化石Fossils
The Palaeontological Society of Japan

78， 47-58，2005

常磐堆積盆外側陸棚におけるメタン起源の炭酸塩コンクリーションと化学合成群集：茨城県北部中新統高久層群九面層の例
上田庸平 *・ジェンキンズ，ロバート G**・安藤寿男 ***・横山芳春 ****
* 茨城大学大学 院 理 工 学 研 究 科・** 東 京 大 学 大学院理学系研究科・*** 茨城大学理学部地球生命環境科学科・**** 早 稲田大学大学院理工学研究科

Methane-induced calcareous concretions and chemosynthetic
community on an outer shelf of the Joban forearc basin: an example
from the Miocene Kokozura Formation, Takaku Group, north of Ibaraki
Prefecture, central Japan
Yohei Ueda*, Robert G. Jenkins**, Hisao Ando*** and Yoshiharu Yokoyama*****Graduate School of Science and Technology, Ibaraki University, Mito 310-8512, Japan; **Department ofEarth and Planetary Science, Graduate School of Science, The University of Tokyo, Tokyo 113-0033, Japan;***Department of Environmental Sciences, Faculty of Science, Ibaraki University, Mito 310-8512, Japan;
and ****Graduate School of Science and Technology, Waseda University, Shinjuku 169-0051, Japan

Abstract. Various-sized and -shaped calcareous concretions occur abundantly in the Lower Miocene
Kokozura Formation of the Takaku Group which crops out on the Izura coast and its nearby north,
Kita-Ibaraki City, north of Ibaraki Prefecture. The Kokozura Formation is mainly composed ofintensely bioturbated, very fine-grained muddy sandstone, which may have been deposited on theouter shelf of the Joban forearc basin. The calcareous concretions are divided into the following six
types on the basis of their shapes, sizes and modes of occurrence: Type I (large-sized concretions with
undulatory surface, 1 to 6 m in diameter), Type II (smaller, less than a few decimeters in diameter, andirregular-shaped concretions closely associated with Type I), Type III (pipe-shaped hollow concretions,a few decimeters in diameter and less than 2 m in length), Type IV (sheet to lenticular concretions,
10 to 20 cm in thickness and a few meters in lateral length), Type V (burrow-fill sand concretions
concentrated and connected to each other in very ﬁne-grained sandstone) which grades upward into
Type VI (concreted sandstone bed, 2 to 3 m in thickness, including abundant burrows). In the lower
part of the outcrop, the Types I and II are dominant and commonly associated with Type III, whereas
the uppermost part consists of Types V and VI which developed into a huge concreted bed, 2 to 3 m
thick, over 50 m wide and 100 m long. 13C-depleted carbon isotopic compositions (-20.9 to -29.2 ‰ vsPDB) of Types I and II suggests that these concretions were formed under the inﬂuence of methane
seepage. Molluscan assemblages dominated by Lucinoma acutilineatum are associated with the Type I, II,
and III concretions. Most of L. acutileatum shells keep their life position. The mode of fossil occurrenceindicates that L. acutileatum formed a chemosynthetic community and used methane seepage throughchemosynthetic bacteria for their energy source.
Key words: calcareous concretion, methane cold-seep water, chemosynthetic community, Miocene,
Kokozura Formation, Takaku Group, Kita-Ibaraki area
2000）．メタン湧水に伴う炭酸塩岩の形態は多様で，例えはじめにば，沖縄県石垣島沖の黒島海丘では貝殻密集状，生痕状，日本周辺をはじめとする世界各地の海溝域周辺ではメパイプ状などの各種の形態を持つ炭酸塩岩がメタン湧水

タン湧水域が多数存在することが知られている．このよう周辺から採集されている（Takeuchi et al., 2001）．黒海でな湧水域周辺ではメタンや硫化水素に依存した化学合成

も数タイプの形態の炭酸塩岩が採集され，それらの形態と群集やメタン湧水に起因した自生炭酸塩岩が形成される生成深度や酸化還元状態との関係が議論されている（Luthことが多い（Van Dover, 2000; Masuzawa et al., 1992）．そet al., 1999）．

して，メタンに起因して形成された炭酸塩岩は，その炭素

茨城県北部の北茨城市五浦海岸周辺には，下部中新統上

同位体比が著しく低くなることが知られている（Aharon,

部の高久層群九面層が，下位の下部中新統湯長谷層群亀尾− 47 −

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上田庸平・ジェンキンズ，ロバート・G・安藤寿男・横山芳春

図１．茨城県北部北茨城市五浦海岸の地質概略図 (A) および炭酸塩コンクリーション密集層の露頭 (B)．□は茨城県天心記念美術館北側の海岸における九面層−亀尾層の不整合露頭の位置．また，白抜き矢印は図２B,C の写真撮影方向を示す．

層と上位の中部中新統多賀層群大津層との不整合関係で

メタン冷湧水に起因していたことが示唆された．加えて，挟まれて，南北東西いずれも１km 以内の狭い範囲に分布共産する軟体動物化石群集の産状，多様性を観察し，それしている（図１）．九面層は主に塊状の泥質極細粒砂岩からがメタン湧水に依存した化学合成群集であったかどう

らなり，海生軟体動物化石を散在的にもしくは一部密集しかの判定を行った．以上の結果をもとに，本調査地域におて産する（須貝ほか，1957；柳沢，1996）．そして，茨城ける炭酸塩コンクリーションおよび化学合成群集の形成

大学五浦美術文化研究所六角堂の周囲の海岸と岩礁に分史について議論する．

布する九面層は，様々な形態・サイズの炭酸塩コンクリー
ションを含むことが知られている（例えば，野田，1994,

地質概要：五浦海岸の高久層群九面層

p.151, pl. 63）．
著者らは，北茨城地域の堆積地質学研究（安藤，2002；

調査対象とした五浦海岸は，茨城県北茨城市北部の大上田ほか，2003）の過程で，これらの炭酸塩コンクリー

津町東部にあり，花園・花貫県立自然公園の一部となってションが，常磐地域の他の地層に含まれるコンクリーショ

いる．高久層群九面層の模式地は福島県いわき市南端部

ンと比べて，形状が極めて変化に富みサイズが大きいことの勿来町九面付近（Yabe, 1948）であるが，五浦海岸にもから，これらが近年注目されているメタン冷湧水起源のコ

分布しており（須貝ほか，1957），確認できる限りで層厚ンクリーション（例えば，Peckmann et al., 2001 など）で約 40 m が露出する（図１A）．常磐地域の第三系は一般にある可能性を考えた．五浦海岸では波食台の岩礁と海食南北走向で東緩傾斜を示すが，五浦海岸周辺では東西性

崖に地層の新鮮な層理面や断面が広く露出するため，個々の一般走向を持ち，南緩傾斜南上位である．九面層は下のコンクリーション全体の形態および層準間におけるコ

部中新統上部の湯長谷層群亀尾層を傾斜不整合で覆うが，ンクリーションの形態の差異などを容易に把握すること

不整合面に起伏があるため，地質図上では九面層の分布域ができる．この好条件を活かし，形態によるタイプ分け，中に亀尾層の小分布が見られる．また，２本の断層によっ産状の観察，産出層準の特定，炭素・酸素安定同位体比て，下位の亀尾層が地塁状に高まりをなすブロックもあ

測定を行なった結果，これらのコンクリーションの形成がる．亀尾層と九面層との不整合は茨城県天心記念五浦美術− 48 −

常磐堆積盆外側陸棚におけるメタン起源の炭酸塩コンクリーションと化学合成群集

2005 年９月

図２．五浦海岸九面層の地質柱状図 (A) と露頭全景写真 (B, C) およびスケッチ (D)．上の写真 (B) は海食崖から岩礁を望む．中央の写真 (C)は岩礁側から見た海食崖下部．スケッチ (D）は C からトレースした．露頭全景写真 (B, C) の撮影方向は図１中の白抜き矢印で示した．

館北側の海食崖でよく観察できる（図１A の□地点）．一cm，幅 10cm 程度）を示すことがある．炭質物片が多く含方，九面層分布域の南縁では九面層は上位の中部中新統のまれ，特にフナクイムシに著しく穿孔された炭化木片（長多賀層群大津層に傾斜不整合で覆われる．ただし，六角堂

径 50cm 以下）も散在する．そして，多様なサイズ，形態の南側の入り江南岸では，部分的ながら九面層と大津層のを示す炭酸塩コンクリーションが多く含まれる．海生軟体

間に楔状に挟まれている多賀層群平潟層が観察される（柳動物化石がこれらコンクリーション内に含まれて産する

沢，1996）．なお，九面層分布域の西側では大津層が不整ことも多い．これらの岩相や化石相，常磐地域の他層準に合で亀尾層を覆う．九面層は，産出する珪藻化石群集が珪おける類似岩相での堆積環境復元（上田ほか , 2003；上田・藻化石帯 NPD3A に属することから，中期中新世（16.2-16.4

安藤，2003）を考慮すると，九面層は内側陸棚の砂質堆積Ma）の堆積物と考えられている（柳沢，1996）．

物と考えられる．

今回報告する九面層の露頭は，茨城大学五浦美術文化

六角堂の北側約 100m の海食崖沿いには炭酸塩コンク

研究所六角堂からその北側の小さな湾にかけてである（図リーションおよび海生軟体動物化石が散在する泥質極細１B）．ここでは，地層は北北東走向で東方に約 15 傾斜し粒砂岩層が見られる．その上位には細粒〜中粒砂岩で構成ており，海食崖から海岸の岩礁にかけて九面層の上部にされた層厚 2〜3m の炭酸塩コンクリーションが累重して相当する層厚約 20m 前後が露出し，特にその上半部の 10おり（図２），六角堂対岸の岩礁に幅 50m 弱，長さ 100m

m 弱を観察することができる．九面層の岩相は主に激し弱にわたって波食台として露出する（図１B の灰色部分）．

い生物擾乱を受けた塊状の泥質極細粒砂岩よりなり，調査露頭では下部に一枚，生物擾乱によって上下の境界が炭酸塩コンクリーションの形態分類

不明瞭になった層厚約 30cm のシルト岩層を確認した．
Mizuhopecten kimurai, Cyclocardia siogamaensis, Lucinoma

五浦海岸に認められる炭酸塩コンクリーションについacutilineatum, Clementia sp. などの海生二枚貝化石が多数散て，その岩相や形態および産状の特徴から次のⅠ〜Ⅵの 6在する．貝殻破片も多く産出し，一部では密集して葉理タイプに分類できる（図３）．

をなす．軽石の細礫が散在し，小規模なレンズ状（層厚数− 49 −

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上田庸平・ジェンキンズ，ロバート・G・安藤寿男・横山芳春

図３．五浦海岸から産出する炭酸塩コンクリーションの形態分類 .

サイズが小さいことで区別される．多くはタイプＩの周辺タイプⅠ（大型塊状不定形型）
長径１〜６m の塊状不定形な炭酸塩コンクリーションに散在もしくはいくらか密集する（図 4-3）が，母岩中に（図４-１）で，泥質極細粒砂岩中に散在する．表面は凹凸単独で存在することもある．また，二枚貝化石などを散在が激しく，形状の規則性を見出すのは難しい．コンクリー

的に含有することがある．

ション中には長さ数 cm から１m になる炭化木片がまれに含まれ，それらにはフナクイムシの密集穿孔痕が認められタイプⅢ（パイプ型）
直径 20〜30cm 程度のパイプ状のコンクリーション（図る．炭化木片は風化すると炭質部が取り去られ，穿孔痕を充填膠結した炭酸塩質細粒砂岩部のみが残されていること

４-４，５）で，泥質極細粒砂岩中に散在する．周囲の母岩が多い．また，合弁もしくは離弁の二枚貝化石を多く含み，と同じ泥質極細粒砂岩で構成され，貝殻破片や微小なパミ

特に Lucinoma acutilineatum を合弁で産することが多い．

スを含有することがある．中央に直径５cm 以内の空洞状の母岩部が垂直方向に連続するが，途中で細くなったり，
もしくは収束したりすることが多い．タイプ III は両端がタイプⅡ（小型塊状不定形型）
直径数 10 cm 程度の塊状不定形なコンクリーション（図ともに露頭で露出することが稀なため , パイプの全長を把４-２）で，泥質極細粒砂岩中に散在する．タイプⅠとは握することは困難であるが，最長で２m に達するのを確認− 50 −

常磐堆積盆外側陸棚におけるメタン起源の炭酸塩コンクリーションと化学合成群集

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図４．炭酸塩コンクリーションの産状１（露頭下部）．
１：タイプⅠの炭酸塩コンクリーション．２：タイプⅡ．ここではタイプⅠ（左上）の下位にやや密集している．上部
中央右寄りに軟体動物化石のパッチ状密集部が見られる．３：タイプⅠとその周囲のタイプⅡの密集．露頭下部の代表的産状．４：タイプⅢ．円筒パイプ状を示し中央に空洞があるのが分かる．５：タイプⅢ．中央右寄りに斜め上方へと伸びた２本のタイプⅢが認められる．

した．縦横切断面を観察したところ，中央の空洞部に沿っ平方向に数 m 程度の広がりを持つレンズ状〜シート状のて管状生痕化石によく見られる内壁の裏打ちに類似したコンクリーションである（図５-１,２）．周囲よりやや粒累帯構造が見られた．

度が粗い細粒砂岩で構成されることで特徴付けられる．また，砂岩のチャネル状堆積構造を反映した下に凸の形態を示す場合もある．

タイプⅣ（薄層型）
泥質極細粒砂岩中に分布する，層厚約 数〜 20 cm で水− 51 −

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上田庸平・ジェンキンズ，ロバート・G・安藤寿男・横山芳春

図５． 炭酸塩コンクリーションの産状２（露頭中〜上部）．
１：タイプⅣ．２枚あって上位のものは中央から右上にレンズ状断続的に伸びている．下位のものは中央部で小規模なチャネル状の形態をなしている．右端はタイプⅠ．写真幅約４ｍ．２．露頭中部の代表的産状．左側のように泥質極細粒砂岩層が卓越するが，部分的に中央右側のようにタイプⅠ〜Ⅳが発達する．３：タイプⅤ．泥質極細粒砂岩基質に網目状にコンクリーションが発達している．４：タイプⅤ〜Ⅵ．下半部は直径 5cm を越える垂直性管状生痕化石に沿ってタイプⅤをなし，上半部でタイプⅥに変化している．５：タイプⅤからⅥへの漸移．６：タイプⅥ．露頭上部では層状にタイプⅥが発達し，上面が岩礁面をなして広がり，向こう側は海中に没している．層厚約２ｍ．

ションである（図５-３,４,５）．管状生痕の大半は直径がタイプⅤ（密集生痕膠結型）
本タイプは，泥質極細粒砂岩中に密集する垂直性の管状３cm 以下で長さは数 cm から数 10 cm に達し，分岐が頻

生 痕（Thalassinoides isp., Ophiomorpha isp., Cylindrichnus?

繁で複雑な網目状をなす部分が卓越し，それらが厚さ数

isp.）を充填した細粒〜中粒砂岩が膠結されたコンクリー

10 cm から１m の範囲に層状に広く発達する．この層状に− 52 −

常磐堆積盆外側陸棚におけるメタン起源の炭酸塩コンクリーションと化学合成群集

2005 年９月

図６．五浦海岸の九面層の層理面に垂直な断面における貝化石産状のスケッチ．場所は図２D 参照．

発達するコンクリーションの上部は次に述べるタイプⅥ

中部（泥質極細粒砂岩卓越層）に漸移する．タイプⅢとは違い，生痕化石の周囲にはコン中部の層厚約４m は，泥質極細粒砂岩が卓越し炭酸塩

クリーションはほとんど発達しない．また，軟体動物化石

コンクリーションは少ない．下部との境界は漸移的であも認められない．

る．一部にタイプⅠ〜Ⅳが散在する（図５-２）．六角堂北側の海食崖の中部から六角堂北東側の岩礁の下部に露出する．

タイプⅥ（密集生痕膠結層状型）
タイプⅤと同様，垂直性の管状生痕化石密集部が発達し，管状生痕の部分だけではなくその周囲の細粒〜中粒

上部（タイプⅤ , Ⅵ卓越層）

砂岩も全体として層状に石灰化している（図５-４，５，６）．

露頭上部の層厚約２〜３m はタイプⅤ , Ⅵの炭酸塩コ

厚さ１〜３m 程度で 100m 弱× 50m 弱の範囲に平板状の岩

ンクリーションが多産し，下位よりタイプⅤ（層厚 10 cm

礁として見られる．タイプⅥの上限とその上位の母岩との〜１m 強）からタイプⅥ（層厚１〜２m）へと漸移する．

境界は露出がないため直接観察できないが，上面は不規則

六角堂北東側に走向方向（北東）に延びる岩礁をなしてで著しい凹凸の起伏をなしている．タイプＶと同様に軟体

おり，波食によって上面がよく露出している．炭酸塩コ

動物化石を見いだすことができなかった．

ンクリーションが少ない中部との境界は漸移的であるが比較的明瞭である．地層が海側に傾斜するため上部境界は海に没して直接観察できないが，岩礁上面として不規則で

炭酸塩コンクリーションの分布

著しい凹凸の起伏をなしている．六角堂北側の海食崖上
五浦海岸における九面層の層厚約 10m 弱の調査露頭で部にも上部層下部の一部が露出しタイプⅤが見られるが，は，その下部，中部，上部で炭酸塩コンクリーションの各

六角堂北東側岩礁のように厚くは発達しておらず，産状もタイプの分布様式が以下のように変化する（図２）．

異なっている．断定はできないが，岩礁のコンクリーションは独立した岩体をなしているように思う．

下部（タイプⅠ , Ⅱ多産層）
調査露頭下部の層厚約２〜３m は，タイプⅠとその周

軟体動物化石群集とその産状囲に密集するタイプⅡが多く含まれ，局所的にタイプⅢがまとまって産する．六角堂北側の海食崖の下部によく露出

五浦海岸の九面層の調査露頭においては，露頭下部・中するが下限は確認できない．六角堂北東側の岩礁との間の部の泥質極細粒砂岩やタイプⅠもしくはタイプⅡの炭酸塩潮間帯にも波食で取り残された直径２ｍを越える大型のコンクリーションの内部，あるいはその周囲から海生軟体タイプⅠが点在するのが確認でき，密集部とそうでない部

動物化石を産出する．散在的に産することが多いが，一分がモザイク状に分布している．

部は密集したレンズやパッチ状の産状を示す．二枚貝化石のうち，合弁個体は散在的な産状や不定形の密集パッチをなすが，離弁個体や貝殻破片は層厚 10cm 程度以下で幅− 53 −

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上田庸平・ジェンキンズ，ロバート・G・安藤寿男・横山芳春

表１．五浦海岸の九面層産軟体動物化石．図６（縦約５×横約 10m）から産出したものについて，総個体数，離弁個体，合弁個体，合弁生息
姿勢保持個体に分けて計数した．

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数 10cm 以下の小規模なレンズ状もしくはパッチ状の密集は自然界に存在する物質の中で著しく低く，メタン生成部を形成することが多い（図６）．後者の種組成について

菌により生成された場合は -50〜 -80 ‰，熱分解により生は破片が多いため種組成の判定は難しいが，後述する合弁成された場合は 0〜 -40 ‰の値を示す．炭酸塩岩中の炭素

個体密集部の露頭面（図６）との違いは大きくないものの，

安定同位体比の値は，これらのメタンが酸化されて生成

幾分 Lucinoma 以外の，特に Mizuhopecten や Cyclocardia がされた DIC（溶存無機炭素）と，もともと海水中に存在多いように見える．離弁個体や貝殻破片が密集するレン

する DIC との混合によって決まる．一方，酸素安定同位ズやパッチは初生的にはストームなどの営力で運搬集積体比は主として海水中の酸素安定同位体比と温度によっしたものであろうが，堆積後の生物擾乱によって堆積構造て値が決まる．湧水域においては間隙水の酸素同位体比は不明瞭になっている．また，大型の管状生痕を充填しが不明であるので，本報告では相対的な値のみを議論し，た貝殻破片密集パッチも見られ，生痕の空洞にトラップさ温度への換算は行わない．
炭酸塩コンクリーションについての測定試料は図１,２れたものであろう．なお，露頭上部は軟体動物化石をまっで示す露頭下部から３試料，中部最下部から１試料，上部

たく産しない．
化石とコンクリーションとの関係を調べるために，露頭から６試料の計 10 試料を採集した．また，露頭下部から下部の層理面に垂直な露頭面（縦５m 横 10m：図２D の採集した自生的産状を示す L. acutilineatum の貝殻につい枠内）のスケッチ（図６）をとり，産状の観察，産出個体て３試料を測定した．なお，試料にした二枚貝殻体は走査数の調査（表１）を行った．また，合弁の二枚貝化石につ型電子顕微鏡による殻体断面の殻構造観察からアラゴナ

いては生息姿勢を保持しているかを調べた．

イトの交差板構造が確認できるので，微細構造上続成変質

その結果，Lucinoma acutilineatum を優占種とし，Yoldia

をほとんど被っていないものとみなせる．なお，測定は東laudabilis, Mizuhopecten kobiyami, Cyclocardia siogamaensis,

京大学大学院理学系研究科地球惑星科学専攻の MAT252

Clementia sp., Macoma sp. などを伴う軟体動物化石群集を型質量分析計を利用した．

見出した．L. acutilineatum は離弁を含めた全個体数の半数

各試料の測定結果を表 2 と図７に示す．層準ごとに近くを占め，合弁二枚貝中では６割，生息姿勢を示す合弁

各試料の測定結果をまとめると，露頭下部と中部最下二枚貝では８割を超える．炭酸塩コンクリーション中やそ部の炭酸塩コンクリーション試料（L1〜 L4）はδ 13 Cの周囲からは特に L. acutilineatum が多く産出する．コンク= -20.9〜 -29.2 ‰ , δ 18 O = 1.9〜 -0.2 ‰ ， 上 部 の 炭リーションや密集部より数 10cm 〜１ｍ以上離れた泥質極

酸 塩 コ ン ク リ ー シ ョ ン 試 料（U1〜 U6） は， δ 13 C =細粒砂岩からは合弁の二枚貝化石は希になる．

-8.9〜 -15.0‰ , δ 18 O = -0.2〜 -3.2‰であった．また露頭下部の貝殻試料はδ 13 C=1.3〜 -0.5‰ , δ 18 O = 1.6〜1.2 ‰ で あ っ た． 以 上 の よ う に， 炭 素 同 位 体 比 に つ

炭素・酸素安定同位体比

い て は 露 頭 下 部 と 中 部 の 試 料 は 約 -21〜 -30 ‰ と 上 部
メタン冷湧水起源のコンクリーションは，間隙水中にに比べて低く，貝殻試料は約 0‰であった．

生息する硫酸還元菌・嫌気性メタン酸化古細菌コンソー
シアの働きによってもたらされた炭酸イオンが，間隙水

炭酸塩コンクリーションの各タイプの形成過程

中のカルシウムイオンと結合して炭酸カルシウムが沈殿することで形成されると考えられている（Masuzawa et

タイプⅠ，Ⅱ

al., 1992; Michaelis et al., 2002; Orphan et al., 2004 など）．

Paull et al.（1985）は，炭素同位体比と起源物質との関Paull et al.（1985）によれば，有機物起源のメタンのδ C

係を次のようにまとめている．すなわち，（1）海洋の溶存13− 54 −

常磐堆積盆外側陸棚におけるメタン起源の炭酸塩コンクリーションと化学合成群集

2005 年９月

表２．炭素・酸素安定同位体比を測定した各試料の鉱物組成とコンクリーション
タイプおよび同位体比．同位体比は PDB 標準試料に対する千分率偏差によって
表した．

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与したメタンの起源が，有機物の熱分解であるかメタン生成菌であるかを決める証拠はない．ただし，タイプ I の酸
素安定同位体比が Lucinoma の殻体の値とほぼ同一である
ことから，それらのコンクリーションは Lucinoma が生息していた周囲の堆積物とほぼ同じ間隙水組成・温度の条件
下，すなわち海底面直下付近で形成されたとみなされる．
一方，タイプ II はタイプＩの周囲に伴うことが多く，単独で産することが少ないため，成因はタイプＩに密接に関連したものと予想される．おそらく，メタンを含む間隙水が当時の海底面直下付近に存在し，間隙水中のメタン供給
量が多かった部分やメタンが滞留し易かった部分では大型のタイプⅠが形成され，比較的メタン供給量が少ない部
分もしくは滞留しにくい部分で小型のタイプⅡが形成されたと考えられる．
図７．五浦海岸の九面層から採取した炭酸塩コンクリーションおよびLucinoma acutilineatum 殻試料から得られた炭素・酸素同位体比．

タイプⅢ
タイプⅢの炭素同位体比は -27.9‰とタイプＩと同程度の低い値を示しており，タイプ III もタイプＩと同様にメ

無機炭素（約 0‰），（2）海洋の有機炭素（− 20‰から−

タン起源の炭素が関与して形成されたと考えられる．タ

（4）有機
25‰）
，
（3）陸上植物の炭素（− 10‰から -30‰），

イプ III は地層面に垂直なもしくはいくらか斜交したパイ（5）メタ物の熱分解起源メタンの炭素（0‰から− 40‰），プ形をなし，中央が空洞状で内壁を裏打ちしたパイプ状ン生成菌起源のメタンの炭素（− 50‰から− 80‰）であ生痕に似た構造が認められることから底生生物が関与しる．Paull et al.（1985）の基準に従えば，タイプⅠの炭酸たことが示唆される．本タイプは，タイプⅤ，Ⅵで見られ

塩コンクリーションの炭素安定同位体比は -20.9〜 -29.2‰

るような生痕充填堆積物への選択的な炭酸塩の沈殿は認で , 炭素の起源として（1）と（2）だけでは説明が困難でめられず，空洞を中心として周囲の母岩中へ炭酸塩が沈殿ある．本研究では炭化植物片試料を測定対象とはしていしたチムニー状構造を示す．また，本タイプはタイプⅤ，

ないので（3）は考慮の対象外となる．したがって，タイ

Ⅵとは層準も岩相も異なり，泥質極細粒砂岩からなる比較

プ I の炭酸塩コンクリーションの形成には，熱分解起源の的均質な岩相の露頭下部に観察される．以上のことから，

メタンか，メタン生成菌起源のメタンが関与していると生痕が形成された後に，その空洞を含メタン間隙水が選択考えられる．しかしながら，タイプ I の炭酸塩コンクリー

的に通過することにより，空洞が保持され，かつ空洞の外ションの炭素安定同位体比は，メタン生成菌起源と考え

側に炭酸塩が沈殿したと考えられる．

られる他地域の地層のコンクリーションにおける炭素安定同位体比（例えば，舘・間嶋，1998）と比較すると，約タイプⅣ10〜30‰程度重い．なお，今のところタイプⅠの形成に関− 55 −

タイプ IV はコンクリーションが全体として希な露頭中化石 78 号

上田庸平・ジェンキンズ，ロバート・G・安藤寿男・横山芳春

部の泥質細粒砂岩中に散在的に挟在し，その周囲にはタイ細菌を共生する化学合成二枚貝の代表的分類群の一つでプ II がやや多く散在している．周囲より粒度のやや粗いあり（Cavanaugh, 1985），シルル紀以降の化学合成群集

シート状，レンズ状の細粒砂岩層中にメタンを含む間隙水の一員として知られている（Callender and Powell, 1999）．

がトラップ・滞留されて，薄層型のコンクリーションが形

日本では白亜紀以降の地層から産出する化学合成群集に成されたものと考えられる．

お い て 認 め ら れ て お り（Hikida et al., 2003; 間 嶋 , 1999;

タイプ V，Ⅵ部の上部鮮新統大船層−下部更新統小柴層，および房総半Majima et al., 2003 など），特に関東周辺からは三浦半島南タイプ V からタイプ VI の発達する砂岩は，甲殻類など

島中部の中部更新統柿ノ木台層などから化石化学合成群の底生生物による比較的大型の垂直性〜網目状の管状生集の主要構成種として報告されている（舘・間嶋，1998；

痕が密集する泥質極細粒砂底に，大量の細粒〜中粒砂が海

柴崎・間嶋 , 1997; Kitazaki and Majima, 2003）．また，駿底面下の複雑な生痕を充填しながら堆積して形成された．

河湾金洲ノ瀬からは，ツキガイモドキ類とオウナガイ類

層厚２〜３m に達しているが，堆積ユニットの境界や堆積が優占する現生の化学合成群集が得られている（橋本ほか ,構造は堆積後の生物擾乱によって保存されていない．おそ1995）．

らく，大規模なストームや津波，もしくは乱泥流起源のイ

これらのことや上述の化石の産状から，本調査地域におベント性砂岩層と思われる．この層厚２〜３m の間にある

いて産出した L. acutilineatum 群集は，メタン湧水に依存

棲管が一度の堆積イベントで全て充填されたとは考えにした化石化学合成群集であったと言える．

くいことから，この砂層は複数回の堆積イベントにより形成された可能性が大きい．この堆積物は，周囲に比べ間隙コンクリーション群と化学合成群集の形成史率が高いためにメタン湧水が浸透しやすく，結果として砂層や砂で充填された生痕が選択的に炭酸塩で膠結されて露頭下部：メタン湧水による炭酸塩コンクリーションと化

巨大なコンクリーションとなったのではないかと考えら

学合成群集の形成（図８）
泥質な極細粒砂が継続的に堆積する砂質内側陸棚の，底れる．また，タイプⅤ，Ⅵの境界は連続的であることから，両タイプは一連の成因で形成されたものと予想される．

生生物活動が活発で底質が擾乱され管状生痕が頻繁に作

しかしながら，タイプⅥの炭素安定同位体比の値は，露頭られる海底面において，海底下深部で生成されたメタンが下部から産するタイプⅠやⅢとは異なって，-9.0〜 -15.0‰

海底面表層付近までメタン湧水として供給された．これにと比較的高く，炭素の起源がメタンであるという考えを必対応して，おそらく硫酸還元菌・嫌気性メタン酸化古細菌

ずしも支持しない．タイプⅤ，Ⅵは波食台の岩礁においてコンソーシアなどが嫌気的にメタンを酸化し，硫化水素と他のタイプよりはるかに広範囲に，かつ連続的に発達する

炭酸イオンを生成した．生成された硫化水素を利用して L.

が，周囲からは独立した岩体をなしている．これほど大acutilineatum に共生するイオウ酸化細菌が化学合成を行い規模な炭酸塩コンクリーションが局所的に産することを，

化学合成群集が成立した．一方，炭酸イオンは海水中のカ

広域的に均一に起こる続成過程による炭酸塩沈殿の結果

ルシウムイオンと結合して炭酸塩膠結作用が生じ，タイで説明するのは難しい．したがって，比較的高い炭素安定

プⅠ，Ⅱの炭酸塩コンクリーションがパッチ状に形成され同位体比の原因として，メタン湧水と海水との混合を考た．また，湧水の経路として管状生痕が利用され，タイプ

えた．すなわち，タイプⅥはタイプⅠより粗粒な細粒〜Ⅲに代表されるパイプ状炭酸塩コンクリーションが形成

中粒砂岩で構成されており，堆積直後は間隙率が大きいた

された．

めに湧水と海水が混合しやすい条件にあった．そのため，
炭素安定同位体比は海水中のそれに近づくことで値が高

中部：メタン湧水活動の低下
堆積物中への湧水の供給量が減少し炭酸塩膠結作用もくなったのであろう．

弱まったために，結果としてコンクリーションの少ない
泥質極細粒砂岩が形成された．局所的に湧水が上昇・ト

化学合成群集の認定

ラップ・滞留する場では，タイプⅠ，Ⅱが形成され，L.
調 査 地 域 の 露 頭 下 部 〜 中 部 か ら 多 産 す る Lucinoma

acutilineatum もそれに依存して局所的に密集して生息する

acutilineatum は， 合 弁 で か つ 殻 頂 を 上 に し た 生 息 姿ようになった．稀に，タービダイトもしくはストームに勢を保つ個体が多く，自生的な産状を示す．また，本よって運搬されたシート状細粒砂層に湧水が到達すると，種は共産する他の軟体動物化石に比較して著しく優

そこで湧水がトラップされ，タイプⅣの平板状コンクリー

占して産出し，特にタイプⅠ，Ⅱのメタン湧水に起因ションが形成された．

して形成されたと考えられる炭酸塩コンクリーション
中およびその周囲に密集して産し，炭酸塩コンクリー

上部：メタン湧水（もしくは間隙水）と海水との混合によ

ション密集部から離れると産出頻度は急に減少する．

る巨大炭酸塩コンクリーションの形成

L. acutilineatum を含むツキガイ科二枚貝は，鰓に化学合成

底生生物活動が極めて活発になったか，もしくは堆積速− 56 −

常磐堆積盆外側陸棚におけるメタン起源の炭酸塩コンクリーションと化学合成群集

2005 年９月

図８．五浦海岸の九面層における炭酸塩コンクリーションと化学合成群集の形成過程．

度の減少によるコンデンセーションが生じたために生痕まとめが非常に密集するような泥質極細粒砂底に，イベント性の細粒〜中粒砂層が海底下の密集生痕を充填しながら厚く

１．茨城県北部の北茨城市五浦海岸に分布する高久層群九堆積した．この砂層を比較的高い炭素同位体比を持つ炭酸面層に含まれる炭酸塩コンクリーションの形態と産状か塩が膠結している．また，上部層からは化学合成群集を構ら，炭酸塩コンクリーションを 6 つのタイプに識別した：成する Lucinoma などの大型化石が産出しない．これらのⅠ（大型塊状不定形型），Ⅱ（小型塊状不定形型），Ⅲ（パ

条件を満たす炭酸塩沈殿プロセスとして，次の３通りの解イプ型），Ⅳ（薄層型），Ⅴ（密集生痕膠結型），Ⅵ（密集

釈が考えられる．

生痕膠結層状型）．

１）メタン湧水活動が活発化し，細粒〜中粒砂で充填さ２．炭酸塩コンクリーションのタイプは，厚さ 10m の露れた生痕および砂層を，メタン湧水が表層付近の海水と混頭の下部・中部・上部で分布様式が変化する．下部では，合しつつ選択的に通過した．その際に炭酸塩が沈殿して塊状泥質極細粒砂岩中にタイプⅠ，Ⅱがモザイク状に密集タイプⅤ，Ⅵの巨大な炭酸塩コンクリーションが形成さしⅢを伴う．中部では炭酸塩コンクリーションは少なく，れた．２）生痕の密集した砂層は海水由来の間隙水を多くタイプⅠ，Ⅱ，Ⅳが散在する．上部はタイプⅤ，Ⅵが密集含んでいた．この砂層に下位（もしくは側方の同時異相）

した，細〜中粒砂岩の層厚２-３m，幅 50m ×長さ 100m 弱の泥質層より軽い炭素同位体比をもつメタン湧水が移入・の巨大な炭酸塩コンクリーションをなしている．

混合し，炭酸塩が沈殿してタイプⅤ，Ⅵの巨大な炭酸塩コ

３．露頭下部のタイプⅠとⅢの炭酸塩コンクリーション

ンクリーションが形成された．３）生痕の密集した砂層がは，炭素安定同位体比が -20〜 -30‰の範囲にあって，海不透水層で被覆された．当時まだ未固結だった中部層の間水中の炭素同位体比に比べ著しく低く，メタン湧水起源の隙水は海水主体で，これに地下の還元環境下で形成された炭素が関与したことが確実である．タイプⅥは，産状から軽い炭素同位体比を持つ無機炭素が溶存していた．この間

メタン湧水が関与した炭酸塩コンクリーションと思われ

隙水が間隙率の高い砂層部に移動して炭酸塩コンクリーる．しかし，その炭素安定同位体比は -９〜 -15‰と比較ションが形成された．

的高く，この原因としてメタン湧水と海水との混合が同位いずれにしても，メタン湧水もしくは軽い炭素同位体比

体比に影響した可能性が考えられる．

を持つ無機炭素を含む間隙水と海水との混合を考慮する

４． 露 頭 下 部 か ら 中 部 に 産 出 す る Lucinoma

必要がある．本研究結果からは，上記３解釈のどれか１つ

acutilineatum は， 自 生 的 に 密 集 し， メ タ ン 湧 水 起 源を採用することは難しく，今後の詳細な岩石学的・地球化の炭酸塩コンクリーションを伴うことから化学合成群学的研究が望まれる．

集を形成していた．

− 57 −

化石 78 号

上田庸平・ジェンキンズ，ロバート・G・安藤寿男・横山芳春

謝辞
本研究を行うにあたり，茨城大学理学部地球生命環
境科学科の天野一男教授，岡田誠助教授には有用な討論をして頂いた．産業技術総合研究所地質標本館の柳沢幸夫氏には，本地域における層序に関し，多くの有用な意見を頂いた．また，横浜国立大学の間嶋隆一
教授と静岡大学の延原尊美助教授には非常に親切か
つ 丁 寧 な 査 読 を し て い た だ い た． 本 研 究 の 一 部 に は，学術振興会科学研究費補助金（基盤（C），課題番号，
17540441， 代 表 者： 安 藤 寿 男 ） お よ び 東 京 大 学 21 世
紀 COE プ ロ グ ラ ム「 多 圏 地 球 シ ス テ ム の 進 化 と 変 動の予測可能性」研究補助金を使用させて頂いた．以上の皆様と関係各位に深く感謝申し上げます．

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− 58 −(2004 年６月 25 日受付，2005 年８月８日受理 )