東アジアにおける最終氷期最盛期から 完新世初期の海洋古環境

EarthScienceReports, Vol.ll,No.1,23‑31,(2004)

東アジアにおける最終氷期最盛期から 完新世初期の海洋古環境

Pa le o c e a no g r a phyo ft heEa s t e r n A si af r o mt heLa s tGl a c i al Ma x i mumt ot hee ar l yHo l o c e ne

菅 浩仲 田ironobuKAN)*

AseriesofnurginalseasthataRSeParatedfromthePacificO∝anbyislandarcsdevelopedinEastemAsia,ne environmental propedyofthesema喝inal seasamplifiedtmderasea‑levellowstandduringtheLastGhcial Maximum (LGM).n eJapanSeawascoveredbylow salinitywaterduringtheLGM.Atthebegimingofthe post‑glacial seかlevelrise,theOyashioCtm tfirstlynowedintotheJapanSeathrough theTsugaru S血 tThe infhxoftheTsIJShiznaCtm tstarted打Ound10,

0 0

0yBPandbecomevigorouslya丘er8,000yBP.Meanwd山C,the northwardmigrationandinfluxoftheKtmshioCtm tintotheEastChin

aS e

astartedarotmd10,000yBPand strengthenedaftq 7,500yBP.Theroutealtm tionoftheKuroshioCurrentmighthaveconbibutedtothe establishmentoftheTsushimaCtm tandactedasabiggerforthedrasticenvironmezltal changesamundthe m町ginalseasinEastqnAs iaa(thetimeofthepost‑glacialsea‑1evelrise.

Keywords:Pale∝eanography,LastGlacialMaximum,EarlyHolocene,Kuroshio,M喝imlSeas,

EastemAs ia.

I.はじめに

活動的縁辺帯に位置す る東ア ジアには千島‑カム チ ャツカ弧,東北 日本弧,西南 日本弧,琉球弧, フ ィ リピン諸島な ど,多 くの島弧一海溝系がみ られ , 島弧の背後 に沿海が連な る｡オホーツク海 ･日本海 ･ 東 シナ海 ･南 シナ海 がそれである｡背弧海盆の発達 は沿岸 の海洋古環境 に劇的な変化 をもた らす｡例 え ば背弧海 盆 のひ とつである沖縄 トラフの拡大 は約 1,000万年前 に始ま り,その後400万年前までの間お よび200 万年以降の2回の拡大期 を経て現在 に至 る (sibuete(a).1987,古川 1991).更新世の琉球列島に お けるサ ンゴ礁 の形成開始は

,2

回 目の沖縄 トラフ の拡大にともなって黒潮 が東 シナ海 に流入 した こと が直接 の原 因 と考え られ ている畔 oba1992)｡伊 良部 島の琉球石灰岩掘削 コア中の石灰質ナンノ化石の分 析結果か ら,琉球列島周辺海域でのサンゴ礁形成 開 始 は120万年前頃 (136‑ 110万年前)であった こと が明 らかになっている (ObataandTsuji1992,佐渡ほ か 1992,本 田ほか 1993;1994)0

沿海 では氷期 一間氷期サイ クル に伴 う環境変動が 熱帯域の海洋 中央部 より大きい(Wang1999)o沿海 を 境す る島弧は氷期の低海水準の もとで海峡部が陸化

した り水深が浅 くなるため,沿海 は間氷期 と比べて よ り閉塞的な環境 となる (図 1)｡本研究では最終氷 期最盛期以降の東ア ジア沿岸域 にお ける海洋古環境 について レビューを行い, 日本列島周辺の古環境変

遍 に関す る今後の研究課題 を示す｡

Ⅱ

.最終氷期最盛期 以降の海水準と古水温 (1)最終氷期最盛期の低位海水準

FaiJb

a n k

s(1989)はカ リブ海のバルバ ドス島沖の3 列の沈水サ ンゴ礁 にお けるボー リング結果か ら,同 地域 では最終氷期最盛期のlS,200年前に海水準が現 在 よ り 121±5m低 下 していたことを明 らかに した｡

YokoyamaefaL.(2000;2001)はオース トラリア北部 Bonaparte湾か ら得 られ た堆積物 コア中に含 まれ る 汽水性堆積物 を海面指標 として,最終氷期最盛期の 時期 と海面低下量 を求めた｡ これ によると22,000‑

19,000 年前の間,海面は‑125±4m付近 に位置 して お り, 19,000年前以降に15m/500年の急激な海面上 昇があった ことを明 らかに した｡

斉藤(1998)は東 シナ海お よびその周辺か ら報告 さ れている350以上の放射性炭素年代値や 陸成層 と海 成層 の分布深度な どを検討 した結果,東 シナ海 の最 終氷期の最低位海水準は･120± 10mと推定 した｡ た だ し,外洋での海水準変動量が 120m程度であった 場合, 日本列島周辺陸棚の陸に近い ところではハイ ドロアイ ソスタシーの影響で 112mよりも浅 くなる (

Na k a

daetaL.,1991).

琉球列島では伊 良部 島南西沖の水深 118.2mの海 底 にて採取 されたボー リングコア (全長 92.8m,大 村 ･辻 1997)が,氷期の海水準を示す試料 となった｡

*岡山大学教育学部,〒700‑8530岡山市津島中3丁 目1‑1

〜Faculty ofEducation,Ohyam aUniversity,Okayama70018530,Japan

o Ilo20

図1 東アジアの沿海 と最終氷期最盛期の海陸分布 最終氷期最盛期 に陸化す る東アジアの陸棚 を黒で示 すQWang (1999)の図を一部改変o 日本第 四紀学会 (1987)を基に琉球列島を加筆｡

サ ンゴ化石の 231W 234U年代値 よ り,コアの上部24.4 mはMIS仲血血eIsotopeStage)3以降に堆積 を開始 し, 最終氷期最盛期以前の25,000‑22,000年前 には浅海 域 となった島棚外縁部で造礁サ ンゴが生育 していた｡

しか し,その後 の後氷期の海面上昇 に対応で きず, 約15,730年前以降の堆積物 中に造礁サ ンゴは見 られ な くな り現在 に至 る｡最終氷期最盛期の海面は現海 面下お よそ 126‑ 130mの間にあった ことが推 定 さ れてい る｡

(2)最終氷期最盛期の古水温

cLm仏 pProjectMembers(1976,1981)は,世界各地 で掘削 された深海 コア中の有孔虫 ･放散 虫な どの群 集構造か ら氷期の古水温 を地図化 して復元 した｡現 在 と比 べ た氷 期 の海 水 温 低 下 は太 平 洋 北 半球 で 2.3℃,大西洋北半球で3.8℃,全球平均2.3℃で,高 緯度 ほ ど大きく,熱帯域の水温低下は大き くない と 推定 した｡

しか し,後 の研 究 によって熱 帯域 の水温低 下は cLM ProjectMembersによる推定 よ りも大きい こ とが証明 された｡熱帯域 の表面海水温(SST)を直接復 元す るためサ ンゴ骨格のSdCa比,U/Ca比,酸素同 位体比 を用いた温度計が開発 され,カ リブ海や酉太 平洋熱帯域で 10,000‑ 14,000年前 にSSTが現在 よ り 5‑6℃低かった ことが明 らかになった(Guildersonet a/.1994,BeckelaJ.1997)o熱帯域 の山岳氷河の据削

か らも,最終氷期の熱帯大西洋域の水温が現在 よ り 5℃ 程 度 低 か った こ とが示 され たCrhompsonetal. 1995,Thompsonefal.1998)｡また,大気一海洋循環モ デル を用いたシュ ミレー シ ョンにおいて も,LGMに 熱帯域 のSSTが酉太平洋で最大6℃下が ることが推 定 されている四ushandPhilander1998)O

一方,熱帯域 における古水温 にも地域差があった ことも示 された｡温暖化過程 の10,000‑7,000年前 に おける西太平洋の水温は当時のカ リブ海 よ り6℃程 度低かった ことが,パプアニューギニア Huon半島 の完新世初期 の化石ハマサ ンゴの Sr/Ca比か ら明 ら かになっている(McCullochetaL.1996)0

(3)後氷期の海面上昇

Fairbanks(1989)はカ リブ海のバルバ ドス沖の3列 の沈水サ ンゴ礁 におけるボー リング結果か ら,同地 域では最終氷期最盛期の18,200年前 に海水準が現海 面 よ り121±5m低かった こと,その後の海 面上昇過 程では融氷パルス岬 :Melt‑waterpulse)‑lA,lBの 2回 の融 氷 イベ ン トが 起 きた こ とを提 示 した｡

17,100‑ 12,500年前 の4,600年間に20m上昇 した海 面は,約 12,000年前の1,000年未満の間に24mの急 上昇 を した(MW ‑1A)｡その後,ll,000‑10,000年前 にヤンガー ドリアス期の寒の戻 りによって海面上昇 速度 は減少 し,再び9,500年前頃に海面がお よそ28 m上昇 した(MWP‑1B)｡ここで示 されたヤ ンガー ドリ アス期の海面高度 は約■0‑45mである｡

Edwardselal.(1993)はパプアニューギニアのHuon 半島で掘削 した50mを超 えるコアか ら,13,000年前 以降の海面上昇過程 を示 した｡ここでは約 12,300年 前 まで16nJkaで上昇 していた海面が,ヤ ンガー ドリ アス期 に相 当す ると考 え られ る約 12,300‑ll,000年 前の間は2mn(aまで低下す るoBardetaL(1996)はタ ヒチ島のサ ンゴ礁 にて 120m のボー リングコアを採 取 し,後氷期の堆積層87m分 に含 まれ る化石サ ンゴ を詳細 に年代測定す ることによって MWP‑1A以降 の海面上昇 を論 じた｡タヒチ島でMWP‑1Bに相 当す る 11,500‑ll,000の間の海面上昇はバルバ ドス島 と 比べて小規模 であった｡各地で示 された最終氷期以 降の海面上昇過程の主なものを図 2に示す｡東アジ アでは,海水準は 12,000年前にjOm前後,10,000 年前 に‑40m程度 に達 していた と推定 され ている(斉 藤 1998)

Ⅲ .東アジア海域における最終氷期最盛期 から海面 上昇過程の古環境

(1)琉球列島周辺の古環境

氏家 (1998)は,沖縄 トラフ北東部 にあた る九州西 方 海 域 で 採 取 し た 海 洋 底 の ピ ス ト ン コ ア (RN95‑PCl)か ら約75,000‑12,000GalBPの間,熱帯 種 で 特 に黒潮 主 流 沿 い に多産 す る浮 遊性 有 孔 虫 PullenL'atinaobLt'quilocuJataが殆 どみ られない ことか ら,最終氷期 の この期間,黒潮が東 シナ海 に流入 し て い なか っ た こ とを示 唆 して い るO ZhengetaL. (1994)は中国 ･長江デル タの沖積層堆積過程 と堆積 物 中の花粉分析か ら,現在 の長江デル タ周辺は最終 氷期最盛期前後の約 25,000‑ 15,000年前 には同地域 は冷涼で乾燥 した草原であ り,年平均気温は現在 よ

りも8‑9℃低かった ことを示 しているo

東ア ジアにおけ る最終氷期最盛期 か ら完薪世初期の海洋盲環境

15 10

Age(kaBP)

国2 最終氷期以降の海面上昇過程

沖縄島東方の凍球海溝の ピス トンコアより得 られ た最終氷期の堆積物中の C/N比は沖縄 トラフで得 ら れた最終氷期の値 よりも低 く,沖縄 トラフよ りも陸 源有機物の混入が少なかったことを示 している(Oka

L998).また.底生有孔虫の炭素同位体比の測定結果 などよ り,最終氷期の沖縄島東方海域では一次生産 が増加 した ことが推定されている｡ 当時の黒潮は東 シナ海‑流入せず琉球列島の南で流路を東方‑偏 じ ていたため.

が一次生産

琉球弧東側で湧昇がお こっていたこと の増加 した理 由 と推定 されている(Ob 1998).大村 ･辻 (199刀によって伊良部島南西沖の為 朝 より採取 されたJt終氷期前後の堆穣局中のサンゴ はFhi･'LZSP,PIaoy asp̲,Cyphw 'easpな どの塊状 サンゴであ り,現在の琉球列島のサンゴ硬 を主に柵 成するAovporaspはみ られない｡この堆積物は,現 在の束球列島 と同様なサンゴ礁ではなく,現在の壱 岐のよ うなより北方でみ られ るサンゴ礁 またはサン ゴ群集(Y皿 OCta/ 2001)に近いものであったこと が考えられる｡

Shleh〜r

ピス トン=a/(1997)は沖縄 トラフ南部か ら採取 した アより.表海水層で特徴的な浮遊性有孔 虫C/Ob'ger'170Ldessoccu/I/erと深層に棲息する浮遊性 有孔虫Neoglbboquadr･nadLterrnlの酸素および炭素 安定同位体比を測定 した (図3‑a)｡その結果. 約 ll,600 年前にGsDCC

y / I

/e仁N LhLtWn･etともに8柑0億 が軽 くな り,その後9,6α)年前 をビ‑クとして61'0 値が再び重 くなる.Gsaccy/'/erの8''0値は 9,600 年前以降急速に軽 くなるが,底月のN dzLterLnEの

S

t

lo値が急#に軽 くなるのは 7,

5

00 年前以降である｡

このことから 7,500年前以降に黒潮 のより深層部が 東 シナ海 に流入 しは じめた と推定 した｡U]UiaJld UJll占(1999)揺,九州南部か ら琉球列島周辺海域で渓

取 した 17本の ピス トンコア中の浮藩性有孔虫 うち PZJI/ento〃170グ/レープの出現数を検討 した結果.琉球 海溝側の ピス トンコアではヤンガー ドリアス期に相 当す ると思われる間も連続的に出現 し続けてその後 も僅かずつ増加す るのに対 して.沖縄 トラフ側のコ アでは10,000年前以降に急激な増加がみ られる.こ れは有孔虫殻の酸素同位対比変動か らも読み とれる

(図3‑b,C)｡

Shleheta/(1997)の ピス トンコアでは完薪世長嘆 期は5,600年前付近にあらわれる｡大木(2002)による 鹿児島湾の沖積層 ポー リング結果から,7,00)‑5,(X氾 年前の長暖期に鹿児島湾に黒潮暖水舌が恒常的に流 入 していたことが推定されている｡

(2)日本列島南岸の古環嫌

四国沖 ･遠州灘沖 ･房総沖 ･鹿島灘沖の4地点か ら採取 された海洋底のピス トンコア中の浮遊性有孔 虫化石か ら,最終氷期最盛期前後の 20,000‑ 16,000

年前には酉南 日本沖の黒潮 の流路は現在 より南にあ り,四国沖 ･遠州灘沖では冷水塊が頻発 していたこ とが推定されている(ChlJIZel

e l

oI1987,尾 田 .雑木,

1992)｡また,同 ピス トンコア中の浮遊性有孔虫化石 の酸素同位体比か ら約 27,000〜14,000年前に 日本列 島南岸には現在の三陸沖と同様な混合水塊 とその下 居 の親潮潜流が南下 していた ことが示 され た (大 峯 ･安 田,1992)｡最終氷期Jt盛期の黒潮前弟は四国 南方, トカラ海峡 と同程度 の片度 (ビス トンコア

V2S‑304付近)まで南下 し.親潮前農が房絶沖より 南の伊豆半島付近まで達 していた｡遠州#沖 (ピス

トンコアC4 付近)はその間の浪合7k域に位定 して いた ことが明 らかになった ロ110mpSOn1981.鎮西

1987)｡

菅 浩 伸 その後北上す る黒潮前線 は約16,000年前頃に遠州

灘沖を通過 した｡ 15,000‑14,000年前には黒潮は西 南 日本沖で南に大きく蛇行 しその前線は房総沖にあ った｡その後,節 ll,000‑10,000年前にはヤンガー ドリアスに相 当す るとみ られ る寒冷事件があ り,親 潮前線が再び房総半島沖 より南に進出 した｡ただ, この時には遠州灘沖ではこの影響が見 られず,混合 水域は最終氷期最盛期 よ り狭 くなっていた ことが推 定 されている｡また,10,000‑9,000年前 には黒潮の 流軸が本州に近づき6,000年前に最 も北上 した こと が明 らかになった (Chinzeieta/.1987,鎮西 1987, 尾 田 ･藤本 1992)｡小泉(1995)による小名浜沖の珪 藻温度指数の変化 (図3J)は黒潮 の最前線での変 動 をあらわ してお り,UjiiiandUjiii(1999)による沖 縄 トラフにおける有孔虫殻の酸素同位対比の変動 と 同調 している点は興味深い｡

sawadaandHanda(1998)は酉七島海嶺か ら採取 し た3本のピス トンコア とChinzeie(a).(1987)のC‑4

コアを基に古水温を復元 した結果,本州南岸の黒潮 は26,000年前〜24,500年前,21,000年前〜19,000年 前 に僅かな蛇行 とともに北‑ と偏 し,16,000年前〜

15,000 年前,13,500年前〜13,000 年前 に南方‑, 13,000年前以降7,000年前までは蛇行を減 じつつ北

‑ と流路を変化 させた と推定 しているO

大場 ほか(1983)は太平洋側房総半島沖の海底堆積 物 に含 まれ る有 孔 虫殻 の酸 素 同位 体 比 か ら過 去 16,000年間の古水温を推定 した｡ これは底棲有孔虫 の酸素同位体比を基準 として浮遊性有孔虫の酸素同 位体比 との差 を用いて推定 したものであ り,底層付 近の水温が氷期か ら間氷期にかけて変化 しなかった と仮定 して求めた値である｡ これ によると親潮が房 総半島沖まで南下 していた約 11,5000‑10,5000年前 の寒冷事件時 には房総沖の海水温 は現在 よ り 5‑

9℃低かった と推定 されているOその後 ,10,000‑

9,5000年前 に一時的に水温が上昇す るが,約 8,000

‑9,000年前には再び水温が低下 した後,再び上昇に 転 じ,約5,000‑6,000年前に高水温を示す (図3‑e)0 高水温の時期は房総半島に沼サンゴ層が堆積 した時 期 と一致す る｡

(3)日本海の古環境

日本海は浅い 4つの海峡で囲まれた半ば閉ざされ た沿海である｡現在は対馬海流が流入 し, 日本海表 層200‑300mを流れた後,津軽海峡か ら北西太平洋 に流出す るが,それ以深は沿海州沖で冷却 されて沈 降 した高溶存酸素の 日本海 固有水 と呼ばれ る水塊で 占め られ る (大場 ･赤坂 1990)Oオホーツク海 と日 本海 をつな ぐ宗谷海峡は,最深部が水深60mの海釜 状地形であ り,海峡中央部で東西に連続 した地形の 水深は 55m程度であるため, MIS(MarineIsotope Stage)5a〜eと最終氷期以降の温暖期以外は陸化 し ていた ことがあきらかであ り(′J､野 1990),最終氷期 お よびヤンガー ドリアス期 ともに陸橋が形成 されて いた｡間宮海峡 も水深約 15mであ り同様 に陸橋が形 成 され ていた ことは疑 いない (八 島 ･宮 内 1990, K

i tamtm efaL.1999)O対馬海峡 と津軽海峡のみ130 m程度の水深 を有す る｡

parketal.(1996)は対馬海峡の音響層序にて後氷期 の堆積層下に侵食不整合面が存在す ることか ら,最 終氷期最盛期 には対馬海峡は陸化 していたことを指

摘 したO大場(1988)は 日本海 の6本の ピス トンコア の酸素同位体分析結果を再検討 し,最終氷期最盛期 に大陸起源の軽い酸素同位体比をもつ淡水が 日本海

‑流入 した と考 え られ,その起源が黄河に求め られ るとした｡仮 に海水準が 100m低下 した場合,黄河 河 口は済州島の東側であったことが推定 され,最終 氷期に低塩分の表層水が対馬海峡を経て 日本海‑流 入 していた可能性 を指摘 した｡一方,YooandPark (1997)は対馬海峡か ら採取 した ピス トンコアに含 ま れていた貝化石か ら15,080‑15,440年の放射性炭素 年代値 を得たoParkefa/.(2000)は対馬海峡の音響層 序 と新たな年代値 を加 えて,最終氷期最盛期の対馬 海峡は幅 10‑15km水深10mの水路状に残 っていた ことを指摘 した｡その上で, この水路を通 して古対 馬海流が 日本海‑僅かに流入 していたとし, これが

日本海南西部に影響 を与えていた可能性 を指摘 した｡

日本海では 〜ⅡS3末期か ら淡水が供給 され始め, 最終氷期最盛期頃には低塩分水ですっか り覆われた と推定 されている (小泉1984,1985)｡その結果,港 水の成層構造が発達 して海底には酸素がほとん ど供 給 されず,還元的海底環境 となった｡隠岐椎か ら採 取 した ピス トンコア中の有孔虫殻の酸素同位体比か ら,塩分は 23,000年前の 34%Oか ら徐々に低下 し, 17,000‑15,400年前には24‰に達 した｡その後,600 年以内に 34%｡前後 にまで急激 に増加 した と推定 さ れている(大場 19糾)0

この塩分低下イベ ン トより,氷期における対馬海 峡か らの海水流入量を見積 もる研究がい くつか試み られたO多田(1995)は大場(1984)で示 された塩分変化 を引 き起 こす には 日本海 ‑の海水流入 量は現在 の 0.1‑0.3%程度にす ぎず,潮汐流によるごく少量の海 水の流入があった程度である可能性 を指摘 した｡松 井 ほか(1998)による再計算では,最終氷期最盛期 に は現在の0.8%にあたる年間500km 3程度 の流入海水 量であった と推定 された｡ これは津軽海峡の潮汐流 による海水交換でも説明できるため,短期間陸橋が 成立 した可能性 も否定できない とした｡

溝 田 ･松久 (1984)は, 日本海隠岐椎 より採取 した 底質堆積物 コア(KH79‑3,C‑3)の石英含 量が現在 の 3.8%に対 して最終氷期に6.0か ら8.6%と高 く,その 粒径 と酸素同位体比か らこれ らの大部分が風成塵起 源であることを明 らかに した｡最終氷期における広 域風成塵の増大は 日本海沿岸や琉球列島,北太平洋 中央部付近の海底 コアでも報告 されてお り (井上 ･ 成瀬 1990,成瀬 1998,岡本ほか2002),氷期におけ

るアジア大陸内陸部の乾燥地の拡大が示唆 されてい るoMIS3か ら最終氷期における日本海の環境変化 に は,Dansgaard‑Oeschgercycleのよ うな広域気候変動 が寄与 していると考えられている (多田 1997,Tada 1999,TadaetaL.1999)Oすなわち,チベ ッ ト高原が温 暖湿潤である時期には,低塩分の沿岸水が東 シナ海 北部に広が り, これが 日本海‑流入することによっ て塩分低下イベ ン トがお こるO これによって海水の 成層構造が発達 し,海底が貧酸素の還元的環境 とな り,暗色の堆積層が形成 され るO‑方,チベ ッ ト高 原が冷涼で乾燥 していた時期には広域風成塵が増大 す るとともに,東 シナ海沿岸水は縮小 し, 日本海 に は高塩分の外洋水が流入す ることによって海水の鉛 直混合が促進 され る｡ これによって海底堆積物 に明 色の堆積層が形成 される｡

東 ア ジア にお け る最終氷 期 最盛 期 か ら完新 世 初期 の海 洋 古環境

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図3 日本周辺海域 にお ける最終氷期最盛期以降の海洋古環境

q:沖縄 トラフ南部 にお ける有孔虫殻 の酸素同位対比(ShiehefaL1997),b:沖縄 トラフにお ける 有孔虫殻の酸素同位対比 (qiieandUjiii1999),C:南琉球 の琉球海溝側 における有孔虫殻の酸 素同位対比 (qiiizLndUjiii1999),d:太平洋小名浜 沖にお ける珪藻温度指数 (小泉 1995),e:日 本海 隠岐堆お よび太平洋房総沖にお ける有孔虫殻 の酸素 同位対比か ら復元 され た古水温 (大場 ほか 1983),I:日本海 隠岐椎 にお ける珪藻温度指数 (小泉 1995),g:オホー ツク海知床沖 にお け る珪藻温度 指数 (嶋 田ほか 2000)｡珪藻温度指数(T

d FXw/ G

Yw

t Xc )

×loogw は暖流系種群 の固 体頻度

,xc

は寒流系種群 の固体頻度)O

菅

最終氷期最盛期以降の 日本海では〜ⅢS2後半の海 面上昇過程(15,000‑10,000年前)に高塩分の外洋水 が流入す ることによって海水の鉛直混合が再開 され た｡ ピス トンコア中に北西太平洋の浅海域 に多 く生 息す る底棲有孔虫が出現す ることか ら, この時期に は津軽海峡か ら親潮が流入 していた ことが推定 され ている (大場1984,Obaetal.1991,大場 1995). 大場 ほか(1983)によって有孔虫殻の酸素同位体比か

ら推定 された古水温は,約 15,000‑13,000年前には 現在 よりも 10‑11℃低 く,約9,500年前に一時的に 約15℃に上昇す る (図3‑e)｡この時期,対馬海流域 に 生 息 す る 浮 遊 性 有 孔 虫 Neogloboquadrina packydermaの右巻き個体が堆積物 中で一時的に増加

す ることか ら,約 10,000‑9,500年前 に日本海に対馬 海流が一時的に流入 した と考え られている｡その後, 約9,000年前に水温が約 11‑ 12℃に再び低下 したの

ち上昇 し,約6,500 年前以降現在まで約 17‑ 18℃ と 比較的高い水温が続 くO対馬海流は約 8,000年前か

ら本格 的 に流入 しは じめた と考 え られ てい る (大 場 ･赤坂1990,Obaetal.1991)o秋 田沖で採取 された 海底堆積物のコアか らも隠岐堆 と同様の酸素同位体 比の変化が得 られている (奥村 ほか 1996)0

この時期の海水準を推定す る資料 として,富山湾 黒部川扇状地北東部の入善沖の水深 22‑40mにて 発見 されたハ ンノキとヤナギを主 とする海底林か ら 初 lo,000‑8,000年前の放射性炭素年代値が得 られ ている(Nasueta1.,1983･,Fujiietal.,1986)o約 10,000 年前には海水準が現在 より40‑45m低 く,花粉分析

よ りその後8,000年前 に至 る2,000年間に2‑3℃の 温度上昇 を伴 う海水準の上昇があったことが推定 さ れている(藤井 1990)0

オホー ツク海中央部では完新世 に入 って有孔虫殻 の^{6 18}0値が急激に軽 くなる(Gorbarenko1991)O嶋田 ほか(2000)は,南西オホー ツク海の ピス トンコアか ら得 られた 7,300年前以降の珪藻群集中に低頻度な が ら混在す る温暖種 FragilariopsL'sdoliolusが,節 7,200年前,6,000‑5,200年前,3,700 〜3,300年前 と

1,000 年前以降にパルス状に出現す ることを見出 し た (図3‑g)｡約8,000年前に本格的に 日本海に流入

しは じめた対馬海流は約 1,800年周期で強弱を繰 り 返 してきた (小泉 1987,図3‑f)｡オホー ツク海での 温暖種の出現時期は対馬海流の強勢期に一致 してお り,対馬海流の続流である宗谷暖流 もこれ に同調 し て強弱 を繰 り返 した と考えられている｡

ⅠⅤ 東アジア海域の古環境変遷に関する今後の課題 現在全球規模での気候変動 を復元す るモデル とな って い るグ リー ンラ ン ドの氷床 コア(GISPII∫ce core)と南極の氷床 コアPyrd IceCore)を比較す ると 概 して南極 の気候事変はグ リー ンラン ドのそれ よ り も弱 く緩やかな変化であることが多い(Al ley 2000)O 極域の気候変動の うちヤンガー ドリアス期以降の温 暖化 の時期はグリーンラン ドの氷床 コア(GISPIH ce core)か ら得 られ た時期 よ りも, 南極 の氷床 コア βyrd IceCore)か ら得 られた温暖化の時期の方が約 3,000年早 く現れ る(SowersandBender1995)｡このよ

うな時相のずれは熱帯域でもみ られ る｡カ リブ海の バルバ ドス島では14,000‑ll,500年前に5‑6℃にわ た る急激 な水温上昇 がみ られ る(Gtlildersonetal.

浩 伸

1994)が,南西太平洋ではそれ より3,000年 ほど遅れ て同様な水温上昇が現れ る(Gaganetal.2000)O興味 深い ことに,南西太平洋のサンゴ骨格か ら得 られた 古水温の変動曲線は南極 の氷床 コアか ら得 られた気 候変動曲線 よりもグ リー ンラン ドの氷床 コアで得 ら れた曲線 に類似 してお り,カ リブ海のサ ンゴ骨格か

ら得 られた古水温の変動 曲線は南極の氷床 コアか ら 得 られた気候変動曲線 に類似 している(Ga伊netaL. 2000)｡ヤンガー ドリアス期お よびそれ以降の急激な 温暖化の時期については,地域によって時相のずれ が発生 している｡

東 ア ジアで はチベ ッ ト高原 と西太 平洋 暖水 域 (Westem pacificWan Pool)の変化によってもた らさ れた夏季モ ンスー ンが気候変動の引き金 となる (福 滞ほか 2003)｡最終氷期 M S3における北大西洋の 海 洋 底 コア か ら復 元 され た 気 候 変 動 田 eimi ch events,Bondcycles,Dansgaad‑Oeschgerevents)が,中 国の レス堆積物の粒度変化か ら兄いだされ,偏西風 を介 して北西大西洋 とアジアの気候変動に関連があ ることが明 らかになった伊orterandAn 1995)｡中国で は最終氷期以降一時的に夏季モンスーンが強 くな り 温暖で湿潤な環境‑ と変化 したが,ヤンガー ドリア ス相 当期に冷涼で乾燥 した氷期的環境‑ と戻 り,再 び温暖化す る過程が示 されている(An etaJ.1993)｡た だ し, ここでヤンガー ドリアス期に相当す るとみ ら れ る時期は ヨーロッパ よりも2,000年ほど遅れ る｡

また,ZhouetaL.(1996,1998)などによって復元 され た レス高原 のヤ ンガー ドリアス相 当期 は 11,200‑

10,000年の間であ り,冷涼乾燥(ll,200‑ 10,600年前), 冷涼湿潤(10,600‑ 10,200年前),冷涼乾燥(10,200‑

10,000年前)の3つの時相 に分けられ る(An2000)｡湖 沼水位 と花粉データを用いて復元 された中国全域の 古気温の変遷(ⅥlefaL.2002)か らは,中国南部 と北東 部で約 9,000年前 に一時的な寒冷化 がみ られ るo ShiehetaJ.(1997)は沖縄 トラフの ピス トンコアで約 9,600年前に現れ る6 180値の重い ピークをヤンガー

ドリアス期に対応す るとした｡

中国は地域 によって異なった気候 システムの影響 を受 けるた め,過去 の気候変動 も地域差 が大 きい (Issar2003)｡中国Shayema湖 の堆積物中の花粉分析 結果では,ヤンガー ドリアス相 当期以降の急激 な温 暖化 と降水量の増加が現れ るのが 9,100 以降 となる (Jarvis1993)｡完新世の うち中国東部における夏季モ ンスー ンが最大 となる時期にも地域差がみ られ,北 東部では約9,000年前に,南東部では約3,000年前に 極大期を迎 える(An etal.2000)｡一方,日本海沿岸の 水月湖の堆積物か ら復元 された気候変化か らはヤン ガー ドリアス相当の寒冷イベ ン トが 12,300‑ll,250 年前 に現れ る｡ ここでは北大西洋で報告 されている ヤ ン ガ ー ド リア ス 期 よ り 250‑ 400年 遅 れ る P akagawaetal.2003)Oこのように,東アジアの気候 変動 と北西大西洋の気候変動 との関係については, その因果関係 とともに時相のずれや強度の差 につい ても議論の余地が多い｡

東アジア沿岸域の気候変動はチベ ッ ト高原 と西太 平洋暖水域 とが関係 した夏季モンスーンの変動 とと もに,酉太平洋暖水域の変動を東アジア沿岸域 に伝 える黒潮 の変動 も鍵 となると考え られる｡最終氷期 最盛期以降,黒潮の流路が どのよ うに変化 したか, またその強度 に変動があったのかについてはまだ明

東 ア ジ ア にお け る最 終 氷 期 最 盛 期 か ら完 新 世 初 期 の海 洋 古 環 境 らか に され て いな い点が多 い｡ 特 に,琉 球列 島周 辺

海 域 で の黒潮 の変 動 に関す る研 究 は少 な い｡ 東 シナ 港 ‑ の黒潮 の流入 はその分 流 で あ る対馬海 流 と対馬 海 流 の続 流 で あ る宗谷暖流 の成 立 に とって必須 で あ るO 対馬海 流 の変 動 は 日本海 の環境 変遷 の鍵 とな っ てお り, 日本 列 島 をは じめ と した 日本海 周 辺地域 の 気候 変 動 に大 き く寄与す る｡ また,東 シナ海 ‑ の黒 潮 の流入 とそ の後 の変動 は,琉球 列 島や 日本列 島南 岸 の気候 変動 に も大 き く寄 与 してい た に違 いない｡

最 終氷 期 以降 に黒潮 が東 シナ海 ‑流入 しは じめ る時 期 とともに,流 路変 更 の過 程 も重 要 とな る｡例 えば, 流 路変 更 は急激 で あった のか徐 々 に変 更 した のか, あ るい は上層 部 ･中層部 な ど部分 的 な流路変 更 を重 ね て現 在 の海 流系 が成 立 した のか,流 路 は流入 当初 よ り現在 と同 じ与 那 国島 と台湾 との間の海 峡 部 か ら 東 シナ海 ‑流入 していたのか , あ るいは一時 的 にせ

よ他 の流 路 を とった可能性 が あ るのか,東 シナ海 ‑ の流入 後 現在 まで の間に どの よ うな流路 ･強度 の変 動 が あ った のか な ど多 くの疑 問が残 って い る｡今 後 , 琉 球列 島周辺 にお け るこれ らの黒潮 変動 を明 らか に

してい く必要 が あ る｡

Ⅴ おわりに

最終 氷期最盛 期 以 降 の東 ア ジア沿岸 域 で は,夏季 モ ンスー ンの変 動 とともに,黒潮 の東 シナ海 ‑ の流 入 とそ の分 流 で あ る対馬海 流 の 日本海 ‑ の流入 に よ って,海 域環境 ･陸域 の気候 とも急激 に変化 した こ とが考 え られ る｡ 今後 ,沿海 域 の環境 変化 ,特 に東 シナ海 ‑ の黒潮 流入 時期 とそ の後 の黒潮 変 動 を明 ら か にす る とともに, それ が東 ア ジア の気候 に どの よ うな影 響 を及 ぼ したのか を, シ ミュ レー シ ョンな ど を用 いて推 定 し, そ の結 果 を実際 に得 られ てい る古 環境 変遷 と照 ら し合 わせ なが ら確認 してい く必 要 が あろ う｡最 終氷期 以 降 の黒潮 の変 動 は東 ア ジアの気 候 変 動 を解 くための一つ の鍵 とな る可能性 が あ る｡

本研究は平成 16年度岡山大学学長裁量経費 ｢地形変動 との絡みで見たアジア大陸東縁域での気候 ダイナ ミクス に関す る研究｣ (研究代表者 :加藤内蔵進)の成果の一部 である｡

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