1．はじめに
伊勢湾周辺に分布する東海層群には，後期中新世以 降（主に鮮新世～更新世）の古環境と古生物の変遷に関 する地質学的情報が記録されている。三重県津市とそ の周辺に分布する東海層群亀山層については近年，ゾ ウ足跡化石調査（亀山市史編さん自然部会地質グルー プ編, 2009; 三重県立博物館編, 2010, 2013）や三重県総 合博物館建設（三重県立博物館・新博物館整備推進室 編, 2011; 中川編, 2014）などに関連して地質学的・古 生物学的調査が精力的に行われた。筆者もそうした調 査に携わり，主に古地磁気学的手法による地層の年代 決定を行ってきた（星, 2010, 2013, 2016; 星ほか, 2013, 2014, 2015）。 小論で筆者は，三重県総合博物館建設地で発見され た化石密集層（中川編, 2014）とその層序的上下の地 層の年代を明らかにするために行った古地磁気調査の 結果を報告する。博物館建設地の化石密集層の古地 磁気年代については既に報告したので（星, 2016），こ こでは建設地以外の地点から得られた亀山層下部の古 地磁気データを報告する。今回得られたデータ（特に 古地磁気極性）は基本的に中山・吉川（1990）および Nakayama et al.（1995）が示した東海層群の古地磁気層 序と整合的であり，従来の年代解釈に大きな変更を求 めるものではない。そのため小論はデータ記載を中心 とし，若干の考察を加えるものとする。2．試料と方法
今回の調査では 4 地点から堆積岩試料を採取した。 試料採取地点を図1に示す。 地点A1, A2 この2地点（図1a）は同一露頭にある が，そのなかの 2 層準から試料を採取したため 2 地点 として扱う。この露頭は三重県庁本庁舎から約 50 m 北側の県庁北駐車場進入路の切り通りにあり，森ほ か（2014）が海生珪藻化石の産出を報告した露頭であ る。東海層群からは中新世の海生珪藻化石が誘導化石 （二次化石）として産出することはあるが（木村・原, 1988），この露頭から産出した海生珪藻化石は誘導化 石ではなく，東海層群の堆積場（主に河川や湿地，湖 沼）に何らかの原因で海水が流入したことを示唆する と解釈されている（森ほか, 2014）。そうした興味深い 露頭であるため，森勇一氏から古地磁気極性を調べて ほしいという要請を受けて今回調査した。図 2に示す ように，この露頭の地層の層準は大谷池火山灰層の約 4～5 m下位である（森ほか, 2014）。地層は砂とシルト三重県津市に分布する東海層群亀山層下部の古地磁気データ
星 博幸
理科教育講座（地球科学）Paleomagnetic Data from the Lower Kameyama Formation
of the Tokai Group in Tsu City, Mie Prefecture, Japan
Hiroyuki HOSHI
Department of Science Education (Geology), Aichi University of Education, Kariya 448-8542, Japan
Abstract
This paper presents new paleomagnetic data from the lower Kameyama Formation of the Tokai Group. Oriented cores of silt and fine tuff were collected at four stratigraphic sites that are located in a stratigraphic section between the Otani-ike and Haradagawa volcanic ash beds. Analysis of stepwise demagnetization results revealed normal-polarity paleomagnetic directions for three sites and a reverse-polarity direction for one site. I conclude that the stratigraphic section between the two ash beds was deposited during Chron C2An (Gauss Chron: 3.596–2.581 Ma). A possible marine invasion event just before the deposition of the Otani-ike volcanic ash bed (Mori et al., Diatom, 30, 75–85, 2014) occurred during Chron C2An.3n (3.596–3.330 Ma).
図1 調査地の位置。試料を採取した各地点（A1, A2, B, C）の緯度・経度は表1を参照。国土地理院「電子国土Web」からダ ウンロードした地図を使用。
の互層からなる。地点 A1 はやや粘土化した黄灰色シ ルト，地点 A2 は細かな炭質物を含む濃茶色シルトか らなり，これらの層位間隔は約1.8 mである。地層はほ ぼ東西の走向を示し，北に6°で傾斜している。 地点B この地点は津市河か わ げ芸町北黒田集落の北西約 1 kmに位置し，1955年にミエゾウ（Stegodon miensis）の 頭骨の一部や下顎骨，大腿骨の一部などがまとまって 発見された露頭である（角田, 1982）。その化石産出層 準の約3 m上位から試料を採取した。採取層準の岩相 は塊状無層理の灰茶色砂質シルトである。吉田（1987） によると，この露頭の層準は野村火山灰層の約40 m上 位である（図2）。露頭で層理面が認められず走向・傾 斜を測定できなかったが，吉田（1987）の地質図から はこの露頭付近の地層が NW 走向で北東に 4° 前後で 傾斜していることが読み取れる。 地点 C この地点は津市河芸町北黒田集落の南約 400 mに位置し，厚さ約20 cmの野村火山灰層（図2）と その上下のシルトが見られる露頭である。この露頭の 野村火山灰層は乳白色ガラス質細粒凝灰岩からなり， 下半部は塊状で，上半部には平行ラミナが発達してい る。試料は下半部から採取した。火山灰層の走向・傾 斜はN62°W, 2°Nである。 試料採取では，露頭表面の風化部をつるはしで除去 した後，充電式ドリルを用いて直径25 mmの岩石コア を1地点につき4～6本採取した。コアの定方位付けに は磁気コンパスを用いた。定方位付けの精度を高める ために，長さ5 cm以上（多くの場合10 cm以上）のコ ア抜きを行った。コアを愛知教育大学の実験室に持ち 帰り，岩石カッターを用いて高さ22 mmの円筒状試料 を切り出した。 残留磁化測定では，まず各地点で任意に選んだ 1個 の試料について自然残留磁化（NRM; natural remanent magnetization）を測定し，その後段階交流消磁法によ る消磁実験を行った。残留磁化測定には愛知教育大学 古地磁気実験室に設置されている夏原技研スピナー磁 力計（ASPIN）を，交流消磁には夏原技研DEM-95Cと Schonstedt GSD-5を組み合わせたタンブラー型装置を それぞれ使用した。段階交流消磁は10ステップで最高 100 mTまで行った。消磁結果を直交投影図（Zijderveld, 1967）と等積投影図にプロットし，残留磁化方位を決 定できそうかどうか検討した。すべての地点で方位を 決定可能と判断できたため，残りの試料に対しても段 階交流消磁を適用した。測定終了後，消磁データの主 成分解析（Kirschvink, 1980）を行い，直交投影図上で原 点に向かう固有残留磁化（ChRM; characteristic remanent magnetization）成分の分離とその方位決定を試みた。 その際，maximum angular deviation（MAD; Kirschvink, 1980）が 15° 未満の結果を採用した。このようにして 得られた試料のChRM方位を用いて各地点の残留磁化 方位を決定した。
3．結果と考察
各地点の代表的な段階交流消磁結果を図 3 に示す。 ほとんどの試料に小さな二次磁化成分が付着してい たが，それらは10 mT以下で完全に消磁された。すべ ての地点でChRMが認定された。地点A1とA2の残留 磁化は段階交流消磁に対してほぼ同様の挙動を示し， 70 mTまたは 80 mT の消磁で NRM の 10% 以下に減衰 した。両地点ともChRMは正極性であった。地点Bの 磁化の挙動は地点A1, A2に比べやや不安定で，80 mT 消磁後でも NRM の 20% 程度の磁化が残った。この地 点のChRMも正極性であった。一方，地点Cでは逆極 性の ChRM が認められた。この地点の試料は 100 mT 消磁後でも NRM の 30% 程度の磁化が残り，保磁力の やや高い強磁性鉱物によって磁化が担われていると考 えられる。 試料のChRM方位を使って求めた各地点の平均磁化 方位を表1に示す。すべての地点で95%信頼限界（α95） が10°以下，集中度パラメーター（k）が100程度かそ れ以上の，精度の高い平均方位が決定された。方位の 傾動補正には表1の脚注に記載した走向・傾斜を用い た。傾動補正後の方位を図4に示す。地点A1, A2, Bで は類似した方位が決定された。これらの正極性方位は ほぼ北向きで，伏角が地心軸双極子磁場の値（調査地 図3 各地点の代表的な段階交流消磁結果（直交投影図）。 a）地点A1；b）地点A2；c）地点B；d）地点C。●は 残留磁化ベクトルの水平面投影で，横軸N–S，縦軸 E–W。○は鉛直面投影で，横軸N–S，縦軸Up–Down。 印の数字はピーク磁場強度（単位mT）。カッコ内の 数値は自然残留磁化強度（10−8 Am2）。域の緯度では54.2°）よりも15°程度浅い。層準が異な るのに類似した方位が得られたことは，これら 3地点 の方位がいずれも地磁気永年変化をある程度平均化し たものであることを示唆する。伏角が浅いのは堆積物 の圧密に伴う伏角浅化（inclination shallowing）が起こっ たためと推察される。地点Cの逆極性方位は偏角が約 200°で，伏角（-52.3°）は逆磁極期の地心軸双極子磁 場（-54.2°）の値と統計的に区別できない。偏角が南 からやや西に偏向しているのは地磁気方位の永年変化 の影響と考えられる。シルトの 3 地点と異なり地点 C の方位が地磁気永年変化の影響を受けているのは，火 山灰の堆積速度がシルトよりも桁違いに大きかったた めと考えられる。 亀山層下部の古地磁気極性を層序的に見てみよう。 図5には大谷池火山灰層から原田川火山灰層までの柱 状図（吉田, 1990の第5図に基づく）を示し，今回決定 された古地磁気極性と先行研究（中山・吉川, 1990; 星, 2016）によって報告された極性も示してある。このな かで極性が決定された最も下位の層準は今回測定した 地点A2で正極性，その上位の地点A1も正極性である （図 5 では A1 と A2 をまとめて A と表示してある）。地 点 A2 の上位の大谷池火山灰層も正極性（中山・吉川, 1990），大谷池火山灰層の上位 50 m付近にある三重県 総合博物館建設地の層準も正極性である（星, 2016）。 地点Cの野村火山灰層は逆極性（この火山灰層につい ては中山・吉川, 1990も逆極性を報告），その上位の地 点Bの層準は正極性である。そしてこの柱状図の最上 部にある原田川火山灰層は正極性である（中山・吉川, 1990）。このように大谷池火山灰層から原田川火山灰 層までの区間では上位に向かって極性が正，逆，正と 変化する。この極性変化はすでに中山・吉川（1990） が明らかにしており，今回の測定結果は中山・吉川 （1990）が示した古地磁気層序をやや精密化したにす ぎない。大谷池火山灰層と野村火山灰層のフィッショ ン・トラック年代（吉田, 2000; 田中, 2009），および原 田川火山灰層よりも上位の亀山層の古地磁気層序（中 山・吉川, 1990; 星ほか, 2013）を考慮すると，この正， 逆，正の古地磁気層序は星（2016）が示したようにガ ウス正磁極期（Gauss Chron）に対比される。 今回得られた新たな知見の一つは，森ほか（2014） によって海生珪藻化石が報告された三重県庁北側 （地点 A1, A2）の層準がガウス正磁極期の下限年代 （3.596 Ma）よりも若いことが明らかになったこと である。この海生珪藻化石産出層準の年代は Chron C2An.3n（3.596～3.330 Ma）に含まれる。
4．謝辞
試料採取でお世話になった森勇一氏（金城学院大 学），宇佐美徹氏（愛知県立杏和高等学校），田中里志 氏（京都教育大学），中川良平氏（三重県総合博物館）， 津村善博氏（三重県総合博物館）に感謝します。本研 究の一部には科研費（no. 26400488）を使用した。 表1 古地磁気データ。 図4 傾動補正後の地点平均磁化方位。方位のまわりの楕 円は95%信頼限界（半径α95）。5．文献
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（2016年8月17日受理）
図5 地磁気年代尺度と古地磁気調査層準の対応関係。層序は吉田（1990）による。緑色のA, B, Cは今回調査した地点の層準 （AはA1とA2の両方）。*1 = 中山・吉川（1990）；*2 = 本研究；*3 = 星（2016）；*4 = 田中（2009）；*5 = 吉田（2000）。
