1.1 概要

佐賀地域は，世界測地系において北緯33度10分12秒―20分11.9秒（旧日本測地系：北緯33度10分―20分），東経130度14分51.7秒―29分51.6秒（旧日本測地系：東経130度15分―30分）の範囲に位置する．大部分が陸域で，行政区分は，佐賀県と福岡県にまたがり，佐賀県佐賀市，神埼かんざき市，神埼郡吉野ヶ里町，三養基みやき郡上峰かみみね町の主要地域と，同みやき町の全域，鳥栖とす市，福岡県久留米市の一部，大川市の全域，筑後市，柳川市の一部，三潴みずま郡大木町の全域を含んでいる．海域は本地域の南西隅にあり，有明海の北端が及んでいる．

本地域は九州の北部にあたり，脊振せぶり山地と筑紫山地からなる北部の山塊の南端と有明海北端にかけての範囲に位置しており，筑紫平野の主要部を占めている（第1.1図，第1.2図）．

筑紫平野は西日本最大の沖積平野で，北は福岡県筑紫野市付近で福岡平野と，南は有明海と接している．筑紫平野はほぼ中央を北東―南西方向に流れる筑後川で分断され，また佐賀県小城おぎ市牛津うしず付近と佐賀県鳥栖市―福岡県久留米市付近では山地が迫ってくびれているので，筑後川と2つのくびれを境に便宜上4地域に区分できる（第1.2図）．これらを西から東に，白石地域，佐賀地域，筑後地域，北野地域と呼んでいる（浦田，1962；下山・松本ほか，1994）．本地域は筑紫平野の佐賀地域と筑後地域を占めている．筑紫平野は，丘陵，台地，低地及び干拓地からなる．

1.2 山地

脊振山地と筑紫山地は，ほぼ東西に延びる白亜紀花崗岩類と三郡変成岩類の結晶片岩類の分布をおおむね反映した構造地形で，侵食残丘地形である．筑紫山地と脊振山地間には高原状地形（中部高原：浦田，1962）が挟まれる（第1.1図，第1.2図）．山地の最高点は脊振山（1,055m）と天山てんざん山頂（1,046m）で，両山地には300～800mクラスの山頂が多数存在する．山地の急峻な部分には硬い岩石が露出しているが，中腹以下では強風化状態にある．特に深成岩類からなる山麓丘陵では深層風化が進んでいる．本地域の山地は筑紫山地の一部で，北西端の川上から城原にかけての長崎自動車道に沿って東西に延びて分布し，花崗岩類と結晶片岩類からなる．

1.3 丘陵

筑紫平野佐賀地域の丘陵は平野北東部の筑紫野～中原なかばる～城原じょうばる～川上間と西部の多久たく付近，筑後地域の丘陵は平野東部の久留米～八女やめ間，白石地域の丘陵は平野西部の，六角ろっかく川北岸の上小田～北方，平野南西部の経ヶ岳山麓の中尾付近にまとまった分布がある（第1.3図）．これらの多くは標高20～100mの孤立した丘陵群である．本地域の丘陵は北部と東部に分布し，鳥栖丘陵，久留米・八女丘陵の一部である．久留米・八女丘陵は高位段丘構成層の粘土，砂，礫層から，鳥栖・筑紫野丘陵は花崗岩類と三郡変成岩類及び高位段丘構成層の砂礫層（立石たていし層）から構成されている．高位段丘面は古い河成段丘であるが，長く侵食にさらされた結果，著しく開析されて痩せ尾根となっている．堆積面は残っておらず，砂礫層の分布からかつて存在した面を復元できるにすぎない．

1.4 台地

台地は平野の低地面（沖積面）から明瞭に区別される1段あるいは数段高い平坦面で，大部分は河成段丘面群である．台地は面高度の違いから更に台地1と台地2とに大きく2分され，筑紫平野の東部及び北部にまとまった分布がある（第1.3図）．この他の地域にも小規模な台地が認められる．

郷原ほか（1964）は，八女・鳥栖それに長洲付近の段丘面群を4つに区分し，高い方から，高位段丘面，中位段丘面，低位段丘面と呼んだ．また，中位段丘面をさらに2分し，中位段丘上位面および中位段丘下位面とした．これらのうち，高位段丘面は地形が開析されて平坦面がほとんどないので，台地ではなく，丘陵に含めた．中位段丘面と低位段丘面は明瞭な平坦面をもち，識別が可能なので，第1.3図の台地1と2に区分した．台地1には中位段丘のほか，阿蘇-4火砕流台地が含まれる．台地2は低位段丘である．

下山・松本ほか（1994）は，郷原ほか（1964）の中位段丘上位面と低位段丘面をそれぞれ中原なかばる面，三田川みたがわ面と呼び，これらの面を構成する地層を中原層，三田川層と呼んだ．また中位段丘下位面を阿蘇-4火砕流台地と呼んだが，中位段丘下位面の一部は阿蘇-4火砕流直後に生じた火山泥流（ラハール）の堆積面である．後述のように阿蘇-4火砕流後の段丘構成層を三田川層と定義したため，火山泥流堆積物は三田川層に含まれる．しかし，火山泥流面高度は阿蘇-4火砕流台地と比べてほとんど差がない場合がある．八女西方の火山泥流堆積面は堆積物でしか識別できないため，阿蘇-4火砕流台地と分離できず，台地1に含んでいる．

阿蘇-4火砕流堆積物は地表で火砕流台地を形成しているほか，筑紫平野の地下にも広く分布し，良い鍵層となっている．神埼市と吉野ヶ里町の境界にある吉野ヶ里遺跡は弥生時代（紀元前4世紀から3世紀）の二重環濠集落遺跡で，阿蘇-4火砕流台地上につくられている．

中原層，三田川層は地表で段丘面を構成するほか，有明海湾奥低地の地下に広く分布している．これらはいわゆる埋没段丘である．

1.5 低地

沖積低地は筑紫平野の主要河川下流域で広大なデルタ地形を形成している（第1.3図）．この他，筑後川，矢部川，嘉瀬かせ川，牛津川，六角川，塩田川などの中流域及び支流には細長い低地が発達し，谷底平野を形成している．

本地域の低地は標高10m未満の平地が大部分を占め（第1.1図），勾配の小さな独特の地形をつくっており，低平地と呼ばれる（第1.4図）．低平地とは，有明海の大きな潮位差（最大6m）を反映した潮汐性低地のことで，強い潮流（上げ潮）で運ばれた潮汐堆積物（浮泥：蓮池層上部）による埋め立てでつくられた独特の平坦地形である．潮汐堆積は筑紫平野を形成した大きな要素と考えられている（下山・松本ほか，1994）．

有明海に注ぐ各河川下流域では，上げ潮による浮泥の逆流が現在でも発生している（二渡ほか，1992）が，多くの河川では河口堰で逆流が遮断されるため，それより上流には達しない．ただし，六角川や塩塚川では河口堰による遮断がないため，現在でも河口から数10kmも上流に達している．このような河川では，浮泥が河川敷のアシ原を埋め立てるので，河川下流体が干潟の連続のような景観となる（第1.5図）．逆流浮泥の原因は，上げ潮時に大量の海水が狭い河口に集中することにより生じる底土の潜掘・巻き上げと上げ潮による逆流運搬である（二渡ほか，1992）．潜掘された河口周辺には砂質堆積物が残置される．河口で発生した高密度の泥水（浮泥）が逆流してゆく過程で河川の淡水と混合・希釈されつつ低塩分化するほか，浮泥粒子は分級されて細粒化する．低塩分で細粒の浮泥は河川を逆流し続け，河口から数10kmも上流に達し，そこまでの河川敷やアシ原を埋め立てる（第1.5図）．この逆流した浮泥堆積物は塩分濃度ゼロの環境で堆積するが，海棲珪藻と淡水珪藻の遺骸を共に含む，均質な粘性土層をつくる（蓮池層上部粘土）（Shimoyama and Nishida，1999）．

現在の低平地の大部分は水田として利用されている．水田の下にはアシの地下茎を含む潮汐堆積物（蓮池層上部）が広がっている．潮汐堆積物の堆積面は平均海面と関係しているため，低平地の形成直後は，アシ原のような，水はけの悪い湿地の広がりであったことがわかる．低平地開拓には湿地の排水と水田のための利水が必要であった．筑紫平野佐賀地域と筑後地域の低平地にはこの目的で掘られたクリーク（第1.6図）がかつては網の目のように発達し，太いクリーク（江湖）を中心に連結されていた．クリーク地帯ではクリークそのものが貯水池で，かつて，水門と有明海の大きな潮位差を利用して水位調節が行われていた．これが，下げ潮時に排水し，上げ潮時に海水で水位の上がったクリークのうわ水（淡水～汽水）を水田に人工的に取り入れる「アオ（淡水）取水」である．しかし，昭和時代後半の圃場整備工事等で，河川水を導入する農業用水路が整備されたため，アオ取水はなくなり，クリークの多くが埋められ，大きな用水路に統合された．現在は当時のクリークの光景をとどめる場所は少なくなった．

沖積低地が海から逆流した浮泥堆積物で埋積・形成されたため，低平地には自然堤防，後背湿地など，デルタ地形を特徴づける地形がほとんど見あたらない．ただし，本地域北西部の嘉瀬川沿いには例外的に自然堤防的な微高地群が見られる．この微高地群は嘉瀬川が洪水時に自然堤防を決壊させ，その先に運搬してきた砂礫を残置したものである．微高地間は低平地が入り込んで独特の地形を形成しているため，堤防決壊堆積物（b）とした．

嘉瀬かせ川は地域の北側の脊振山地が源流域で，中部高原の水を集めて筑紫山地を横切って南下し，都渡城ととぎまで花崗岩類からなる山地の狭い渓谷を流れているが，惣座そうざ付近で筑紫平野に入る．洪水時には運搬力が急減するため，この下流側に大量の砂礫が堆積する．このため嘉瀬川はこの付近で一部が天井川となる．平野地下では砂礫層（蓮池層下部）が，駄市川原だいちかはら付近から放射状に延びており，旧河床あるいは埋没扇状地堆積物と考えられる．堆積物の分布方向から，かつて，嘉瀬川本流が田布施川や巨勢川に流れ込んでいたと考えられる．

1.6 干拓地

現在の有明海沿岸の海岸は，ほとんどが石垣とコンクリートで固められた高い堤防をめぐらした人工海岸である（第1.7図）．明治時代以降の干拓地の変遷は大日本帝国測量部の明治34年測図5万分1地形図とそれ以降に作成された地形図により確認できる．それによると，明治33年から昭和時代にかけて干拓され，耕地化された土地（r2）は，白石地域，佐賀地域，筑後地域で著しく，干拓により前進した海岸線の幅は最大3kmに及ぶ．更に，野間（1985）はこれらの地形図資料の他，堤防の跡，古地図，歴史記録から，有明海北岸の人工海岸線の変遷を詳しく研究した．その結果，現在確実にさかのぼることのできる最古の海岸線は江戸時代初期の土塁線（松土居・本土居線）である．本地域では江戸時代初期から明治34年までの間に干拓されてできた土地をr1とした．野間（1985）は，更に古い歴史記録と，籠こもりや搦からみなど，干拓に関係する旧地名から，中世の戦国時代や古代の開拓地を推定している．その多くは地表面を蓮池層上部粘土がつくっている範囲にあり，低湿地の開拓とみられるが，江戸時代初期の土塁線以北で，干潟堆積物からなる海成粘性土（有明粘土層）が直接地表面をつくっているケースは古い干拓地に当たると考えられる．

このほかの人工改変地として旧河道がある．筑後川では，複雑な佐賀県と福岡県県境の分布でわかるように，本来大きく曲流をしていた河川がショートカットされて，付け替えられ流路が大きく改変されている．佐賀江川も大きく改変されている．旧河川の構造と軟弱な堆積物は地盤特性も異なるので，河川改良による放棄河川部分とその堆積物を，旧河道堆積物（ar）として区分した．

1.7 干潟

現在の有明海はその湾奥部で最大6mという日本最大の潮位差を持っており，207km²（1992年）に及ぶ広大な干潟が発達している．特に荒尾市や鹿島市の干潟は広大で，幅が数kmに達する．有明海の干潟は，大まかに，泥質干潟，砂泥質干潟，砂質干潟（砂州）の3つに区分される（第1.8図）．有明海南東部は砂質―砂泥質干潟が多く，北西部から西部は泥質干潟が発達する．

これらの干潟の堆積物（底質）は，貝殻混じり粘土，貝殻・砂混じり粘土，貝殻混じり砂である．生物生産性が高いため，しばしば貝殻混じりとなり，アナジャコなどの巣穴生痕も発達する．有明海の干潟や海底の堆積物が有明粘土層である．有明海奥部では泥質堆積物が多いため，有明粘土層は主に貝殻混じり粘土やシルトからなる粘性土であるが，有明海東海岸の砂質干潟の堆積物は砂質土となる．また，干潟には澪筋と呼ばれる潮汐チャネルが存在し，底質は貝殻質あるいは砂質である．チャネル堆積物は潮汐浸食ラグを伴い，横断面がレンズ型の砂質堆積物となる．

干潟や河口では潮流が大きく変化するので，流速の大きいときにはカレントリップルマークをもつ砂の薄層と，停滞時には泥の薄層からなるマッドドレイプなど，潮汐卓越場所に特有の堆積構造が見られる．

1.8 有明海

有明海の干満差は最大6mに達し，沿岸では水深が浅いので，平均海水面による海岸線と海底地形図で低潮時の海岸を示す0mの位置（波線）は大きく異なる（第1.9図）．水深0mの線と海岸の間は干潮時に干潟になる．一方有明海の中心部には有明海の伸張方向と同じく，北北西―南南東方向に伸びた数列の谷状地形が発達している．この谷状の海底地形の海岸に近い部分は陸上河川の河口に連続しており，干潮時でも船の通行が可能な澪筋みおすじをなす．しかし，反対の湾口に向かっては単調に水深を増すのではなく，有明海の幅が狭くなる部分で深くなる特徴がある．これは潮の干満で発生する潮流が海底を侵食した地形で，海釜かいふと呼ばれる．

1.9 過去の海岸線の復元

第1.10図には時代の異なる三種類の旧海岸線位置を示している（下山・松本ほか，1994）．点線が約7,000年前の縄文時代前期の海岸線である．これらは以下のような根拠で引かれた．まず，太い実線は江戸時代初期の海岸線で，古文書から遡ることができる最古の海岸線である．これは，本土居・松土居と呼ばれる土塁線である．土塁線とは江戸初期に築かれた堤防線で，江戸時代初期の海岸線である．点線と実線の間に引かれた破線は浮泥堆積物の海側限界線である．弥生時代の遺跡との関係から，弥生時代末の海岸線と解釈される．次に，多数のボーリング資料に基づいて，筑紫平野の地下の有明粘土層の分布を調べると，縄文時代前期の有明海の広がりをほぼ特定することができる（第6.14図；有明粘土層基底の等深度線図）．この頃の海域は過去100万年間で最大に広がった．海域に堆積した有明粘土層の陸側分布限界線（点線）は，縄文海進極盛期（暦年で約7,000年前）の旧海岸線と見なせる（下山・松本ほか，1994）．更に，縄文海進極盛期以降，海面上昇がストップして高海面期となった．海面上昇がストップすると，陸側堆積物が浅い海を埋めつつ海側に延びてくる．このような自然陸化を弥生の小海退と呼ぶことがあるが，海面が下がったわけではなく，堆積性の海退であるため，プログラーデーションと呼ばれている．浅い海を埋め立てた陸側堆積物は海成層ではなく，上げ潮潮流が河口の河底を潜掘して巻き上げられた浮泥堆積物である．大量の逆流浮泥は河川からあふれて，凹地を埋め立て，低平地をつくりあげた．佐賀地域では，低平地の最上部を弥生時代の生活遺構が占めており，自然陸化限界線を弥生時代後期の海岸線と見なすことができる（下山・松本ほか，1994）．

2.1 概要

本地域の地表には古い方から高温低圧型重複変成作用を被った三郡変成岩類，白亜紀深成岩（佐賀花崗岩）及び第四系が分布する．また比較的浅所に伏在する岩石として，新第三紀かんらん石玄武岩が本地域北東部の完新統に覆われて潜在している．更に本地域第四系の下位には久留米地域に分布する鮮新世久留米層の延長部分，大牟田地域に分布する古第三系（大牟田層群など）の延長部分，及び結晶片岩の伏在が知られている（菊池，1963など）が，第四系の層厚が数100mに及ぶため詳細が明らかでないので，本報告ではこれらについては記述しない．本地域の地質の概略を第2.1図に総括して示す．

2.2 高温低圧型重複変成作用を被った三郡変成岩類

本地域北部の脊振山地と筑紫平野が接する部分には，従来三郡変成岩類と呼ばれてきた変成岩類が東西方向に細長く伸びた小岩体として露出している．本地域の三郡変成岩類は白亜紀深成活動と関連して起こった推定される高温低圧型変成作用を重複して被っており，三郡変成作用で形成された元の鉱物組成と変成組織をとどめていないので，高温低圧型重複変成作用を被った三郡変成岩類として記述する．本地域に露出する岩石は苦鉄質岩を主とし，泥質岩，珪質岩及び蛇紋岩を伴う．これらの岩石は角閃岩相の鉱物組み合わせを持ち，片麻岩化している．

2.3 白亜紀深成岩（佐賀花崗岩）

北部九州は白亜紀深成岩類が広く分布しており，本地域はその南西部に位置する．本地域北部には北部九州での白亜紀深成活動で最も新期の岩体である，佐賀花崗岩が分布している．佐賀花崗岩は主に中粒ざくろ石含有白雲母黒雲母花崗岩―花崗閃緑岩―トーナル岩からなり，三郡変成岩類との接触部では細粒岩相を示す．いずれの岩相も灰白色を呈し，暗色包有物をほとんど含まない．またカリ長石に乏しい岩相にも白雲母と黒雲母を含んで，角閃石を欠く．層状（縞状）と片麻状の2種類の東西方向の面構造を持ち，それぞれ花崗岩マグマの流動を示す流理と固結後の塑性変形を示すと考えられる．

2.4 新第三紀玄武岩

新第三紀かんらん石玄武岩が本地域北東部佐賀県三養基郡みやき町江口の筑後川旧河道の地下17m以深に潜在している（角縁・長崎，2000）．地表の露出はない．高アルカリソレアイトの組成を示し，本地域西方に分布する後期中新世北松浦玄武岩に対比できると考えられる．

2.5 第四系

筑紫平野は現在沈降傾向にあるため，第四紀層が厚く堆積している．段丘は低く，大部分は埋没段丘となっている．佐賀地域中央部の第四系は300m以上の厚さを持っているが，基盤岩まで達するオールコア試料が得られていないため，本報告では深度200m付近までの第四系（中部更新統―完新統）のみを記載した．これらの第四系は下位より，川副かわぞえ層，立石たていし層，中原なかばる層，阿蘇あそ-3火砕流堆積物，高木瀬たかぎせ層，阿蘇-4火砕流堆積物，三田川みたがわ層，蓮池はすいけ層及び有明ありあけ粘土層に区分される（第2.1図）．

佐賀地域の厚い第四系の大部分は阿蘇-4火砕流堆積物（約9万年前）より下位のものである．これらの更新統は地層形成後現在までに，少なくとも9万年（多くは数10万年以上）を埋没状態で経過しているため，圧密と続成作用による固結化が進んでいる．一方阿蘇-4火砕流堆積物より上位の上部更新統―完新統はそれ以下の更新統に比べ，圧密が十分でなく，時代が新しいので固結度が非常に低い．このため，これらは軟弱な地盤を形成している．3～8万年前の更新統である三田川層はこれらの中間を示し，固結度が「中位」である．

第四紀層の大部分は有明海とそこに流れ込む河川の影響を強く受けながら形成された．間氷期の高海面期には海成層（高木瀬層及び有明粘土層）と同時期の非海成層（中原層及び蓮池層）が堆積した．その堆積物は六角川，嘉瀬川，筑後川，矢部川の上流に分布する変成岩や白亜紀花崗岩類，新第三紀から第四紀の火山岩類やその砕屑物が供給源となった．このほか，阿蘇カルデラ形成に伴う大規模火山活動イベントによって，阿蘇-3火砕流や阿蘇-4火砕流が佐賀地域に来襲し，火砕流堆積物が直接供給されたほか，上流域で植生を破壊し，土石流やラハールを発生して大量の砕屑物を供給して，地層形成に大きく影響した．完新統の粘性土に含まれている粘土鉱物は，高温起源のスメクタイトが主体で，有明海に流れ込む河川上流域の火山砕屑物を起源としている（Mizota and Longstaffe，1996）．

有明海は我が国最大の潮位差（最大約6m）を持っているため，潮間帯が大きく，広大な干潟が広がるほか，沖積地形成における潮汐の影響が強く現れている．現在も見られる潮汐堆積現象としては，上げ潮による干潟や河口での潜掘と浮泥の発生，河川下流域での浮泥の逆流と堆積，浮泥逆流域での海起源物質と陸起源物質の強制混合と淡水化等である．有明海による潮汐堆積作用のもう一つの反映が山地縁辺部まで平らな低平地である．山地を流れてきた河川は洪水時に山地と低平地の境界部で砂礫を堆積させ，低平地には堤防決壊堆積物を形成する．

変成作用

本地域は全域で白亜紀深成活動と関連して起こった推定される高温低圧型変成作用を被っており，三郡変成作用で形成された元の鉱物組成と変成組織をとどめていない．大島（1964）は脊振山地南部の三郡変成岩類を組織によって変成度の低い方から，接触片岩，片状ホルンフェルス，ホルンフェルスに，大島（1992）は同じ部分を接触片岩，縞状ホルンフェルス，輝石ホルンフェルスに区分した．輝石ホルンフェルスは「武雄」地域内の斑れい岩との接触部に局所的に分布し，接触片岩は縞状ホルンフェルスの南側の低変成部として位置付けられた．本地域の大部分は大島（1992）の縞状ホルンフェルスに相当する．大島（1964）は唐津市厳木町広瀬西宇土の厳木ダム付近（「武雄」地域内）から上部層に共在する泥質岩に紅柱石を報告しており，重複変成作用は低圧型と判断できる．

本地域内では佐賀花崗岩との接触部に向かって南から北に変成度が高くなる傾向は認められない．ただ花崗岩との接触部から同程度の距離でも，東西方向での地域によって緑簾石の有無と角閃石の軸色に若干の違いが見られる．佐賀市大和町川上から大和町久池井と，神埼市神埼町岩田―平山では角閃石のZ軸色が緑色で緑簾石を伴う．この2地域に挟まれた佐賀市金立町大門―佐賀市久保泉町川久保では角閃石のZ軸色が緑褐色で緑簾石を含まない．またこの地域の泥質珪質岩は黒雲母＋ざくろ石＋カミングトン閃石＋石英の鉱物組み合わせを示す．本地域北東部の久留米市京町梅林寺脇（「久留米」地域内）に露出する苦鉄質片麻岩は角閃石のZ軸色が緑色で，緑簾石と緑泥石を伴う．以上の苦鉄質片麻岩と黒雲母珪質片麻岩の鉱物組み合わせから，本地域に分布する変成岩類は角閃岩相低温部に相当する．

6.1 研究史

佐賀地域の表層はその大部分を，低平地と言われる平坦地形と沖積層が占めており，軟弱地盤とされている．その下にさまざまな厚さの中部更新統，上部更新統，完新統が埋没している．平野は市民生活の基盤であり，特に，佐賀地域西部には佐賀市街地が発達している．このため，ライフラインの他，農業や生活のためのさまざまなインフラが整備されてきた．一方，こうしたインフラ整備に伴い，地下地質に対する関心も増大した．同時に人類生活と関わるさまざまな問題も浮上してきた．白石―佐賀地区の地下第四系調査は，まさに白石町（「武雄」地域内）で起きた1960年代の地盤沈下を最初の契機として始めることになった．

筑紫平野の第四紀地質に関する初期の研究は，丘陵と段丘の地史と構造運動に関するものであった．鳥山（1932）は，筑紫野市付近から久留米市付近までの筑紫平野と福岡平野南部の段丘を3段に分け，分布高度に基づく地史を議論している．浦田（1962）は福岡市から久留米市に至る南北地域の段丘面とその構成層を詳しく調べ，新期阿蘇溶岩（阿蘇-4火砕流堆積物）が筑紫平野の第四紀層を対比する上で重要な鍵層であることを明らかにした．郷原ほか（1964）は主に鳥栖とす市と八女やめ市付近の台地及び丘陵をつくる表層の第四系を調べ，阿蘇灰石を八女粘土層と鳥栖ローム層に区分したほか，黒色土，褐色ローム質土，低位段丘砂礫層，八女粘土層，赤褐色ローム層，中位段丘角礫層または長洲層，赤色土，吉田礫層という，現在も用いられる平野表層部分の基本層序を提出した．一方，有明海研究グループ（1965）は，有明海沿岸各地の干潟及びその延長部の海底から得られたボーリング資料とコアを調査し，上から有明粘土層，島原海湾層，新期阿蘇溶岩，未区分洪積層という，地下第四系の基本層序を提出し，郷原ほか（1964）の表層の層序と組み合わせて有明海沿岸の第四系の総合層序とした（第6.1表）．有明海研究グループ（1965）の層序学的研究及び土質工学的研究は九州における第四紀研究の重要な基礎となった．

筑紫平野佐賀地域の地下第四系の研究は，福田（1969）によって行われ，福田（1969）及び福田・砥川（1970）は，佐賀地域のボーリング資料に基づいて，佐賀地域の地下第四系を上から，A，B，C，D，E，F層の6ユニットに区分できることを明らかにし，A，B，C層を有明海研究グループ（1965）の有明粘土層，島原海湾層，八女粘土層にそれぞれ対比した（第6.1表）．D層，E層，F層は有明海研究グループ（1965）の未区分洪積層にあたるとした．更に大島（1977）は地盤沈下の調査用に掘られた深井戸のボーリングデータに基づいて，筑紫平野白石地域と佐賀地域の地下構造を明らかにした．その後，杉谷（1983）は，更に大量のボーリング資料に基づいて有明海北岸平野の地形発達史と地下断面についての先駆的な研究を行い，地下の火山灰層が，阿蘇-4火砕流堆積物であることを，火山ガラス屈折率を用いてはじめて明らかにした．また，阿蘇-4火砕流前後を比較して，平野の砕屑物の堆積量と削剥量の関係を定量的にとらえた．下山・松本ほか（1994）は，後述の問題点を解決するために，白石地域と佐賀地域で得られた，数本のオールコアボーリングを標準層序とし，テフラ層序とシーケンス層序に基づく地下第四系の記載を行い，これまで慣例的に用いられてきた福田（1969）の地層区分を更新した．下山・松本ほか（1994）の区分は，とくに阿蘇-3火砕流以降のシーケンス層序区分と完新統有明粘土層の再記載と細分とが中心となっている．本報告では佐賀地域の第四紀層の層序区分を主として下山・松本ほか（1994）に従い，年代と地層記載の一部を修正した．

6.2 島原海湾層の問題

筑紫平野では有明海研究グループ（1965）の研究後，50年間近くにわたって地質資料が累積された結果，有明海研究グループ（1965）の層序区分に関して，運用上いくつかの不都合な点が指摘されるようになった．佐賀地域では，とくに島原海湾層の識別が層序混乱の主因となった．島原海湾層は，有明海研究グループ（1965）によって，「有明粘土層より下位でかつ新期阿蘇溶岩（阿蘇-4火砕流堆積物＝Aso-4テフラ）より上位の，海成の砂礫及び粘性土層で，大江層と対比される（地層）」と一旦定義されたが，有明海研究グループ（1965）ではすぐに「有明粘土層より不整合を挟んで下位にありかつ新期阿蘇溶岩（阿蘇-4火砕流堆積物）より上位にある海成の砂礫及び過圧密状態の粘性土層で大江層より新期のもの（地層）」と修正・再定義された．このため，有明粘土層より下位でかつ阿蘇-4火砕流堆積物より上位の，いくつかの地層群が島原海湾層に同一視されて使用される結果となり，少なからぬ混乱が生じた．

筑紫平野でのボーリング調査において島原海湾層に同定された地層群は大きく分けて次の3ケースがあった（第6.1図）．

ケース1）低位段丘を構成する砂礫層（海退期堆積体部分）

ケース2）下位に阿蘇-4火砕流堆積物を浸食で欠く場合の最終間氷期（酸素同位体ステージ5e）の海成粘性土層（一つ前の高海面期堆積体）

ケース3）有明粘土層の層間に砂の薄層を挟んだ場合，砂の薄層以下の蓮池層下部粘性土層（海進期堆積体の非海成層）や有明粘土層下部（海進期堆積体の海成層）である．

ケース1は筑紫平野で最も例が多く，第1帯水層でもある埋没した低位段丘の砂礫層（上部更新統）に対して「島原海湾層」が使用されている．しかし，この地層は地上の低位段丘層につながり，明らかに河成層であり，海成層とした「島原海湾層」の定義からはずれる．

ケース2では過圧密状態の地層であるが，この「島原海湾層」を横に追うと阿蘇-4火砕流堆積物と阿蘇-3火砕流堆積物に挟まれるので，阿蘇-4火砕流堆積物より上位とした「島原海湾層」の定義からはずれる．

ケース3は完新統である広義の「有明粘土層」の中に「島原海湾層」を設けるものである．実は広義の有明粘土層は海成層と非海成層からなり，更に複数の堆積体から構成されているので，当てはめが可能である．海進期堆積体のうち，非海成層と海成層の間にはしばしば潮汐ラビンメント面（TR）が発達し，地層は不連続となるので，ここを不整合と認識してその下を「島原海湾層」とするのがケース3である．しかしこれは完新統なので，”有明粘土層より不整合を挟んだ下位で，かつ過圧密状態の地層”，という「島原海湾層」の定義からはずれる．

以上をまとめると，「島原海湾層」の定義に合致する地層は筑紫平野（と有明海沿岸）には全く存在しないことになる．この対策の一つとして，島原海湾層の再定義による運用が考えられた（たとえば杉谷，1983）．しかし，島原海湾層はもともと島原湾海底下の堆積物を模式層としているため，有明海沿岸や筑紫平野のみ定義を変更することができない．一方，福田（1969）は佐賀地域の地下第四系を上から，A，B，C，D，E，F層の6ユニットに分け，具体的な地層名を避けることで，地層定義の変更なしに運用したが，暫定処置である．

この問題は地下水や土質特性の研究にも関与するため，土質工学会（現地盤工学会）の，「堆積環境が地盤特性に及ぼす影響に関する研究委員会（代表：陶野郁雄）」の九州地区部会で議論となり，解決の必要性が高まった．下山・松本ほか（1994）はその答申を受けて筑紫平野の第四紀層を再検討し，佐賀地域の実情に応じた地層区分を採用した．下山・松本ほか（1994）の新区分によれば，ケース1の低位段丘層（河成更新統）は「三田川層」，ケース2の海成更新統は「高木瀬層」，ケース3の完新統では海成層と非海成層の場合を区分して，前者を有明粘土層と再定義（狭義の有明粘土層）し，後者を蓮池層と呼んだ．

島原海湾層と大江層（島原半島南部の島原湾沿岸に分布する海成層）との層序関係にも進展があった．大江層は有明海研究グループ（1965）によって2～4万年前という若い¹⁴C年代値が得られたため，「島原海湾層」の定義を裏付ける地層とされてきた．しかし，渡辺（1982）及び渡辺・益田（1983）による再検討の結果，大江層が阿蘇-4火砕流堆積物に直接覆われていることが確認されたため，大江層の年代は9万年前以前の高海面期，恐らく最終間氷期（酸素同位体ステージ5e：約12.5万年前）の海成層であることが判明した．¹⁴C年代値は若い炭素の混入による若返りと考えられる．この結果，「島原海湾層」の定義を裏付ける地層は島原海地域にも存在しないことになった．更に，有明海研究グループ（1965）によって，大江層より古い海成層で，関東地方の下末吉層（ステージ5e：以下酸素同位体ステージをステージと略記）に対比される，とした長洲層は，その中に含まれる火山灰のFT年代測定によって，約60万年前の海成層であることがわかった（富田ほか，2008）．

6.3 第四系の概要

佐賀地域の第四紀堆積物は筑後川を挟む筑紫平野の中心を構成している．本地域南東部の第四紀堆積物は中部更新統が丘陵地に存在し，上部更新統が洪積台地を，完新統が沖積低地を構成している．

筑紫平野の更新統のうち，地表部分には台地と丘陵の一部を構成する堆積物がみられる．しかし，そのまとまった分布は筑紫平野の東部及び北東部に偏っている．地表の更新統は古い方から立石たていし層，中原なかばる層，阿蘇-4火砕流堆積物（Aso-4），三田川みたがわ層の4つである．立石層は丘陵の緩傾斜面である立石面（高位段丘面）の，中原層と阿蘇-4火砕流堆積物は台地1の中原面（中位段丘面）の，三田川層は台地2の三田川面（低位段丘面）の構成層である．一方，筑紫平野の地下にのみ分布する更新統は川副かわぞえ層，阿蘇-3火砕流堆積物，高木瀬たかぎせ層の3つである．

完新統は筑紫平野の沖積面を構成する地層群で，有明ありあけ粘土層と蓮池はすいけ層からなる．蓮池層は筑紫平野の沖積地を構成する非海成層，有明粘土層は沖積地を構成する海成層である．両層を合わせたものは福田（1969）のA層に相当する（第6.1表）．

6.4 川副層（Ka）

6.5 立石層（Ta）

6.6 中原層（N）

6.7 阿蘇-3火砕流堆積物（A3）

6.8 高木瀬層（Tg）

6.9 阿蘇-4火砕流堆積物（A4）

6.10 三田川層（m）

6.11 蓮池層（hl，hs，hu，b）

6.12 有明粘土層（ac）

6.13 干拓地及び埋立地（r1，r2）

地質図上に位置を明示できる干拓地は，江戸初期の土塁線から1901年刊行の5万分の1地形図の海岸線までをr1として，1901年と1998年国土地理院発行の5万分の1地形図の海岸線の間をr2として示した．埋立地には，クリークや溜池を埋め立てた場所とゴルフ場の開発で谷を埋め立てた場所がある．比較的面積が広いものについて1901年と1998年刊行の地形図を比較してr2として示した．クリークの埋め立て地は小規模なものが多く，数も非常に多いので地質図には示していない．新しい埋め立て地の地質は玉石混じりシルトに，植物片，ガラス瓶・煉瓦・塩ビパイプなどの破片が混在する人工攪乱土である．

7.1 阿蘇-4火砕流堆積物から出土した巨木

本地域のすぐ北に隣接する上峰町堤付近（「脊振山」地域内）では，台地と丘陵の境付近の水田圃場整備が計画され，工事に先行して低位段丘上の八藤やとう遺跡の埋蔵文化財調査が1992年に行われた結果，縄文時代から中世の遺物が出土した．1993年に埋蔵文化財調査が終了した後，水田圃場整備が始まり，台地を削平する過程で，樹幹の焦げた巨木3本が発見された．このため掘削は中止され，八藤遺跡第二次調査として埋没巨木群の調査が行われた．八藤遺跡周辺の地質図を第7.1図に，地層断面を第7.2図に示す．観察された地層は，基盤の花崗岩，中原層，阿蘇-4火砕流堆積物，三田川層主部，それに台地上の風積土層の5つで，八藤遺跡の第二次調査（上峰町教育委員会，1994）と下山ほか（1995）によって，これらの関係と起源が明らかになった．

低位段丘を掘削した結果，三田川層主部の砂礫層の更に下位に阿蘇-4火砕流堆積物が露出した．阿蘇-4火砕流堆積物中のガラスの屈折率は1.506-1.510，斜方輝石の屈折率（γ）は1.697-1.701である（渡辺，1994）．阿蘇-4火砕流堆積物からは無数の炭化樹木が出土したほか，少なくとも3本の巨木が出土した．最大のものは長さ22m，樹幹の最大直径が1.5mの巨木（第7.3図）で，樹種はトウヒ属である（伊東・光谷，1994）．あとの2本はトウヒ属とヒメバラモミである．発掘調査の結果，阿蘇-4火砕流堆積物の直下に，樹根を含む埋没森林土壌が確認された．3本の巨木はいずれも根が東，梢が西を向いており，根本から引きちぎられていたことから，この場所で東から来襲した火砕流の爆風で倒され，火砕流堆積物に埋められその熱で炭化したことが判明した（下山・渡辺ほか，1994）．木をなぎ倒し，埋没させている火砕流の本体は阿蘇-4火砕流の8つのサブユニットの内，八女軽石流である（渡辺，1994；下山・渡辺ほか，1994）．巨木は水分が多かったため木部は炭化しておらず，樹皮と表面のみ炭化していたが，見かけ上新鮮であった（第7.4図）．相原（1994）は，炭化材や炭化樹皮を用いた輝炭反射率の測定により，上峰町に来襲した当時の阿蘇-4火砕流の温度を推定し，火砕流の温度は450℃以上の高温であったことを明らかにした．

調査トレンチでは，阿蘇-4火砕流堆積物の直下に樹根を含む埋没森林土壌が確認され，更にその下に中位段丘構成層である中原層が検出された．

7.2 阿蘇-4火砕流による植生破壊

下山ほか（1995）は阿蘇-4火砕流前後の古植生変化を知るために，阿蘇-4火砕流堆積物を挟んで，下位の中原層最上部の粘土層から3試料，上位の三田川層の黒色シルト層から8試料の計11点を分析試料として採取し，花粉分析を行った（第7.5図，第7.6図）．

阿蘇-4火砕流堆積物直下の古土壌層3層準3試料（試料M2-4）では，Picea（トウヒ属），Cryptomeria（スギ属）などの針葉樹花粉の占める頻度が比較的高い．特に阿蘇-4火砕流堆積物直下の暗灰色腐植土（試料M4）ではPiceaとCryptomeriaが著しく高い頻度を示した．針葉樹以外の木本類花粉では特にAlnus（ハンノキ属）を主とする冷温帯広葉樹（落葉広葉樹）が検出された（第7.5図）．しかし，現在本地域に広く分布しているCyclobalanopsis（アカガシ属），Shiia（シイノキ属）などの暖温帯広葉樹（常緑広葉樹）種が全く検出されないのが特徴となっている．主な草本類花粉としては，Gramineae（イネ科），Artemisia（ヨモギ属），Thalictrum（カラマツソウ属）などが検出されるが，その頻度は比較的低い．この様な花粉組成からの植生を現在の九州地方における生態分布高度（Horikawa，1972，1976）に当てはめると，標高1,000～1,500mに相当する．これらの森林帯は阿蘇-4火砕流堆積物より下位の地層が形成された当時，八藤遺跡付近まで降下していたと考えられる．したがって，単純に考えるなら，当時の上峰町付近の気温は，現在より年平均5～7.5℃（気温減率を0.5℃/100mとする）低かったと考えられる．

一方，阿蘇-4火砕流堆積物の上位層準では，下位層準で栄えていたPicea, Cryptomeriaなどの針葉樹にとって代わって，Quercus（コナラ属），Betula（カバノキ属），Carpinus（シデ属），Fagus（ブナ属），Ulmus（ニレ属），Platycarya（ノグルミ属），Pterocarya（サワグルミ属），Corylus（ハシバミ属）などの冷温帯広葉樹花粉の占める割合が増加するなどの大きな変化がみられる．しかし，暖温帯広葉樹種は全く検出されず，この分析結果はその生態分布高度から推定して，下位層準の3試料の冷温帯広葉樹と針葉樹から構成されるものと大差なく，年平均温度などの古気候の面では大差ないものと考えられる．

ここで植生変化の原因を考える．阿蘇-4火砕流堆積物の下位と上位層準の古気候は大差ないにもかかわらず，阿蘇-4火砕流堆積物を境として，それまで栄えていたPicea, Cryptomeriaなどの針葉樹に代わって，Quercus, Betula, Carpinus, Fagus, Ulmus, Platycarya, Pterocarya, Corylusなどの冷温帯広葉樹，それに草本類の花粉の増加が認められる（第7.6図）．このような植生変化の原因は気候変化のためではない．なぜなら，本試料からはPicea（トウヒ属）を除けば，Pinus（マツ属），Abius（モミ属），Sciadopitys（コウヤマキ属）などの針葉樹の頻度はむしろ増加しており，Cryptomeria（スギ属）に至ってはその占める頻度を20～30%までに回復させている．火砕流堆積物中の大量の炭化樹木群の存在から考えて，この様な植生変化を引き起こした直接の原因は降灰や火砕流来襲による森林破壊であったと考えられる．

7.3 八藤遺跡付近の三田川層主部の形成環境

三田川層の主部は砂礫層からなり，河川堆積物である．また，砂礫層に挟まれるレンズ状のシルト層からわずかに産出した珪藻化石群集からも，本層が淡水の河川環境で堆積したことがわかる．中原層中部と同時期の高木瀬層が堆積した時期は，温暖な最終間氷期と見なされているので，その後徐々に寒冷化していったものと考えられる．中原層主部を覆う森林土壌層と，三田川層中部の三日月湖堆積物と考えられる黒色シルト層の花粉分析の結果は，阿蘇-4火砕流による植生破壊だけでなく，当時の気候が双方とも氷期―亜氷期であったこと，三田川層の主部の砂礫層の形成が阿蘇-4火砕流後かつ森林植生回復前であった事を示している．この例から，阿蘇-4火砕流の来襲直後には，北部九州の山地のかなりの面積の森林が破壊され，裸地となった状況が考えられる．三田川層主部の大量の砂礫は，裸地となった山での土石流の頻発により，大量の砕屑物が短期間に供給されたためと推定される．三田川層は低海面期の陸棚縁辺堆積体（増田，1993）に相当し，完新統を含む最新の堆積シーケンスユニットの始まりにあたる．中原層と高木瀬層は1つ前のシーケンスユニットを形成しており，三田川層と中原層はシーケンス境界（SB）で接している．阿蘇-4火砕流堆積物はちょうど両者のシーケンス境界付近に位置している．

7.4 低位段丘面上の細粒土層の起源

筑紫平野では，低位段丘や中位段丘などの台地上には最大約2mの厚さの細粒質土壌層が段丘構成礫層の上に載って段丘面をつくっている．台地は離水しているため，砂礫層を覆う台地表層の細粒土層は，火山灰や黄砂など風成起源である可能性が高い．風成塵粒子の起源追跡には，細粒土の全岩⁸⁷Sr/⁸⁶Sr比と，土層中の石英の¹⁸O/¹⁶O比をトレーサーとして組み合わせる方法が有効である．

下山ほか（1995）は第7.7図の柱状図で示された露頭から，台地表層の風積細粒土を代表するものとしてNo.10試料を，阿蘇-4火砕流堆積物の上位の三田川層の細粒土を代表するものとしてL-5試料を，阿蘇-4火砕流堆積物の下位の中原層最上部を覆う細粒土を代表するものとしてM-4試料を選び，Sr同位体比及び酸素同位体比を調べた．更に，比較試料として北側丘陵の花崗岩風化物を測定した．

7.5 台地表層の細粒土層の形成時期

下山ほか（1995）は上峰町八藤遺跡付近の台地表層をつくる細粒土層断面試料に含まれる63～125μmサイズの火山ガラスの含有量，形態や屈折率について調べ，火山灰降灰層準や年代それに堆積速度について考察した．火山ガラス含有量は63～125μmサイズの粒子の個数百分率である．No.1～20の20試料に含まれる63～125μmの粒径区分にはほとんど重鉱物が含まれておらず，粒子は火山ガラス，軽鉱物，植物破片などからなる．下位よりNo.1からNo.5の5試料には火山ガラスがほとんど含まれず，No.8で急激に増加し，50%程度の含有率になる．火山ガラス含有量は，これから上に向かって減少する．No.12では含有量が増加し，No.13から上位に向けては含有量が漸減する．火山ガラスの形態はほとんどがバブルウオール型からなり，少量の軽石型をまじえる．色付きガラスはNo.10層準より上位に認められる．火山ガラスの屈折率は大きく2つのグループに分けられる．一つは，より下位の層準に認められる1.498～1.500程度のレンジを持つグループAで，他方は1.509～1.512程度のレンジを持つグループBである．グループAの火山ガラスはNo.6層準である程度の量認められNo.8の含有量ピークを示し上位になるに従い漸減するが最上位のNo.20まで少量ずつであるが検出される．一方，グループB（屈折率1.509～1.512）の火山ガラスはNo.11層準である程度の量認められはじめNo.12で含有量のピークを示す．土層の上位になるに従い漸減するがこれも最上位のNo.20層準まで含まれる．以上の結果からNo.8及びNo.12層準に火山灰降灰を推定することができる．No.8層準に降灰が推定される下位の火山灰の火山ガラスはグループAで，主にバブルウオール型からなり，屈折率のレンジは1.498～1.500である．一方No.12層準に降灰が推定される上位の火山灰の火山ガラスはグループBで，主にバブルウオール型からなり色付きガラスが含まれ屈折率のレンジは1.509～1.512である．これらの火山灰はその特徴から下位（No.8層準）が姶良Tn（AT）火山灰に，上位（No.12層準）は鬼界アカホヤ（K-Ah）火山灰に対比できる（町田・新井，2003）．従ってNo.8層準で29,000年前，No.12層準で7,300年前の年代が決定できる（町田・新井，2003）．以上の考察によって細粒土層主部の形成年代は少なくとも29,000年前から現在までと推定される．ATの降灰層準に基づき，それ以降の細粒土層1.3mの平均堆積速度を計算すると1000年あたり0.45mになる．この堆積速度から推定される細粒土層の下限の年代は約4.7万年前と見積られる．

7.6 北部九州における約4.7万年以前の表土の欠落

溝田ほか（1992）は北部九州の緩斜面上に厚く発達する黄褐色細粒土層の起源を同位体化学的手法で研究した．その結果細粒土層はその下位の土壌母材である花崗岩類や玄武岩類に由来するものではなく大陸から飛来した黄砂を主な起源とする風成土であることが明らかになった．下山ほか（1995）による同位体分析の結果とよく整合しており，筑紫平野の緩斜面上の黄褐色細粒土層も大陸から飛来した黄砂を主な起源とする風成土であることが判明した．ただし北部九州における風成土層主部の形成年代は約4万年前（暦年で4.5万年前）から現在までにすぎない．これは約4.5～4.7年前よりも前の平野が不安定であったかあるいは古い風成土層や地層群が大幅に欠落した時期が存在したことを暗示している（下山ほか，1995）．

筑紫平野地下の阿蘇-4火砕流堆積物の分布図（第7.8図；下山ほか，1995）には平野の縁辺部では山地との間に，阿蘇-4火砕流堆積物空白域が認められる．この空白域は三田川層の分布域であることから，阿蘇-4火砕流堆積後三田川層堆積終了までの間に生じた侵食域と見なすことができる．空白域は筑紫平野東部の矢部川流域で著しい．こうした事実は三田川層堆積時の侵食と堆積の大きさを示唆している．空白域は平野東部で著しく，三田川層の厚さも東部で厚い傾向にある．これは阿蘇-4火砕流堆積物の発達状況とも一致している．三田川層下部の地層の花粉分析の結果，阿蘇-4火砕流直後の植生破壊が確認されるので三田川層下部は阿蘇-4火砕流の直後に形成されたことが明らかである．したがって，北部九州表層における約4.5～4.7万年前以前の風成土層や中位段丘層などの地層群の欠落は，約9万年前の阿蘇-4火砕流の来襲と火山灰の堆積による植生破壊で，北部九州の緩傾斜面や平坦面が上流での表土の流出や土石流の頻発による激しい浸食のほか，ラハールや土石流堆積物に埋積された結果と考えられる．

8.1 佐賀低平地研究の経緯

筑紫平野の中心である佐賀地域では，海岸線から約17km内陸まで，標高10m未満の低く平坦な地形が続いている（第1.1図）．この低く平らな地形部分が低平地である．低平地の成因をさぐるため，佐賀市北方の，低平地の北限付近に注目した（第1.4図）．この付近はこれまで大規模な開発が行われていなかったが，平成2年，国土交通省によって巨勢川こせがわ調整池の建設が開始され，調整池周辺でボーリング調査が数多く行われた．また調整池建設のため，周辺の標高約+4mの低平地表面から，最大-2.5mの位置まで掘り下げられ，調整池壁面や底面に低平地を構成する地層やその下位の地層が出現したほか，縄文時代早期の遺跡（遺構と貝塚）が出現した．遺跡は東名遺跡と命名され，佐賀市教育委員会によって発掘調査がなされた．平成5年に標高約3mのレベルから住居部分（遺構）が，平成15年には標高-1m前後のレベルから6つの貝塚列が発見された．これらの発掘調査の結果，低平地形成に関する多くの地質情報が得られた．

8.2 巨勢川調整池付近の地質の概要

巨勢川調整池に関係する地層は中原層より上位の地層である．中原層は，最終間氷期の非海成層である．同時期の海成層は高木瀬層であるが，同層の北限は調整池付近には達していない．中原層を覆う阿蘇-4火砕流堆積物（Aso-4）は約9万年前に阿蘇カルデラを形成した大規模噴火に由来する軽石質火山灰である．三田川層は砂礫が主体の低位段丘構成層で，阿蘇-4火砕流台地を不整合に覆っている．更に三田川層の上を蓮池層（下部，上部）が覆っている．蓮池層は完新世の非海成層である．蓮池層には鬼界アカホヤ火山灰（K-Ah）が含まれている．完新世の海成層である有明粘土層は調整池のすぐ南まで達しており，ごく一部が調整池内の蓮池層と指交している．

8.3 東名遺跡について

巨勢川調整池の掘削工事領域と遺跡の位置関係を第8.1図に，地形断面図を同下に示す．遺跡の遺構部分と貝塚部分の分布位置に明暗の灰色でマークした．東名遺跡は集落・墓地・貝塚のセットからなり，低平地地下の蓮池層中に埋没していた．縄文時代早期で西日本最古級かつ最大級の貝塚群を伴うばかりでなく，湿地遺跡のため，特に保存の良い木製品が多数出土している．集落・墓地からなる生活地遺構は標高3m前後にあり，標高-1m前後にある貝塚より4mほど高い位置にある（佐賀市教育委員会，2009）．遺構では，文化層の直上にK-Ahの降灰層準がある．

低平地をつくる地質を把握するため，主に遺跡や調整池壁面及び内部の露頭調査，ボーリングデータの収集と解析，地層抜き取り調査が行われた．遺跡の立地環境，海水準や低平地の形成環境についての情報を得るために，地層観察，貝化石分析，硫黄含有量分析，遺跡の出土遺物の調査が行われた．また遺跡と低平地の形成時期については火山灰分析と炭素年代測定が行われた．

8.4 地層抜き取り調査

ボーリングコアよりも平面的な地層断面の試料が得られるジオスライサー（GS）によって地層の抜き取り調査が行われた．ジオスライサーで得られたコアの調査では，地層の観察のほか，貝化石調査，硫黄含有量分析，火山灰分析，炭素年代測定，定方位コア試料採取が行われた．抜き取り地点を第8.2図に示す．ジオスライサーコアはGS-1からGS-7までの計7本が抜き取られた．抜き取られた柱状サンプルを実施位置に従って並べて作成した抜き取り位置の地質断面（ジオスライサー断面）が第8.3図に示されている．土層を区分し，貝塚本体部分である貝殻含有部分を区別した．

出土した貝殻，ドングリ，木本，土器数点についてAMS法による炭素年代測定が行われた．その結果，暦年で8100～7600年前の縄文時代早期末の遺跡であることが判明した（佐賀市教育委員会，2009）．

8.5 貝化石分析

貝塚のジオスライサーコアから拾い上げた貝の主要種を第8.4図に示す．貝殻は約七割をヤマトシジミが占めており，それにアゲマキ・ハイガイ・マガキを加えた上位四種で99%を占める．上位四種を除いたグラフでは，アズキカワザンショウが約半数を占め，ついでキヌカツギハマシイノミ，等の小型の巻貝が多く出土した（佐賀市教育委員会，2009）．

8.6 東名遺跡の立地環境

佐賀市教育委員会（2009）によれば，食生活に関して，シカ・イノシシ・ドングリなどの山の産物や，ヤマトシジミなどの川の産物，クジラ・ハイガイ・マガキなどの海の産物が出土している．これら遺物から，当時の人々は山から海までの様々な場所のものを食していたことがうかがえる．

遺跡内の縄文時代早期の地形を復元した第8.5図には，三田川層砂質土の埋没低位段丘の残存微高地（明灰色）が示されている．

遺構は埋没低位段丘の残存地形のつくる高まりにあたり，貝塚（黒）は高まりを下った段丘崖と谷地形との接点に並んでいる．遺構と貝塚との高低差は約4mある．このことから，当時のこの付近は低位段丘面が侵食されて多くの谷が刻まれ，第8.6図のように大きな地形の高低差があったと考えられる．

次に，貝塚の形成場所の環境が貝塚の貝によって考察された．計数された貝類の大部分がヤマトシジミ，アゲマキ・ハイガイ・マガキであった．これらの貝は出現頻度が高いこと，個体サイズが大きいことから，縄文当時の人が主に食していたものと考えられる．一方，上位四種を除いた貝で多くを占めるアズキカワザンショウ，キヌカツギハマシイノミ等は，個体サイズが小さいため，食用として採取された貝ではなく貝塚に生息していた貝と考えられる．これらの貝の生息環境を第8.1表に示した．

上位四種とカワニナは食用に採取されたと考えられる．これらの貝類の生息環境は淡水から海水の環境で幅が広い．ただし，食用の貝類で最も多いヤマトシジミの生息環境は河口汽水域であり，東名遺跡はこれらの食用の貝が手に入り易い，川と海の接点である河口付近に営まれていたことが分かる．その他の貝類の生息環境はほとんど一致しており，潮間帯の汽水域で河ロアシ原の環境である．これらは微小であり，食用であったとは考えにくいことから，食用になった貝の貝殻が捨てられた場所に生息していたものと考えられる．したがって，貝塚が形成された場所は河口でアシ原の環境であったと考えられる．

8.7 鬼界－アカホヤ火山灰降灰層準

東名遺跡のAMS法炭素年代測定の結果から，暦年で8,100～7,600年前に形成されたことが判明した（佐賀市教育委員会，2009）．一方，鬼界アカホヤ火山灰（K-Ah）は暦年で約7,300年前に鬼界カルデラで噴火し，各地に降灰したことが知られている（町田・新井，2003）．従って東名遺跡はK-Ah降灰層準よりも下位になる．

巨勢川調整池におけるK-Ah降灰層準を更に特定するため，調整池東側・西側壁面，ジオスライサー柱状断面で火山ガラス含有率を求めた．その結果，標高-0.5mまでのジオスライサー柱状断面には降灰層準は存在しなかった．K-Ah降灰層準は貝塚よりもずっと高い位置にあり，東側では+3.6m，西側では+2.4mの所で確認することが出来た．また生活地（遺構）部分では，文化層直上の+2.8mに確認されている．降灰層準が確認された地点を結ぶと第8.6図の太破線のようになる．

これらの結果から，調整池周辺では+3m前後にK-Ah降灰層準があることが分かった．この結果はほとんど直線断面であり，遺跡が営まれた縄文時代早期の凹凸の大きな地形が蓮池層の堆積によってK-Ah降灰までに急速に埋没して平坦な地形（低平地）が出来たことを裏付けている．そして，K-Ah降灰時（約7,300年前）には低平地は完成直前であったと考えられる．

8.8 海水準変化と低平地の完成時期

佐賀市教育委員会（2009）は海水準の変化について以下の考察を行った．まず，集落と墓地遺構は生活跡なので，当時の最高潮位は遺構の高さより低かった．また，貝塚の発掘調査で標高約-1mの地点で貝塚の層からヤマトオサガニの化石が見つかつている．ヤマトオサガニは小型のカニで，完全個体がつぶれた姿で見つかつているので，食べられたのではなく生息していたものがその場で死亡したものと考えられる．このカニは現在の有明海では平均海水準に生息範囲の中心がある．そのため，ヤマトオサガニの出土層準を当時の平均海水準と考えると，当時の海水準は-0.9mかそれ以下だったと推定される．また貝塚の水路側では，編みカゴを敷いたドングリ貯蔵穴が，西に向かって傾斜する貝塚形成時の地層に沿って，標高-0.7～-2.9mの高度で見つかつている．ドングリ貯蔵穴は，食料としたドングリを水に浸して保存するためのものである．この事からドングリ貯蔵穴は，通常は水に浸っており，干潮時に水上に現れる状態だったと考えられる．そのため，最低潮位はドングリ貯蔵穴の高度より低い位置にあったと考えられる．ここで当時の平均海水準を-1mとし，潮位差を現在の有明海と同等の最大6mとすると，遺構と貯蔵穴の高度は現在の最高・最低潮位の範囲を満たすため，縄文時代早期当時の潮位差も現在と同程度であったと考えられる．

次に遺跡当時，K-Ah降灰時，最初の低平地が完成した当時，の3時点における海水準について以下のように考察された．佐賀地域の浮泥による堆積上限高度は現在，海水準上3mである．K-Ah降灰時期である，暦年で約7,300年前の浮泥堆積面のレベルは圧密を考慮して，+3m付近にあり，当時の海水準は低平地表面高度から3m低い位置，つまり現在の海水準とほぼ同じレベルにあった．浮泥堆積上限の最高レベルはK-Ah降灰層準時期の少し後で，調整池周辺の低平地表面高度平均標高約+4mまで達した．3m下に平均海水準を想定すると，浮泥堆積上限の最高レベルでの海水準は+1mと考えられる．

これらをもとに筑紫平野佐賀地域の過去約1万年間の海水準変動と浮泥堆積上限高度の変化を推定した（第8.7図）．年代スケールは暦年である．佐賀地区での海水準が最高高度に達した年代が得られていないので，世界的な海水準変動曲線（Siddall et al.，2003）に佐賀でえられた海水準カーブの3点を加えて外挿した．その結果，海水準は7,900年前には-0.9mだったが，7,900年以降に約2m上昇し，7,200年前に+1mでピークとなり，その後やや下降して現在に至った．

東名遺跡付近の低平地が完成した時期は以下のように考えられる．まず，遺跡付近の低平地をつくる蓮池層上部粘土からはアシの地下茎が無数に見つかった．したがって蓮池層上部の粘土はアシ原に堆積した浮泥であり，その堆積上限高度は約+4mである．平均海水準が浮泥堆積上限の3m下と仮定すると，当時の海水準は+1mにあったことになり，その時期はK-Ah降灰直後の約7,200年となる．すなわち，東名遺跡付近の低平地が完成した時期は約7,200年前である．海水準上昇がピークに達した時期なので，佐賀低平地の最初の低平地完成時期と考えられる．浮泥堆積領域はその後のプログラーデーションに伴い南に拡大して行く．

これまでの一連の堆積現象について東名遺跡付近の低平地の形成史を整理すると次のようになる．東名遺跡が形成された当時，海水準上昇は一旦休止していた．低平地はなく，大きな起伏のある地形であった．住居地は河口付近の微高地上に，貝塚は一段下がった最寄りの河岸に形成された．その後海水準が再度急上昇し，遺跡は放棄された．海水準の上昇に伴って浮泥堆積上限も急上昇し，遺跡は浮泥で急速に埋め立てられていった．埋め立てはK-Ah降灰時期にはほとんど完成し，降灰後更に浮泥が堆積して最初の低平地がこの付近に形成された．その時期は，7,200～7,000年前と考えられる．その後高海面期となり，浮泥による埋め立て領域はプログラーデーション現象により南下して行き，塩性湿地が広がった．

8.9 東名遺跡の埋没過程に現れた蓮池層下部の潮汐堆積物

東名遺跡が河川河口域の微高地と河岸に営まれた暦年で8,100～7,600年前当時，海面は現在の海面からみて-1mの位置にあり，浮泥堆積上限が+2m付近，住居地はその上の+1m付近にあって一時安定していた．その後海面が急上昇して主に浮泥が堆積し，貝塚と生活地を埋積した．貝塚を覆う自然層の壁面にはさまざまな潮汐堆積物が見られ，この当時の堆積環境を示している．

佐賀市教育委員会では東名遺跡が営まれた縄文時代早期末とその直後の堆積環境を知るため，復建調査設計（株）の市原季彦技師に堆積相解析を依頼した．以下にその報告書（佐賀市教育委員会，2009）の一部を引用する．

8.10 佐賀地域の低平地を形成した潮汐堆積システム

東名貝塚の地層の特徴は顕著な潮汐堆積物である．佐賀地域の第四系は潮汐の影響の強い堆積環境にあり，下山・松本ほか（1994）では，これを前提にした層序区分がなされている．現在の有明海は最大6mの大きな潮位差を持っているため，堆積環境を識別する際，3つの海岸線を考慮する必要がある（第8.12図）．

海岸線1は平均海岸線である．潮間帯のほぼ中心で，これ以下は平均的に海面下にあり，これ以上は平均的に空気にさらされるため，干潟での酸化還元境界でもある．

海岸線2は最高潮位線である．大潮満潮時の海面は河川以外ではこのレベルまで達する．

海岸線3は潮流遡上限界線である．大きな潮位差のある内湾では，上げ潮時に大量の海水が河口に集中し，乱流となって底土を潜掘して，浮泥を生じる．海水は浮泥と共に河川内を逆流し，最高潮位線よりも更に高い潮流遡上（逆流）限界まで達して，浮泥が堆積する．逆流浮泥の堆積によって，有明海に注ぐ各河川下流はさながら泥干潟のようになる（第1.5図）．

第8.13図は佐賀地域の堆積シーケンス層序区分の概念図である．低平地形成に至る最新シーケンスユニットを模式図にしている．阿蘇-4火砕流堆積物がシーケンス境界直下にある．低海面期堆積体が三田川層である．海面は低下しており，海岸線は遠ざかつているので上流から中流にかけての河川堆積物からなる．河床部分は掘削と埋積を繰り返すので，粗粒となり砂礫が中心となるが．水路が変わると河跡湖に泥が堆積し，レンズ状断面を持ったシルト層や粘土層を形成する．河床が下がり，堆積平坦面が離水すると低位段丘が形成され．段丘面上に黄砂や火山灰など風成塵が堆積し，ローム層やクロボク土層が形成される．

約1.8万年前の最終氷期最盛期以降，海水準が急速に上昇してくると佐賀地域は下流域の堆積場所となり，海進期堆積体の陸側堆積物である蓮池層下部が堆積する．蓮池層下部は段丘群を浸食しつつ埋積するため，埋没段丘化する．河口の汽水堆積物や河口干潟のデルタ堆積物を含み，マッドドレイプをもつタイダライトも見られることがある．蓮池層下部は下位の三田川層と海進面（TS）という不連続面で接する．両者は固結度や酸化土壌と還元土壌の違いなどの差があるが，TS境界は明瞭ではなく，厳密には三田川層最上部のAT火山灰層により識別可能である．

その上の海進期堆積体の海側堆積物（海成層）が有明粘土層下部である．有明粘土層は真性の海成層で，全体に海棲貝殻の破片を含んでいる．有明粘土層は有明海特有の強い潮流を反映して，潮汐チャネル充填物からなる粗粒砂層のレンズを挟むことがある．下位の蓮池層下部や三田川層とは著しい浸食面である潮汐（海進）ラビンメント面（TR）で接する．ラビンメント面上のラグ堆積物には土器片やヤマトシジミなどの汽水棲貝殻片を含むことがある．河川延長部にはしばしば深い潮汐浸食谷が発達しており，有明粘土層が厚く充填している．有明粘土層は海進期堆積体である下部と高海面期堆積体である有明粘土層上部からなる．両者の境界は最大氾濫面（mfs）である．mfsの直下にはK-Ahの降灰層準があるため，K-Ahが両者を区別する鍵層として使われる．有明粘土層上部に含有される貝化石の水深は上位方向にしだいに浅くなり，埋積傾向が見られる．

高海面期堆積体の陸側堆積物が蓮池層上部である．蓮池層上部はしばしば浮泥堆積物からなる．浮泥は上げ潮海水が河口に集中して底土を潜掘した際に巻き上げられたもので，上げ潮で逆流しながら河川内を運ばれて希釈され，逆流限界付近のアシ原などの塩性湿地に低塩分（あるいは淡水）環境で堆積する．潜掘は河川内でも繰り返され，底土に砂質堆積物を残す場合がある．まれに蓮池層上部有明粘土層下部との間に河川内砂層を形成する場合があり，このケースを蓮池層中部と呼んでいる（下山・松本ほか，1994）．

9.1 牛屋コア

佐賀県杵島郡有明町牛屋の有明東小学校校庭において掘削されたボーリングから全長202mのオールコアが得られた．このコアは軟弱な粘土層，砂層，テフラ，砂礫層，貝殻質層等からなり，GL-41～-123mに火山岩礫からなる優勢な礫層が発達するのが特徴である．これらの堆積物を下山・松本ほか（1994）の地層区分に基づいて下位から牛屋層，川副層，阿蘇-3火砕流堆積物，高木瀬層，中原層，阿蘇-4火砕流堆積物，三田川層，蓮池層下部，有明粘土層の9層に分けた（第9.2図）．ボーリング地点は干潟を埋め立てた場所でなので，有明粘土層がほぼ表層まで達している．

9.2 福富コア

佐賀県杵島郡白石町福富の，旧福富町役場敷地内において掘削されたボーリングから全長201mのオールコアが得られた．このコアは軟弱な粘土層，砂層，テフラ，砂礫層，貝殻質層等からなり，GL-41～-123mに火山岩礫からなる優勢な礫層が発達するのが特徴である．これらの堆積物を下山・松本ほか（1994）の地層区分に基づいて下位から牛屋層，川副層，中原層下部，高木瀬層，中原層上部，阿蘇-4火砕流堆積物，三田川層，蓮池層下部，有明粘土層の9層に分けた（第9.3図）．ボーリング地点は，有明粘土層が表層まで達しているので，干潟を埋め立てた場所である．

9.3 川副コア

佐賀市川副町大字鹿江の旧川副町役場敷地において掘削されたボーリングから，全長120mのオールコアが得られた（位置は第9.1図参照）．このコアは軟弱な粘土層，砂層，テフラ，砂礫層，貝殻質層等からなり，GL-41～-120mに火山岩礫からなる優勢な礫層が発達するのが特徴である．これらの堆積物を下山・松本ほか（1994）の地層区分に基づいて下位から川副層，中原層下部，阿蘇-3火砕流堆積物，高木瀬層，中原層上部，阿蘇-4火砕流堆積物，三田川層，蓮池層下部，有明粘土層，蓮池層上部の10層に分けた（第9.4図）．

9.4 産総研柳川コア

産総研柳川コアは，5万分の1地質図幅「佐賀」地域の地質研究の一環として，筑紫平野柳川地域の地下第四系の標準層序区分と地下の地層の物理特性などについての標準データを得る目的で，産業技術総合研究所によって，福岡県柳川市矢加部の有明海沿岸道路において掘削された．孔口標高は3.6mである．掘削されたボーリングから全長80mのオールコアが得られた（位置は第9.1図参照）．地表からGL-0.7mまでが人工盛土で，それ以下が自然の地層である．地層は完新統から中部更新統までの，粘土層，砂層，砂礫層，火山灰層，貝殻質層等からなる．これらの堆積物を下山・松本ほか（1994）の地層区分に基づいて下位から川副層，中原層下部，高木瀬層，中原層上部，阿蘇-4火砕流堆積物，三田川層，有明粘土層，蓮池層上部，人工埋積土の9層に分けた（第9.5図）．GL-18.8～-60.8mに礫混じり砂層からなる厚い中原層が発達するのが特徴である．第9.6図に有明海沿岸のコア柱状図の比較を示す．

10.1 第四系基盤深度

筑紫平野から有明海にかけての重力図（森尻ほか，2001，2002から一部引用；第10.1図）では，有明海北岸の久留米市市街地から佐賀市街地を通り白石町に延びる，東北東―西南西方向の負のブーゲー異常域が認められる．一方この南側の大牟田市から鹿島市飯田にかけては，正のブーゲー異常の尾根が有明海をまたいで東―西方向に延び，更にその南には北西―南東方向の低重力の谷が認められる．重力図を第四系基盤の等深度線図（富田ほか，2008；第10.2図）と比較して見ると，第10.1図の負のブーゲー異常地域は基盤が深い場所にほぼ対応していることが読み取れる．大島（1977）は地下水などの深井戸のボーリング資料に基づいて第四紀層基盤の上限深度と基盤岩の種類を明らかにし，第四紀層は本地域南東部の柳川市北部付近で600m以上，同市南部で300mに達することを示した．一方有明海では三池炭田の石炭探査ボーリングと音響探査記録によって第四紀層基盤の上限深度が判明している（新エネルギー・産業技術総合開発機構，1992）．ただ温泉・地下水深井戸と石炭探査ボーリングでは，第四紀層の部分がコアを採取しないボーリングであったため，岩相などの詳細と層序区分は不明である．しかし第四紀層基盤の上限深度については，これらの資料から編集して描くことができ，第10.2図が作成された．この図には有明海北岸から筑紫平野南部にかけて第四紀層基盤の大きな窪みが示されている．これは上記の負のブーゲー異常域の位置と調和的で，第四紀層が厚く堆積していることを裏付ける．また第四紀層の堆積盆地は大牟田市―鹿島市飯田の基盤岩の尾根状の高まりによって，南北に分離されている．北側の堆積盆地の基盤岩最深部は柳川付近に，南側の堆積盆地の基盤岩最深部は太良町大浦沖に存在し，それぞれ600m以上に達する．

10.2 活断層

本地域には位置と変位の向きが確実に認定された活断層（確実度I）は知られていない．活断層と推定されるもの（確実度II）と活断層の可能性があるリニアメント（確実度III）については，本研究と活断層研究会編（1980，1991），九州活構造研究会編（1989）及び中田・今泉編（2002）の研究を総合すると，第10.3図に示す①から④の断層が本地域北西部に東西系の断層群として分布していると考えられる．

①は九州活構造研究会編（1989）による都渡城ととぎ―川久保断層群に属し，山地と平野の傾斜の変換線として現れるもので，佐賀市川上付近を通過する（確実度III）．このリニアメントの西方延長地域（「武雄」地域）は男女神社付近とその南の今山―杉町を通る2条の確実度II～IIIの断層に続く（九州活構造研究会編，1989）．

②は九州活構造研究会編（1989）による都渡城―川久保断層群に属し，佐賀市都渡城から川久保の北にかけての地域，及び帯隈山神籠石こうごいし付近に見られるリニアメントである（確実度II～III）．西部では佐賀花崗岩と三郡変成岩類の境界に，東部では山麓の三郡変成岩類と三田川層の境界付近に位置しているので，断層組織地形とも見なせる．佐賀市川久保の北西部ではリニアメントが直線状に連続し，解析扇状地面が切断されているように見えるが，変位地形はあまり明瞭なものではない（九州活構造研究会編，1989）．ここには長崎自動車道路がほぼ平行して作られたため，現在では低断層崖を確認することができない．

③は中田・今泉編（2002）による無名の推定活断層で，本報告では城原断層と仮称する．城原断層は活断層研究会編（1980，1991）と九州活構造研究会編（1989）には示されておらず，中田・今泉編（2002）でも推定断層として地図上に位置のみが示されており，断層に関する記載がないため詳細は不明である．この場所では断層位置と見られる部分が低位段丘の縁を通っており，段丘の南縁が南落ちの低断層崖である可能性がある．

④は推定伏在活断層で本報告では久富断層と仮称する．久富断層は試錐資料（下山・松本ほか，1994）によって，地下の阿蘇-4火砕流堆積物と三田川層（低位段丘堆積物）が，この位置で北に比べて南側が急に大きく沈んでいる（地質図の断面図参照）ことから，これらの地層を切る断層が伏在していると考えられる．

10.3 地震活動

本地域を含む福岡県筑後地域から佐賀県の被害地震について，宇佐美（2003），活断層研究会編（1980，1991）及び九州活構造研究会編（1989）によって記述する．本地域内で発生した地震としては1831年11月14日（日付は新暦に換算）に佐賀市南部の有明海北部沿岸のほぼ直下で発生した推定マグニチュード6.1の地震がある．この地震で佐賀城の石垣が崩れ，武家屋敷や民家が潰れたり破損したりする被害があった．また1848年1月10日には福岡県大川市南東で推定マグニチュード5.9の地震があり，柳川市で家屋倒壊などの被害があった．一方震源地が本地域から離れた地震によっても，揺れや有明海の津波によって本地域内で被害が発生している．周辺地域に震源を持つ被害地震としては，飛鳥時代（679年）の筑紫地震（水縄山地付近か？）や，1792年5月21日に眉山崩壊で津波被害（佐賀領内死者17名，蓮池領内死者1名）を引き起こした雲仙岳付近の地震，1899年7月28日の熊本地震（マグニチュード6.3，柳川付近で家屋倒壊）などの例がある．最近では2005年3月20日の福岡県西方沖地震（マグニチュード7.0）の時に，佐賀県みやき町北茂安で周辺地域よりも大きく揺れ，震源に近い福岡市と同じ震度6弱を記録した（気象庁，2005）．

佐賀市久富の巨勢川調整池では，埋蔵文化財発掘中に調整池内の地層（蓮池層上部）に液状化と流動化に伴う脱水変形と見られる構造がいくつか検出された．第10.4図（佐賀市教育委員会，2009）はその1つで，粘土層に下位の砂層から砂脈が貫入している様子が観察された．その下の砂層も液状化により変形している．蓮池層上部の堆積年代は約7,300年前なので，それ以降に地震の強い揺れによって砂脈が生じたと考えられる．この地震を起こした震源断層は不明である．

11.1 研究史

有明海沿岸低平地域の表層軟弱粘土層を対象とした最初の地盤工学的立場からの研究は，「有明海・不知火の第四系」（有明海研究グループ，1965）に遡ることができる．また鬼塚（1982）による「有明粘土」（「九州・沖縄の特殊土」所収；山内監修）が軟弱粘土層研究を発展させた．これらの資料は1980年代前半までに行われた先導的な研究である．有明海沿岸における表層軟弱粘土層の地盤環境に関する研究には，大坪らによる一連の研究（大坪ほか，1987など）がある．この研究は，有明粘土に認められる高鋭敏性の成因に塩分溶脱現象の影響による視点をもたらした点で先駆的であり，後の有明粘土の物理化学的性質に関する研究の端緒となった．

他方，1980年代前半までの有明海沿岸低平地域の表層軟弱粘土層に関する地盤工学的研究は個別的な取り組みのみであり，定性的であった．1980年代中頃からは佐賀大学理工学部建設系学科（現，佐賀大学理工学部都市工学科）の三浦ほかがこの視点を改め，地盤工学的課題の定量的研究の方向に導いた．このほか，国の機関・自治体や民間の技術者と研究者で構成された低平地防災技術研究会（1984年発足）による組織横断的な活動もその後の定量的研究に弾みをつけた．これらの活動は，後に佐賀大学低平地防災研究センターの設立を促した．同センターは，有明海沿岸低平地域の表層軟弱粘土層研究を中心として現在まで引き継がれている．

以上のように培われてきた表層軟弱粘土層の地盤工学及び地盤環境に関する研究は，1990年代中頃に地質学的見地から指摘された地層の堆積環境の違いを区別することによって，新たな展開を迎えた．土質工学会の「堆積環境が土質特性に及ぼす影響に関する研究委員会」（1992～1995；現在の地盤工学会）の九州地区部会において，それまでは一様な海成粘土層とされてきた有明粘土層（有明海研究グループ，1965）が，地質学的研究により海成の有明粘土層と非海成の蓮池層に区分された．この成果は下山・松本ほか（1994）によって発表された．その後，土質工学会・堆積環境が地盤特性に及ぼす影響に関する研究委員会（1995）において，海成の有明粘土層と非海成の蓮池層に区分されたことの地盤工学的な重要性が認識された．また有明粘土層と蓮池層を併せて完新統と呼ぶことも明確化されたので，本章における以後の表層軟弱粘土層は完新統として記述する．このような地層の認識法の進展によって，表層軟弱粘土層においてこれまでは不明であったいくつかの地盤工学的・地盤環境的課題は解決が図られた（三浦ほか，1996）．更に，既往の見解が覆される結果も生じている（八谷ほか，2002）．このように有明海沿岸低平地における表層軟弱粘土層の地盤工学的・地盤環境的課題の解決策として一定の成果は挙げられたが，残された課題も多く，表層軟弱粘土層研究を巡る混沌とした状態は今でも続いている．

本章では，本地域と周辺の代表的な完新統ボーリングコア試料についての工学的諸特性を取り上げ，地層の堆積環境の理解に基づく完新統の地盤環境の変遷がその土質特性に及ぼす影響について述べる．

11.2 地層堆積時と現在の地盤との間に認められる地盤環境のギャップ

有明海沿岸低平地では，第四紀層の地盤環境は地層が堆積した当時のまま現在に至っているのではなく，現在の地盤環境は堆積当初の環境から変化していて，両者の間にギャップが生じていることが少なくない．例えば現在陸域にある有明粘土層はもともと海底で海水を含んだまま堆積した海成層であるが，現在は雨水の浸透や下位層からの揚水の影響で，有明粘土層中の地下水が淡水ないし低塩分環境となっていることがある．逆に淡水環境で堆積した陸成の三田川層から高塩分の地下水が得られる場合もある（三浦ほか，1996：八谷ほか，2002）．このような二次的な地盤環境の変化は，地盤の高鋭敏性化，高圧縮性化，軟弱化等の地盤劣化を引き起こす要因になると考えられるが，そのメカニズムは解明の途上にある（日野，2007）．また，最近の研究では井戸の掘削に伴う地下水流動の変化や過剰揚水に伴って，もとは還元環境であった地層がかなりの深さのところでも酸化されている事例も見出されている（国土交通省九州地方整備局佐賀河川総合開発工事事務所，2007）．本章ではこの現象を地下風化と呼ぶことにし，具体的な事例については後述する．

第9.1図に，本研究で研究対象とした産総研柳川コア，南里コア，嘉瀬コア及び川副コアの掘削位置を示す．各コアの調査は古い順に，川副コア（80m級オールコア及び代表的な粘土層からのシンウォールサンプリング，1993年），南里コア（30m級オールコア及び完新統における1m間隔毎のシンウォールサンプリング，1994年），嘉瀬コア（50m級オールコア及び完新統における1m間隔毎のシンウォールサンプリング，2003年），産総研柳川コア（80m級オールコア及び完新統における連続シンウォールサンプリング，2008年）である．以下に筑紫平野の各地で掘削されたボーリングコア試料について，土質試験を行って得られた結果をコア別に記述する．

11.3 地下風化

11.4 地盤環境の変遷に関する検討に基づく軟弱地盤対策の考察

12.1 地盤沈下

12.2 地下水

12.3 温泉

本地域南東部に位置する柳川温泉（柳川市三橋町柳河蓮蒲）は泉温55度，泉質はナトリウム炭酸水素塩塩化物泉（中性低張性高温泉）で，pH7.4である．本地域南部の温泉の泉質にナトリウム炭酸水素塩型が多い（飯盛ほか，2005）点は，佐賀平野南部における地下水の一般的水質の傾向と同じであるが，泉源は地下水として利用される第四紀層中の帯水層よりも遙かに深く，基盤の三郡変成岩類に達する場合がある．

北東部の上峰温泉（上峰町坊所）は泉温29.3度，泉質は単純弱放射能泉（放射能30.8×10^-10Ci/kg）である．上峰温泉で泉質が弱放射能泉になっているのは，北側に分布する佐賀花崗岩から放射性物質が温泉水に流入しているためと考えられる．

12.4 採石

採石場跡が佐賀市大和町都渡城南と佐賀県みやき町石貝団地にある．都渡城南は蓮華変成岩の角閃岩を，石貝団地では佐賀花崗岩を対象に採石していた．