東シナ海における堆積速度について
小栗一将＊１・松本英二＊１・斎藤文紀＊２＊１名古屋大学大気水圏科学研究所総合解析部門同位体解析分野〒４６４­０１名古屋市千種区不老町＊２工業技術院地質調査所海洋地質部〒３０５つくば市東１↓３
はじめに沿岸における堆積過程を明らかにするために，堆積速度の測定は必要不可欠である．東シ
ナ海においては，今までにＤｅＭａｓｔｒｃ，ａｊ．（１９８５）やＡｌｅｘａｎｄ（・ｒｅｒｊｌ７．（１９９１）などによって２１０Ｐｂや１３７Ｃｓを用いて堆積速度の測定がなされおり，前者は長江河口沖の陸棚中部で１００ｃｍ／ｋｙｒ，後者は長江河口と済州島の中間Ｊｔｋ点の陸棚上で１１０〜３１０ｃｍ／ｋｙｒという堆積速度を算出している．しかし，沿岸堆積物の表層部は生物活動が盛んなためバイオターベーションが起き（Ｒｈｏａｄｓ，１９７４など），堆積物表層付近の試料のみで年代を測定すると，実際よりも大きな堆積速度を見積もってしまう危険があるため，２１０Ｐｂ等の測定結果から堆積速度を推定する場合は注意が必要である（Ｎｃ）ｚ２１ｋｉｅａ１７．，１！）８０，ＤｅＭａ，；ｔｒｅｒａｊ．，１９８５）．本研究では，東シナ海の陸棚 ， 陸 棚 斜 面 に お け る 平 均 堆 積 速 度 を ， 表 層 で の 生 物 撹 乱 が 及 んで い な い と 思 わ れ る 深 さ から得られた有孔虫化石の１４Ｃ年代によって推測した．なお，本研究は縁辺海における物質循環機構の解明に関する国際共同研究（ＭＡＳＦＬＥＸ）の一環として行われた．
試料と方法（１）試料堆積物試料は海洋科学技術センターの調査船「かいよう」による，Ｋ９５­０９，Ｋ９６­０８航海において採取された．コア試料の採取には大口径重力式コアラーを用いた．また，Ｋ９５­０９航
海 で の Ｆ ６ コ ア の 採 取 に は マル チ プル コ アー を 用 い た ． 試 料 採 取 地 点 を Ｆ ｉ ｇ ． １ ， ʼ Ｉ ʼ ａ ｂ ｌ ｅ １ に ， 柱状 図 を Ｆ ｉ ｇ ． ２ に 示 す． こ れ ら の コ ア の い ず れ の 層 準 に お い て も ， 岩 層 は 均 質 で 堆 積 構 造 は ほと ん ど 見 ら れ ず， 生 物 撹 乱 が 活 発 で あ る こ と が 示 唆 さ れ た ． ま た ， 重 力 流 に よ っ て 堆 積 し たと思われる構造も見られなかった．年代測定試料には，Ｆ８，Ｆ６コアには浮遊性有孔虫（（：フｊｏわ址ｅ７ｉ
ʻ 刀ｏｊｄｅｓｎｊわｅ弓Ｇ／ｏわ槍ｅｒｊ刀ｅ刀ａｓかカｏ❹たｒａ，Ｎｅｏがｏわｏ９ｕｊｌｄ治ｌａｓｐ・，Ｇ７ｏわｏｒｏｒａｊｊａｍｅｊｌ甜消ｊ，０ｒｂ❹加ａ£ｊ７１ｊｖｅｒｓａの混合），Ｂフコアには底性有孔虫（Å訂ｊ­（）ｒｏ£ａ五ａタ油ｅｊ，£ｅｊ７£ｊｃ❹加ａｓ岫ｍ凹ｌｊ／／垣ｅｎｊｓ）を用いた．コ｀アは船内で２ｃｍおきに切断された後に冷凍保存された後，実験室でメッシュサイズ６３μｍの飾を用いて泥分を洗浄した後，顕微鏡下で有孔虫を拾い出した．さらに超音波洗浄を行って付着物を落とし，酸処理を行って殻表面を溶解させた．こ­ １ ０ ７ ­

れらの試料を炭素量で０．５〜１ｍｇ程集めた後，真空中でリン酸分解した．発生した二酸化炭素を真空ラインを用いて精製した後，ｌ（臨１１ａｗａｅｒａｊ．（１９９３）による水素還元法でグラファ
イ ト に 還 元 さ せ た ． 生 成 さ れ た ク Ｔ ラ フ ァ イ ト は タ ー ゲ ッ ト ホ ル ダー に 詰 め た 後 ， 名 古 屋 大 学年 代 測 定 資 料 研 究 セ ン タ ー の タ ン デ ト ロ ン 加 速 器 質 量 分 析 計 （ 中 村 ・ 中 井 ， １ ９ ８ ８ ） を 用 いて１ ４ Ｃ 年 代 を 測 定 し た ． ま た ， 測 定 後 の グ ラ フ ァ イ ト は 再 び 酸 化 銅 と 共 に 石 英 管 に 封 管 して 燃焼させた後，質量分析計（ＦｉｎｎｉｇａｎＭＡＴ２５１）を用いて安定同位体比を測定した．この値は同位体分別効果の補正に用いた．なお，標準試料にはＮＢＳ修酸（ＲＭ­４９）を用い／４Ｃ年代の算出はＳＩ：ｕｉｖｅｒ（１９８３）の方法に従った．但し，一部少量の試料については，有孔虫の炭素
同 位 体 比 を Ｏ ‰ と 仮 定 して 同 位 体 分 別 補 正 を 行 っ た ．
（ ２ ） グ ラ フ ァ イ ト の 反 応 時 間 に つ いて
近年，年代測定試料の増加と機器の発展に伴い，短時間で大量の試料を効率よく処理することが重要な課題になっている．このため機関によっては，グラファイト化反応の際，より高 圧 で 二 酸 化 炭 素 と 水 素 を 混 合 し ， さ ら に ド ラ イ ア イ ス に よ っ て 冷 却 さ れ た エ タノ ー ル な どの冷媒を用いて，副産物である水の除去を積極的に行っている収ｉｌ・ｎｅｌ・ｅ・ｙａｊ．，１９９５，本多，１９９６）．このことをヒントに，本研究では反応中の石英管冷却にペルチエ素子を使用した．

こ の 素 子 に 電 流 を 流 して 発 熱 面 （ 裏 面 ） を 水 冷 す る と ， 冷 却 面 （ 表 面 ） の 温 度 は マイ ナ ス １ ０℃ 以 下 に 達 す る ． ペ ル チエ 素 子 に よる 冷 却 効 果 を 検 討 す る た め に ， 予 備 実 験 と して 従 来 通 りの冷却方法と比較し，反応終了時間に違いがあるか検討した．いずれの方法も，グラファイ
１ヽ化には真空中で修酸を燃焼させて精製した炭素量ｌｍｇの二酸化炭素を使用し，封管される水素の量はモル比で二酸化炭素の２．５倍，触媒となる鉄粉の量は約１ｍｇとした．しかし，グラファイト化反応によって二酸化炭素は指数関数的に減少するため，反応終了時間はいずれの方法も同じで約２時間であった．この予備実験の結果から，本実験における反応時間は３時間とした．
結果と考察（１）Ｆ８コアの１４Ｃ年代試料の測定結果をＴａｂｌ昿ＩＦｉｇ．３に示す．陸棚縁辺のＦ８コアでは年代値の逆転が見られた．
東シナ海陸棚上に分布する砂質堆積物は，最終氷期またはその後の海水準上昇期に堆積したと考えられる（斎藤ほか，１９９４）．また，砂質堆積物中における貝化石の１４Ｃ年代がランダムに１万年前後〜数万年の年代を示す（斎藤，私信）ことから，陸棚上の砂質堆積物は堆積時
あ る い は 堆 積 後 に 大 き な 混 合 を 受 け， そ の 後 は ほ と ん ど 堆 積 して い な い こ と が 考 え ら れ る ．
したがって，貝化石や有孔虫化石を用いて砂質堆積物の平均堆積速度を見積もることは困難であり，むしろ海水準上昇期に一度に堆積したと考えるのが妥当である．また，コア最下部の シル ト が 堆 積 し た 年 代 に つ いて は ， 充 分 な 量 の 有 孔 虫 試 料 が 得 ら れず 測 定 を 行 う こ と が できなかったため不明である．

­ １ ０ ８ ­（２）Ｆ６コアの１４Ｃ年代と平均堆積速度
Ｆ６コアはＦ８コアとは異なり，表層から最下部まで多少の変動はあるものの，ほぼ一定して堆積していることが分かるが（Ｆｉｇ．３），Ｆ８コアと同様，最表層は生物撹乱の影響のためか，約３０００年とやや古い値であった．また最下層は約１４０００年であり，最小二乗法による直線近似の結果，平均堆積速度は１８ｃｍ／ｋｙｒと算出された．また，細粒砂とシルトとの境界は，上下の試料の年代から５０００〜７０００年前と考えられ，この海域ではこの時代に何らかの環境変化があったことが示唆される．
（３）Ｂフコアの１４Ｃ年代と平均堆積速度

Ｂフコアの泥質堆積物は含水率に富み，茶褐色を帯びている．このｊ４ｈ点付近の泥質堆積物は，黄河河口あるいは旧黄河河口付近の浸食により供給されており（斎藤ほか，１９９４），大陸棚斜面で採取されたＦ６コアの泥質堆積物とは異なった供給過程を経ていることが考えられる．また／４Ｃ年代値から得られたＢフコアの平均堆積速度は１ʼ７（３ｎ／ｋｙｒであり，この値を外挿す る と 貝 片 が 堆 積 し た の は ６ ０ ０ ０ 年 以 前 に な る ． す な わ ち Ｂ ７ 地 点 で は ， 海 面 上 昇 に よ って 供給された貝片や砂の上に黄河系の泥が６０００年頃から堆積を始めたことが分かる．その後の堆積速度の細かい変動は，黄河河口の地理的変遷や農耕による土砂の流失量の変化（Ｍｉｍｍａｎｃｉａ７．，１９８７）を表している可ｉ抱性がある．
まとめ
陸棚上の平均堆積速度を算出できなかったため，ＤｅＭａ，；ｔｅｌ­ｅｔ❹．，（１９８５）による堆積速度と 直 接 比 較 は で き な い が， 泥 質 堆 積 物 が 堆 積 す る Ｂ ７ 付 近 に お いて は ， １ ４ Ｃ 年 代 に よ って 得 ら
れた平均堆積速度は１７ｃｍ／ｋｙと，２１０Ｐｂ法によって得られた堆積速度，１１０〜３１０ｃｍ／ｋｙｒ（Ａｌｅｘａ（１，ぅｒｅ，ｔ❹．，１９９１）よりもはるかに小さい．２１０Ｐｂ法による近年の堆積速度は，黄河からの増加した土砂の流失量（Ｍｎｌｉｍ１１１１ｅ❼．１９８７）を反映しているかも知れないが，バイオター
ベー シ ョ ン の 影 響 を 取 り 除 け て い な い 可 ｉ 指 性 も あ る ． コ ア 底 部 の 年 代 に よる と ， 海 水 準 変 動に伴う沿岸浸食の結果，砂質堆積物の移動や貝片の集積が陸棚上で６０００〜７０００年前，あるいはそれ以前に起きたと考えられることから，過去数千年の平均堆積速度は有孔虫化石の１４Ｃ年代によって示されたとおり，２１０Ｐｂ法で求められた近年の堆積速度よりも１桁ほど小さいことが示唆される．
また，Ｆ６コア，Ｂ７コアとも，層序に変化が現れる年代は同じ５０００〜７０００年前であるが，こ れ ら の 変 化 が 偶 然 に 起 き た の か ， 何 ら か の 環 境 変 化 と リ ン ク して い る の か を 明 ら か に す る
ことは今後の研究課題である．
謝辞
本研究を行うにあたり，年代測定資料研究センターの中村俊夫助教授ならびに池田晃子技官 に は タ ン デ ト ロ ン の 使 用 に 関 して 大 変 便 宜 を 図 って い た だ い た ． 静 岡 大 学 理 学 部 生 物 地 球
環 境 科 学 科 の 北 里 洋 教 授 に は 底 生 有 孔 虫 を 鑑 定 して い た だ い 仁 ま た ， Ｋ ９ ５ ­ ０ ９ な ら び に­ １ ０ ９ ­

Ｋ９６­０８航海における試料採取にあたり，研究員ならびに船員の方々には大変お世話になった．ここに謝意を表する．

引 用 文 献Ａｌｅｘａｎｄｅｒ，Ｃ．Ｒ．，ＤｅＭａｓｔｅｒ，Ｄ．Ｊ．ａｎｄＮｉｔｔｒｏｕｅｒ，Ｃ．Ａ．（１９９１）：Ｓｅｄｉｍｅｎｔａｃｃｕｍｕｌａｔｉｏｎｉｎａｍｏｄｅｍ
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Ｔａｂｌｅ２Ｓａｍｐｌｅｓｏｆｅａｃｈｃｏｒｅａｎｄｔｈｅｉｒ１４Ｃｙｅａｒ．Ｓａｍｐｌｅｓｗｈｉｃｈｍａｒｋｅｄｗｈｔｈａｓｔｅｒｉｓｋ
ａｒｅｓ１１１）ｐｏｓｅ（ｎｔｌａｔ６１３Ｃ＝Ｏ‰ｗｈｅｎｈ；ｏｔｏｐｅｅｆｆｅｃｔｃｏｒｒｅｃｔｉｏｎ．

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ＳｅｄｉｍｅｎｔａｃｃｕｍｕｌａｔｉｏｎｒａｔｅｓｉｎｔｈｅＥａｓｔＣｈｉｎａＳｅａ

ＫａｚｕｍａｓａＯＧＵＲＩ＊１，ＥｉｊｉＭＡＴＳＵＭＯＴＯ＊ｌａｎｄＹｏｓｈｉｋｉＳＡＩＴＯ＊２＊ＩｌｎｓｔｉｔｕｔｅｆｏｒＨｙｄｒｏｓｐｈｅｒｉｃ­ＡｔｍｏｓＰｈｅｒｉｃＳｃｉｅｎｃｅｓ，Ｎａｇｏｙａｕｎｉｖ．
Ｆｕｒｏ­ｃｈｏ，Ｃｈｉｋｕｓａ­ｋｕ，Ｎａｇｏｙａ，４６４­０１＊２Ｇｃ５０１０ｇｉｃａｌＳｕｒｖｅｙｏｆＪａｐａｎ｝｛ｉｇａｓｈｉ１­１­３，Ｔｓｕｋｕｂａ，３０５

Ａｂｓｔｒａｃｔ
Ｔｈｅｍｅａｓｕｒｅｍｅｎｔｏｆｓｅｄｉｍｅｎｔａｃｃｕｍｕｌａｔｉｏｎｒａｔｅｓｆｒｏｍ１４Ｃｄａｔｅｏｆｐｌａｎｋｔｏｎｉｃｏｒｂｅｎｔｈｉｃ
ｆｏｒａｍｉｎｉｆｅｒａａｒｅｃａｒｒｉｅｄｏｕｔｔｏｕｎｄｅｒｓｔａｎｄｓｅｄｉｍｅｎｔａｒｙｐｒｏｃｅｓｓｅｓｉｎｔｈｅＥａｓｔＣｈｉｎａＳｅａｃｏｎｔｉｎｅｎｔａｌ
ｓｈｅｌｆａｎｄｓｌｏＰｅ．Ｔｈｅｓａｍｐｌｅｓｔｏｍｅａｓｕｒｅｗｅｒｅｐｉｃｋｅｄｕｐｆｒｏｍ貿苧ｖｉｔｙｏｒｍｕｌｔｉｐｌｅｃ（）ｒｅｓ，ａｎｄｔｈｅ
ｓｅｄｉｍｅｎｔａｃｃｕｍｕｌａｔｉｏｎｒａｔｅｓｗｅｒｅ１８ｃｍ／ｋｙｒａｔｕｐｐｅｒｓｌｏｐｅａｒｅａ（Ｆ６）ａｎｄ１ʼ７ｃ❹ｋｙｒａｔｍｕｄｄｙｓｈｅｌｆａｒｅａ（Ｂ７）ｒｅｓＰｅｃｔｉｖｅｌｙ．Ｔｈｅｓｅｖａｌｕｅｓａｒｅａｂｏｕｔｏｎｅｏｒｄｅｒｓｍａｌｌｅｒｔｈａｎｔｈｅｐｒｅｖｉｏｕｓｓｔｕｄｙｍ珊皿ｕｒｅｄｂｙ
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ｏｎｌｙｓｕｒｆａｃｅｓｅｄｉｍｅｎｔｂｅｃａｕｓｅｏｆｉｔｓｓｈｏｒｔｈａｌｆｌｉｆｅ．Ｔｈｅａｃｃｕｍｕｌａｔｉｏｎｒａｔｅｏｎｔｈｅｓａｎｄｙａｒｅａｉｎｔｈｅ
ｕｐｐｃ・Ｉｒｓｈｅｌｆ（Ｆ８）ｃｏｕｌｄｎｏｔｍｃ・ａ・；ｕｒｅｔｌｌｅｒａｔｅｔ）（５（：；ａｕｓｅｏｆｌｌｅａｖｉｌｙｓｅｄｉｍｅｎｔｌｌ｀１ｉｘｉｎｇ．Ｔｈｉｓｎｌｉｘｉｎｇｍａｙ
ａｔｔｒｉｂｕｔｅｄｔｏｔｈｅｍｏｖｅｍｅｎｔｏｒｔｈｅｄｅｐｏｓｉｔｉｏｎｏｆｔｈｅｒｅｌｉｃｔｓａｎｄｔｒｉｇｇｅｒｅｄｂｙｔｈｅｉｎｃｒｅａｓｅｏｆｔｈｅｓｅａ
ｌｅｖｅ１．ＡｎｄｔｈｅＦ６ａｎｄｔｈｅＢ７ｃｏｒｅｓ，ｔｈｅｒｅａｒｅｒｅｃｏｒｄｅｄｔｈｅｌｉｔｈｏｌｏｇｙｃｈａｎｇｅａｂｏｕｔ５０００〜７０００
ｙ．Ｂ．Ｐ・，ｂｕｔｔｈｉｓｉｓｓｔｉｌｌｉｎｑｕｅｓｔｉｏｎｗｈａｔｒｅｌａｔｉｏｎｓｈｉｐｅｘｉｓｔｓｂｅｔｗｅｅｎｔｈｅｌｉｔｈｏｌｏｇｙａｎｄｔｈｅ
ｅｎｖｉ１７０ｎｍｅｎｔａｌｃｈａｎｇｅｓ．

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