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[R21-P-1] 古倶知安湖の検証：北海道倶知安町の上部更新統真狩別層の層序
キーワード：古倶知安湖、上部更新統、真狩別層、層序
はじめに 蝦夷富士とも称される羊蹄山（標高1,898 m）の周辺では，古くから淡水生珪藻土の分布が報告されている（河島・素木，1941など）．既存報告から，更新世の時代の異なる2つの湖が存在した可能性があり，新しい湖（古倶知安湖）は上部更新統の真狩別層堆積時である．形成時代などを検証するために，放射性炭素年代（以下，14C年代）測定と火山灰，花粉および珪藻の分析を行った．
地質露頭と試料 調査した地質露頭はG-1，G-2，G-3およびG-4である．G-1は嵯峨山ほか（2020）で報告された倶知安町市街の約3 km南の露頭で，14C年代測定用の試料KC-1（木片）はスコリア（層厚40 cm）直上の泥炭から採取した．G-2は尻別川左岸に位置し，全体の厚さは約4.5 mで，下位より砂礫，泥炭および粘土がほぼ一連に堆積し，それらを不整合で氾濫原堆積物の砂礫が覆う．14C年代測定の試料KC-2（木片）は上記泥炭から採取した．粘土から花粉分析用試料のP20-1，P20-2およびP20-3を，珪藻分析の試料D19-1とD19-2をそれぞれ採取した．G-3はポンクトサン川左岸に位置する露頭で，標高は約210 mである．下位より厚さ約1.5 mの凝灰質粘土，スコリア薄層を挟在する厚さ1.85 mの泥炭，厚さ約3 mの軽石質砂・細砂互層が累重する．粘土から珪藻分析用試料D20-1を，泥炭のほぼ中央部から14C年代測定の試料KC-3（木片）と花粉分析用試料のP20-5をそれぞれ採取した．G-4は羊蹄山北麓に位置し，露頭G-1の1.2 km東方の土取場で，作業広場面の標高は199 mである．火山灰と軽石からなり，斜層理を呈する堆積物で，層厚は約15 mである．火山灰分析用試料は作業広場面より約1 m上で採取した．
測定・分析の結果と考察 14C年代測定値（1σ range）は露頭G-1のKC-1（採取標高178.3 m）で45,750-45,000 cal BP（42,042±385 yr BP），露頭G-2のKC-2（採取標高169 m）で48,050-46,750 cal BP（44,175±472 yr BP），露頭G-3のKC-3（採取標高208.9 m）で44,500-43,750 cal BP（40,578±336 yr BP）が得られた．火山灰分析では露頭G-4の試料は火山ガラスがほぼ80 %を占め，起原は支笏軽石流堆積物（Spfl；支笏火砕流）の可能性が高い．花粉分析では下位よりA帯はPiceaが74 %，Abiesが24 %で，B帯はPiceaが84～85 %で，AlnusとBetulaを伴う．C帯はPiceaが29～48 %で，CYPERACEAEが8～35%の出現となり，D帯ではPiceaが48～86 %，E帯ではPiceaが57%で，Pinus（Hap.），Larix，Quercusを伴い CYPERACEAEが14 %出現する．14C年代値から得られた約3,280年間は冷涼な環境が続いたと推定される．珪藻分析では，露頭G-2の粘土からは湖沼沼沢湿地指標種群の浮遊性淡水生種Aulacoseira ambigua (Grun.) Simonsenが多産する．堆積環境はCyclotella comta (Ehr.) Kützが多く産したG-1の縞状堆積物と同様に流れの静かな湖沼と考えられ，G-2からG-1にかけてはほぼ一連の堆積環境であったと推定される．一方，露頭G-3の粘土からは浮遊性は少なく，ほとんどが付着性淡水生種で，流れのある堆積環境が想像される． 上澤・中川（2009）は羊蹄山西麓に分布する羊蹄岩屑なだれ堆積物は支笏火砕流（約4.1万年前）の後に形成されたと述べている．更に上澤ほか（2016）は，約5万年前に始まった羊蹄山の火山活動では2回の山体崩壊が発生し，古い方は約3.8万年前としている．今回の検討では，最も古い14C年代値は露頭G-2の湖沼性堆積物直下の泥炭が約47,400 cal BPで，古倶知安湖の形成開始はこれ以前の時代と推定される．このため，羊蹄山の崩壊（約3.8万年前）は古倶知安湖出現の原因とは考えられず，他の地質現象を考える必要がある．なお，中川・星住（2010）では，「岩屑なだれ堆積物を支笏火砕流が覆う」としているが，上澤・中川（2009）に従えば正しくは「岩屑なだれ堆積物が支笏火砕流を覆う」である．
文献 河島千尋・素木洋一（1941）大日本窯業協會雑誌，49，209-222．中川光弘・星住リベカ（2010）日本地方地質誌1「北海道地方」，朝倉書店，302-303．嵯峨山 積ほか（2020）総合地質，4，1-7．上澤真平・中川光弘（2009）日本火山学会講演要旨集，42．上澤真平ほか（2016）日本地質学会第123年学術大会講演要旨，65．
地質露頭と試料 調査した地質露頭はG-1，G-2，G-3およびG-4である．G-1は嵯峨山ほか（2020）で報告された倶知安町市街の約3 km南の露頭で，14C年代測定用の試料KC-1（木片）はスコリア（層厚40 cm）直上の泥炭から採取した．G-2は尻別川左岸に位置し，全体の厚さは約4.5 mで，下位より砂礫，泥炭および粘土がほぼ一連に堆積し，それらを不整合で氾濫原堆積物の砂礫が覆う．14C年代測定の試料KC-2（木片）は上記泥炭から採取した．粘土から花粉分析用試料のP20-1，P20-2およびP20-3を，珪藻分析の試料D19-1とD19-2をそれぞれ採取した．G-3はポンクトサン川左岸に位置する露頭で，標高は約210 mである．下位より厚さ約1.5 mの凝灰質粘土，スコリア薄層を挟在する厚さ1.85 mの泥炭，厚さ約3 mの軽石質砂・細砂互層が累重する．粘土から珪藻分析用試料D20-1を，泥炭のほぼ中央部から14C年代測定の試料KC-3（木片）と花粉分析用試料のP20-5をそれぞれ採取した．G-4は羊蹄山北麓に位置し，露頭G-1の1.2 km東方の土取場で，作業広場面の標高は199 mである．火山灰と軽石からなり，斜層理を呈する堆積物で，層厚は約15 mである．火山灰分析用試料は作業広場面より約1 m上で採取した．
測定・分析の結果と考察 14C年代測定値（1σ range）は露頭G-1のKC-1（採取標高178.3 m）で45,750-45,000 cal BP（42,042±385 yr BP），露頭G-2のKC-2（採取標高169 m）で48,050-46,750 cal BP（44,175±472 yr BP），露頭G-3のKC-3（採取標高208.9 m）で44,500-43,750 cal BP（40,578±336 yr BP）が得られた．火山灰分析では露頭G-4の試料は火山ガラスがほぼ80 %を占め，起原は支笏軽石流堆積物（Spfl；支笏火砕流）の可能性が高い．花粉分析では下位よりA帯はPiceaが74 %，Abiesが24 %で，B帯はPiceaが84～85 %で，AlnusとBetulaを伴う．C帯はPiceaが29～48 %で，CYPERACEAEが8～35%の出現となり，D帯ではPiceaが48～86 %，E帯ではPiceaが57%で，Pinus（Hap.），Larix，Quercusを伴い CYPERACEAEが14 %出現する．14C年代値から得られた約3,280年間は冷涼な環境が続いたと推定される．珪藻分析では，露頭G-2の粘土からは湖沼沼沢湿地指標種群の浮遊性淡水生種Aulacoseira ambigua (Grun.) Simonsenが多産する．堆積環境はCyclotella comta (Ehr.) Kützが多く産したG-1の縞状堆積物と同様に流れの静かな湖沼と考えられ，G-2からG-1にかけてはほぼ一連の堆積環境であったと推定される．一方，露頭G-3の粘土からは浮遊性は少なく，ほとんどが付着性淡水生種で，流れのある堆積環境が想像される． 上澤・中川（2009）は羊蹄山西麓に分布する羊蹄岩屑なだれ堆積物は支笏火砕流（約4.1万年前）の後に形成されたと述べている．更に上澤ほか（2016）は，約5万年前に始まった羊蹄山の火山活動では2回の山体崩壊が発生し，古い方は約3.8万年前としている．今回の検討では，最も古い14C年代値は露頭G-2の湖沼性堆積物直下の泥炭が約47,400 cal BPで，古倶知安湖の形成開始はこれ以前の時代と推定される．このため，羊蹄山の崩壊（約3.8万年前）は古倶知安湖出現の原因とは考えられず，他の地質現象を考える必要がある．なお，中川・星住（2010）では，「岩屑なだれ堆積物を支笏火砕流が覆う」としているが，上澤・中川（2009）に従えば正しくは「岩屑なだれ堆積物が支笏火砕流を覆う」である．
文献 河島千尋・素木洋一（1941）大日本窯業協會雑誌，49，209-222．中川光弘・星住リベカ（2010）日本地方地質誌1「北海道地方」，朝倉書店，302-303．嵯峨山 積ほか（2020）総合地質，4，1-7．上澤真平・中川光弘（2009）日本火山学会講演要旨集，42．上澤真平ほか（2016）日本地質学会第123年学術大会講演要旨，65．