積環境の変遷は地質断面と海面変化曲線に基づいて作成している。

図3-9　相対的海面変動とそれにともなう時空問的堆積環境の変遷 ＢＧ：沖積層基底礫層、ＬＳ：下部砂層、ＬＣ:下部泥層、ＭＳ：中間砂層、ＵＣ：上部泥層、 ＵＳ：上部砂層、ＵＡ：最上部陸成層、ＨＢＧ：有楽町層基底礫層 貝塚ほか（29)を一部改変

　また、面的な変遷を時間をおって示すために、図3-10を作成した。

　b　約3万年〜2万年前（図3-10Ａ）　top

　最終氷期極相期に向かって海面低下がすすんだ。Ｔc1面のプロファイルを延長していくと、当時の海面高度は−40m付近となる（29）。
　その時期の海成面はとらえられていないが、沖積層基底の高度から見て、当時の海岸線は富津と多摩川河口の間にあり、東京湾は細長い入江となって、太平洋に連絡していたと思われる。
　その後、海面高度はさらに低下し、Ｔc2面が形成された。
　Ｔc2面には前述したようにＡＴ火山灰がのるので、Ｔc2面が離水するのは、2万数千年前である。
　Ｔc1面とＴc2面に相当する埋没河岸段丘は、関東ローム層をのせる平坦面として特徴づけられる。
　古東京谷の両岸、古多摩川谷の左岸と下流部の右岸には関東ローム層をのせる埋没河岸段丘の存在が確認されている。
　古東京谷左岸の埋没河岸段丘は東京湾横断道路の地質断面にも現れている。
　この二つの谷だけではなく、どの化石谷ぞいにも同じ時期に形成されている埋没河岸段丘が存在するはずである。
　たとえば、古花見川谷と古真間川谷にはさまれ、標高−30m程度を示す平坦面、ならびに古神田川の武蔵野台地近くの標高−20m程度を示す平坦面は、そのうえに関東ローム層をのせており、埋没河岸段丘と思われる。
　また、この他にも関東ローム層をのせているとみなせる記載のある資料が、古真間川谷右岸、古村田川谷、古養老川谷ぞいに分有するが、断片的なので、図3-10Ａには示していない。
　なお,遠藤ほか（41）による図にも関東ローム層をのせる埋没平坦面が葛南地域に広く分布することが示されている。

　c　2万年〜1万5000年前（図3-10Ｂ）　

　最終氷期極相期にあたり、埋没谷底が形成され、そこに基底爍層が堆積した時代である。
　古東京谷の谷底は浦賀水道では−90mを示し、北に向かって低くなっている。
　すなわち、逆傾斜している。
　中条（12）はこれを指摘し、南関東が隆起しているためであると解釈した。
　また、貝塚ほか（29）は埋没谷底の隆起量を、完新世の隆起波食台や海浜堆積物の隆起量から40mと推定し、最終氷期の極相期の海面高度を−135mとしている。
　古東京谷は中ノ瀬の西をとおり、東京湾横断道路の地質断画では−82mに谷底が現れている。
　東京低地の南部では−70mほどになり、北部で北へ向かうものと、西へ向かうものに分かれる。
　北に向かう埋没谷が利根川の化石谷と考えられていたが、松田（28）が指摘したように北に向かう埋没谷は渡良瀬川の谷の下流部で、西に向かうのが利根川の谷の下流部である。
　利根川の化石谷は熊谷の西で古荒川谷と合流していた。
　東京湾横断道路の地質断面には、古東京谷以外は大きな谷は存在していなかった。
　従って、武蔵野台地や下総台地をきざみこんでいる多数の谷の化石谷は、この断面よりも上流で古巣京谷に合流しているはずである。
　しかし、東京湾北部の中央部の資料が不足しているため、古真関川、古花見川、古村田川、古養老川などの流路の復元はできなかった。
　流路が破線で表現されているのは、このためである。
　この地域は東京湾北部の沈降域の中心になっており（29）、小盆地が形成されていた可能性がある。
　古小朧川谷は資料が少ないのでうまく復元できていない。
　古小糸川は木更津の沖で、木更津方面から伸びてくる谷を合流し、中ノ瀬の東側をぬけたのち、古東京谷に合流しているらしい。
　これは建設省土木研究所（5）の図からも判断される。
　この時期には、東京湾とその周辺部の低地では基底礫層が形成されていたが、湾口にちかい地域からしだいに三角州性の堆積環境へと変化していった。
　また、上流部では、基底礫層の基底に連続するＴc3面が離水した。

　ｄ　１万5000年〜6000年前（図3-10Ｃ、Ｄ）

　有楽町海進の時代で、1万1000年前ごろの海面低下期をはさんで前期と後期に分けられる。
　前期有楽町海進では下部砂泥層が形成された。
　海面の上昇に従い、しだいに海域が拡大していったが、何回かの下降期もはさんでいるようである。
　また、前期有楽町海進ではどこまで海面高度が上昇したかは、下部砂泥層が侵食されているのではっきりしない。
　後期有楽町海進では中間砂岩と上部泥層ならびに上部砂層の一部が形成された。
　この海進の極相期には、東京低地はもとより、それにつづく中川低地では栗橋付近まで、荒川低地では川越の手前まで狭長な入江となっていた。
　一方、多摩川低地では、狭長な入江とはならず、東横線より多少上流部までしか達していない。
　しかし、列肇川の入江につづいていた鶴見川低地では、第三京浜道路が横ぎる付近まで達していたという（44）。
　有楽町海進期中の海面上昇と間にはさまれた下降期に対応する堆積環境の変遷は、地域によりかなり異なる。
　東京湾内の様子は、図3-3から読みとれる。
　ここでは、沖積層の上部層と下部層の境界は、海成層と陸成層の境界とするのが妥当である。
　境界は−52m付近にあり、両者を不整合とするほど大きな凹凸は認められなかった。
　従って東京湾横断道路建設予定地付近では、1万1000年前後に海面が低下した時期にも海面下にあり、不整合面は形成されていなかったとみなせる。
　ただし、図3-3では−62mの陸成堆積物中の有機物のによる絶対年代が1万1250年Ｂ.Ｐ.となっている。
　この値は沈降量をみこんでもやや新しすぎる。　データが少ないので今後の検討課題としておく。
　基底礫層堆積後、前期有楽町海進に伴い氾濫原〜三角州の堆積環境となり、砂層と粘土・シルト層の互屑が形成された。
　阿久津（27）は下部層の一部に海成層が分布することを指摘しているので、図3-9では海成堆積物と氾濫原〜三角州堆積物の境界を上下させた。
　後期有楽町海進期には内湾のままで、上部屁層が形成された。
　その極相期をすぎて、三角州前置層が奥東京湾を埋積してきたが、東京湾内での分布はかぎられている。
　三角州地帯の様子は図3-4から読みとれる。基底礫層につづいて堆積した下部砂泥層は海面低下に伴い侵食されて、上部層との境界となる不整合面が形成された。
　そのさい形成された谷の底に堆積したのが遠藤ほか（30）のＨＢＧ層であるが、東京低地では屁質であるうえに薄い。
　中間砂層はその当時から後期有楽町海進の初期にかけて形成された三角州堆積物である。
　ただし、東京低地中央部以南では連続性はよくない。現在の三角州地帯は後期有楽町海進により奥東京湾の湾口部となり、上部泥層が堆積した。
　自然堤防地帯でも三角州地帯にちかいところの状況が図3-5に示されている。
　そこでは、より下流部と同様に基底礫層につづいて下部砂泥層が堆積したが、その後の海面高度の低下に伴い礫床からなる河川が延長してきた。
　その砂礫層が遠藤ほか（30）のＨＢＧ層である。
　しかし、流路ぞいにのみ細長く砂礫が堆積し、基底礫層のような扇状地性低地は図3-5から見るかぎり、この地域にまでは達していない。
　中間砂腦の発達は東京低地では北部で顕著である。
　古渡良瀬川は中川低地の沈降地域を流下しているので、谷底は非常に低平である。
　従って、前期有楽町海進期の末には、中川低地にはかなり奥まで入江が形成されていたはずである。
　当時、利根川は荒川低地を流れており、荒川と利根川が供給した土砂によって、東京低地北部には厚い中間砂屑が形成され、一部は中川低地へ伸びていく三角州を形成していたと考えられる（図3-10Ｃ）。
　関東平野の扇状地地帯は末端部をのぞけば、沖積層のほとんどは砂礫からなる。
　有楽町海進による影響はうけずに、つねに砂礫が堆積する環境にあった。
　図3-8からは台地をふちどる−10m程度よりも浅い平坦面が分布することが読みとれる。
　この平坦面は地質断面図で示したように後期有楽町海進の極相期ごろに形成された波食台であるので、埋没上位波食台とする。
　こまかく見ると、0m付近の標高を示し上部屁層をのせない部分と、−5〜−15m付近にあり上部泥層をのせる部分の二段に分けられる（28）。
　これらの埋没波食台は、東京湾内に広く発達するほか、湾口部でも基盤岩を削って分布し、一部は隆起して離水している。
　これらの埋没波食台よりも低く、−20〜−40mを示す平坦面も分布する。
　この平坦面も−20〜−30mと−30〜−40mを示す二段に区分できるという（29）。
　これらの平坦面も埋没波食台と考えられ、前期有楽町海進の末期から後期有楽町海進の初期にかけて形成されたと考えられるので、埋没下位波食台としている。
　千葉県側の湾奥で分布がひろいが、東京側では多摩川河口付近を除いては分布は広くない。
　また、湾口部では隆起の影響もあり確認できない。
　約6000年前以降の低地の陸化の過程は3-3のｄ節で多摩川低地について詳細に述べたし、3-1のａ節でも小櫃川三角州の例にふれているので省略する。

s　参考文献