熊本大学学術リポジトリ
Kumamoto University Repository System
Title

更新世における南琉球弧のサンゴ礁発達史と構造運動

Author(s)山田, 茂昭CitationIssue date

2002‑03‑22

Type

Thesis or Dissertation

URL

http://hdl.handle.net/2298/9369

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学位論文

更新世における南琉球弧のサンゴ礁発達史と造構運動

熊本大学大学院自然科学研究科環境科学専攻
992-D9770山田茂昭、

目次
Ｌはじめに。・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・１

２.琉球弧の地質学的特徴・・・・・・・・・・・・・・・－．．．．．．．．４
３.研究手法・・・・・・・・・・・・・・・・・・・.・・・・・・・.・・・１２

3.1.琉球層群の岩相と堆積環境・・・・・・・・・・・・・・・・..・・・１２
3.2.造礁サンゴ化石群集・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・２３
3.3.琉球層群のシーケンス層序学的解析・・・・・・・・・・・・..・・・３１
３．４石灰質ナンノ化石層序による年代決定・・・・・・・・・・・・・・・・３７
４.南琉球弧の琉球層群の層序各説・・・・・・・・・・・－．．．．．．．．３９
4.1.与那国島・・・・・・・・・・・・・・・・・・・．・・・・・・・・・３９４２.波照間島..・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・７１
4.3.石垣島・・・・・・・・・・・・・・・．・・・・・・・・・・・・・・９７

4.4.八重山諸島・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・.・・・・・・・１２５
４５.多良間島・・・・・・・・・・・・・・・・..・・・・・・・・・・・１５６
4.6.宮古島・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・１７１

５.琉球層群の対比
5.1.南琉球弧における琉球層群の対比・・・・・・・・・・・・・・・・・・２０５
5.2.琉球列島における琉球層群の対比・・・・・・・・・・・・・・・・・・２１０

5.3.琉球層群の対比のまとめ・・・・・・・・・・・・・・・．・・・・・・２１５
5.4.南琉球弧におけるサンゴ礁発達史・・・・・・・・・・・・・・・・・・２１９

６.南琉球弧の琉球層群から読み取れる造構運動・・・・・・・・・・・・・・・２２７
6.1.与那国島・・・・..・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・２２８
６２.波照間島・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・..・・・２３２
6.3.石垣島・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・２３４

6.4.八重山諸島（西表島・小浜島・黒島）・・・・・・・・・・・・・・・・２３５
6.5.多良間島・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・..・・・２３７
６６.宮古島・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・２３８６７.南琉球弧の中期更新世における構造運動・・・・・・・・・・・・・・・２４７
Ｚ結論ｃ・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・・..・・・や・・２６１
謝辞
References
P1atel～2３

Abstract

本研究では，南琉球弧に分布する更新統琉球層群の層位学的研究，ならびに礁の発達過程，さらにそれらを基に南琉球弧における中期更新世以降の造構運動について考察した．

南琉球弧の琉球層群には，海水準変動に対応するユニットが，与那国島で4ユニット（YN-Unitl，２，３，４），波照間島で4ユニット（HT-Unitl，２，３，４），石垣島
で4ユニット（IS-Unitl，DuneUmt，２，３），西表島，小浜島，黒島で2ユニット（IR-Umt１，２；KH-Umt１，２；KR-UmtL2），多良間島で3ユニット（TR-Umtl，
２，DuneUnit），宮古島で5ユニット（MY-Unitl，２，３，４，５），それぞれ認識された．各ユニットの累重様式は，アグラデーション，またはオフラップの関係である．宮古島では5ユニット全てがアグラデーションに累重するのに対して，宮古島以
外の地域ではアグラデーションからオフラップヘと累重様式が変化する．この累重様式の変化は，与那国島でYN-Umt3以降，波照間島でHT-Umt2以降，石垣島で1ｓ‐
Unit2以降，西表島でIR-Umt2以降，小浜島でKH-Unit2以降，黒島でKR-Unit2以降，多良間島でTR-Umt2以降からであることが判明した．
石灰質ナンノ化石層序から，各ユニットの堆積年代は与那国島のYN-Umtl，波照間島のHT-Unitl，宮古島のMY-Unit3，４がO95Ma～0.41Ｍａ（佐藤ほか（1999）の基
準面3～6），与那国島のYN-Unitl，石垣島のIS-Umtl，多良間島のTR-Unitlが0.41～0.25Ｍａ（佐藤ほか（1999）の基準面2～3）であることが判明した．これまでの堆積年代に関するデータを加味した結果，宮古島には主として0.95～O41Maに相当する琉球層群が，宮古島以西の地域では主としてO41Ma以降に相当する琉球層群が分布することが明らかになった．また，0.95～O41Maに相当する琉球層群は，宮古島
以西では波照間島，与那国島に1ユニットのみが分布し，一方，宮古島周辺域では
041Ｍa以降に相当する琉球層群が現地表に分布しないことが判明した．

琉球層群の層序の対比からは，琉球列島のサンゴ礁は次のような変遷をしたと考えられる．（１）“琉球層群原礁相'，前期（1.45Ｍa以前）；沖縄本島周辺では局所的にサンゴ礁の形成がなされるが，南琉球弧の波照間島地域周辺では，依然として陸源細粒堆積物が堆積する．（２）“琉球層群原礁相”後期（1.45～0.95Ｍa）；沖縄本島周辺及び宮古島周辺域で琉球層群の基底部をなすサンゴ礁堆積物が堆積した．

（３）“琉球層群主部礁相，，（0.95～0.41Ｍa）；琉球列島に広くサンゴ礁堆積物が堆積するが，宮古島以西ではごくわずかな分布にとどまる（３）“琉球層群新期礁

相'，（0.41Ｍa以降）；“琉球層群主部礁相，，と同様に各地域に分布するが，宮古島以西では広く分布する．これら琉球層群の層序は，慶良間断裂を挟んで，沖縄本島

と宮古島でよく対応するのに対し，同一構造区とされる南琉球弧の宮古島周辺域と八重山諸島域では異なる関係にあることが指摘される．

造礁サンゴ化石群集，ならびに岩相の時空分布から，各ユニットの堆積時の１日汀
潮線の鉛直位置と氷河性海水準変動曲線との比較によって，与那国島，波照間島，
石垣島を含む八重山諸島では，約030～O24Maの時期に沈降から隆起へと造構運動の変化があったと考えられる．一方，宮古島地域では，現在陸上に露出する琉球層群の堆積時には，全て沈降傾向であったものが，その後約055Ｍa以降に隆起へと転じたと考えられる．このように南琉球弧では，中期更新世以降，宮古島地域と八重山諸島域で異なる造構運動があったことが指摘される．また，上述の造構運動変換
時期の違いの他に，各地域固有の局所的な造構運動が宮古島周辺地域，八重山諸島，波照間島，与那国島において認められる．南琉球弧の琉球層群は，形成時期の違い，発達様式の違いから，サンゴ礁形成の先行，あるいは遅れ，隆起開始時期の違い，局所的な造構運動の違いがあることが指摘され，これらは第四紀における沖縄トラフのリフテイング活動とそれに伴う応力場の違いに関連するものであると考えられる．従来の海底震探層序や古地磁気学的研究では，大局的な琉球弧の造構運動を判明することが可能であったが，地表に露出する堆積物の変遷からより詳細な造構運動を読み取ることが可能となった．

１

１．はじめに
琉球列島には，第四系礁性堆積物からなる琉球層群が広く分布する．この琉球層群を構成する生物化石や岩相は，1980年代以降の琉球列島における現世サンゴ礁，

ならびに島棚性炭酸塩堆積物の研究（例えば，Nakamori,1986；Iryu,1992；Tsqji，
1993；辻ほか，1993；古田士・中川，１９９３；IIyueta1.,1995）から，堆積環境の推定ならびに古水深決定において非常に有用であることが明らかになった．
第四紀は，大陸氷床の消長に伴い海水準変動と気候変動が繰り返し起こった時期である．現在の琉球列島は，亜熱帯域に属しており，熱帯から亜熱帯域の浅海成堆積物であるサンゴ礁の分布の北限に位置する．サンゴ礁の形成は，海水温，陸源砕
屑物の流入，基盤地形などの様々な環境条件によって規制される．現在，琉球列島

は，（１）暖流系“黒潮,，の流路に位置すること，や（２）大量の陸源砕屑物の流入が少ない島弧上に位置し，島棚上に浅海域が大きく広がること，などのサンゴ礁形

成に適した環境にある．
北西太平洋の境界流である暖流“黒潮，’は，琉球列島への造礁サンゴ幼体の運搬，ならびに低緯度域からの熱の輸送を担っている．琉球列島は，フィリピン方面
からの暖流の流入により，造礁サンゴの種数の多いフィリピンと同様に世界でも有数の種数を誇る地域に相当する．また，黒潮は，琉球列島から温帯域の西南日本沖を流下して，造礁サンゴの生息北限をより高緯度域にまでもたらしている．これら

暖流“黒潮”は，第四紀の頻繁な氷床の消長，海水準変動，気候変動，古海況の変化に伴って流路を変化させてきたと考えられる．したがって，現在のような亜熱帯域に位置する琉球列島では，古“黒潮”の流路の変化に伴う古海洋環境に強く影響を受けてきたことが推察される．このことは，第四紀の気候変動の繰り返しに対して，琉球列島のサンゴ礁が盛衰を繰り返し，時間・空間的な変遷を遂げてきたということが想像される．言い換えると，琉球列島に分布する琉球層群から，第四紀の海水準変動と気候変動に関する情報を引き出すことが可能であると考えられる．

一方，琉球弧の成立は，琉球列島がフィリピン海プレートのユーラシアプレート
への沈み込み，背弧海盆沖縄トラフのリフテイング拡大の影響を受ける活構造場に位置することによる．琉球列島における現在のような造構運動のシステムは，約2ＭaからＬ５Ｍａに開始され，現在に至っていると考えられている（Letouzeyand
Kimura,1985；木村，１９９０；FurukawaetaL,1991）．しかしながら，沖縄トラフのリ
フテイング活動とその影響を受ける琉球弧は，約2Ｍa以降の詳細な構造運動の時空変

２

遷が明らかにされてない．琉球列島の造構運動の変遷は，琉球列島上に分布する地層から考察することが可能である．特に，第四系礁性堆積物は，先述の通り古水深の決定の有用'性から堆積深度，あるいは旧汀潮線を決定することができ，これらを時間・空間的に捉えることによって，第四紀を通しての琉球列島の造構運動を読み取ることができる．また，琉球弧の造構運動は，古“黒潮'，の流路に影響を及ぼす（例えば，UUiieetaL,1991）．したがって，第四紀を通しての琉球弧のサンゴ礁性
堆積物の時空変遷，ならびに造構運動を解明することによって，古“黒潮,，の流路の変遷に関する情報を得られることが期待される．

ところで，琉球弧の地質に関しては，古くから帯状配列区分や構造区分がなされている（例えば，波多江，１９５５；小西，１９６５；中川，１９６７；小西・須藤，1972）．
これら帯状配列区分・構造区分の中でも，慶良間断裂で挟まれる中琉球弧と南琉球
弧とは，中新世後期以前の地層と中新世後期以降の地層とが大きな隔たりを持っていることが知られている（例えば，小西・須藤，１９７２；中川，１９７７；木崎，１９７８；
Kizaki,1986）．この中では，中新世後期以降の地層については，琉球弧全体で一括して，琉球弧の造構運動や発達過程が考察されてきた（例えば，氏家，１９８０；
1986；１９８９；Kimural985など）．しかしながら，琉球弧上に分布する中新世後期以降の堆積物，例えば，島尻層群や琉球層群については，近年の層位学的研究（例えば，中森，１９８２；Omural984；Nakamori,１９８６；本田ほか，１９９３；大村ほか，

1994；Ujiial994；兼子・伊藤，１９９５；中村ほか，１９９９；大村ほか，2000など）によって，必ずしも分布や堆積年代が一様でないことが明らかになってきた．したがって，これら堆積物を時間・空間的に追跡することによって，琉球弧の詳細な発達過程を解明することが期待できる．本研究では，詳細な層位学的研究がなされていない南琉球弧の琉球層群の層序の検討と発達過程をもとに，南琉球弧のサンゴ礁発達の変遷史と造構運動の変遷についての考察，ならびに意義について検討した．

そのために本研究では，以下の点に着目して研究を行った．

（１）海水準変動と関連した琉球層群の層序の解明（２）石灰質ナンノ化石層序と既報告の放射年代から年代決定（３）琉球層群の岩相と造礁サンゴ化石群集による礁の発達過程と礁環境の復元（４）琉球層群堆積時の旧汀潮線の位置から読み取れる鉛直方向の変位量の見積もり（５）（１）から（４）を広域的に比較することによる南琉球弧におけるサンゴ礁の変遷史と造構運動の時空変遷の追跡
その結果，南琉球弧の琉球層群の層位関係は，宮古島周辺域と八重山諸島周辺域と３で大きく異なることが判明し，これらの層位関係の違いは，中期更新世における南琉球弧の造構運動によるものであるという結論に至った．以下，このような結論に至った琉球層群の層序，年代，ならびにこれらから考察される第四紀氷河性海水準変動に対応する礁発達様式，礁復元，ならびに造構運動の変遷について述べる．

４

2．琉球弧の地質学的特徴
九州から台湾にかけて北東一南西方向に伸長する琉球弧は，東側にフィリピン海

プレートの沈み込む琉球海溝，西側に背弧海盆の沖縄トラフが位置し，東西断面では琉球海溝と沖縄トラフに挟まれる高まりをなす．琉球列島を構成する島々は，北東側の種子島から南西側の与那国島まで琉球弧上に連なり，トカラ断裂（TokaraGap），慶良間断裂（KeramaGap）によって北，中，南琉球弧に分けられる（Fig.
1）．本研究の対象地域である南琉球弧は，北東側を慶良問断裂に，西側を与那国断裂（YonaguniGap）に境される地域にあたる．
琉球弧を構成する地質の帯状配列は，西南日本，ならびに台湾との構造地質学的な関連性を追究する意味で非常に重要である．過去の琉球弧の地質の帯状配列，あるいは構造区分についての研究（例えば，波多江，１９５５;小西，１９６５；中川，
1967；小西・須藤，1972）では，様々な見解が示されてきた．波多江（1955），中川（1967）は，西から東へ順に（１）古期火山帯，（２）中，新期火山帯，（３）古期岩帯，（４）新第三系帯'に四分した．一方，小西（1965）は，西から東へ順に（１）甑島累帯，（２）石垣累帯，（３）本部累帯，（４）国頭累帯，（５）島尻累

帯，（６）熊毛累帯，に区分し，西南日本の構造帯との類似性を指摘した（Fig.
2）．また，慶良間断裂は，中琉球弧と南琉球弧にみられる地質の帯状配列のズレから，左横ズレの断層が想定されるとした．さらに小西・須藤（1972）は，先第三系基盤岩類が慶良間断裂において大きく隔てられる原因として，約10Ｍa以降の沖縄
トラフの拡大による琉球弧の南進を示唆したものであると考察した．このように琉球弧の地質は，中琉球弧と南琉球弧との間には大きな隔たりがあることが指摘されてきた．

Kizaki（1986）は，過去の琉球列島の地質学的研究を総括し，その結果，中琉球

弧と南琉球弧の地質層序を，以下の通りにまとめられるとした（Fig.3）．中琉球
弧は，下位より（１）ペルム系の石灰岩やチャートを含む上部三畳系から下部白亜系の与那嶺層・今帰仁層・本部層，（２）上部白亜系の砂岩，泥岩，千枚岩，塩基性岩からなる大勝層・名瀬層・名護層，（３）中部始新統の砂岩，泥岩互層からなる和野層・嘉陽層，（４）中新統のグリーンタフ火山岩類，（５）上部中新統から下部更新統の島尻層群，（６）更新統の琉球層群，に区分される．一方，南琉球弧の地質層序区分は，下位から（１）中生界八重山変成岩類，（２）上部始新統宮良層・野底層，（３）下～中部中新統の八重山層群，（４）上部中新統から下部更新統の島
尻層群，（５）更新統の琉球層群，に区分される．

５

中琉球弧と南琉球弧における中期中新世以前の地質構造の違いは，中琉球弧と南琉球弧とが別の構造単元にあったものが，後期中新世に再編成されて現在の琉球弧の原形が形成されたと考察されている（例えば，中川，１９７７；木崎，1978）．この
琉球弧の再編成は，沖縄トラフ形成の第１ステージに関連するものであると考えられており（Kimura,1985），同様の見解は，古地磁気学，ならびに海域の震探層序学的研究からも得られている．MikietaL(1990），Miki(1995）では，K-Ar年代により約9Ｍaに形成されたと考えられる石垣島の古銅安山岩の古地磁気から，南琉球弧
が沖縄トラフ南部の南西方向に向かってくさび状の形状を呈するリフテイングに伴って，約10Ｍaから6Ｍaに時計回りに回転したと考察した．また，地震探査記録に基づく沖縄トラフにおける震探層序（例えば，Kimural985；LetouzeyandKimura，
1985,1986；SibuetetaL,1987,1998；FurukawaetaL,1991）からは，沖縄トラフのリ
フテイングが二段階に分かれているという説が強く支持され，第１ステージが約9Ｍａから6Ｍaの後期中新世，第２ステージが約2Ｍaに起きたと推定されている．

後期中新世以降における中琉球弧と南琉球弧の地質層序は，共通の地層が分布する傾向を示すようになる．そのため後期中新世以降は，琉球弧の地史が琉球弧全体で連動していたと一括して考察されるようになった．例えば，約2Ｍaに再開された
第２ステージの沖縄トラフのリフテイングによる拡大について，氏家（1980,
1986,1989）は，琉球弧の隆起と沖縄トラフの沈降が連動した造構運動であると考え，中部更新統の琉球層群の形成は，沖縄トラフのリフティングによる拡大と関連すると考察した．また，現在の琉球弧における造構運動は，第２ステージの沖縄ト
ラフのリフティングによる拡大の延長と考えた．一方，現在に至る沖縄トラフの活動に対する解釈には，時代の特定がなされていないが，後期更新世から完新世にかけて第３ステージのリフテイング再開時期に相当するという説がある（Kimura，
1985；Sibueteta1.,1998）．Ｋｉｍｕｒａ（1985）は，第３ステージの沖縄トラフのリフテ

イングによる拡大が中期更新世から後期更新世にかけて，沖縄トラフ北部と南部において再開したと考察し，SibuetetaL(1998）では，後期更新世以降のリフテイングに伴い，沖縄トラフ南部において展張応力の方向が前期更新世のリフティング時の方向から変化していることを指摘した．現在の沖縄トラフが活構造であることは，

フリーエア異常の分布パターン，熱流量の分布パターン，地震の分布パターンといったネオテクトニクスからも支持される．

後期中新世以降の琉球弧の地質は，慶良問断裂に関係なくよく類似した地層が分布する．しかしながら,これらの地層の分布や堆積年代は，時間・空間的に一様でない．上部中新統から下部更新統の島尻層群相当層，更新統の琉球層群の諸研究か

６

らは，これらの地層群の層位関係，あるいは堆積年代が一様でないことが明らかになっている．島尻層群相当層に関しては，（１）久米島では後期中新世と後期鮮新世の地層間に堆積間隙があること（中村ほか，1999），（２）沖縄本島では後期中新世から前期更新世までの島尻層群相当層が分布すること（Ujiie,1994），（３）宮古島では鮮新世の島尻層群相当層が分布すること（中森，1982），（４）喜界島では後期鮮新世から前期更新世の島尻層群相当層が分布すること（Ujiie,1994），などが明らかになっている（Fig.４）．一方，琉球層群では，（１）沖縄本島南部，本部半島，伊良部島では前期更新世の礁性堆積物が分布すること（本田ほか，１９９３；

兼子・伊藤，１９９５；砂川ほか，１９９９；松田ほか，１９９９；山本・井龍，2001），（２）沖縄本島周辺，伊良部島，与論島，徳之島，沖永良部島では中期更新世に相当する礁性堆積物が主体であること（Nakamori,１９８６；本田ほか，１９９３；Nakamoriet

aL,1995；IIyuetaL,1998；小田原・井龍，１９９９；砂川ほか，1999），（３）与那国
島，波照間島，喜界島では後期更新世に相当する礁性堆積物が分布すること（大村・太田，１９９２；Omura,１９８４；大村ほか，1994,2000），などが明らかになっている（Fig.５）．

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1２

3．研究手法3l琉球層群の岩相と堆積環境
本研究では，琉球層群の層序の確立を行った．琉球層群の層序確立のためには，
礁性堆積物の岩相の決定，各岩相の分布様式，ならびに岩相の示唆する堆積環境を把握する必要がある．ここでは琉球層群の岩相，ならびに岩相の示す堆積環境について述べる（Table１，Fig.7）．なお，造礁サンゴ化石の群体形は，Nakamori(1986）に従った．

3.1.1サンゴ石灰岩相

定義および特徴：サンゴ石灰岩相は，現地性の造礁サンゴと石灰藻を主体とする
framestone／bufnestone／bindstone／boundstoneである．基質は，底棲有孔虫，軟体動

物，有節サンゴモ，無節サンゴモ，コケムシなどの生物遺骸粒子からなるgramstone／packstone／wackestoneである．造礁サンゴ化石は，半球状，卓状，太枝状，細枝状，指状，葉状，薄板状，円盤状といった様々な群体形を呈する．これら造礁サン

ゴ化石の形状は，サンゴ石灰岩相の岩型と密接な関係をもつ．すなわち，細枝状，太枝状の形状を呈する造礁サンゴ化石ではbufflestoneをなし，卓状，指状，葉状，
薄板状の形状を呈する造礁サンゴ化石では石灰藻と交互に重なり合うbindstone（P1atel-1）を形成し，framestone／boundstoneには種々の形状を呈する造礁サンゴ化石が含まれるB

他の岩相との関係：サンゴ石灰岩相の分布は，同時異相の関係にある他の岩相に対して相対的に標高の高い地域に分布する．サンゴ石灰岩相では，生砕性石灰岩
相，サンゴー生砕性石灰岩相，陸源砕屑物相が隣り合って分布することが多い．また相対的に標高の低い地域に分布するサンゴ石灰岩相は，上位に向け石灰藻球石灰
岩相／大型有孔虫石灰岩相／ハリメダ石灰岩相へと漸移する場合が多い．
堆積環境：琉球列島における造礁サンゴは，水深O～50ｍにおいて良く生息する（Nakamori,1986；IIyuetaL,1995）．サンゴ石灰岩相は，現地性造礁サンゴ化石からなることから，水深O～50ｍのサンゴ礁であると考えられるサンゴ石灰岩相は，さらに造礁サンゴ化石の種構成によって，堆積環境を細分することが可能である．
これに関しては後述する．

１３

3.1.2サンゴー生砕性石灰岩相

定義および特徴：サンゴー生砕性石灰岩相は，まれに現地性造礁サンゴ化石を含む異地性の造礁サンゴ化石を主体とするfloatstone／rudstoneからなり，基質は，造礁サンゴ片，ハリメダ，底棲有孔虫，軟体動物，有節サンゴモ，無節サンゴモ，コケムシなどの生物遺骸粒子からなるgrainstone／packstone／wackestoneである．造礁サ
ンゴ化石は，半球状，卓状，太枝状，細枝状，指状，葉状，薄板状，円盤状といった様々な群体形を呈するものからなる（P1atel-2）．琉球層群の基盤岩の直上では，基盤岩と同質の礫，あるいは基質に砂サイズの粒子を含有する．

他の岩相との関係：サンゴー生砕性石灰岩相は，同時異相の関係にあるサンゴ石
灰岩相と同様に，相対的に標高の高い地域に分布する．サンゴ一生砕性石灰岩相には，生砕性石灰岩相，サンゴ石灰岩相，陸源砕屑物相が隣り合って分布することが多い．相対的に標高の低い地域に分布するサンゴー生砕性石灰岩相は，上位に向け

石灰藻球石灰岩相／大型有孔虫石灰岩相／ハリメダ石灰岩相へと漸移することが多い．

堆積環境：サンゴー生砕性石灰岩相は，異地性の造礁サンゴ化石を主体とし，現地性の造礁サンゴ化石を含みfloatstone／rudstoneの岩型が卓越することから，サンゴ石
灰岩相と同様に水深O～50ｍのサンゴ礁域に堆積したと考えられる．サンゴ一生砕性

石灰岩相は，さらに造礁サンゴ化石の種構成によって，堆積環境を細分することが可能である．これに関しては後述する．また，造礁サンゴ化石のうち，円盤状の形状を呈するFungiids，CydosmSspp，Diaselfsspp・が水深30～80ｍにおいて卓越して分布することが知られている（西平・Ver0,,1995)．これらの造礁サンゴ化石が産出する場合は，水深30～80mの範囲であると考えられる．なお，Fungiids，Cydosms
spp.，DiaseITisspp・は，後述する石灰藻球石灰岩相，大型有孔虫石灰岩相，生砕性石
灰岩相においても含まれる．
31.3石灰藻球石灰岩相

定義および特徴：石灰藻球石灰岩相は，表面が滑らかな直径08～4cmの球状，及び楕円状の形状を呈する石灰藻球を20％以上含むrudstone／noatstoneからなる（P1atel-3）．基質は，底棲有孔虫，ハリメダ，軟体動物，無節サンゴモ，コケムシ，造礁サンゴ片，浮遊`性有孔虫などの生物遺骸粒子からなるgrainstone／packstone／

1４

wackestoneからなる．しばしば大型有孔虫CyIocOpeusca1pemeITが混在し，円盤状のFungiids，Cyclosensspp.，DiasmSspp.，葉状，薄板状のLeproseKisspp，pachyselisSpeciosaといった造礁サンゴ化石が含まれることがある．石灰藻球石灰岩相の中には，無節サンゴモ片や，直径1～3ｃｍのサンゴモ球を主体とするmdstoneからなるものがある．この石灰藻球石灰岩の石灰藻球は，表面が凹凸構造を示しており，先述の表面が滑らかなものと明らかに異なる形状を呈することから，石灰藻球石灰岩相

タイプBとする．なお，先述の表面が滑らかな石灰藻球を含むものを石灰藻球石灰
岩相タイプＡとする．基質は，無節サンゴモ，底棲有孔虫，軟体動物，コケムシなどの生物遺骸粒子からなるpackstone／wackestoneをなす．
他の岩相との関係：石灰藻球石灰岩相タイプAは，同時異相の関係にあるサンゴ石
灰岩相やサンゴー生砕性石灰岩相に対して，相対的に標高の低い地域にしばしば分布するしたがって，平面的な分布では，同時異相の関係にあるサンゴ石灰岩相，サンゴー生砕性石灰岩相，生砕性石灰岩相を同心円状に囲んで分布する場合がある．一般に石灰藻球石灰岩相タイプAは，一連の堆積物においてサンゴ石灰岩相，サンゴー生砕性石灰岩相，生砕性石灰岩相の上位に漸移して重なることが多い．また，石灰藻球石灰岩相タイプAは，大型有孔虫石灰岩相，ハリメダ石灰岩相，生砕性石灰岩相に側方変化することがある．一方，石灰藻球石灰岩相タイプBは，多良
間島にのみ分布し，サンゴ石灰岩相やサンゴー生砕』性石灰岩相と同一の層準において側方へ変化する．

堆積環境；石灰藻球石灰岩相タイプAにみられる表面の滑らかな石灰藻球は，現世琉球列島では水深50～150ｍの島棚の流速の速い地域に分布することが知られており（TsUji,1993；IryuetaL,1995），特に水深80～120ｍに密集する．それゆえ，石灰藻
球石灰岩相タイプAは，水深50～150ｍに堆積したと考えられ，石灰藻球の密集する
rudstoneは，水深80～120ｍに堆積した可能性が高い．共存する大型有孔虫

Cydocb/peuscalpentenは水深60m以深において（古田士・中川，1993），造礁サンゴ
化石CyCIoseFisspp.，Diasensspp.は，水深30~80mにおいて（西平･Veron,1995），
Leptoselisspp，Ｐ・Speciosaは，水深30～50ｍにおいて（Nakamori,1986)しばしば生息する以上のことから，造礁サンゴ化石を含む石灰藻球石灰岩相タイプAは，水深50～80ｍに堆積したと考えられる．一方，表面が凹凸構造を示す石灰藻球を含む石
灰藻球石灰岩相タイプBは，礁湖の潮流チャネルに分布することが報告されている（ScoffinetaL,1985）．この石灰藻球石灰岩相タイプBは，水深O～5ｍの浅礁湖付近の潮流チャネルに堆積したと考えられる．

1５

３．１３大型有孔虫石灰岩相

定義および特徴：大型有孔虫石灰岩相は，底棲有孔虫CybIocb/peuscaIpentem
Ope１℃ulinasppを主体とするfloatstone／rudstoneからなる（Plate2-1）．基質は，底棲有孔虫Amphisteginaspp，Hetemsteginaspp.，無節サンゴモ，ハリメダ，無節サン
ゴモ，軟体動物，コケムシ，造礁サンゴ片，浮遊性有孔虫などの生物遺骸粒子からなるgrainstone／packstone／wackestoneである．しばしば石灰藻球を伴い，造礁サン

ゴ化石としては，円盤状のFungiids，Cydosensspp，Diasensspp.，葉状，薄板状のLepmseIiSspp.，Ｐ・Speciosaが含まれることがある．
他の岩相との関係：大型有孔虫石灰岩相は，同時異相の関係にあるサンゴ石灰岩
相やサンゴー生砕』性石灰岩相に対して，相対的に標高の低い地域に分布する．したがって，平面的な分布では，同時異相の関係にあるサンゴ石灰岩相，サンゴー生砕性石灰岩相，生砕性石灰岩相を同心円状に囲んで分布する場合がある．また，大型有孔虫石灰岩相は，一連の堆積物においてサンゴ石灰岩相，サンゴー生砕性石灰岩

相の上位に漸移して重なることが多い．大型有孔虫石灰岩相は，石灰藻球石灰岩
相，ハリメダ石灰岩相，生砕性石灰岩相に側方変化することがある．
堆積環境：宮古島周辺海域における現世底棲有孔虫の分布に関する知見（古田士・中川，1993）によれば，大型有孔虫Cyclocb/PeusCalPente画は，水深60m以深において，また大型有孔虫OpeI℃ulinaspは，水深34m以深から分布する．先述の石灰藻球を混在する本岩相は，水深50～150ｍに堆積したと考えられる共存する円盤状のFungiids，CydoseIｺﾞSspp.，DjaseKisspp，葉状，薄板状のLeptoseIisspp.，RSpeciosaなどの造礁サンゴ化石からも水深50～150ｍで堆積したことが支持される（Nakamori,１９８６；西平・Ver0,,1995）．
3.1.4ハリメダ石灰岩相

定義および特徴：ハリメダ石灰岩相は，石灰緑藻類Hamedasppの破片が卓越する
rudstone／floatstoneからなる．本研究では，岩型，ハリメダ片の大きさ，基質を構成する生物遺骸粒子に基づき本岩相をタイプＡとタイプBに2分する．ハリメダ石灰
岩相タイプAは，ハリメダ片が4～7ｍｍの大きさのrudstone／floatstoneからなり（Plate

2-2ルハリメダ石灰岩相タイプBではハリメダ片が7～14ｍｍの大きさのfloatstone／rudstoneからなる（P1ate2-3）．ハリメダ石灰岩相タイプAは，ハリメダ片以外に，軟体動物，有節サンゴモ，底棲有孔虫Calcannaspp.，BacuIqgD0psinaspp，造礁1６

サンゴ片AcIDpo旧spp.，HeliOpoIacoeluI℃a，フジツボ片といった生物遺骸粒子を含有する．一方，ハリメダ石灰岩相タイプBでは，底棲有孔虫，無節サンゴモ，軟体動
物，コケムシ，浮遊性有孔虫といった生物遺骸粒子，ならびに石灰藻球を含有す
る．

他の岩相との関係：ハリメダ石灰岩相は，非常に限られた範囲に分布する岩相である．本研究地域では，ハリメダ石灰岩相タイプAが宮古島，多良間島，波照間
島，与那国島に，ハリメダ石灰岩相タイプBが多良間島，黒島，与那国島に分布す
る．ハリメダ石灰岩相タイプAは，同時異相の関係にあるサンゴ石灰岩相，サンゴー生砕性石灰岩相，生砕性石灰岩相に隣接して，ごく限られた範囲に分布する．一方，ハリメダ石灰岩相タイプBは，同時異相の関係にある石灰藻球石灰岩相，大型有孔虫石灰岩相，生砕性石灰岩相に対して側方変化し，同時異相の関係にあるサンゴ石灰岩相，サンゴー生砕性石灰岩相に対して相対的に標高の低い地域に分布する場合がある．また，ハリメダ石灰岩相タイプBは，サンゴ一生砕性石灰岩相に対して漸移して重なる．

堆積環境：Haljmedaspp.は，現世の琉球列島のサンゴ礁において小規模に散在して分布する．本研究地域におけるハリメダ石灰岩相は，前述のようにハリメダ片のサ

イズによってハリメダ石灰岩相タイプＡとＢに分けられる．Haljmedaspp・の葉片のサイズ分布については，ジャマイカのサンゴ礁堆積物による調査から得られており（BossandLiddeL1986），これらの見解からは，浅部（水深24ｍ以浅）に生息する

Halimedaspp・では，その葉片サイズは小さく，また厚みがあるのに対して，深部（水深24ｍ以深）に生息するHalimedaspp.では葉片サイズが大きく，薄いことを指摘した．BossandLiddel(1986)は，前者をmshallow-waterHaljmedasuite"，後者をmdeep-waterHalimedasuite1'と呼称し，この見解は，深海域のHalimedaspp・の研究による知見とも矛盾しない（B1airandNolTis,1988）．Hanmedasppの生息する深度と種類との関係に関する研究は大西洋域が多いが，造礁サンゴと異なり種構成がインド・太平洋域と大西洋で大きく変化しない（Hillis-Collinvaux,1986；B1airandNorris，

1988；JohnsandMoore,1988）ことから，本研究ではBossandLiddel(1986)の見解を解釈に取り入れることにする．したがって，ハリメダ石灰岩相タイプBは，石灰藻

球，大型有孔虫Cydocb/peuscaIpenteIｺﾞと共存することから，堆積環境は水深50～150ｍの島棚状にあるハリメダ・マウンドと考えられる．島棚上のハリメダ・マウン
ドについては，カリプ海（HmeetaL,1988），グレートパリアリーフ（Ormeand
Slamal988；MarshallandDavies,1988），ジャワ海（RobertsetaL,1988）において

礁前縁にハリメダ群生地の存在が知られている．現世琉球列島においてはその存在

1７

Iま未報告であるが，琉球層群堆積時に同様のハリメダ・マウンドがあったことが推定される．

一方，ハリメダ石灰岩相タイプAは，BossandLiddel(1986)の'Ishallow-water
Halimedasuite'に相当する．また，構成粒子中には，造礁サンゴ化石の細枝状のAcmpomspp.，指状AcmpoIzlspp，HeliOpo頃coeluI石a，底棲有孔虫のBaculOgW〕sina
spp.，Calcam]aspp，フジツボなどが含まれる．これらの生物遺骸粒子からは，水
深O～5ｍの浅礁湖といった堆積環境が考えられる（NakamorL1986；Iryuet

a1.,1995）．浅礁湖には，海草Thalassiasppの密集する部分に伴うHaljmeda相の存在が報告されている（MacKinnonandJones，2001）．以上のことから，ハリメダ石灰

岩相タイプAは，水深O～5ｍの浅礁湖においてHahmedaspp.，海草Thalassiaspp・が共存して密集する堆積場であったと考えられる．
3.1.5生砕,性石灰岩相

定義および特徴：生砕性石灰岩相は，サンゴ礁に生息する有節サンゴモ，無節サ

ンゴモ，造礁サンゴ片，コケムシ，底棲有孔虫，軟体動物，ハリメダなどの生物遺骸粒子からなるgrainstone／packstone／wackestone／mudstoneからなる．先述の生物
遺骸粒子以外には，造礁サンゴ，石灰藻球，大型有孔虫C)'docOpeuscaIpen極の混在が認められる場合もある．基盤岩の直上では，基盤岩と同質の礫，あるいは砂粒子が含まれることもある（Plate3-l）．生物遺骸粒子は，地域によって様々な量比や組成を示す．これらのうち，淘汰の良い生物遺骸粒子からなる淘汰の良い生砕性
石灰岩相は，特徴的であり，かつよく分布する岩相であることから，別の岩相として後述する．

他の岩相との関係：生砕性石灰岩相は，様々な地域に分布する．石灰藻球，大型有孔虫ｑ'doc()/peuscalpentelTiを伴う生砕性石灰岩相は，石灰藻球石灰岩相，大型有孔虫石灰岩相に側方へ漸移する．この場合，生砕性石灰岩相は，サンゴ石灰岩相，サンゴー生砕性石灰岩相を同心円状に囲んで分布することがある．

堆積環境：生砕性石灰岩相は，生物遺骸粒子の組成，混在粒子の特徴，堆積構造などによって，様々な環境で堆積したものと考えられる．したがって，堆積環境は，生物遺骸粒子，混在粒子の特徴，堆積構造などを基に判断していく必要がある．石灰藻球や大型有孔虫G〕,docb/peuscaIpemeKiを含有する生砕性石灰岩相は，水深50～150ｍに分布する石灰藻球（IIyuetaL,1995），水深60m以深に分布するQyCIoclypeus
caIpente〃（古田士・中川，1993）が含まれることから，水深50～150ｍの島棚で堆積1８したものと考えられる．
3.1.6淘汰の良い生砕性石灰岩相

定義および特徴：本相は，含まれる構成粒子の特徴，堆積構造からタイプA，Ｂ，Cという3つのタイプに細分した．生砕性石灰岩相タイプＡには，“アワ石'，と称される淘汰の良い粗粒砂サイズの生物遺骸粒子からなるgramstone／packstoneをなすものがある．淘汰の良い生砕性石灰岩相タイプAは，有節サンゴモ，無節サンゴモ，

底棲有孔虫のBacuIOgMDsinaspp.，CalcaImaspp.といった生物遺骸粒子が主体であり，まれにトラフ状斜交層理，平行層理を伴う（Plate3-2）．

細粒砂から中粒砂サイズの淘汰の良い生砕,性石灰岩相タイプBには，底棲有孔虫

Cibicidesspp，CassiduIinaspp.，コケムシを含むglainstone／packstoneからなるものがある．この生砕性石灰岩相には，トラフ状斜交層理がみられる（P1ate3-3）．

淘汰の良い生砕性石灰岩相タイプCは，細粒砂から中粒砂サイズの有節サンゴ
モ，無節サンゴモ，軟体動物，ハリメダ，底棲有孔虫などの生物遺骸粒子，イント

ラクラストなどを主体とするgrainstone／packstoneからなる．この生砕性石灰岩相には，約20｡～40゜の傾斜角を示す平板状斜交層理が発達する（P1ate4-1）．この生砕性石灰岩相中には，植物根や陸成巻貝を含有する赤褐色砂層の薄層を挟在する場合がある（P1ate4-2）．

他の岩相との関係：粗粒砂サイズの淘汰の良い生砕性石灰岩相タイプAは，しばしばサンゴ石灰岩相やサンゴー生砕性石灰岩相に伴って分布する．トラフ状斜交層理を伴い，底棲有孔虫Cibicidesspp，Cassidulinasppやコケムシを含む生砕`性石灰岩相
タイプBは，宮古島にのみ分布する．本相のタイプCは，多良間島と石垣島に分布
し，サンゴ石灰岩相やサンゴー生砕性石灰岩相と同様に石灰藻球石灰岩相と大型有孔虫石灰岩相に対して，相対的に標高の高い地域に分布する．

堆積環境：粗粒の淘汰の良い生砕性石灰岩相タイプAは，主として浅礁湖に生息す

る底棲有孔虫BacuIOgypsinaspp.，Calcalfnaspp.，有節サンゴモ（Iryueta1.,1995）が含まれることから，水深O～5ｍの浅礁湖，あるいは海浜に堆積したものと推定される．底棲有孔虫Cibicidesspp.，Cassjdulinasppやコケムシを含む生砕性石灰岩相タイ

プBは，底棲有孔虫Cibicidesspp，Cassidulinaspp､がともに水深100m以深から卓越すること（古田士・中川，1993），水深150～200ｍにかけてしばしば分布するコケム

シ（辻ほか，１９９３；IIyuetaL1995）が混在することから，水深150～200ｍの島棚であると考えられる．本相のタイプCは，陸成巻貝や植物根を含有する赤褐色砂層を1９

伴い，高角の平板状斜交層理が観察されることから，砂丘のような風成堆積物であると考えられる．

3.17陸源砕屑物相

定義および特徴：陸源砕屑物相は，未固結あるいは弱固結の砂層，シルト層，ならびに礫層からなる．堆積構造としては，斜交葉理や平行葉理が観察される．また
炭酸塩粒子として，底棲有孔虫，軟体動物片，造礁サンゴ片，浮遊性有孔虫などの生物遺骸片が含まれる．礫層には，亜角礫から亜円礫で，礫の淘汰が悪く，基質が粗粒砂から細粒砂からなるものと，円礫から亜円礫により構成され，基質が中粒砂
から細粒砂からなる礫層が存在する．後者にはトラフ状，あるいは平板状の斜交葉理が観察され，礫には造礁サンゴ化石，二枚貝ＯＳ“asp､を伴う場合がある（P1ate4-3）．砂層は，トラフ状斜交葉理を伴う淘汰の良い中粒砂よりなり（Plate5-1），生痕化石，底棲有孔虫Penemplisspp.，軟体動物，造礁サンゴを含む～平板状
斜交葉理を伴う砂層は，淘汰の良い中粒砂から細粒砂からなる．シルト層は，暗灰色から明灰色を呈し，塊状無層理であり，浮遊性有孔虫，軟体動物，底棲有孔虫を含む（P1ate5-2）．軟体動物としては，巻貝のRoseniasp，Eutenellasp.，Stmmbus
isabena，lVassa㎡uscostatus，二枚貝のAcmpagIainhlata，Cjrcesp.，VasticaFdiumsp・が産出するこれらの軟体動物化石は，一部が破片化している．底棲有孔虫としては，OpercuIinaspを産出する．また，硫黄臭を伴う炭化木を含む塊状無層理のシルト層がある（P1ates6-1and6-2）．これら陸源砕屑物相は，基盤岩直上の琉球層群基底部においてよく観察される団他の岩相との関係：淘汰の悪い礫層は，与那国島，石垣島，西表島に分布する．

いずれもサンゴ石灰岩相やサンゴー生砕性石灰岩相に対して，相対的に標高の高い地域に小規模に分布する傾向がある．淘汰の良い礫層は，与那国島と石垣島に分布
し，基盤岩直上の琉球層群基底部に分布する．平板状の斜交葉理や平行葉理を伴う砂層は，石垣島に分布し，淘汰の良い礫層と同様に，琉球層群の基底部において分布する．浮遊性有孔虫，軟体動物，底棲有孔虫を含むシルト層，ならびに炭化木を含む塊状シルト層は，与那国島と石垣島に分布し，これらも琉球層群の基底部に分布する．

堆積環境：淘汰の悪い礫層は，礫の円磨度が低く，堆積構造もみられないことから，削剥・運搬をあまり受けていないものであり，陸域に近い場所において堆積したものであると考えられる．淘汰の良い礫層は，造礁サンゴが固着すること，二枚2０

貝Ost1℃asp・を産すること，ならびにトラフ状斜交層理などの堆積構造から海成礫層と判断される．また，付随する化石から，汽水域に近い，礫ならびに陸源砕屑物の供給の多い水深O～5ｍの極浅海域であったと考えられる．平板状斜交葉理を伴う砂層は，砂丘あるいは海浜付近の砂丘風成堆積物であると考えられる．一方，トラフ状斜交葉理のある砂層は，潮下帯を示す底棲有孔虫Penemplisspp.，軟体動物，造礁サンゴを含むことから，水深50ｍ以浅の上部外浜であると考えられる．浮遊性有孔虫,軟体動物,底棲有孔虫を含むシルト層は，底棲有孔虫Ope1℃ujinaspが水深34ｍ
以深において分布する（古田士・中川，1993）のに対し，軟体動物化石は，極浅海域の干潟に分布するものからなる．本層には，異なる堆積環境からなる生物遺骸粒子が含まれる軟体動物化石が破片化していることとこれらに伴い底棲有孔虫

OpeIMinasp・や浮遊性有孔虫が含まれることから，このシルト層は，干潟域付近の中でも極浅海域よりやや深い場所で堆積し，かつ比較的遠洋性の生物が侵入する場
所で堆積した泥質堆積物であると考えられる．一方，炭化木を含むシルト層は，マングロー ヴ林付近の汽水域の泥質堆積物であると考えられる．

2３

3.2造礁サンゴ化石群集
先述の通りサンゴ石灰岩相とサンゴー生砕性石灰岩相には多くの造礁サンゴ化石が含まれており，この造礁サンゴ化石の種構成によりさらに堆積環境の細分を行うことができる．本研究では，造礁サンゴ化石の種構成を基に，ＡからＥの5つの現地

性造礁サンゴ化石の群集，群集AからEの構成種の骨格片を主体とする異地性群集を識別した（Table2）．異地性群集には，複数の群集構成種の骨格片を含むことがある．このような場合，本論では含有造礁サンゴ化石中で最も量比の多い（50％以上）群集骨格片からなる異地性群集を「異地性群集」と表記する．付随する他の群

集骨格片は，「群集を含む」と表記する．例えば，「群集Bを含む異地性群集C」という表記では，造礁サンゴ化石中の50％以上が群集Cからなり，群集B構成種の骨格片を混在するという意味になる．ここでは，造礁サンゴ化石群集，ならびに堆積環境について記述する（Fig.7）．なお，群集AからEの構成種の骨格片を主体とする群集は，Ａ１からE,と図示した．

32.1造礁サンゴ化石群集Aおよび群集A構成種の骨格片を主体とする異地性群集

定義および特徴：造礁サンゴ化石群集Ａ（以下，群集A），ならびに群集A構成種の骨格片を主体とする群集（以下，異地性群集A）は，Mbntjpomdigitata，Ｐｂｍｅｓ
Ｃ)klindlrca，Acmpomspp(thinly-branching），AcmpoIaspp(digitate)，Fungiids，
MOntipo垣ae9uitube1℃ulata，Pavonadiva㎡cata，POIItesspp(hemispherical)，Ｓ()flqphol沼lpistiUata，SelfatOpoIzlh)′smXbPocinOpomdamicomis，Faviidsといった造礁サンゴ化石から構成される．上記の造礁サンゴ化石の中でも，MbmpoIHdigitata，POntes
CyhndIYca，AcmpolHspp.(thmly-branching)は，特に卓越して認められる．造礁サンゴ
化石の群体形は，葉状，細枝状，太枝状，半球状，指状，円盤状を呈する．群集Ａは，サンゴ石灰岩相のbufflestone／bindstone／framestoneを構成する（Plate7-Land

7-2）．基質部のgrainstone／packstone／wackestoneからなる生砕性石灰岩相には，円盤状のFungiids，ならびに細枝状の群体形を呈する造礁サンゴ化石片が散在す
る．半球状のPOritGssppは，縦0.5～1.5,,幅1～2ｍの大きさで散点的に分布する．
一方，異地性群集Aは，サンゴー生砕性石灰岩相を構成するfloatstone／rudstoneの異地性造礁サンゴ化石片として出現する（P1ates7-3and8-1）．

堆積環境：群集A，およびに異地性群集Aは，現世琉球列島における造礁サンゴ群

集（Nakamori,1986）のP・Cylin伽Ｃａ群集，Rnjgl巴scens群集，Mdigitata群集に相当2４する．また，付随する造礁サンゴ化石のAcmpoIHspp(digitate)，Fungiids，
Mae9uitube1℃ulata，ＰｄＭｆｃａｔａ，Poritesspp.(hemispherical)，SpjStillata，Ｓ・hystrix）
Rdamicomis，Faviidsは，現世琉球列島のサンゴ礁において浅礁湖や内側礁原などに散在して分布する．これら浅礁湖と内側礁原においては，群集A，および異地性

群集Aが礫として砂礫底に分布し，周囲の生息する造礁サンゴと同一の種構成を示すことから，生息時から移動や運搬を余り受けずに堆積したものと考えられる．以上のことから，群集A，および異地性群集Aは，水深O～5ｍの浅礁湖，ならびに内側
礁原における堆積を示唆する群集と考えられる．
３２２造礁サンゴ化石群集Bおよび群集B構成種の骨格片を主体とする異地性群集

定義および特徴：造礁サンゴ化石群集Ｂ（以下，群集B），ならびに群集B構成種の骨格片を主体とする異地,性群集（以下，異地性群集B）は，AcmpoIzlh)/acinthus，Acmpompali紬，Acmpo頃ＳＰＰ(digitate)，Acmpomspp(thinly-branching)，PocinOpo烟

damjcomis，PbcjllOpo垣venucosa，Faviids，Pbntesspp.，HeIiOpo田coeruleaといった造礁サンゴ化石から構成される．上記の造礁サンゴ化石の中でも，Ａｈ)/acimhus，ApaIiha，AclDpo頃spp.(digitate)は，特に卓越して認められる（P1ate8-2）．なお，
AclDpo田spp(digitate)には，AgemmihaAdigitifもIaAmomicuIosaなどが含まれる．造礁サンゴ化石の群体形は，卓状，細枝状，太枝状，半球状，指状を呈する．

群集Bは，サンゴ石灰岩相のbmdstone／framestoneを構成する．基質は，生砕性石灰岩相のglamstone／packstone／wackestoneからなる．この基質中には，細枝状のサン
ゴー生砕性石灰岩相の造礁サンゴ片がしばしば含まれる．一方，異地性群集Bは，
rudstone／noatstoneを構成する（P1ate8-3）．この異地性群集Bには，群集Bを構成する造礁サンゴ化石の礫に加え，群集A，後述する群集Cに含まれる造礁サンゴ化石

が礫として混在する．群集Aに含まれるものとしては，AcmpoIHspp.(thinlybranching)，Rdamicomis，Rvelrucosa，Fungiidsが卓越して認められ，群集Cに含まれるものとしては，Faviids，AcmpoIHspp.(digitate)，Ｓ)/mph)′lnaspp，LobOph)fllia
spp.，PlaO/gWlsinensjSなどが挙げられる．
堆積環境：群集B，および異地性群集Bは，現世琉球列島における造礁サンゴ群集（Nakamori,1986）のAhyancinthus群集，AaSpelH群集に相当する．また，付随する造礁サンゴ化石のApaliiblaAcmpomspp(digitate)，Acmpolaspp.(thinlybranchin8O，RdamicomjS，Ｐ・vemjcosa，Faviids，Pmtesspp，HeliOpo烟coemleaは，
現世琉球列島のサンゴ礁において礁嶺，外側礁原，礁斜面上部といった礁前縁部に

2５

散在して分布する．したがって，群集Bは，水深O～5ｍの礁嶺，外側礁原，礁斜面

上部に生息していた群集であると推定される．現在，内側礁原においては，礁前縁部に生息していた造礁サンゴの礫が分布し，ここでは，浅礁湖から内側礁原側の種構成を示す造礁サンゴと礁前縁部の種構成を示す造礁サンゴの混在が認められる．

群集Ａに含まれる造礁サンゴ化石の混在する異地性群集Bは，礁嶺付近の内側礁原に堆積したものであると考えられる．一方，礁前縁部付近では，礁斜面に発達する縁溝縁脚系，ポケット状の窪みの砂礫底において，礁斜面に生息する造礁サンゴの礫に加えて，礁嶺，外側礁原，礁斜面上部において生息していた造礁サンゴ礫が混在して分布する．群集Cに含まれる造礁サンゴ化石の混在する異地性群集Bは，水深３～10ｍの礁斜面のポケット状の窪み，縁溝縁脚系の砂礫底に堆積したものであると考えられる．

3.23造礁サンゴ化石群集Cおよび群集C構成種の骨格片を主体とする異地性群集

定義および特徴：造礁サンゴ化石群集Ｃ（以下，群集C）ならびに群集C構成種の骨格片を主体とする異地‘性群集（以下，異地`性群集C）は，Ａｈ)/acinthus，Acmpo旧
spp(digitate)，Acmpol百spp.(thickly-branching)，AIDbusta，ApalifblaFaviids，Ｐ・

sinensis，Symph)(Uiaspp.，LobOpMIiaspp，Ｓ・hysmxbPectiniids，Fungiidsといった造礁サンゴ化石から構成される（Plate9-Land9-2）．上記の造礁サンゴ化石の中でも，Faviids，Ahyancinthus，Acmpo垣spp.(digitate)は，特に卓越して認められるなお，Acmpolzlspp.(digitate)には，AgemmifbIa，Adjgitirb画，AmonticuIosaな
どの造礁サンゴ化石が含まれる．造礁サンゴ化石の群体形は，卓状，太枝状，半球状，指状，薄板状，円盤状を呈する．群集Cは，サンゴ石灰岩相のbmdstone／

framestoneを構成する．基質は，grainstone／packstone／wackestoneからなる生砕性石
灰岩相により構成される．生砕性石灰岩相中には，太枝状の群体形を呈する造礁サ

ンゴ片，円盤状のFungiidsが含まれることもある．異地性群集Cは，サンゴー生砕性
石灰岩相のnoatstone／rudstoneを構成する．異地性群集Cには，群集Cを構成する造礁サンゴ化石の礫に加え，群集B，後述する群集Dに含まれる造礁サンゴ化石の礫の混在が認められる．群集Ｂに含まれる造礁サンゴ化石の混在する異地性群集Cでは，Faviids，Ahyacinthus，AaOpolHspp(digitate)，Ｐ・vemJcosa，RdamicomjS，Ｐ・
sinensis，LobQpMIiaspp.，SWnphyUiaspp，Fungiidsが卓越して認められ，群集Dに含まれる造礁サンゴ化石の混在する異地性群集Cには，Faviids，Fungiids，Ｐ・
smensis，Pectimidsが認められ，特にFungiids，Pectiniidsが卓越する．

2６

堆積環境：群集Cおよび異地性群集Cは，現世琉球列島における造礁サンゴ群集（Nakamori,1986）のAhyancimhus群集，Rsteljjgem群集に相当する．また，付随する造礁サンゴ化石のAcmpolZlspp(digitate)，AcmpolHspp(thickly-branching)，A
mbusta，ApaIi化I1a，FtIMiids，PLsinensis，Symp」i)'Ujaspp，LobOpノリzUiaspp，Ｓ、

hystIixbPectiniids，Fungidaeは，現世琉球列島のサンゴ礁において礁斜面に分布する．したがって，群集Cは，水深O～10ｍの礁斜面に堆積したものであると考えられる．礁斜面には，通常，縁溝縁脚系が発達することが多い．縁溝縁脚系の縁溝部分には，礁斜面に生息する造礁サンゴの礫に混ざって礁嶺，外側礁原，礁斜面上部において生息していた造礁サンゴ礫が混在する．したがって，群集Bに含まれる造礁
サンゴ化石の混在する異地性群集Cは，水深3～10ｍの礁斜面のポケット状の窪み，
縁溝縁脚系の砂礫底に堆積したものであると考えられる．群集Cに含まれる造礁サンゴ化石からなる異地性群集Cは，水深O～10ｍの礁斜面の砂礫底，あるいは礁斜面
崖錐堆積物であると考えられる．また，礁斜面では，礁斜面で生息していた造礁サンゴが暴風などにより，礁斜面の安息角領域で崖錐堆積物をなすことがある（Harmelin-VivienandLaboute,1986)．群集Ｄに含まれる造礁サンゴ化石が混在する異地性群集Cは，群集Dの礁斜面10～30m付近において卓越して生息する造礁サンゴ化
石と群集Cの水深O～10ｍに卓越して生息する造礁サンゴ化石が混在することから，
水深10ｍ以深の礁斜面崖錐堆積物において堆積したものと考えられる．

３２．４造礁サンゴ化石群集Dおよび群集D構成種の骨格片を主体とする異地性群集

定義および特徴：造礁サンゴ化石群集、（以下，群集D），ならびに群集D構成種の骨格片を主体とする異地性群集（以下，異地性群集D）は，Pbmesspp.，Faviids，
Pectiniids，Diploa…aMjOpolzl，CaIaxeaitlscicula血EbhinOpolalamellosa，Each)/senSSpeciosaFungiidsといった造礁サンゴ化石から構成される（Plate9-3）．上記の造礁サンゴ化石の中でも，Faviids，Pectiniids，Fungiidsは，特に卓越して認められる．
造礁サンゴ化石の群体形は，卓状，半球状，薄板状，円盤状を呈する．群集Dは，サンゴ石灰岩相のbindstone／framestoneを構成する．基質は，grainstone／packstone／
wackestoneからなる生砕』性石灰岩相により構成される．生砕性石灰岩相中には，様々な群体形を呈する造礁サンゴ片，円盤状のFungiidsが含まれることもある．異地性群集Dはシサンゴー生砕性石灰岩相のnoatstone／rudstoneを構成する．異地性群
集Dには，群集C，ならびに群集Eに含まれる造礁サンゴ化石の礫が混在することがある．群集Ｃに含まれる造礁サンゴ化石の混在が認められる異地性群集Dでは，

2７

Faviids，Fungiids，Rsinensis，Pectiniidsが含まれ，特にFungiids，Pectiniidsが卓越する．群集Ｅに含まれる造礁サンゴ化石の混在が認められる異地性群集Dでは，Faviids，Fungiids，Ｐ・Speciosa，LeptoseIｺﾞsspp，Pectiniidsが含まれ，特にFungiids，
Pectimidsが卓越する．

堆積環境：群集､および異地性群集Dは，現世琉球列島における造礁サンゴ群集（Nakamori,1986）のOJD/poIHIacelH群集に相当する．また，付随する造礁サンゴ化
石のPbnitesspp，Faviids，Pectiniids，Ｄ・heliOpoIa，Gflscicula画s，E1amellosa，Ｐ・Speciosa，Fungiidsは，現世琉球列島のサンゴ礁において礁斜面に散在して分布する．したがって，群集Ｄは，水深10～30ｍの礁斜面に生息していた群集であると考えられる．礁斜面には，生息していた造礁サンゴが暴風などにより，礁斜面の安息角領域で崖錐堆積物をなすことがある．群集Cに含まれる造礁サンゴ化石を混在する異地性群集Dは，群集Cの礁斜面O～10ｍ付近において卓越して生息する造礁サン

ゴ化石と群集Dの水深10～30ｍに卓越して生息する造礁サンゴ化石が混在することから，水深10m以深の礁斜面堆積物と考えられる．群集Eに含まれる造礁サンゴ化石を混在する異地性群集Dは，群集Dの礁斜面10～30ｍ付近において卓越して生息する

造礁サンゴ化石と群集Eの水深30～50ｍに卓越して生息する造礁サンゴ化石が混在することから，水深30ｍ以深の礁斜面堆積物と考えられる．
3.2.5造礁サンゴ化石群集Eおよび群集E構成種の骨格片を主体とする異地性群集

定義および特徴：造礁サンゴ化石群集Ｅ（以下，群集E），ならびに群集E構成種の骨格片を主体とする異地性群集（以下，異地性群集E）は，PomBsspp.，Faviids，

Pectiniids，RSpeciosa，Leptosensspp，Fmgiidsといった造礁サンゴ化石から構成される（P1atelO-1）．上記の造礁サンゴ化石の中でも，Pectiniids，RSpeciosa，LeptoseIrsspp，Fungiidsが，特に卓越して認められる．造礁サンゴ化石の群体形
は，卓状，葉状，薄板状，円盤状を呈する．群集Eは，サンゴ石灰岩相のbindstoneを構成する．基質は，grainstone／packstone／wackestoneからなる生砕性石灰岩相により構成される．生砕性石灰岩相中には，様々な群体形を呈する造礁サンゴ片，円盤状のFungiidsが含まれることもある．異地性群集Eは，サンゴー生砕性石灰岩相のnoatstone／rudstoneを構成する．まれに石灰藻球，大型有孔虫CyCIoc1yipeuscalPenm
を伴うこともある．異地性群集Eには，群集Dに含まれる造礁サンゴ化石の混在が認められ，Faviids，Fungiids，Ｐ・Speciosa，LeptoseKisspp.，Pectiniidsが卓越して認めら
れる．

2８

堆積環境：群集Eおよび異地性群集Eは，現世琉球列島における造礁サンゴ群集（Nakamori,1986）のLeptoseITisscabma群集に相当する．また，付随する造礁サンゴ
化石のPbmesspp，Faviids，Pectiniids，Bach)′selfsSpeciosa，Leptoselﾌﾞsspp.，Fungiids
は，現世琉球列島のサンゴ礁において礁斜面の深部に散在して分布する．したがって，群集Eは，水深30～50ｍの礁斜面に生息していた群集であると考えられる．群集、を混在する異地性群集Eは，群集Dの礁斜面10～30ｍ付近において卓越して生息す
る造礁サンゴ化石と群集Eの水深30～50ｍに卓越して生息する造礁サンゴ化石が混在することから，水深30ｍ以深の礁斜面堆積物と考えられる．また，石灰藻球，大型有孔虫Cydocb/peuscalpemelｺﾞを含有する異地性群集Eは，水深50m前後の礁斜面と島棚との漸移する場所で堆積したものであると考えられる．

FossiIhermatypic

TabuIaranddigitatarcoIony
AIgaIbindingstructure

TabuIarandhemisphericaIcoIony
Highdiversity

LamellarandFoliaceouscoIony
Lowerdiversitycomparingwith
AssembIageC

FoliaceouscoIony
WithbiocIasticgralnedU
wackestone/packstonematrix

ＣｏｍｍｕｎｉｔｙＣ

Community、ＣｏｍｍｕｎｉｔｙＥ

grainstonematnx

WithweIIsortedblocIastic-grained0

SedimentbufIlingstructure

BranchingandhemisphericalcoIony

FeaturesCommunityB

ＣｏｍｍｕｎｉｔｙＡcoralcommunities

RaC↑UAse脂specI○sa,Faviids

LeplDsel7Sspp.,PecUniids

Fungiids

Faviids

PectinIids

AclqDo旧SPP.(digitate）
AhyElcmIhus

Faviids

Acl℃p０個Paliね煩

Acmpo煩spp(digitate）
Ａｈｙ日clnlhus

Ｍon叩o煩digiIZRda
AcmPo煩SPP.(thinly-b『anching）
P｡"砲sQyIinqWC臼taxonomicgroup

CharacterisUc

Lowerreefslope(30m-deep）

MiddIereefsIope（10-30ｍdeep）（O-1Omdeep）

UpPerreeIsloPe（0-5ｍdeep）

andreefedge（O-5mdeep）

ShEUIowIagoon

andlnnerreefflａｔ

DepositionaI

environments

Reefcrest,outerreeffIat

Table2CIassiIIcatlonoffossilhermatypiccor副communitiesoftheRyukyuGroup．

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■■■■■■■

1菫｣iii:lLiiL、rCefsIope

卦一二

ＡＡＢＢｃｃＤＤＥＥ

-50ｍ

0ｍ

Fig7DepositionaIenvironmentsofeachfossilhematypiccoraIcommunities．
A-E;CommunityA-E・AI-EI;CommunityincludesskeIetaIfragmentsofCommunityA-E

1agoonshalIowいつ3１

3.3琉球層群のシーケンス層序学的解析
これまで述べてきた通り，琉球層群を構成する岩相と造礁サンゴ化石群集は，古水深の指標として非常に有用で，かつ高精度の分解能を有する．したがって，琉球層群について鉛直方向や側方方向への岩相変化，あるいは岩相の時空分布を追跡することにより，相対的海水準変動を読み取ることが可能である．1990年代以降，琉球層群は，複数のサンゴ礁複合体からなることが明らかにされ，一つ一つのサンゴ
礁複合体が一回の相対的海水準変動に対応することが指摘された（井龍ほか，

1992；Nakamorieta1.,1995；IIyuetaL1998）．これら一つ一つのサンゴ礁複合体は，ｖａｎ（1987）やVailetal．（1991）などによって提唱されたシーケンスモデルにおける一連の海進海退によって形成される堆積シーケンスとほぼ同義のものであり，琉球層群の堆積過程の時間・空間的な変遷，あるいは琉球層群堆積場の相対的海水準変動を読み取ることができる．本研究では，１回の相対的海水準変動で形成された各サンゴ礁複合体を基本単位として，琉球層群の層位関係を明らかにした．

VailetaL(1991)によると，一連の海進海退では，低海水準期に堆積する低海水準期ウェッジ堆積体，海進期に堆積する海進期堆積体，高海水準期に堆積する高海水準期堆積体が順次形成される．この過程において，海進期堆積体の基底面には海進
面，高海水準堆積体のピーク時に最大海氾濫面が形成される．この堆積シーケンスのモデルに琉球層群の岩相と造礁サンゴ化石群集から推定される堆積環境を考慮に入れて，琉球層群の岩相変化と分布パターンの変遷を検討すると，以下の堆積シー

ケンスのモデルが構築される（Fig.８）．
低海水準期には，水深50m以浅の堆積環境を示すサンゴ石灰岩相，サンゴー生砕性石灰岩相，生砕性石灰岩相が陸棚縁辺において形成される．形成される礁は，海水準の停滞，あるいは緩やかな上昇に伴って，keep-up型（Fig9），あるいはcatchup型（Fig.10）のいずれかを示す．海進期には，浅海相であるサンゴ石灰岩相，サンゴー生砕性石灰岩相，生砕性石灰岩相の各相は陸側へ漸移して移動すると共に，海進に伴って基底付近では，基盤岩から削剥された陸源砕屑物が供給され，海進期堆積体の基底部に堆積する．海進が進行するに従い浅海相の上位には，水深50ｍ以深で堆積する大型有孔虫石灰岩相，ハリメダ石灰岩相タイプB，石灰藻球石灰岩相

タイプA，生砕性石灰岩相といった島棚相へ漸移累重する（Figll）．この過程において礁を構成する造礁サンゴ化石群集は，上方深海化の群集変化を示し，give-up型

あるいはkeep-up型の礁発達過程を示す（Figs9andll）．高海水準期には，海進期の岩相変化が継続される．しかしながら，海面が最高位に達し，礁の成長がcatch-up3２

型になると，島棚相の上位に浅海相であるサンゴ石灰岩相，サンゴー生砕性石灰岩

相，生砕性石灰岩相が重なる上方浅海化の岩相変化を示すようになる（Fig.12）．
また，それに伴って各岩相は，沖側へ前進する．海面上では，砂丘などの風成炭酸塩堆積体（Fig8）が形成される．
以上のように，琉球層群の堆積シーケンスでは，以下の特徴が挙げられる．
（１）低海水準期から海進期においては，上方深海化の岩相と造礁サンゴ化石群集の変化を示す．礁の発達過程は，give-up型かkeep-up型のいずれかをとり，各岩相は，陸側へ移動する岩相変化を示す．また基底部付近には，陸源砕屑物相が分布する．（２）高海水準期には，上方浅海化の岩相ならびに造礁サンゴ化石群集の変化を示し，礁の発達過程は，catch-up型，あるいはkeep-up型のいずれかに変化する．
また，各岩相は，沖側へ前進する岩相変化を示す．

以上のような一連のシーケンスで形成された礁性堆積物は，海退によって陸化，浸食，溶解ならびに陸水性続成作用を受ける．また，現在の琉球列島の地表に分布する赤褐色ラテライト質の砂層あるいは粘土層が形成される．この赤褐色ラテライ

ト質の形成には，約10万年の期間を擁するとされており（NagatsukaandMaejima，
2001），このことは汎世界的海水準曲線から，次のシーケンスの開始までに赤褐色
ラテライト質層が充分に形成可能な時間を有することが推定される．このことからシーケンス境界には，赤褐色砂層や粘土層が挟在すると考えられる（Fig.12）．一方，海退によって陸上露出までに至らない場合は，整合一連の関係で新たなシーケ

ンスが累重する（Fig.13）．
本研究では，一回の海水準変動で形成された一連の堆積物の集合体・シーケンスをumt（ユニット）と呼称し，このユニットの時空変遷から琉球層群の層序を組み立てることにする．このユニットは，井龍ほか（1992）らによるユニットと同義である．したがって琉球列島における琉球層群の層位関係を比較する上で非常に有用
である．

3４

KeeP-uPrcefsequence

LobOpfMⅡMahempn℃hj7
PlarりnWヨsjnensisFaviids
SandaIMlhambl暉垣Pol1lBssp・
Monlasl7℃ａ囮lenciennesノFavlids

Faviidae

Fungiids

As姥Qpo虚9W百cimsCyphasb己asp・
PmlBsSp．

０ｍ

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コーｇｖｅｌＴＩ佃夢nICn白ｎｎｅｏｒＴｃ

Ｓ(HTbUnit2,southempartofHateruma-Iima）
andaschematiccmsssectIonofaheep-up尼efsequenoe．

Ｃａ1℃h-up幅efsequence
3ｍ

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ｊＷＴロ＆曰「S､砲lqpo眉hyslhirPmiessp．

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RosjlMqpoJzwemjcosa

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Acmpo個palWbr国LobqpﾉMIMa hempl1bhi
Rachyse庵mgosaCyphaslv巴ａ Sp．
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HT-Unit3

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andaschematlccrosssectionofacatch-upreefsequence．

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Faviidspo"hessp

SymphyIIMar巴Ｃｌ増！Ａｓ姥qpovzIgr日cIWS

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Faviids

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C)Phas鵬asp・
ＰＣ伽UssP．

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Lepねse応 paRyiTHcBaGalaxBal：iscVculaHis
Ｔ□【｡ｎｓＰｎＧ目「Pachyse応 SpecねｓａＣＷｌ０ｓｅ胸sp．

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Fig.１１VemcaIchangeollossiIhe『maMDiccc制communIues（MY-Unlt3,ShimozatoごoeinMiya荊olima）
andaschematiccrossseclionofagIve-upreefsequenoe．

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（ISUnItl,NosokoinnonhemIshigakilima）】「【】「￣IＩＬ

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BiodasUcgnst/P鵬VWkst

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BiocIasticgnst/Pkst/Wkst
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Fig.１３VerticaIchangeoflithofacIes(1;YN-UnItW2,TendahanainYonagunMima，

and（2;MY-UniW4,MlyaguniinMiyako-jima）
andaschematIccrosssectionacrossasequenceboundary．

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四①

3７

3.4石灰質ナンノ化石層序による年代決定
新第三紀鮮新世以降の石灰質ナンノ化石は，種の多様性が高く，進化絶滅の変化が大きい（TakayamaandSato,1987）．このため石灰質ナンノ化石を含む地層群では，石灰質ナンノ化石の化石帯基準面に基づき高分解能で層序，時代，あるいは年代の決定が可能である．特に第四紀においては，１２の基準面が設けられており（Fig.１４；TakayamaandSato,1987；佐藤・高山，１９８８；佐藤ほか，1999），これらの基準面は，北東大西洋，日本周辺，インド洋において追跡されることが判明している（佐藤ほか，1987,1988a，ｂ）．

このように第四紀の石灰質ナンノ化石は，基準面の多さから約10万年オーダーでの年代決定が可能である．このことは，シーケンス層序に基づく解析と石灰質ナン
ノ化石層序を組み合わせることにより，第四紀のハラミロ・イベント以降の酸素同位体曲線で示されるような約10万年オーダーでの気候・海水準変動を追跡することができることを示唆する．本研究では，琉球層群及び島尻層群に含まれる石灰質ナ

ンノ化石を抽出し，琉球層群と島尻層群の年代決定を試みた．
石灰質ナンノ化石抽出用の試料は，野外調査において以下の点に留意し，採取した．（１）続成作用を被りやすい琉球層群に関しては，続成作用による方解石の晶出の少ない，未固結あるいは弱固結の基質部から採取した．（２）露頭表面は，上部層準からの粒子落下などによる汚染の危険性があることから，露頭を約15cm掴込

んだ部分から採取した．島尻層群は，未固結から弱固結で続成作用を受けにくい地層であることから，（２）の点に注意して試料を採取した．野外から採取した試料
は，光学顕微鏡で観察するために，スメアスライドを準備した．スメアスライド

は，以下の手順に従い作成した．（１）野外で採取された試料の一部を蒸留水と混合して捲濁液をポリ容器で作成する．（２）捲濁液の上澄みのみをスポイトで抽出し，（３）スライドガラスにのせて約120°Ｃのホットプレートで蒸発乾燥後，（４）カパーガラスにより封入した．石灰質ナンノ化石の鑑定は，光学顕微鏡において油浸1000倍率で鑑定を行った．全体としての個体数は少ないが，約200から300個体を無作為に鑑定して，出現個体を検討した．本研究では，143試料の内，105試料から石灰質ナンノ化石が抽出された．これらのうち16試料は，石灰質ナンノ化石層序を検討するのに充分な個体数である約300個体を超える．本研究では，上述の16試料を対象に石灰質ナンノ化石層序による琉球層群の年代決定を試みた．

3８｜のシの一巨』二一⑪ロ｝。』の□Ｅ二二

２

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０．５１ＭａLＡＤ

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GephyrDcapsapa頃化lａFＡＤ

Ｒｅ舵uわれnesl7曰asanol

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LＡＤ

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FＡＤ

Ia『geGep'MDcapsa

FＡＤ

GeplMDcapsaoceanjba

FＡＤ

GephyrDcapsacambeanjca

1.73ＭａLＡＤ

DjscoaslBrblDuwen

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0.85Ｍａ0.95Ｍａ
1.16Ｍａ１．２１Ｍａ

1.27Ｍａ
1.45Ｍａ

1.65Ｍａ3９

4．南琉球弧の琉球層群の層序各説
4l与那国島
４．１１はじめに与那国島は，琉球列島の最西端に位置し，南琉球弧の島々の中では，背弧側に近い位置にある．現在，琉球列島の背弧側を流れる暖流系“黒潮”は，与那国島周辺を通過して太平洋から東シナ海側へと流入する．第四紀のある時期には，琉球弧の高まりが“黒潮,，の背弧側への流入を遮断した時期があると考えられている（Kimural991）．一方，琉球層群の形成と暖流系の流入には，密接な関係があると考えられている（Koba,1992）．“黒潮，,の流路の変遷は，第四紀における琉球

弧の造構運動，ならびに氷河性海水準変動に規制されていたと考えられ，このことは琉球層群の時空分布にも強く影響を与えたと推察される．したがって，琉球層群の時空変遷を広域的に追跡することは，“黒潮''流路の変化を解明する`情報を提供するものと考えられる．また与那国島は，第四紀以降，東西方向への圧縮応力を受けたため多数の断層が発達し（KuramotoandKonishi，1989），かつ酸素同位体ステージ７，ならびに5e相当のサンゴ礁段丘がみられる隆起地域である（大村ほか，
1994）．このような与那国島近傍で起こったと考えられる造構運動は，“黒潮'，の流入により形成される琉球層群の発達にどのような影響を与えたのか検討する上で非常に重要である．そのためには，与那国島の琉球層群の発達様式と形成時期を明らかにする必要がある．そこで本研究では，（１）シーケンス層序学の視点に基づく琉球層群の層序，（２）石灰質ナンノ化石層序，ならびに既報告の放射年代からの琉球層群の年代決定，（３）琉球層群の岩相と造礁サンゴ化石群集の時空分布にもとづく礁復元，という目的で研究を行った．
４１２地質概説

与那国島は，琉球列島の最西端に位置し，西方約110kｍに台湾，東方約63kｍに西表島が位置する（Fig.１５）．面積約28km２，周囲約33kmであり，島の外形は東西方向に伸長する六角形をなす．

本島は，下位から中部中新統八重山層群，中部更新統から上部更新統琉球層群，

4０

完新統の諸堆積物より構成され（Figsl5，l6andl7)，各々は不整合の関係で重なる．

最下位の八重山層群は砂岩，泥岩，砂岩泥岩互層を主体とし，石炭層，化石密集層，底棲有孔虫の密集する砂質石灰岩を挟在する．また，全層準において生痕化石が著しく発達する．本層群は，島の中央部から南東部にかけて広く分布し，概ね北東一南西方向の走向を持ち，南東側へ10｡～40.の傾斜で傾く同斜構造を呈する．八重山層群の堆積時代は，浮遊性有孔虫および石灰質ナンノ化石により中期中新世の前期に相当する（鈴木・塚脇，1989)．琉球層群は主として礁性石灰岩からなり，基底部に陸源性砕屑物からなる礫岩，未固結砂層，未固結砂質シルト層を伴う．本層
群は，標高80m以下の平坦地に広く分布し，一部，久部良（くぶら）岳の標高100ｍ

地点に孤立して分布する．琉球層群の堆積年代は，ウラン系列年代ならびに石灰質
ナンノ化石から少なくとも39万年以前から9万年前であることが明らかにされており，中期更新世から後期更新世に相当する（大村ほか，1994）．完新統は，崖錐堆積物，礫層，風化土壌，ビーチロック，砂丘層からなり，崖錐堆積物および礫層
は，島の中央にある宇良部（うらぶ）岳周辺に，風化土壌は，島内の平坦地に散点的に分布する．ビーチロックは，島の北部海岸の数地点に小規模に分布し，砂丘層は，波多（なんた）西方に分布する．地質構造は，北東一南西，東西，北西一南東
方向の3方向の断層が多数発達することによって特徴づけられる．これらの断層

は，傾斜80.前後の高角断層であり，東西方向の断層は，島の南西部ならびに北部において雁行状に配列する．

4.1.３与那国島の琉球層群

与那国島の琉球層群の層序に関する研究は，Hanzawa（1935）以来，Nohara（1971），坂井ほか（1978），矢崎（1982）らによって行われてきた．Hanzawa（1935）およびNohara（1971）は，本島に分布する礁性堆積物をRiukiuLimestone（以下，琉球石灰岩）とし，また坂井ほか（1978）は，琉球石灰岩の下部に陸源砕屑岩層が認められることから，下部の陸源砕屑岩層をドナン層，礁性石灰岩を琉球石灰岩として，両者を合わせて琉球層群と改称した．一方，矢崎（1982）は，琉球層群が不整合関係によりドナン層，トゥング田層，サンニヌ台層の三層に区分されることを報告し，各々の地層は，下部が陸源砕屑岩により，上部が礁性石灰岩により構成されることを指摘した．井龍・鈴木（1990）は，現在の琉球列島周辺海域にはその分布が知られていないハリメダを主体とする岩相が琉球層群に含まれること4１を報告し，古生物学的，堆積学的観点からその堆積環境の復元を行った．また大村・太田（1992），大村ほか（1994）は，琉球層群サンゴ石灰岩中の造礁サンゴ化
石のウラン系列年代を測定し，本島の琉球層群の一部の堆積年代とその構造発達史を明らかにした．本論では，シーケンス層序学の視点に基づき与那国島の琉球層群の層序の再検討を実施した．その結果，与那国島の琉球層群は，下位からYN-Unitl，YN-Unit2，YN-Unit3，YN-Unit4の4つのユニットに区分されるという結論に至った．以下，各ユニットの特徴について記述する．
4.1.3.1ＹＮ－Ｕｎｉｔｌ

ＹＮＵｍｔｌは，分布が非常に限られ，また分布高度がきわめて低く平均海面付近であることから，下位の八重山層群との関係は不明である．層厚は，最大15ｍである．分布地域は，久部良，北牧場，南牧場，天蛇鼻端（てんだはな）地域である（Fig.18）．
YN-Unitlは，ハリメダ石灰岩相（Hbl），石灰藻球石灰岩相（R1），生砕性石灰岩相（B1），大型有孔虫石灰岩相（L1），サンゴー生砕性石灰岩相（CB1），陸源

砕屑物相（Tl）からなる（Fig.16）．またYNUnitlには，八重山層群起源の中礫サ
イズの細粒砂岩質円礫が，各岩相の基質に散在して含まれることが特徴である．南

牧場地域（Fig.18,nos65and66）では，下位よりCB1，Ｌ１，CB1が整合一連に重なる．下位のCB1は，半球状，卓状，葉状群体のサンゴを含むfloatstoneからなる．

CB1より漸移変化するL1は，底棲有孔虫Cydoc1ypeusspを主体とし，石灰藻球が混在する．Ｌ１の上位には，漸移してCB1が重なる．Ｌ１より上位のCB1は，現地性の半球状，卓状の群体形を呈する造礁サンゴを主体とするframestoneと，異地性の細枝状AcmpoIz,spp.，指状HeliOpo垣coemleaや円盤状Fhmgiaspp・を含み，基質が粗粒の生物
遺骸粒子からなるglamstone／packstoneよりなる．南牧場地域以外の地域では，RL
Hbl，Ｔｌが分布するＲ１は，北牧場（Fig.１８，ｎＣＳ､１１andl3），天蛇鼻端（Figl8，ｎｏ､53）に分布し，主として石灰藻球からなり，造礁サンゴ礫（C)'closmssp）
が含まれる．Hblは，久部良地域（Fig.１８，，０８）にのみ認められ，大型のハリメ
ダ片を主体とし，石灰藻球，底棲有孔虫の,docb′peussp.を伴う．Ｔｌは，サンニヌ台
地域にのみ分布する（Fig.１８，，０．４５）．Ｔｌは，八重山層群を不整合に覆い，下位から礫岩，シルト層，砂質シルト層へと漸移的に変化する．礫岩は，細礫から中礫
サイズの円礫で，八重山層群起源の礫からなる．シルト層は，淡灰色を呈し，硫黄臭を伴い，木炭片を含む．砂質シルト層は，青灰色を呈し，－部団塊がみられる

4２

が，未固結で二枚貝（AclDPagiaMata，Ｃｉ1℃esp.，VkIsticaIuiumsp.），巻貝（RosenjasP，Eutenellasp.，StmmbusiSabejla，lVassaIiuscostatus），浮遊性ならびに底棲有孔虫（Opeにu肋asp），石灰質ナンノ化石を産する二枚貝は，合弁あるいは破片化しており，巻貝は幼体を含み，一部が破片化している．
4.1.32ＹＮ－Ｕｎｉｔ２

YN-Unit2は，本島において最も広く厚く分布し，最大層厚55ｍに達する．下位の八重山層群（Fig.１８，ｎＣＳ､３９，４８and68）あるいはYN-Unitl（Fig.１８，，０s､8,11,
12,13,53,65and66）とは不整合の関係で重なる（P1ateslO-2,l0-3andll-1）．
YN-Unit2は，陸源砕屑物相（T2），生砕性石灰岩相（B2），石灰藻球石灰岩相（R2），ハリメダ石灰岩相（Hb2），大型有孔虫石灰岩相（L2），サンゴー生砕性
石灰岩相（CB2）からなる．八重山層群ならびにYN-Umtlと接する境界の直上の

YN-Umt2の最下部（Fig.１８，ｎＣＳ13,33,39,45,48,50,65,66and68）は，YN-Unitlと同様に八重山層群起源の礫を含む．YN-Unit2の岩相は，側方方向，鉛直方向に著しく変化し，地域によって異なるものの全体的にまとめると，下位からT2あるいはCB2から，漸移的に岩相が変化してR２，Ｌ２，Ｂ２，Hb2が整合一連に重なる，Ｒ２，

L２，Ｂ２，Hb2は，いずれも同時異相の関係にある．大和墓（やまとはか）（Fig.
18,ｎｏ､４６），宇良部岳（Fig.１８，ｎｏ､４７），トウング田（Fig.１８，ｎＣＳ､５４and55），比川（ひがわ）北部（Fig.１８，，０５６）地域では，ＣB2のみが分布する．これ
らの地域のCB2に含まれる造礁サンゴ化石は，細枝状，あるいは半球状の群体形を呈する．東崎（あがりさき）（Fig.１８，ｎｏ３９），サンニヌ台（Fig.１８，，０．４５），
天蛇鼻端（Fig.18,nos52and53），南牧場地域（Fig.１８，ｎｏs､64,65and66）では，Ｒ２，Ｂ２，Hb2の上位にCB2が整合一連で重なる．また各岩相中には，Ｂ２が挟在される．

YN-Unit2の最下部のT2あるいはCB2は，最大層厚10ｍに達する．分布地域は，Ｔ２がサンニヌ台地域（Fig.１８，，０．４５），ヌルガン地域（Fig.18,,068）に分布し，
CB2が久部良港（Fig.１８，ｎｏ､1)，久部良（Fig.18,ｎＣＳ､６，７and8)，北牧場（Fig.
１８，，０s・lL12andl3)，祖納（そない）（Fig.18,ｎＣＳ､３２and33)，東崎地域（Fig.
18,ｎｏ､39)，サンニヌ台（Fig.18,,045)，南牧場地域（Fig.１８，，０s､65and66)に分布する．サンニヌ台（Fig.18,,045)では，下位から礫岩，石灰質砂岩，砂質石
灰岩からなるT2から，ＣB2へと岩相が漸移するのが観察される．礫岩は，中礫サイ
ズの円礫からなり，全て八重山層群起源の礫種で構成される．Ｔ２には，斜交層理が4３認められる．ＣB2は，葉状，細枝状，半球状群体の造礁サンゴを主体とする．北牧場地域（Fig.１８，，０s.１L12andl3)では，下部2.5ｍに造礁サンゴ礫（C)′doseﾉｺﾞSsp.，
DiaseIfssp,Pach)/seKiSSpeciosaなど）を含む生物遺骸粒子を主体とするgIainstone／packstoneがあり，上部7.5ｍに現地性の造礁サンゴを主体とするframestoneがある．

Ｂ２は，波多地域（Figl8，、023)に分布し，最大層厚9mである．半球状の群体形の造礁サンゴ礫を含み，淘汰の良いサンゴモや底棲有孔虫CalcaKinasp.といった生物遺骸を主体とする．また北牧場地域（Fig.１８，，０．１３)では，ＣB2の上位にB2が重なる．このB2は，石灰藻球，底棲有孔虫Cydoc(ypeussp，サンゴモ，コケムシ，造礁サンゴ礫などの淘汰の悪い生物遺骸片を主体とするpackstone／grainstoneからなり，
造礁サンゴ化石礫として葉状のpachyseIｺﾞsSpeciosa，被覆状のｑ,phas蛇aspが含まれる．

Ｒ２は，YN-Unit2分布域に広く分布する．層厚は分布地域によって異なるが，最大10ｍである．Ｒ２は，主として直径2～4ｃｍの石灰藻球を主体とするnoatstone／

rudstoneである．サンニヌ台（Figl8，ｎｏ､４５)，天蛇鼻端（Fig.１８，，０５２）地域では，造礁サンゴ化石のCydoseIfsspを含む．

Ｌ２は，北牧場地域（Fig.１８，ｎｏ､１４）のみに分布し，主として底棲有孔虫のC)'doc(ypeussp・からなる．層厚は，15ｍである．底棲有孔虫以外の生物遺骸粒子には，サンゴモ片，枝状コケムシ，葉片サイズが7～14ｍｍのハリメダなどがみられ，gramstone／packstoneからなる．また，Ｌ２には石灰藻球も認められる．

Hb2は，久部良（Fig.１８，ｎＣＳ､１，４，６，７and８），東崎（Fig.１８，，０．３９），サンニヌ台（Fig.１８，ｎｏ､４５），南牧場（Fig.１８，ｎＣＳ６４，６５，６６and67）地域に分布し，層厚は最大6ｍに達する．主として大型のハリメダ片，サンゴモからなるwackestone

であり，石灰藻球，底棲有孔虫ｑ′clocb,peusspが含まれる．標高70m以上に分布す
るCB2は，久部良岳地域と荒川鼻（あらかわばな）地域に認められ，層厚は3ｍ以上である．造礁サンゴ化石は，半球状，卓状の群体形を呈する．また，南牧場（Fig.
18,ｎＣＳ､64,65,66and67），天蛇鼻端（Fig.１８，nos52and53），東崎（Figl8，
no､39），サンニヌ台地域（Fig.18,,045）では，Ｒ２，Ｌ２，Hb2の上位に漸移的にCB2が重なる．層厚は，分布地域によって異なるが最大28mである．YN-Umt2の上位あるCB2は，様々な群体形の造礁サンゴ化石からなるframestone／rudstone／

floatstoneで構成され，生砕性石灰岩相を伴う．
4.1.3.3ＹＮ－Ｕｎｉｔ３

4４

YN-Unit3は，久部良，北牧場，波多，祖納，大泊浜（うぶどうまいはま）地域に分布し，最大層厚38ｍに達する．下位の八重山層群（Fig.18,nos5and34）あるいはYN-Unit2（Fig.１８，ｎＣＳ1,4,6,7,8,13,14and23）とは不整合の関係で重なる（P1atell-2）．岩相は，サンゴー生砕性石灰岩相（CB3）とサンゴ石灰岩相（C3）が広く分布するが，北牧場地域では下位からサンゴー生砕性石灰岩相（CB3），石灰藻球石灰岩相（R3），生砕性石灰岩相（B3），ハリメダ石灰岩相（Hb3），サンゴ石灰岩相（C3）へと岩相が漸移的に変化する．CB3は，北牧場（Fig.１８，nosl3andl4）地域にのみ分布し，主として半球状，卓状の群体形を示す造礁サンゴ化石を主体とするnoatstone／mdstoneからなる．CB3の上位に重なるＲ３は，主として直径2～3ｃｍの石灰藻球を主体とするfloatstone／rudstoneである．Ｈｂ３

は，主として大型のハリメダ片，サンゴモからなるwackestoneであり，石灰藻球，

底棲有孔虫Cydocb/peusspを伴う．Hb3の上位に重なるC3は，半球状，卓状の造礁サンゴを主体とするfTamestoneからなる．祖納地域では，下位からサンゴ石灰岩相（C3），石灰藻球石灰岩相（R3）／ハリメダ石灰岩相（Hb3）／サンゴ石灰岩相（C3），サンゴ石灰岩相（C3）へと岩相が漸移する．サンゴ石灰岩相（C3）は，太枝状，半球状，卓状の群体形を示す造礁サンゴ化石からなるframestoneにより構成される．Ｒ３は，主として直径１５～3ｃｍの石灰藻球を主体とするmdstoneからなる．

Hb3は，主として大型のハリメダ片からなるpackstone／wackestoneからなり，石灰藻球を伴う．Ｃ３は，北牧場，祖納地域をはじめ久部良（Fig.１８，ｎＣＳ､１，４，５，６，７and8)，波多（Fig.18,nos23and24)，大泊浜地域（Fig18,,0.35）に分布し，最大層厚38ｍに達する．Ｃ３は，主に現地性の造礁サンゴを主体とするframetoneからなり，異地性のサンゴ礫を含む生物遺骸粒子からなるgminstone／packstoneを挟在す
る．

4.1.3.4ＹＮＵｎｉｔ４

YN-Unit4は，久部良港から東崎地域の与那国島北部海岸と南牧場，比川地域の海岸付近の現地表面に点在して分布する．YN-Unit4の層厚は，最大10mである．分布

高度は北牧場地域で標高30ｍに達するが，その他の地域では標高20m以下に分布す
る．YN-Unit4より層位的に下位の琉球層群にアパットの関係で重なり（P1atell-3），久部良（Fig.18,,0.5)，北牧場（Fig.18,ｎｏ､17），祖納地域（Fig.18,ｎｏ、30）では，侵食不整合の上にYN-Unit4のサンゴ石灰岩相（C4）が重なるのが観察
される

4５

YN-Unit4は，サンゴ石灰岩相（C4），サンゴー生砕性石灰岩相（CB4），生砕性石灰岩相（B4），ハリメダ石灰岩相タイプＡ（Ha4）からなる．
Ｃ４は，現地性の造礁サンゴ化石を主体とし，異地性のサンゴの礫を含むB4を伴う．現地性サンゴ石灰岩相には，現地性サンゴを主体とするframestone，北牧場東部の石灰藻ならびに造礁サンゴによるパインディング構造を示すalgal-coralbindstone，
比川地域および空港地域の細枝状サンゴを主体とするbufflestone，比川地域の淘汰の良い生物遺骸粒子によって基質支持される現地性の巨大半球状群体のPontessp・が認められる．東崎地域（Fig.１８，，０４２）では，最下部に基盤岩由来の巨礫サイズの礫を含むC4が分布する．Ｃ４の下部は，半球状，卓状の群体形を示す現地性の造礁
サンゴ化石が含まれるnoatstoneからなり，基質は生物遺骸粒子を主体とする

grainstone／packstone／rudstoneからなる．Ｃ４は，上位へ向け次第に石灰質かつ現地性の造礁サンゴ化石を主体とするframestoneへと変化する．
Ｃ４に比べてCB4，Ｂ４，Ha4は，Ｃ４に分布する地域において点在して分布する．

CB4は，異地性の細枝状サンゴ片，円盤状のサンゴ礫が含まれるnoatstone／mdstoneからなり，基質には造礁サンゴ片，底棲有孔虫，石灰藻が含まれる．Ｂ４は，底棲有孔虫，サンゴモ片，二枚貝，巻貝，造礁サンゴ片，イントラクストを含むgrainstone／packstone／wackestoneからなる．Ha4は，葉片サイズが4mm程度のハリメダを主体とするfloatstone／rudstoneからなり，底棲有孔虫CaIcalmasp.，BaculOgOPsmasP，
MaIginOpoIHsp.，造礁サンゴ片，二枚貝片が含まれる．
またYN-Unit4には，赤褐色を呈する生砕性石灰岩がYN-Umt3中の裂鱸を充填する場合が観察され，構成粒子として巻貝，硬骨海綿，二枚貝，底棲有孔虫，動物化石が含まれる．基質は，赤褐色を呈する細粒物質とミクライト質石灰泥から構成さ
れ，鏡下では赤褐色を呈するペロイド粒子の密集する部分が認められる．

4.1.4造礁サンゴ化石群集

与那国島の琉球層群を構成するサンゴー生砕性石灰岩相およびサンゴ石灰岩相には，種々の造礁サンゴ化石群集が含まれ，これらの化石群集は，地域によって，あるいは鉛直方向に変化する．また随伴する岩相あるいは構成生物粒子も変化する．

ここでは，各サンゴ石灰岩相における造礁サンゴ化石群集の時間・空間的変化について述べる（Fig.１８）．
4.1.4.1ＹＮ－Ｕｎｉｔｌ

4６

CB1は，南牧場地域に分布する（Figl8，nos65and66)．YN-Unitl下位に認められるCB1を構成する造礁サンゴ化石群集は，群集C，ならびに群集E，あるいは半球状のFtIviasp.，ＰＣ画〔essp，SWnphyHiasp，ConiOpoIasp､を主に含む異地性群集Cからなる．一方，Ｌ１の上位に重なるCB1では，群集Cならびに細枝状のAcmpolHsp，指状のHeliOpolHcoerulea，円盤状のFhmgiaspを含む異地性群集Bからなる．
4.Ｌ４２ＹＮ－Ｕｎｉｔ２

ＣB2は，地域によって造礁サンゴ化石群集ならびに随伴する岩相に違いが認められる．久部良・東崎地域・荒川鼻・天蛇鼻端・久部良岳地域では，群集Cのみからなる（Fig.１８，ｎＣＳ６，７，８，３９，５２and53)のに対して，北牧場地域では，下部4.5ｍにおいて群集E，卓状のFaviids，Ｇ色scicuImSを含む異地性群集C，ならびにCydoselfSsp・の礫などを含む異地性群集Eからなり（Fig.１８，，０s11,12and13)，この上位では，西側に群集Ｃと卓状CflcscicuIa㎡s，Faviidsを含む異地性群集C，東側に群集､が認められるが，東側の群集Dは上部になると再び群集Cへと変化する．サンニヌ台地域では，下部7ｍが群集A，Ｂ，Ｃからなり，上部L5mが群集Eへと変化する（Fig.１７，ｎｏ､４５）．南牧場地域では，Tubjpo垣musicaを伴う群集C，ならびに異地性のTubjpoIamusica，半球状のPC,ｺﾞ〔esspのサンゴ礫を含む異地性群集Cを含む（Fig.１８，，０．６６)．ＣB2のみからなる大和墓（Fig.１８，，０．４６），トウング田（Fig.
18,nos54and55），比川北部（Fig.１８，ｎｏ､５６）地域では，東崎，サンニヌ台，

天蛇鼻端，南牧場地域では，Ｒ２，Ｌ２，Ｈ２の上位に漸移的にCB2が重なる（Fig.18,
nCS３７，３８，３９，４０，４４，４５，４８，４９，５０，５１，５２，５３，５４，６４，６５and66)．この
CB2は，主として群集Cからなるが，層厚1～2m程度の群集Aないし群集Bを挟在することがある．
4.1.4.3ＹＮ－Ｕｎｉｔ３

北牧場地域では，CB3の最下部において卓状のFaviidsを含む異地性群集C，その上位にR２，Ｂ２，Hb2が重なり，群集Cが重なる（Figl8，nosl3andl4)．祖納地域

では，下部5ｍにおいて西側に群集Ｃ（Fig.17,,032)，東側に群集Ａ（Fig.18,ｎｏ、33)が分布する．西側地域では鉛直方向に群集CあるいはGflsciculalfs，Faviidsが継続して分布するが，東側では群集Aから群集B，さらに群集Cへと変化していく4７（Fig.18,,0.33）．これらの上位には,Ｒ２，Ｂ２，Hb2ならびに群集Eが重なる（Fig.18,ｎＣＳ２８，３１，３２and33）．この上位には，群集Cが重なり，群集A，群集
Bが挟在することがある（Fig.１８，，０ｓ２８，３１，３２and33）．久部良港地域では，
群集C，HeliOpoIzlcoerulea,AcmpoIHgemmnblzl,PociIIQpomvelmcosaの破片を含む異地性群集Aが重なり，その上位には巨大半球状群体のPomessp.，Ftlviaspを含む群集Ａが分布し，最上部には群集Bが重なる（Fig.１８，，Ｃｌ）．久部良（Figl8，ｎＣＳ､５，６，７and8），ならびに波多（Figl8，nos23and24）地域では，YN-Umt2の上位に主に群集CからなるC3が重なり，群集Aあるいは細枝状Acmpomspを含む異地性
群集Aが挟在することがある（Figl8，ｎＣＳ､８，２３and24）．
4.1.4.4ＹＮ－Ｕｎｉｔ４

Ｃ４は，群集A，Ｂ，ＣＤからなるが，鉛直方向の群集変化は，認められない．大泊浜地域では群集Ｂ（Fig.18,,036），久部良地域では群集B，Ｃ（Fig.18,ｎＣＳ、
２，３，９andlO），北牧場地域では群集Ａ，Ｂ，Ｃ（Fig.１８，，０s､１５，１６，１７，１８，
１９，２０and２１），波多地域（Fig.18,nos25and26）では群集B，Ｃ，祖納地域（Fig.１８，ｎＣＳ２７，２９and30）では群集B，Ｃ，Ｄ，南牧場（Fig.18,ｎＣＳ､６２and

63），東崎地域（Figl8，ｎＣＳ､41and42）では群集C，比川地域（Fig.１８，nos59
and60）では群集ＡＣが分布する．久部良，北牧場一空港，波多，祖納，比川地域

は，造礁サンゴ化石群集の帯状構造がある．具体的には，陸側から海側に向け，久部良地域で群集Bから群集Cへ，北牧場一空港地域で群集Aから群集Bをへて群集Ｃに，波多地域で群集Bから群集Cへ，祖納地域で群集Bから群集Cを経て群集Dに，比川地域で群集Aから群集Cへと帯状構造を示す．

4.Ｌ５琉球層群の堆積年代4.1.51石灰質ナンノ化石層序
与那国島の琉球層群の年代を明らかにするために，YN-Unitlの陸源砕屑物相（Tl），石灰藻球石灰岩相（Rl），YN-Umt2の生砕性石灰岩相（B2〉，石灰藻球石灰岩相（R2）から石灰質ナンノ化石の抽出を試みて，以下の石灰質ナンノ化石が産出した（Figl9）．
YN-Unitlでは，サンニヌ台地域の砂質シルト層（T1）（Figl8，ｎｏ､４５），天蛇

4８

鼻端地域の石灰藻球石灰岩相（R1）（Fig.18,ｎｏ､53）から石灰質ナンノ化石が産出する（Fig.19）．Ｔｌからは，Calcidiscuslepmporus,Cydol肋ellasp.,GephyTDcapsa
ca肋beanicaGoceanica,Ｇ・palzllIela,PseudoemjlianialacunOsa,ReticuIofbnesUHsp.,ならびに日)′mcoSphaelapulchmが,Ｒ１からは，Gca肋beanjca,Goceanica,Gpa画nela
PseudOemilianialacunosaならびにRenculofbnesnaspがそれぞれ産出する．
ＴＬＲ１から産出する石灰質ナンノ化石は，Garmer(1977)のP｣acunosazone，OkadaandBukry(1980)のCN14a化石帯に相当する．また，佐藤ほか（1999）では，
Rlacunosaの終産出面（以下，ＬＡD）が041Ｍa，Ｃ､palHllelaの初産出面（以下，FAD）が0.95Ｍaとしている．以上のことから，YN-UmtlのT1とＲ１の堆積年代は，O95Maから041Ｍaの間と考えられる．

YN-Umt2では，北牧場地域の生砕性石灰岩相（B2）（Fig.１８，ｎｏ､１３）から1地点，天蛇鼻端地域の石灰藻球石灰岩相（R2）（Fig.１８，，０５３）で2地点，計3地点
において石灰質ナンノ化石が産出する（Fig.１９）．Ｂ２からは，Cocco伽ＵＳＳ舵cke丘，
Cyclo肋enasp.,Gcaribbeanjca,Goceanica,Gpa画nela,Gsinuosa,HeljcoSphaem

cartemReticulo化nestrzlsp,SWHcoSphaempulchlaならびに〔ﾉmMicoSphae画ap・が，R21からは，DiscojidMajaponica,Ｃ､aperta,Ｇｃａ肋beanica,Goceanica,GpalzMlela,ならびにReticuIo化nes“sp・が，またR2-2からは，Ｃｓt１℃ckemGca肋beanica,Goceanjca，
Ｃ・paMela,ならびに[ﾉmbilicoSphaelzlspがそれぞれ産出する．
Ｂ２，Ｒ2-1,R2-2から産出する石灰質ナンノ化石は，Garmer(1977)のGoceanica

zone，OkadaandBukly(1980)のCN14b化石帯に相当する．また，佐藤ほか（1999）の（１）LADが0.41ＭaのPLIacunosa，ならびにFADが0.25ＭaのEmjlianiahuxleyiが産出しないこと，（２）FADがO95MaのGpaMeZaが産出すること，からYN-Umt2の
Ｂ２，Ｒ2-1,R2-2の堆積年代は，0.41ＭaからO25Maの間に対比される．

以上より，石灰質ナンノ化石層序から，YN-Unitlが0.95Ｍaから0.41Ｍa，YN-Unit
2が041Ｍaから0.25Ｍaに対比される．

4.152過去に得られている年代との対応関係

本島の琉球層群の年代は，木庭ほか（1987）のESR年代，大村ほか（1994）のウ

ラン系列年代により年代値が報告されている．これら放射年代の得られている地点と本研究で区分された層位関係との検討を行った．

大村ほか（1994）は，久部良，北牧場，波多，祖納地域の造礁サンゴ化石からウラン系列年代値を得ている．これらのデータは，正確な試料採取地点が記載されて4９いるので，それを基に，今回の調査結果と比較して，琉球層群の堆積年代について検討を行った．なお，大村ほか（1994）により年代値が決定されている層準をFig.
20,Table3に示す．これらのうち，ウラン系列年代値の信頼性に乏しい30万年以前の試料については考察から除外した．一方，木庭ほか（1987）は，祖納，久部良地

域においてESR年代測定を行っており，木庭ほか（1987）の試料採集地点と今回の調査結果と比較を行った．
久部良地域：大村ほか（1994）は，久部良地域よりウラン系列年代値（全20試料）を得ており，それによれば本論のYN-Umt4は，１１万年前から14万7千年前，
YN-Umt3のCB3が21万年前から28万年前に相当する．また，木庭（1987）による１９万年前のESR年代値の測定地点は，本論のYN-Unit3に相当し，このことはウラン系
列年代値と大きく矛盾しない．また，９万年前から9万9千年前の年代値を得ている
試料は，YN-UmtlあるいはYN-Umt2に固着した造礁サンゴ化石に相当する．
北牧場地域：大村ほか（1994）は，北牧場地域から28試料のウラン系列年代値を得ており，これらのデータから，本論のYN-Unit4は11万年前から14万3千年前，
YN-Unit3のCB3が21万年前から24万年前に相当する．

波多地域：波多地域の5試料から得られたウラン系列年代値（大村ほか，1994）から，本論のYN-Unit4は12万4千年前から14万3千年前に相当する．

祖納地域：祖納地域の21試料から得られたウラン系列年代値（大村ほか，1994）から，本地域のYN-Unit4は，１１万4千年前から14万3千年前，YN-Unit3のCB3が20万年前から26万2千年前に相当する．またESR年代値（木庭ほか，1987）は，YN-Unit4

が10万年前および11万年前から12万6千年前，YN-Unit3のCB3が17万4千年前を示す．これらの値は，ウラン系列年代値と比較し，若い時代を示しているものの大きな矛盾は認められない．

本島のYN-Unit１，２では，サンゴ石灰岩相中の造礁サンゴ化石の保存が悪いた
め，ウラン系列年代およびにESR年代は得られていない．
415.3堆積年代

石灰質ナンノ化石層序，ならびに既報告の放射年代と与那国島の琉球層群の層位関係（Fig.２１）から，（１）YN-Umt4は，１１万年前から14万7千年前に相当する．
（２）YN-Unit3のC3は，２０万年前から28万前に相当する．（３）YN-Unit2は，２５万年前から41万年前に相当する，（４）YN-Unitlは，９５万年前から41万年前に相当す
る，（５）９万年前から9万9千年前に相当する造礁サンゴ化石は，ひとつのユニット

5０として認定されない，ということが明らかになった．これらの年代は，酸素同位体曲線（例えば，RaymoetaL,1990）から，YN-Unit4が酸素同位体ステージ５，YNUmt3が酸素同位体ステージ７，YN-Umt2が酸素同位体ステージ９，YN-Unitlが酸素同位体ステージ11から29の間に対比される．また，ひとつのユニットとして認定されない9万年前から9万9千年前に相当する造礁サンゴ化石は，酸素同位体ステージ
5cに対比される．

4.1.6礁の復元ならびに発達過程
41.6.1ＹＮ－Ｕｎｉｔｌ

YN-Unitlは，露出が限られているため，詳細な礁の復元は困難である．YN-Umt

lでは，南牧場地域においてCB1の群集Cから，異地性群集Cならびに群集Eへと変化

し，Ｌ１を経て，さらにCB1の群集Cならびに異地性群集Bへと変化する（Fig.18,
nos65and66）．ここでは，水深10m以浅の礁斜面を示す群集Cあるいは異地性群集
Cから，次第に水深30～50ｍの礁斜面下部を示す異地性群集Cあるいは群集Eへと変化し，さらに水深50～150ｍの島棚を示すL1へと堆積環境が漸移する．すなわち，この過程において南牧場地域のサンゴ礁の成長はgive-up型であったか，あるいはサン
ゴ礁が陸側へ移動したと考えられる（Fig.２２）．南牧場地域において分布する水深50～150ｍの島棚での堆積を示唆するＬ１と，同時異相の関係で北牧場地域（Fig.１８，
nCS､１１～13）と天蛇鼻端地域（Fig.１８，，０．５３）にはR１，久部良地域（Figl8，ｎｏ、
8）にはHblが分布していたと考えられる．久部良地域では水深50～150ｍの島棚上にハリメダ・マウンドが，北牧場地域と天蛇鼻端地域では水深50～150mの島棚上に石灰藻球堆積物が堆積していたと考えられる（Fig.２２）．その後，南牧場地域では，Ｌ１からCB1の群集Cならびに細枝状AcmpolHspp.，指状Hcoerujea，円盤状のFmgiasppを含む異地'性群集Bへと漸移することから，水深50～150ｍの島棚から再び水深5～10mの礁斜面へと堆積環境が変化したものと考えられる．この上方浅海化
は，海水準が徐々に低下するとともに次第に堆積空間が減少したことによるものと考えられる．

一方，サンニヌ台地域ではTlが分布し，礫層，炭化木を含むシルト層，貝化石を含むシルト層が順次重なる（Fig.18,ｎｏ､45）．ここでは，海進に伴う基盤の削剥・浸食による礫の供給の増加に続いて，この礫層の上位に，炭化木を挟在するシ
ルト堆積物からなるマングローブ干潟，極浅海域の干潟に生息する破片化した巻貝

5１や二枚貝，ならびに水深34ｍ以深に生息するOpelMjnasp・を伴う水深50m前後の島棚で堆積した陸源細粒堆積物へと堆積環境の変化があったと考えられる（Fig.22）．
この堆積環境の変化は，先述の南牧場地域で観察されるCB1からL1へという上方深海化を示す環境変化と同一のものであると考えられ，サンニヌ台地域は，他の地域と比較して，陸源砕屑物の供給量が多かったため，礁形成に至らなかったと考えられる（Fig.22）．このようなサンゴ礁と陸源砕屑物の堆積場が近隣に位置する例としては，現在の西表島あるいは石垣島のようなセッティングが考えられる．

以上のようにYN-Umtlは，南牧場地域のような南側において海進に伴うサンゴ礁の成長の停止，あるいは陸側へのサンゴ礁の移動が起こり，上方深海化を示唆する

堆積環境の変化があったと考えられる．一方，サンニヌ台地域では，陸源砕屑物の供給量が多く，極浅海域のマングローブ干潟から水深50ｍ前後で堆積したと考えられる陸源細粒堆積物へと，上方深海化の堆積環境変化があったと考えられる．その結果，水深50m以深の島棚において南牧場地域では大型有孔虫の密集する堆積物が，北牧場や天蛇鼻端地域では石灰藻球主体とする堆積物が，久部良地域ではハリメダマウンドが，それぞれ堆積したと考えられる．その後，海水準が徐々に低下するとともに次第に堆積空間が減少することによってサンゴ礁は，沖合側へと移動しながら上方浅海化の堆積環境変化があったと考えられる．YN-Unitlの分布様式からは，YN-Unitlが－部の地域で陸源砕屑物の供給を伴う堆積場が隣接する裾礁であったと考えられる．
4.16.2ＹＮ－Ｕｎｉｔ２

YN-UnitlとYN-Unit2との境界面には，赤褐色粘土層を伴う．このことは両ユニットの間に，海退に伴い地表露出し赤褐色粘土層の形成があったことを示している．YN-Umt2は，サンニヌ台（Fig.１８，，０４５）やヌルガン（Fig.１８，，０．６８）地域
では基盤岩の削剥・供給が増加して，Ｔ２の礫層が堆積する．しかしながら，他の地域と同様にTl上位にはCB2やB2などの礁性堆積物が重なるようになる（Fig.18,
nos45and68）．これは，陸源砕屑物の供給量の減少に伴い，礁環境に適した堆積場へと変化したことを示していると考えられる．本ユニット下部のCB2の造礁サン

ゴ化石群集は，北牧場地域（Fig.１８，，０s11～13）以外，群集A，Ｂ，Ｃを主体とする（Fig.18,ｎｏｓ６～８，２３，３９，５２，５３，６５and66）ことから，本ユニットの堆積開始時には水深10m以浅の浅礁湖から礁斜面が久部良，波多，東崎，サンニヌ台，

天蛇鼻端，南牧場地域に広がっていたと考えられる．一方，北牧場（Fig.１８，ｎＣＳ．

5２

11～13）地域では，群集C，群集D，群集Eならびに異地性群集Cが分布することか
ら，少なくとも水深10ｍ以深の礁斜面が存在していたと考えられる．
これらの水深50ｍ以浅の堆積物は，次第に各地域とも同時異相の関係にあるRa

Hb2，Ｌ２，Ｂ２へと漸移する（例えば，Fig.18,ｎＣＳ１，４，６～８，１３，１４，２３，３９，
４５，５１～53,64～68）．この岩相変化は，水深50m以浅から水深50～150ｍの島棚へと堆積環境が変化したことを示し（Fig.23），この海進に伴う上方深海化により，サンゴ礁はgive-up型の発達をしたか，あるいはサンゴ礁が陸側へ移動したことを示
唆する．この時期は，天蛇鼻端，北牧場，波多，東崎，サンニヌ台地域といった北部から東部地域で石灰藻球を主体とする堆積物が，久部良地域，南牧場地域といった西部地域にハリメダマウンドが分布していたと考えられる（Fig.23）．
海進期後期から高海水準期にかけては，海進に伴い内陸側へと移動した水深50ｍ
以浅のサンゴ礁堆積物が久部良岳，比川，天蛇鼻端，トゥング田，祖納南東約１５kｍ地域，サンニヌ台南西約1kｍの地域（例えば，Fig.１８，，０s､４６，４８～５０，５５and56）において分布するようになったと考えられる．トウング田地域（Fig.１８，
no､５５）では，異地性群集Ａを主体とすることから，水深O～5ｍの浅礁湖が広がっていたと考えられる．一方，比川地域（Fig.18,,056）では，群集Cから群集Bへと変化していくことから，水深10ｍ以浅の礁斜面から水深5ｍ以浅の礁原～礁斜面上部

へと堆積環境が変化し，catch-up型の礁成長を遂げたと考えられる（Fig23）．その他の地域は，群集C，あるいは異地性群集Cが主に分布する（例えば，Fig.１８，，０s、
46,48～50）ことから，水深10m以浅の礁斜面が広がっていたと考えられる．これ

らの地域の多くは，造礁サンゴ化石群集が鉛直方向に変化しないことから，keep-up
型の礁成長を遂げていたことが考えられる．

高海水準期以降は，南牧場（Fig.１８，，０s､６４～66），東崎（Fig.１８，，０．３９），
サンニヌ台（Fig.１８，，０４５），天蛇鼻端（Fig.18,ｎＣＳ､５１～53）の各地域では，
R２，Hb2の上位にCB2が漸移して重なる．ＣB2は，群集Cが主に分布することから水深10ｍ以浅の礁斜面が主に広がっていたと考えられる．つまり，これらの地域では，水深50～150ｍの島棚から水深10m以浅の礁斜面へと上方浅海化を示す堆積環境
変化があったことを示唆する．これは，高海水準期から海水準が徐々に低下するとともに次第に堆積空間の減少したことを示唆すると考えられる．
以上のようにYN-Umt2は，堆積初期において水深50m以浅のサンゴ礁域が広がっていたのが，海進に伴いサンゴ礁の成長がgive-up型，あるいは内陸側へ移動し，高海水準期まで上方深海化の堆積環境変化を示す．礁の成長が停止した地域では，北部から東部にかけて石灰藻球が堆積するような，西部ではハリメダマウンドが形成5３

される水深50～150ｍの島棚が広がっていたと考えられる．一方，内陸側では，水深5ｍ以浅の浅礁湖，礁嶺～外側礁原，ならびに礁斜面といった水深50m以浅の堆積環境が広がっていたと考えられる．高海水準期以降は，海水準の低下に伴い堆積空間が次第に減少することによって，上方浅海化の堆積環境の変化があったことが考えられる．なお，本ユニットの堆積初期，サンニヌ台，ヌルガン地域では，海進による陸源砕屑物の削剥・運搬によって陸源性堆積物が堆積していたと考えられる．
YN-Unit2は，YN-Unitlに対して同一堆積場が回帰し，かつYN-Unitlの上位を覆って広く分布することから，YN-Umt2の礁がYN-Umtlに対してアグラーデションの関係で発達していたと考えられる．
4.1.6.3ＹＮ－Ｕｎｉｔ３

YN-Unit3は，YN-Unit2と明瞭な境界面をなして接することから，両ユニットの間には，地表露出に伴う浸食・削剥があったことが考えられる．本ユニットの堆積

初期は，祖納地域（Fig.18,ｎｏs､32and33）において群集A，Ｂ，Ｃ，ならびに異地性群集Cが，北牧場地域（Fig.18,ｎＣＳ」３andl4）において群集Cが分布することから，水深5ｍ以浅の浅礁湖，礁嶺～外側礁原，礁斜面といった水深10m以浅のサンゴ

礁が広がっていたと考えられる（Fig.24）．

その上位では，群集E，Hb3，Ｒ３へと漸移する（Fig.１８，ｎＣＳ１３，１４，２８，３１～33）から，水深10m以浅の礁環境から水深30～50ｍの礁斜面下部，あるいは水深５０～150ｍの島棚へと堆積環境の変化があったことが考えられる（Fig.24）．この堆積環境の変化は，海進期から高海水準期における礁の成長のgive-up型，あるいはサンゴ礁の内陸側への移動を示唆するものと考えられる（Fig.24）．本ユニットは，主にC群集で構成されるＣ３が広く分布し（例えば，Fig.１８，，ＣＳ４～７，２４），水深10ｍ以浅の礁斜面が広がっていたと考えられる．波多地域（Fig.１８，，０２２）では，D群集からなり，水深10～30ｍの礁斜面中部があったと考えられる．なお，久部良港地域（Fig.１８，，０１）では，Ｃ群集から，群集Ａをへて，Ｂ群集へと，久部良地域（Fig.18,,0.8）では群集Cから群集Ａをへて，群集Cへと堆積環境変化が一度上方浅海化した後，再度上方深海化へと変化する．本ユニットでは，礁の成長がcatch-up
型からkeep-up型へと変化したことが考えられる．

高海水準期を経た後，北牧場（Fig.18,nosl3andl4）と祖納（Fig.18,ｎＣＳ、
28,30～33）地域では，Hb3，Ｒ３から主に群集CからなるC3へと漸移することから，海水準の低下に伴い堆積空間が減少することによって，上方浅海化の堆積環境

5４

変化があったと考えられる．

以上のようにYN-Unit3は，堆積初期において水深10m以浅の堆積環境を示す堆積物が分布していたのが，海進期から高海水準期までにサンゴ礁はgive-up型の成長，あるいは内陸側へ移動したことが考えられる．高海水準期には，北牧場，祖納地域に石灰藻球の堆積場，あるいはハリメダマウンドが形成される水深50～150ｍの島棚が広がっていたと考えられる．これら島棚域が広がっている地域には，高海水準期を経た後，海水準の低下に伴う堆積空間の減少することによって，上方浅海化の堆積環境変化があったと考えられる．

YN-Umt3は，YN-Umt2に対して最高分布高度が相対的に低く，かつ水深50m以浅の浅海における堆積環境を示唆する岩相がYN-Unit2に対して，上方において薄く，かつ側方に向かって広く分布することから，YN-Unit2に対してYN-Unit3の礁がア
グラーデショナル・オフラップの関係で発達したと考えられる．
4.1.64ＹＮ－Ｕｎｉｔ４

YN-Unit4は，YN-Umt3と明瞭な境界面をなして接する．両ユニットの間には，

地表露出に伴う浸食・削剥があったことが考えられる．YN-Unit4は，Ｃ４，CB4，

B４，Ｈ４が分布し，Ｃ４，CB4は主に群集Cが広く分布する（Fig.25）．したがって，
水深10m以浅の礁斜面が広く分布していたと考えられる．久部良，北牧場，波多，祖納地域の群集Cの分布地域では，ほぼ南北に伸長する縁溝縁脚系が発達していたと考えられる（Fig.25）．また，波多西部，比川地域には水深5ｍ以浅の浅礁湖を示す群集Ａ（例えば，Fig.18,nos21and60），久部良，波多西部，波多，祖納地域には水深5ｍ以浅の礁嶺，外側礁原，礁斜面を示す群集Ｂ（例えば，Fig.１８，，０s２，

３and30），祖納地域（Fig.18,ｎｏ､27）には水深10～30ｍの礁斜面を示す群集Dが分布する（Fig.25）．また，波多西部に点在して分布するHa4，ならびに細枝状Acmpo田spp､を含む異地性群集AからなるCB4は，水深O～5ｍの浅礁湖に散点的に堆積したと考えられる．造礁サンゴ化石群集の鉛直変化は認められないことから，礁

の成長はkeep-up型の成長であったと考えられる．
YN-Umt4は，YN-Unit3をアパットの関係で覆うことから，YN-Unit4の礁は，

YN-Unit3に対してオフラップの関係で発達したと考えられる．
4.1.6.５与那国島のサンゴ礁発達の変遷史

5５

琉球層群から読み取れるサンゴ礁の変遷は，いずれの時代も裾礁の形態を示して発達していたと考えられる．YN-Umtlでは，陸源砕屑物の供給の多い堆積場と礁形成に適した堆積場が存在していたが，YN-Umt2以降では，YN-Unitlで陸源砕屑物の供給の多かった堆積場がしだいに礁形成に適した堆積場へと変遷していったと考えられる．YN-Unit3以降は，陸源砕屑物の供給が減少し，より礁形成に適した堆積場へと変化したと考えられる．YN-Unitl，２，３では，海進から高海水準期にかけて礁の成長がgive-up型あるいは内陸側へ移動したと考えられる．これに伴いgive-up型の礁成長を示した地域では，水深50～150ｍの島棚域で堆積する堆積物が分布するようになった．またこれらの地域は，高海水準期以降，堆積空間の減少に伴い上方浅海化が起こったと考えられる．YN-Unit4では，北部地域において，主に水深10m以
浅の礁環境が広がる裾礁が発達していたと考えられる．
与那国島の礁発達様式は，地域によって多数の断層によりブロック化しているため，明確にすることはできないものの，Ｆｉｇ２４の模式図のようにまとめられる．すなわち，YN-UnitlからYN-Unit2にかけては，アグラデーションに累重する．ＹＮ‐
Unit2形成後は，断層運動によって，各地域のブロック化が起こり，YN-Umt3は，

大局的にYN-Unit2の分布の上限よりも比高の低い地点に分布上限をもつオフラップの関係で重なる．またブロック化のため，場所によっては，みかけ上アグラデー
ションに累重する地域がある．しかしながら，これらの地域でも，堆積深度が明らかに深い島棚堆積物の上位に極浅海域の堆積物が累重し，堆積環境が大きな変化を示すことから，アグラデーショナル・オフラップの関係で重なる．YN-Umt4は，
YN-Unit3の分布の上限に対して，比高の低い地点に分布上限をもつオフラツプの関係で累重する．
4.1.7まとめ（１）与那国島の琉球層群は，YN-Unitl，YN-Unit2，YN-Unit3，YN-Unit4に区分される．各ユニットの分布は，YN-Unitlが非常に局所的に分布し，YN-Umt2が全地域において分布し，YN-Unit3と4が散点的に分布する．
（２）石灰質ナンノ化石は，YN-UmtlとYN-Unit2から産出する．産出する石灰質ナ
ンノ化石から，YN-UnitlがO95Maから0.41Ｍaに，YN-Unit2がO41MaからO25Maに対比される．

（３）既報告の放射年代値と本研究で区分された琉球層群の層位関係との比較から
は，YN-Unit4が11万年前から13万年前，YN-Unit3が20万年前から28万年前に相

5６

当する．

（４）琉球層群の層位関係，堆積年代ならびに酸素同位体ステージとの比較からYN‐

Umt4，３，２，１は，それぞれ酸素同位体ステージ5e，７，９，１１～29に対比される．
（５）与那国島の琉球層群の岩相および造礁サンゴ化石群集から，以下のサンゴ礁の変遷があったと考えられる．YN-Unitlでは，陸源砕屑物の供給の多い堆積場と礁形成に適した堆積場が存在していたが，YN-Unit2以降ではYN-Unitlで陸源砕屑物の供給の多かった堆積場がしだいに礁形成に適した堆積場へと変遷していったと考えられる．YN-Unit3以降は，陸源砕屑物の供給が減少し，より礁形成に適した堆積場へと変化したと考えられる．YN-Umtl，２，３では，海進から高海水準期にかけて礁の成長がgive-up型あるいは礁が内陸側へ移動したと考えられる．これに伴いgive‐
up型の礁成長を示した地域では．水深50～150ｍの島棚域の堆積物が分布するようになった．また，これらの地域は，高海水準期以降において堆積空間の減少に伴い上方浅海化があったと考えられる．YN-Unit4では，北部地域において，主に水深10ｍ

以浅の礁環境が広がる裾礁が発達していたと考えられる．また，各ユニットの礁発
達過程は，YN-Umt2までアグラデーションに累重していたのが，YN-Umt3以降オ
フラップヘと変化する．

Miocene

PIiocene

炉

PIeistocene

Holocene

Beds

FIoodplaindeposits

YaeyamaGroup

UrabusandandG『avelbeds

ArisedreefIimestone

DunesandandAIIuvium

Yaeyama
Ｇｍｕｐ

SonaiLimestoneｓｏｉｌ

Sanddunedeposits

andTerracede Pos its

TaIusdeposits,BeachrCcks，｡

Yazaki(1982）

SakaietaL(1978）

YaeyamaGroup

Holocenedeposits

Thisstudy

Figl6StratigraphicreIationshipoftheRyukyuGroupinYonaguniIimaIsland．

Yaeyama
CoaI-bearing

Umestone

Riukiu／、／～／、分RaisedCoraIReef

Hanzawa(1935）四ｍ

的．」。（汁揖（詩里②．。Ⅱ嶺昌〈］側。

｜■■■■■Ｊ■●□absent

＋

＋

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＋

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＋

ＣＮ１４ａ

ＣＮ１４ｂ

fossiI
biozoneｎａｎｎｏ

1）

CaIcareous

Fig､１gDistributionchartofcaIcareousnannospecIes
inYonagunilimaIsIandl)OkadaandBukry(1gBO)，
２)Satoetal.(1999)．

□pIcsent＋＋＋

ＹＮ－ＵｎｉｔｌＴ１＋＋

呵切。ご星的．①＋＋

何迄のＱ何町⑩Ｑ耐００量ごロ。。
＋

町切ｏこ．○廻廻匡阿這匡①Ｑｂご①印」

ＹＮ－ＵｎｉｔｌＲ１＋

造⑩虻。⑩樋の吻三魯奎ｏｏｏｏＯ＋

廷山道句○口』の町垣Ｑ灯ＣＱ菫Ｑ工ＹＮ－Ｕｎｉｔ２Ｂ２

巴ＥｏＱ廻聖①ミニｓ翅Ｑ＋

阿旦巨町①ＱＥ町。．①＋

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廻辿一望阿旦・●＋ｍ」仁ミコＱ何』①町但。⑩。。Ｎ、尉山
ユ⑩、邑切の巨聖ミコ皇①丘ＹＮ－Ｕｎｉｔ２Ｒ２ａ

ＹＮ－Ｕｎｉｔ２Ｒ２ｂ

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●

。⑩町」①阿但Ｑ町０９亀。Ｒ堂）

2）

０．４１．０．９５Ｍａ

0.25‐０．４１ＭａcaIcareous
nannofossiI

oｆ

leveI

Datum

[、。

●。

6４
Table3Uranium･senesdateoftheRyukyuGrouplnYonaguni-ilmaIsIand
afterOmuraetaI.(1994)．

SampIeNoHelght(、）、ate(ka）Thisstu［

Kuburaarea

肚朏Ｎ肚朏朏肚Ⅲ肘肚忙化化化Ⅵ肚側壯肚化肚Ｎ代川Ⅲ肚忙Ⅱ

KK-13

KK-22

５３３

KK-17

４２５８９４１１１１２２

KK-O5

●●

ＫＫ－１５

ＵＳC-22

２９

ＫＫ－１４

４４４４４４４４４４４４３３３３３３

ＫＫ－１６

欣砒砒砒砒砒伽砒砒耐砒砒砒、耐砒砒耐

ＵＳＣ－２３

ｍｍｍｍｍｍｍｍｍｍｍｍｍｍｍｍｍｍｍｍＹＹＹＹＹＹＹＹ

UＳＣ－２４ＵＵＵＵＵＵＵＵＵＵＵＵＵＵＵＵＵＵ
Ｑ●□■●・・●□●。口●二一ｃｃ■

KK-18

ｍｍｍｍｍｍｍｍｍｍｍｍｍｗｍｍｍｍ

USC-25

科料隅墾》麩》》》》》》》瘤岼》》》》幟

KK-39

３０４

KK-41

９９１１１１１１１１１１１１２２２２２３

KK-12

●

USC26

８

KK-26

５３５６６５５０８６８

USC-28３３１１４１１１７１６１１１１８８３１１

KK-O7
USC-27

North-Dastulrearea
、

ＫＫ－２ｇ

ＫＫ－Ｏ１
ＵＳＣ－１４
ＵＳＣ･２０
KK-O6

KK24
KK-O2

KK-27
KKP36
、KK-33
USC-18
KKo40
KK･３５

KK-34
USC-16
KK-37

KK-23
USC-17

USC-13KKC3
USC-21
KK-38

２

KK-28

８７４

KK-25

３２３４

KK-32

１２２±４
１２５±４
１２５±４

１２５±12
125±４
１２６±４

１２７±６
１２７±４
１２７±５
１２８±７

１３１±５
１３１±４
１３１±４
１３３±9
134±４
１３５±５
１３６±５

１３６±５
１３８±7
140±5
142±7

142±5
142±５
２１６+28.22

223+13-12
235+13.12
378+69-43

４４４４４４４４４４４４４４４４４４４４４４４４３３３３

ＫＫＰ３０

１１７±９

山山山山山ｗｗｗ山ｗｗｗ叩山山山山山山山山畑山仰山仰山山
一．一・・一一一・一・一・一・・・・・・ＮＮＮＮＮＮＮＮ

ＫＫ－３１

２４８８３０９０３８６０９８９８６３９５８５
１８８９１７１３２２１１１７１４１５２１１５１４２２釧釦

ＵＳＣ－１５

6５

TabIe3(continued）
ＩｕＵ

Nantaarea
４４．４４４．

山山ｗｗｗ山山山山山山山山山ｗｗｗ山山山伽伽伽山畑伽．．．、一・・一・・・一・・・・・一・・ＮＮＮＮＮＮ

４４４４４４４４４４４４４４４４４４４３３３３３３３

ｍｍｍｍｍｍｍｍｍｍｍｍｍｍｍｍｍｍｍｍＹＹＹＹＹＹ●Ｃ●●●』Ⅸ叱肛叱肛』肛函Ⅵ、ｎｎ．、ｎＮ｛》ＮＮ西争ＮＮ｛ｖ○ｖ０ｖ０ｖ・ｖＤ

１１４±５

ＵＭＵ咄ＵＵⅡ》

銅糾蟄蟄幻
劉印璽型釧

１１１１１

■

３

YK-O1

●

MW-O3
MW-O1

５

MW-O2

１５５５５

usc-1gSonaiarea

ＵＳＣ－１０
ＡＯ３４２

ＭＷＯ２
ＵＳＣ－１１
ＡＯ３３４

ＭＷＯ３

ＭＷ－Ｏ７

ＡＯ３３６
ＹＫ－Ｏ１

ＡＯ３３８

ＫK-20
KK-1g

KK-21

134±４
１３７±４

１４２±4

143±7
201＋13-12
●

ＡＯ３３７

135土4

142±8

６

ＭＷ－Ｏ４

１２日±３

１４１±７

３３３５５５

ＭＷ－Ｏ６

127±３
１２７±４

１４１±８

●

ＡＯ３３９

１０

ＡＯ３３５

１２ｓ±Ｂ

132±4

０

ＭＷ－１０

１２６±４

１３１±4

●●●

ＭＷｏ１

１２４±８

132±7
１３５

ＭＷ－Ｏ８

●

ＭＷ－Ｏｇ
●

０

ＭＷ－Ｏ５

１１５±４

206+9-8
219+9-8

229+20-18
230+18-15
262+27-22

390+125.60

吋牝批肚牝甜附壯肚肚肚忙腕肚肚肚肚肚壯肚忙化肚肚川仇ＵＳＣ－１ｇ８０５０６０ｕｓｃ－ｏｇ２１１１２１５４１３５７５３６５１１６６１２１１１１

ＡＯ９２ｇ

6６

（Ｅ）

⑩駒の匡二皇ニトＵ

９．２①

GeoIogIc

Time

Characteristicfacies

Ageassignment…

HoIoceneのこの○○一望の｜匹
⑧

函

吟“

ＰＰ

Baseｍｅｎｔ

Ｒ９．２１StratigraphicoutIineandageassignmentofIheRyukyuGmup
inYonagunilimaIslandafteに1)Omuraetal.(1994),2)Calca旧ousnannobiozonebasedonOkadaandBukry(1980),3)DatumIeveIofc副careousnannofossilbasedonSatoetal.(1999)．
Starmarksshowsamplinghorizonsforcalcareous
nannofOssilbiostratigraphy．

7１

４２波照間島4.2.1はじめに

波照間島の琉球層群は，南琉球弧の中で最も琉球海溝よりに位置しているため，

現在，隆起量が大きく最終間氷期，’１penulUmateinterglacial"に相当する礁性堆積物が分布することが知られている（Omula，１９８４；大村・太田，1992）．また，近年の琉球層群の研究では，琉球弧軸部付近において伊良部島の下部層またはユニット１～４（佐渡ほか，１９９２；本田ほか，１９９３；砂川ほか，1999），沖縄本島南部の“赤色石灰岩，，（兼子・伊藤，1995），沖縄本島本部半島の古宇利島層（山本・井龍，2001），与論島の宇勝層，麦屋層（小田原・井龍，1999）といった前期更新世に相当する礁性石灰岩が発見されている．波照間島には，暗赤色から明赤色を呈する結晶質石灰岩からなる時代未詳の冨嘉層が分布し（Nakamori,1986），前述の前期更新世の礁性石灰岩に相当する可能性が指摘されている．したがって，南琉球弧における琉球層群の時空変遷を検討していく上で，琉球弧軸部上の他の八重山諸島，ならびに宮古諸島と波照間島とを比較することはきわめて重要である．そこで本研究では，（１）シーケンス層序学の視点に基づく琉球層群の層序，（２）石灰質ナンノ

化石層序およびに既報告の放射年代から琉球層群の年代決定，ならびに（３）不整合関係にある琉球層群の基盤岩である島尻層群と琉球層群との時間間隙を明らかにするための，石灰質ナンノ化石による島尻層群の年代決定，（４）琉球層群の岩相と造礁サンゴ化石群集の時空分布にもとづくサンゴ礁の復元，という目的で研究を行った．

４２２地質概説

波照間島は，石垣島の南西約50kｍ，北緯24゜0３１，東経123.47に位置する琉球列

島最南端の島である．波照間島は，東西約5.7km，南北約2.8kｍの楕円形の形状を示す（Fig.26）．波照間島の地形は，島の中央にある南（みなみ）集落南東約100mの
標高59.5ｍの地点を最高地点にして，海岸方向へ向け緩やかな傾斜を示す．高那崎（たかなさき）一帯の島の南側の海岸線は，比高10ｍの断崖をなす．島の最高地点にある灯台より南西側，ならびに高那崎の北東側には，それぞれ北西一南東方向の断崖があり，約10ｍの落差をなす．
波照間島の地質の研究は，Hanzawa（1935）以来，様々な目的で地質調査が行わ7２れてきた（例えば，古川・富田，１９７８；河名・大城，１９７８；沖村，１９７８；松丸・瀬名，１９７９；大村，１９８０；Omura,1984；Nakamori,1986；OtaandOmural991；大村・大田，1992）．これらの研究から波照間島の地質は，下位から鮮新統の島尻層群，

更新統琉球層群，完新統堆積物が各々不整合の関係で重なり分布することが明らかにされている（Fig27）．島尻層群は，島の地表において局所的に分布しており，
冨嘉（ふか）集落周辺，名石（ないし）集落北，ならびにプリプチ公園周辺に分布
し，主に青灰色を呈する砂質シルト層ならびに細粒砂層からなる．沖村（1978）
は，島尻層群から産する浮遊性有孔虫化石より，N21に相当すると報告し，浮遊性有孔虫化石以外に植物化石の産出も報告した．島尻層群を不整合に覆う琉球層群

は，礁性石灰岩からなる．さらに完新統堆積物は，ビーチロック，海浜砂堆積物，砂丘堆積物，土壌堆積物からなり，島の周縁部に散在して分布する．地質構造
は，北西一南東方向の断層が，高那崎北東側と南集落南西側にそれぞれ存在し，これらの断層は，いずれも地形において北西一南東方向のリニアメントをなす．
4.2.3波照間島の琉球層群

波照間島の琉球層群の研究は，Hanzawa（1935）によって第四系礁性石灰岩である琉球石灰岩が分布することを報告したのが最初である．何名・大城（1978）は，

琉球石灰岩がサンゴ質石灰岩，砕屑性石灰岩，“アワ石，'状石灰岩，サンゴ質石灰岩という層位関係からなることを報告した．一方，沖村（1978）は，Hanzawa（1935）以来呼称されていた琉球石灰岩を琉球層群と改称し，琉球層群がA層，Ｂ層，Ｃ層の3つの地層からなることを明らかにした．また松丸・瀬名（1979）は，琉球層群中に含まれる大型有孔虫化石の検討を行い，Nakamori（1986）は，波照問島の琉球層群について古生物学的，堆積学的観点から検討を行い，冨嘉層，波照間
層，高那崎層が各々不整合で重なることを明らかにした．さらに琉球層群の形成時期の検討は，ウラン系列年代によりなされており（大村，１９８２；Omural984；OtaandOmura,1991；大村・太田，1992），波照間島は過去30万年前以降から隆起を開始し，本島のサンゴ礁段丘の形成時期はパプア・ニューギニアのヒュオン半島，バルバドス島，喜界島で知られるサンゴ礁段丘の形成時期と調和的であることが明らかにされた．本論では，低海水準期，海進期，高海水準期という一連の過程で形成される礁性堆積体を－つのユニットとして認定し，波照間島の琉球層群の層序の再検討と礁発達過程について検討を試みた．その結果，波照間島の琉球層群は，各々不整合で接するHT-Unitl～4という4つのユニットに区分されるという結論に達した7３（Figs24，２５and26）．なお，本論における琉球層群の地層区分とNakamori（1986）の対応関係は，HT-Unitlが冨嘉層，HT-Unit2が波照間層，HT-Unit3と4が高那崎層にそれぞれ対応する．
４．２４琉球層群の地層各説
4.2.4.ｌＨＴ－Ｕｎｉｔｌ

Hr-Unitlは，冨嘉集落ならびに南集落から東約2kｍの丘陵と高那崎一帯といったごく限られた地点で観察される（Fig.２９，，０s､６，７，８，１０，４９，５０and５１）．ＨＴ‐
Umtlの層厚は，冨嘉付近において最大8ｍである．HT-Umtlは，下位からサンゴー
生砕性石灰岩相（CB1），生砕性石灰岩相（B1）／石灰藻球石灰岩相（R1）／大型
有孔虫石灰岩相（L1）からなる．冨嘉集落付近では，下位の島尻層群の砂質シルト

層を傾斜不整合の関係に覆うHT-UnitlのＢ１，さらにそれを不整合に覆うHT-Umt2のサンゴ石灰岩相（C2）が認められる（Fig.２９，ｎｏ・１０；Platel2-1）．HT-UnitlのＢｌは，HT-Umt2との不整合境界付近において部分的に明赤色から暗赤色を呈し結晶質であるが，Hr-Unitlの下位層準では明白色を呈し，部分的に未固結な部分がある．冨嘉集落付近に分布するHT-UnitlのB1は，生砕性粒子を含むgrainstone／
rudstoneからなり，大型有孔虫Cydocb/peuscalPente面および石灰藻球を含む．一方，高那崎一帯では，CB1から上方に向かいL1をへてR1へと岩相が漸移するのが認められる（Fig29，、ＯＳ49,50and５１）．CB1は，卓状，半球状の造礁サンゴ化石を含
むHoatstoneからなる．その上位に重なるL1は，大型有孔虫Cyclocb'peuscalPentelfを主体とするfloatstoneからなり，石灰藻球を伴う．Ｒ１は，直径１５～2ｃｍの石灰藻球を主体とするmdstone／floatstoneからなり，大型有孔虫CyClocOpeuscaIpenteIｺﾞを含む．
4.24.2HT-Unit2

Hr-Unit2は，波照間島全体に露出する．最大層厚は22ｍであるHT-Unit2は，最下部のサンゴー生砕性石灰岩相（CB2）から大型有孔虫石灰岩相（L2）／石灰藻球石灰岩相（R2）／生砕性石灰岩相（B2）／サンゴー生砕性石灰岩相（CB2）／ハリメダ石灰岩相（Ha2）／サンゴ石灰岩相（C2）へと岩相が漸移する．下位のHr-Unitlとは，不整合で接する（Fig.29,ｎＣＳ６，１０，４９，５０and５１；Platesl2－２，１３－１）．HT-Unitlと不整合で接するI-YT-Unit2の最下部には，HT-Unitlを構成する岩相7４からなる中～細礫サイズの円礫が観察される（Fig.２９，nos6andlO；P1atel32）．

高那崎一帯では，下位のCB2からＲ２へと漸移するのが認められる（Fig.29,
nCS､４８，４９，５０and５１）．ＣB2はnoatstoneからなり，卓状，半球状の形状を呈する

Faviids，ＰｌａＯ/go/msinensisといった造礁サンゴ化石を含む．Ｒ２は，直径2～4ｃｍの石灰藻球を主体とするnoatstone／mdstoneからなり，大型有孔虫Cydoc(ypeuscaIpenteIfを含む．南集落から南南東へ約2kmの地点では，下位のCB2からR2へと漸移するのが認められる（Fig.２９，nos40and41）．ここでのCB2は，floatstone／rudstoneからなり，卓状，半球状，太枝状の形状を呈するFaviids，SymphylIia妃ctaといった造礁
サンゴ化石を含む．Ｒ２は，直径1～3ｃｍの石灰藻球を主体とし，大型有孔虫

CydocbpeuscaIpenteIｺﾞと造礁サンゴ化石の円盤状のCyCIoseIｺﾞSSP，葉状のLeptoseIｺﾞS

paR)/mcea，EchinOpMliaaSpeIa，Pach)/seIYSSpeciosaを含む．島の北東海岸（Fig.29,
no54）では，ＣB2からL2へと漸移する．この地域でのCB2はfloatstoneからなり，卓状，半球状の群体形を呈するAcmpoIzlspp.，Faviidsを含む．Ｌ２は，大型有孔虫
Cycloc(ypeuscaIpente㎡やOpe１℃uIinaspを主体とするfloatstone／mdstoneからなり，石灰藻球ならびに造礁サンゴ化石の円盤状Fungiids，葉状のPLSpeciosa，LeXpIanataを含む．島の北海岸では，Ｂ２からＲ２（Fig.２９，，０．１７）へと変化する．Ｂ２は，grainstone／packstoneからなり，造礁サンゴ化石の円盤状のｑ,doseIiSsp.，葉状のPectiniidsを含む．Ｒ２は，直径l～3ｃｍの石灰藻球を主とするfloatstoneからなる．島の北東海岸では，ＣB2からＢ２へと変化する（Fig.２９，nos26and27）．ＣB2は，主に卓状のAcmpo頂sppを含むHoatstoneからなる．Ｂ２は，grainstone／packstoneからなり，石灰藻球，大型有孔虫C),CICC()/peuscaIpentem，Qpeにulinasp.を含む．
標高10m以上に分布するHT-Umt2は，主にC2あるいはCB2が分布する（Fig.２９，
nCS､５，６，９～16,18～20,35～３７，３９，４２and43）．Ｃ２はframestone／bufflestoneか

らなり，ＣB2はfloatstone／rudstoneからなる．これらの岩相の造礁サンゴ化石は，細枝状，太枝状，卓状，指状，半球状，円盤状，葉状，薄板状など様々な群体形を呈する．南集落から南東方向へ約1kmの地点では，Ha2が分布し，４～6mmサイズのハ

リメダの葉片を主とするmdstone／noatstoneからなり，細枝状サンゴ片のAcmpo頂
sppを伴う（Fig.２９，ｎｏ,44）．
4.2.4.3HT-Unit3

HT-Unit3は，島の外縁の標高0ｍから30ｍにかけて分布する．層厚は10mである．

7５

HT-Unit3とHT-Unit2との境界は，幾つかの地点で認められ，いずれも明瞭な岩相境界として観察される（Fig.２９，nCS５，４０，４１，４８，４９，５０，５１and５３；P1atel41，andl4-2）．またHT-Unit3と上位のHT-Unit4の境界は，サンゴ石灰岩相が明瞭な境界面をなして接する（Fig.29,,0.1）．HT-Unit3は，サンゴー生砕性石灰岩相（CB3），サンゴ石灰岩相（C3）およびハリメダ石灰岩相（Ha3）からなる．南集
落から南南東へ約2kｍの採石場では，HT-Unit2のR2を不整合に覆い，下位から

CB3，Ｃ３へと漸移して岩相が変化するのが観察される（Fig29，ｎＣＳ､40and４１）〃
CB3は，floatstone／mdstoneからなる．ここでの造礁サンゴ化石は，卓状，半球状の群体形を呈するFaviids，Pach)/seIｺﾞsmgosa，PmitBsspp.，AcmpolZlspp.といった造礁
サンゴ化石から，卓状，指状の群体形を呈するAcmpoIHspp.，Faviidsを主体とするものへと変化する．Ｃ３は，太枝状，半球状，指状の群体形を呈するPmtesspp.，

HeliOpo垣coeruIea，PocjllOpoIzlvenucosaといった造礁サンゴ化石を含むframestoneからなる．島の西部海岸から南部海岸にかけて分布するＣ３は，卓状，半球状を主体とす

る造礁サンゴ化石のfiamestoneからなる（Fig.２９，，０s､１，３１，４７～52and53）．南
海岸の標高10m以下に分布する一部CB3を含むC3は，卓状，半球状に加えて葉状，
薄板状の群体形を呈する造礁サンゴ化石からなるframestoneを主体とし，一部に，

floatstone／rudstoneを伴う（Fig.２９，，０s.４７～52and53）．これらのC3より内陸側に分布するC3とCB3は，細枝状，太枝状，半球状，円盤状など様々な群体形を呈する

framestone，あるいはfloatstone／rudstoneからなる（Fig.２９，ｎＣＳ､４，５，２３，２５，３２～34and38）．島の西部から北部側では，半球状のPomessppと細枝状のAcmpom

sppを含むfiamestoneからなるＣ３，あるいはfloatstone／mdstoneからなるCB3が分布する（Fig.２９，，０s､４，５，２３，３２，３３and34）．南集落から北東へ約1.5kmの地点には，Ha3が分布し，このHa3は，４～7mmサイズのハリメダ葉片を主体とするmdstone／floatstoneからなる（Fig.２９，，０．２４）．
4.2.4.4HT-Unit4

HT-Umt4は，島の西海岸，北西海岸，北海岸の標高0mから15ｍにかけて分布し，下位のHT-Unit2ならびにHT-Unit3をアパットの関係で覆う．層厚は6ｍである．HTUnit2との境界は，Hr-Unit2の石灰藻球を含むB2の垂直崖面に，HT-Unit4のサンゴ石灰岩相（C4）が接するのが観察される（Fig.29,ｎｏ､30）．またHr-Unit3との境
界は，HT-Unit3のC3とHT-Unit4のサンゴ石灰岩相（C4）が明瞭な境界面で接するのが観察される（Fig.２９，，０１；P1atesl4-3andl5-1）．

7６

HT-Unit4は，サンゴ石灰岩相（C4ルサンゴー生砕性石灰岩相（CB4）からなる．CB4は，島の北北西岸に分布し，淘汰の良い生砕性石灰岩相を基質とする（Fig.２９，，０３）．CB4は，細枝状，円盤状，半球状の群体形を呈する造礁サンゴ化石を含み，基質はgrainstone／packstoneからなる．一方，Ｃ４は，島の西海岸と北海岸に分布し，卓状，半球状，円盤状，指状，太枝状の群体形の造礁サンゴ化石の

framestoneからなる（Fig.２９，，０１）．また，島の南西海岸の標高3ｍ以下の地点では，HT-Umt3の裂鱸や窪みに造礁サンゴ化石の礫を主体とするHT-Umt4のCB4が点在する（Fig.２９，，０．３１）．
4.2.5造礁サンゴ化石群集

波照間島の琉球層群の構成するサンゴ石灰岩相とサンゴー生砕性石灰岩相には，種々の造礁サンゴ化石群集が含まれ，これらの化石群集は，地域によって，あるいは鉛直方向に変化する．また随伴する岩相あるいは構成生物粒子も変化する．ここでは，各サンゴ石灰岩相における造礁サンゴ化石群集の時間・空間的変化について述べる（Fig.２９）
4.2.5.1ＨＴ－Ｕｎｉｔｌ

本ユニットにみられるCBl中にみられるのサンゴ群集は，いずれも異地性群集Ｃからなる（Fig.２９，，０．４９）．ここでは，卓状，半球状のFaviidsを主体とする．
4.2.5.2HT-Unit2

高那崎一帯に分布するCB2の造礁サンゴ化石群集は，卓状，半球状のFaviids，Ｐ・

sinensjSを含む異地性群集Cからなる（Fig.29,ｎＣＳ４８，４９，５０and51）．島の東海岸では，卓状，半球状のAcmpoIzIspp.，Faviidsを含む異地性群集Cが分布する（Fig.
29,,0.54）．島の北東部に分布するCB2の造礁サンゴ化石群集は，異地性群集Bか

ら異地性群集Eへと造礁サンゴ化石群集の変化がみられる（Fig.29,nos26and
27）．ここでの異地性群集Bは卓状Acmpolaspp・を含み，異地性群集Eは円盤状のFungiids，PecUmids，RSpeciosaを含む．南集落から南南東へ約2kmの砕石場では，卓状，半球状のFaviids，Ｓ１℃ctaを含む異地性群集Cが分布する（Fig.29,,0.41）．
南集落から南へ約1.5kｍの地点では，葉状のLepmserispaR)/mcea，EchinOplnylIia

7７

aSpelzl，卓状のCalaxeaねscicu伽s，円盤状のFungiidsを含む異地性群集Eが分布する（Fig.29,ｎｏ39）．造礁サンゴ群集Aあるいは異地性群集Aは，名石，冨嘉集落付
近の標高30ｍから44ｍにかけて分布する（Fig.２９，ｎＣＳ６，９，１０，１２，１３，１４，１５，
１８andl9）．これらの地域では，細枝状のAcmpolHspp.，ＳＯ/fqphol曰pjStijjata，半球状のPmtesspp.などの造礁サンゴ化石を主に含む．群集Bは，主に名石，冨嘉集落

から約1kｍ南の標高30ｍ以上の地点において多く認められる（Fig.29,ｎＣＳ､11,36,
42,43）．これらの地域では，卓状AcmpoIzlspp.，太枝状PociHOpomvelmcosaを主体とする．群集Cならびに異地性群集Cは，冨嘉集落南部ならびにプリプチ公園周辺において標高10ｍ以上の地点においてよく認められ，卓状，半球状のAcIDpoIHspp.，
Faviids，PDmesspp・を含む（Fig.２９，，０s､５，１６and20）．
4.2.5.3ＨＴ－Ｕｎｉｔ３

南集落から南南東へ約2kｍの採石場では，CB3からＣ３へと漸移して岩相が変化するのが観察される（Fig.29,nCS､40and４１）．この造礁サンゴ化石群集は，異地性群集Cから上方に向かって異地性群集Bをへて，群集Bへと漸移する．異地性群集Ｃは，卓状のFaviids，Rmgosa，Ｐ・sinensis，Acmpomsppを含む．また異地性群集Ｂ
では，指状HeliOpoIHcoemlea，細枝状のSeKiampo垣h)′smxb太枝状のPbcinqpoIH
velmcosaを含む．その上位の群集Bでは，卓状AclDpomspp・の卓越が認められる．島の南海岸では，標高10ｍ以下の地点において下位から異地性群集D/Eから群集Dへと漸移する（Fig29，ｎｏ､47）．ここでは，葉状のP・Speciosa，Lemana[aを含む異地性群集E，ならびに円盤状Fungiids，葉状のEaSpeJHを含む異地性群集Dが分布する．この上位には，葉状のEaSpem，円盤状のFungiids，薄板状のPecdnialactucaを含む群集Dが分布する．一方，その他の地点においては，本ユニットの造礁サンゴ化

石群集に鉛直方向への変化が認められず，群集A，異地性群集A，群集C，異地性群

集Cが卓越し，群集Dが散点的に分布する．群集Bあるいは異地性群集Bは，高那崎（Fig.２９，，０５１），上述の南集落から南南東へ約2kｍの採石場（Fig.29,nos40and
41）にのみ分布する．高那崎では，指状，卓状のAcmpolzlsppの卓越が認められる．高那崎北東部の標高10ｍ以下の地点における群集Dは，円盤状のFungiidsをよく含む（Fig.29,nos52and53）．高那崎一帯と島の西海岸の標高10m以下の地点においては，卓状のFaviids，半球状のPomitesspp.，Ｓ､ICcta，PLsinensisを含む群集Cが分布する（Fig.２９，，０s､１，３１，４８～50and５１）．島の北東部の内陸では，太枝状のAcmpo頃、bus[a，Rvelmcosa，卓状のAcmpo烟spp.，RsinensjSを含む群集Cが分布す

7８

る（Fig.２９，，０．２５）．
4.2.5.4ＨＴ－Ｕｎｉｔ４

本ユニットのCB4とC4を構成する造礁サンゴ化石群集は，群集A，異地性群集Aが卓越する（Fig.29,nos2and3）が，島の北北西側と北東側には群集Bが分布する（Fig.29,ｎＣＳ､1and30）．群集A，異地性群集Aでは，細枝状AcIDpomspp・が卓越し，半球状のPoIiにssppを伴う．また，異地性群集Aでは，細枝状のS・pjstina[a，指状のHcoerulea，太枝状のP・velmcosaを伴う．一方，群集Bでは，卓状AcIDpoIHspp・が卓越する．また本ユニットでは，造礁サンゴ化石群集の鉛直方向への変化は認められない．

42.6琉球層群の堆積年代4.2.6.1石灰質ナンノ化石層序

本研究では，琉球層群のHT-Unitl，ならびに島尻層群の最上部層から石灰質ナン
ノ化石の抽出を試み，その結果，以下の石灰質ナンノ化石が産出した．

HT-Unitlでは，冨嘉地域（Fig.２９，，０．８）の生砕性石灰岩相から石灰質ナンノ化石が産出する（Fig.３０）．産出化石は，CalcidiscusIeptOpoms,Cbccolithuspelagicus，
Cydo肋eHasp,Ceph)′TDcapsaca肋beanica,Goceanica,Gpamnela,PseudOemiIiania

lacunosa,Reticulo伽esmsp.,ならびにUhTMicoSphaemsp・である．本ユニットから産出する石灰質ナンノ化石は，Gartner(1977)のP｣acunosazone，OkadaandBukIy(1980)のCN14a化石帯に相当する．また，佐藤ほか（1999）では，Ｐ､jacunosaのLA、が041Ｍa，GpamIIelaのFADが0.95Ｍaとしている．以上のことから，Ｂ１の堆積年代は，Ｏ９５Ｍａから0.41Ｍaの間に対比される．

一方，冨嘉集落（Fig.29,,0.10）に露出する島尻層群の最上部からは,Ｃ・
Iepmpoms,CmacinO′rei,CydoIithellasp,DiscoasterbIDuwemDjScolithellajaponica,G
caITbbeanjca,Goceanica,HelicoSphae旧carten,Hselli,RIacunosa,Reticulofもnes[msp.，

ならびにSymcoSphaempu1℃h､が産出する．島尻層群から産出する石灰質ナンノ化石
は，Gartner(1977)のHsellizone，OkadaandBukIy(1980)のCN13b化石帯に相当する．また，佐藤ほか（1999）の127ＭaにLADをもつHselli，1.65ＭaにFADをもつG

oceanicaが共に産出し，1.45ＭaにFADをもつCeph)/mcapsaspp､Oarge）を産出しな

7９

い、一方，佐藤ほか（1999）によるとＤ・ｂｍｕｗｅｎのLADは，1.95Ｍaである．これは，明らかに先に挙げた化石帯を示す石灰質ナンノ化石群集と矛盾する．したがって，本地点に産出するＤｂｍｕｗｅｎは，再堆積による混入という可能性が高いと考えられる．以上のことから，本島の島尻層群最上部は，前期更新世の1.65Ｍaから
145Ｍaに対比される．

426.2過去に得られている年代との対応関係

本島の琉球層群の年代は，Ｏｍｕｒａ（1984）のウラン系列年代により年代値が報告されている．これら放射年代の得られている地点と本研究で区分された層位関係との検討を行った．

なお，Omura（1984）により年代値が決定されている層準をFig.３１ならびにTable
4に示す．それによると，これらの放射年代値と本論の層序区分との対応関係は，
HT-Unit2が約30万年前から20万年前，HT-Unit3が約13万年前から11万年前，ＨＴ‐

Umt4が約10万年前から9万年前に対応する．しかしながら，Ａ0118,Ａ0108,

A0135,Ａ0103,Ａ0095,Ａ0115,Ａ0069,Ａ0154,Ａ0155,ならびにAO156に関しては，本研究のユニット区分と対応しない．

一方，島尻層群は，沖村（1978）によりプリプチ公園に露出する層準から浮遊性有孔虫化石を産出し，産出化石からBlow（1969）のＮ21帯に対比した．沖村（1978）の報告した島尻層群の試料採取地点と層準は，本研究において石灰質ナン

ノ化石を産出した島尻層群の層準と異なる．しかしながら，本研究で得られた石灰質ナンノ化石からは，1.65Ｍaから1.45Ｍaという前期更新世という時代を得ており，
沖村（1978）の報告した層準より上位の層準であると考えるのが妥当である．
4.2.63堆積年代

石灰質ナンノ化石層序，ならびに既報告の放射年代と波照問島の琉球層群の層位関係（Fig32）から，（１）HT-Unit4の堆積年代は，９万年前から10万年前の地質時代に相当する．（２）HT-Unit3の堆積年代は，１１万年前から13万前の地質時代に相当する．（３）Hr-Unit2の堆積年代は，２０万年前から30万年前に相当する，（４）HT-Unitlの堆積年代は，４１万年前から95万年前に相当する，ということが明らかになった．これらの年代と酸素同位体ステージ（例えば，Raymoeta1.,1990）とを対比すると，HT-Unit4が酸素同位体ステージ5c，m-Unit3が酸素同位体ステージ5e，

8０

HT-Unit2が酸素同位体ステージ７，HT-Unitlが酸素同位体ステージ11から29の間に対比される．なお，本論では，HT-Unit2が1つのユニットで構成されていることから，酸素同位体ステージ7に相当する可能性が高いと考えられる．ただし地表調査
では，HT-Unit2中に認定できないユニットがある可能性は現地点では否定できな

い．さらに，Omura（1984）によると波照間島には，約10万年前に相当する造礁サ

ンゴ化石を南東側地域に分布すること（例えば，Fig.３１，Ａ0118,Ａ0108）を報告したが，本研究では波照問島の南東側地域においてHT-Unit4をユニットとして識別することが出来なかった．これは，南東側地域ではHT-Umt4が形成された後，浸食・削剥によって欠落したものであると考えられる．その結果，南西海岸の標高3ｍ

以下の地点のHr-Unit3の裂騨，窪みにおいて，造礁サンゴ化石の礫を主体とする

HT-Unit4のCB4が点在する（Fi９２９，，０３１）ようになったと解釈される．Hr-Unit
2の分布地域にあたるＡ0103,Ａ0095,Ａ0115の示す年代は，HT-Unit3に対応する年代である．これらの地域では，HT-Unit3堆積後の削剥・浸食によって分布が点在した結果によるものと考えられる．HT-Unit3の分布地域にあたるＡ0154,Ａ0155,

A0156では，Hr-Unit2に対応する年代を示すが，HT-Umt3堆積後の浸食・削剥によりHT-Unit2が点在するようになったと考えられる．また，HT-Unit4の分布地域にあたるＡ0130,Ａ0135,Ａ0069の示す年代は，HT-Unit3に対応する年代を示すが，HTUmt4の堆積後に削剥・浸食によって，HT-Unit3が点在するようになったと考えられる．

波照間島のHT-Umtlは，みかけ上，前期更新世に相当する“赤色石灰岩,，と同一の結晶質，かつ赤色を呈する礁性石灰岩であるが，産出する石灰質ナンノ化石からは中期更新世を支持するものであることが判明した．沖縄本島では，鮮新世から更新世にかけて，ほとんど時間間隙を伴わないで，島尻層群に知念層が重なる関係にある事象が報告されている（松田ほか，１９９９：中川ほか，2001）．波照間島の島尻層群は，石灰質ナンノ化石層序より，後期鮮新世から前期更新世に相当する堆積物からなることが明らかになり，波照間島における島尻層群と琉球層群の堆積間隙
は，L65MaからL45Ma以降0.95Ｍaから0.41Ｍa以前の期間であると考えられる．このことは本地域では，宮古島や喜界島と同様に島尻層群と琉球層群との間には，明らかな時間間隙があったことが指摘される．今後は，波照間島の島尻層群の層位関係，ならびに浮遊性有孔虫，石灰質ナンノ化石，古地磁気層序などによる年代決定から，他の島尻層群が分布する島との対応関係について検討していく必要がある．
４２．７礁の復元ならびに発達過程

8１

4.2.7.1ＨＴ－Ｕｎｉｔｌ

HT-Unitlは，高那崎一帯において異地性群集CからなるCB1から，Ｒ１をへて，Ｌ１

へと上方に向け変化する（例えば，Fig.29,ｎＣＳ､49～51）．このことから，水深10m以浅の礁斜面から水深50～150ｍの島棚へと堆積環境の変化があったと考えられる（Figs33and34）．この時，サンゴ礁は，上方深海化の速度に追いつかずgive-up
型の礁の発達をしたと考えられる（Figs33and34）．またHT-Unitlに点在する石灰藻球や大型有孔虫Cydocbpeuscalpentelｺﾞを含むB１，Ｒ１，Ｌ１（例えば，Fig.29,
nCS６，７，８and3）は，海進期から高海水準期までに深海化していく過程で堆積したと考えられる．以上のことから，HT-Umtlの堆積時の高海水準期には，波照間島

が水深50ｍ以深のパンクをなしていたと考えられる（Figs33and34）．
4.2.7.2ＨＴ－Ｕｎｉｔ２

HT-Unit2とHT-Unitlとは，明瞭な境界面で接する．また，境界面の直下のＨｒ‐

Unitlの最上部は，明赤色を呈し，かつ続成変質が著しい．これは，HT-Unitl形成後，地表露出においてHT-Unitlが陸水性続成作用を受けたものと考えられる．

HT-Unit2は，高那崎一帯において異地性群集Cを示すCB2からＲ２へと漸移する（例えば，Fig.２９，，０s､49～51）．このことから，水深10ｍ以浅の礁斜面から水深50～150ｍの島棚へと堆積環境が変化したことが考えられ（Figs33and34），海進に伴う上方深海化により，サンゴ礁はgive-up型か，あるいは内陸側へ移動したものと考えられる（Figs33and34）．
海進期から高海水準期には，海進に伴い内陸側へ移動した水深50m以浅のサンゴ
礁堆積物は，冨嘉，南，名石といった島中央部で主に堆積した．名石，南地域（例えば，Fig.２９，，０s､12～19）には，群集A，異地性群集Aが分布することから，水深5ｍ以浅の浅礁湖が広がっていたと考えられる（Figs33and34）．冨嘉南部，南地域（例えば，Fig.２９，ｎＣＳ､１１and36）には群集Bが，またその南部（例えば，Fig
29，nos35and37）には群集Cが分布することから，水深5ｍ以浅の礁嶺，外側礁

原，水深10m以浅礁斜面が帯状に分布していたと推定される（Figs33and34）．一

方，島の南東部（例えば，Fig.29,,0.44）にはハリメダマウンドが（Figs29and30），また島の北東部（例えば，Fig.29,nos26and27）には，異地性群集Eが分布しており，水深30～50ｍの礁斜面があったと考えられる（Figs33and34）．さら8２に島の外縁付近（例えば，Ｆｉｇ２９，ｎＣＳ17,26～３０，４０，４１，４８～51,53and54）にはR２，もしくは石灰藻球や大型有孔虫C)'docb,peuscaJpentenを含むB1が分布する
ことから，水深50ｍ以深の島棚があったと考えられる．その他の地域（例えば，Fig.２９，，０５）は，異地性群集Cが分布し，水深10m以浅の礁斜面，あるいは水深Ｏ～50ｍの礁斜面が分布していたと考えられる（Figs33and34）．このことから本ユ
ニット堆積時の高海水準期には，冨嘉南部において礁原を形成する卓礁があり，その北東側には細枝状サンゴ片が密集して生息する浅礁湖といったの礁環境があったと考えられる（Figs33and34）．なお，標高15ｍ以下においては，先述のように
give-up型の礁成長があったが，標高15ｍ以上に分布するC２，あるいはCB2の造礁サンゴ化石群集には鉛直方向の変化が認められないことから，標高15ｍ以上の地域では海進に伴う海面の上昇と礁の成長がほぼ均衡したkeep-up型の礁の発達をしたと考えられる．また，HT-Unit2のサンゴ礁は，HT-Unitlの水深50ｍ以深の島棚パンク地域に対して，全体的に水深10ｍ以浅の浅海域が広がるようになったと考えられる．

その結果，HT-Unit2は，HT-Unitlに対して上方ならびに側方へと礁性堆積物が堆積していったと考えられる．すなわち，HT-Unit2は，HT-Umtlに対してアグラデー
ショナル・オフラップの関係で礁が発達したと考えられる．
4.2.7.3ＨＴ－Ｕｎｉｔ３

HT-Umt3は，HT-Umt2に対してアパットの関係で累重する．また，HT-Umt2とHT-Unit3とは，明瞭な境界面をなして接する．I-rT-Unit2からHT-Unit3の堆積までの間には，陸上露出に伴う削剥・浸食があったと考えられる．

海進期から高海水準期に波照間島の南部（例えば，Fig29，ｎＣＳ､40and４１）では，異地性群集Cから異地性群集Bをへて，群集Bへと上方に向かって漸移する．このことから，水深10m以浅の礁斜面から水深5ｍ以浅の礁嶺～礁斜面へと上方浅海化があったと考えられる（Figs､33and34）．また島の南海岸（例えば，Fig.29,ｎｏ、47）では，異地性群集､/Eから群集Dへと変化し，水深30～50mの礁斜面から水深１０～30mへの礁斜面へと上方浅海化があったと考えられる．これらの地域では，海水準に対して礁の成長が追いつくcatch-up的な成長を遂げ，堆積空間の減少に伴って，堆積環境の上方浅海化，ならびに礁の沖合側への前進があったと考えられる．その他の地域（例えば，Fig.２９，，０s､４，２３，２５，３１～３４，３８，４７～51）では，造礁サ
ンゴ化石群集の鉛直変化が認められないことから，keep-up的な礁成長を遂げたことが考えられる．以上のことから，本ユニットの高海水準期には，現在の島の外縁の8３

標高30ｍ付近（例えば，Ｆｉｇ２９，nCS､４，２３，３２～３４，３８，４５and46）に群集A，異地性群集Aが分布することから，水深5ｍ以浅の浅礁湖があったと考えられ（Figs33
and34).，また島の北東部（例えば，Fig.２９，，０２４）には，Ha3が分布することから，浅礁湖にある内にハリメダマウンドがあったと考えられる（Figs33and34）．
さらに高那崎東部（例えば，Fig.２９，，０．５１）には，群集B/Cが分布し，水深5ｍ以浅の外側礁原，礁斜面，あるいは水深10ｍ以浅の礁斜面の縁溝縁脚系があったと考えられ（Figs33and34），この縁溝縁脚系の伸長方向は，北西一南東方向である．一

方，標高20ｍ以下の地域（例えば，Fig.２９，ｎＣＳ､２５，３１，４４～48）では，主に群集
C，異地性群集Cが分布し，水深10ｍ以浅の礁斜面，もしくは水深0～50ｍの礁斜面があったと考えられる．これらの地域では，ほぼ南北方向に伸長する縁溝縁脚系が発達していたと考えられる．島の南海岸付近（例えば，Fig.29,ｎＣＳ､47,50and５１）
では，群集D，異地性群集D，異地性群集Eが散点的に分布しており，水深10ｍ以深の礁斜面の深部が分布していたことが考えられる（Figs33and34）．
HT-Umt3は，HT-Unit2に対してアパツトの関係で重なることから，Hr-Unit3がHT-Unit2に対してオフラップの関係で礁が発達したと考えられる．
4.2.7.4HT-Unit4

HT-Unit4は，HT-Unit3に対してアバットの関係で累重して分布する．HT-Umt3とHT-Unit4とは，明瞭な境界面をなして接することから，HT-Unit3からHT-Umt4
堆積までには，陸上露出に伴う浸食・削剥があったと考えられる．HT-Umt4には，造礁サンゴ化石群集の鉛直変化がみられない．また，標高15ｍ以下の地域にのみ分布し，層厚も6m程度の礁性堆積物である．礁環境は，島の北西（例えば，Fig.29,,0.1），北東部（例えば，Fig.29,,0.30）にそれぞれ群集Bが分布するのみで，その他の地域（例えば，Fig.29,nos2and3）では群集Ａと異地性群集Aからなる．このことからHT-Unit4は，海進期から高海水準期において水深5ｍ以浅の浅礁湖や－部に外側礁原をもつ裾礁もしくはエプロン礁の形態を持つ礁があったと考えられる（Figs､３３and34）．HT-Umt4は，HT-Unit3にアバットの関係で重なることから，
HT-Unit4の礁はH-Unit3に対してオフラップの関係で発達したと考えられる．
4.2.75波照間島のサンゴ礁発達の変遷史

波照間島の琉球層群は，HT-UmtlからHT-Unit4を通して陸源砕屑物の供給からほ8４

ぼ隔離された堆積場において形成されたと考えられる．HT-Unitlでは，基盤の島尻層群からの礫の供給があったものの，HT-Umt2以降は陸源砕屑物の供給が少ない礁
形成に適した場所であったと考えられる．礁の形態は，HT-Unitlが島棚バンク，

HT-Umt2が南側から北側へ，順に礁斜面，外側礁原～礁嶺，浅礁湖，礁斜面といった礁地形の帯状配列をもつ卓礁，HT-Unit3以降が裾礁という変遷を遂げたと考えられる．

以上のように波照間島の礁発達様式は，Figs､33とFigs84の模式図のようにまとめられる．すなわち，Hr-Unit2はHT-Unitlに対してみかけ上アグラデーションに累重するしかしながら，堆積深度が明らかに深い島棚堆積物の上位に極浅海域の堆積物が累重することから，アグラデーショナル・オフラップの関係で重なると考えられる．HT-Unit3以降は，古いユニットの分布の上限に対して，比高の低い地点に分布上限をもつオフラップの関係で累重する．
4.2.8まとめ（１）波照間島の琉球層群は，下位からHT-UmtLHT-Unit2，HT-Unit3，HT-Unit4の4つのユニットに区分される．

（２）石灰質ナンノ化石はHT-Unitlから産出し，産出した石灰質ナンノ化石からは，Hr-Umtlが0.95Ｍaから0.41Ｍaに対比される．

（３）既報告の放射年代値と本研究で区分された琉球層群の層位関係との比較から
は，HT-Umt4が9万年前から10万年前，HT-Unit3が11万年前から13万年前，HT-Umt
２が20万年前から30万年前に相当する．

（４）琉球層群の層位関係，堆積年代ならびに酸素同位体ステージとの比較から，

HT-Unit4，３，２，１は，それぞれ酸素同位体ステージ5c’５e，７，１１～29に対比される．

（５）波照間島に分布する島尻層群最上部は，石灰質ナンノ化石層序より1.65Ｍaから1.45Ｍaに相当する．本島における島尻層群と琉球層群とは，1.65ＭaからL45Ma以降，O95Maから041Ｍa以前の堆積間隙があったと考えられる．

（６）波照問島の琉球層群の岩相および造礁サンゴ化石群集から，以下のサンゴ礁の変遷があったと考えられる．なお，波照間島では，Hr-UnitlからHT-Umt4を通して陸源砕屑物の供給からほぼ隔離された堆積場において形成されたと考えられる．HT-Unitlでは，基盤の島尻層群からの礫の供給があったものの，HT-Umt2以降
は陸源砕屑物の供給が少ない礁形成に適した場所であったと考えられる．礁の形態

8５

は，HT-Unitlが島棚パンク，HT-Umt2が礁斜面，外側礁原～礁嶺，浅礁湖といった礁地形の帯配列をもつ卓礁，HT-Unit3以降が裾礁という変遷を遂げたと考えられる．礁の発達過程は，HT-Umt2がHT-Umtlに対してアグラデーショナル・オフラップの関係で，HT-Umt3，４はそれぞれオフラツプ関係で発達する．HT-Unitlは，海水準の上昇に伴い礁の成長が追いつけないgive-up型の発達があったと考えられる．
HT-Unit2では，海進期から高海水準期において海水準の上昇に伴い，島の周縁部では礁の成長が追いつけないgive-up型の発達，あるいは内陸側への移動があったと推定され，一方，内陸側においては，礁の成長と海水準の上昇が均衡になるkeep-up型の発達があったと考えられる．HT-Unit2では，海進期から高海水準期において，－部keep-up型，全体的にはcatch-up型の礁の発達があったと考えられる．Hr-Unit4
は，keep-up型の発達であったと考えられる．

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9７

４３石垣島
4.3.1はじめに

1980年代半ば以降から琉球層群は，層位学的，堆積学的，古生物学的見地に基づく，層序区分，層位関係の再検討が実施されてきた（例えば，Nakamorieta1.,

1995；IIyueta1.,1998；砂川ほか，１９９９；小田原・井龍，1999）が，南琉球弧の石垣島や西表島などの八重山諸島周辺域では，琉球層群の露出が限られていることなどにより，その層序の確立が遅れている．八重山諸島は，宮古諸島と同様に幾つかの島々で構成されており，南琉球弧に分布する島の約半分を占めている．したがって，八重山諸島周辺域の琉球層群の層序を確立することは，琉球層群から引き出される古環境，サンゴ礁の変遷へ海洋環境の変遷，造構運動を解釈していく上で必要不可欠な地域として位置づけられる．そこで，石垣島の琉球層群の層序の再検討，
ならびに石灰質ナンノ化石層序による年代決定を明らかにすることを目的に研究を行った．

４３２地域概説

石垣島は，北緯24.200～24.35'，東経124゜040～124.20,の範囲にわたり分布し，

沖縄本島から南西方向に約411kｍ，台湾から東方向に約277kｍに位置する（Fig.
35）．島の外形は，平久保（ひらくぼ）半島，野底（のそこ）半島，川平（かびら）半島，屋良部（やらぶ）半島の各半島部分とほぼ四角形に近い形の島主部からなる．平久保半島，野底半島，川平半島，屋良部半島は，標高50m以下の緩やかな斜面をなす部分と標高50ｍから標高280ｍの山地により構成される．標高約200ｍ以上の山地は，その周囲を標高約50ｍ以下の緩やかな斜面をなす部分に取り囲まれている．石垣島の主部は，東西，南北約13kｍであり，標高5268ｍの於茂登岳（おもとだけ）をはじめとする標高200mから300m以上の山系が散在する．しかし，これらの山系の周囲においても，標高約80m以下では山系の裾から海岸にむかう緩やかな斜面をなす．以上のように，石垣島には，標高50m以上の山地と，標高50ｍないし80ｍ
以下の海岸に向け緩やかに斜面をなす丘陵に大きく分けられる．丘陵部に関して

は，木庭（1980）により3つの段丘面が認定されており，これら段丘面の最高高度

は，それぞれ標高８０，，３０，，１５ｍである．標高80ｍを最高高度とする段丘の中には，標高80ｍの段丘面と標高60ｍの段丘面の2面があることも指摘されている（木9８

庭，1980）．
4.3.3地質概説

石垣島には，先第三系のトゥムル層，フサキ層，古第三系の宮良層，野底層，新第三系の於茂登火山深成複合岩体，第四系の琉球層群，完新統の諸堆積物が分布する（Fig.３６）．先第三系のトウムル層（FosteretaL,1960）は，主に平久保半島周辺，カラ岳周辺，於茂登岳東麓に分布し，緑色片岩，青色片岩，泥質片岩，砂質片岩，変ハンレイ岩などの変成岩からなる．フサキ層（FosteretaL,1960）は，主にバ
ンナ岳周辺や観音崎（かんのんざき）周辺に分布し，弱変成のチャート，結晶質石

灰岩，泥岩，砂岩，礫岩からなる．トウムル層とフサキ層の関係は，衝上断層の関係で接する（藤井・木崎，1983）．トウムル層を不整合の関係に覆い古第三系の宮良層と野底層が重なる．宮良層（Fostereta1.,1960）は，屋良部半島，パンナ岳南東周辺，宮良（みやら）集落北部，星野，､伊原間（いばるま），伊野田（いのだ）周辺に点在して分布し，礫岩，砂岩，泥岩，砂質石灰岩，礁性石灰岩などの堆積物からなる．野底層（Fostereta1.,1960）は，野底岳周辺，明石（あかいし）から久宇良（くうえら）にかけての西海岸，伊原間集落周辺，星野北東部，屋良部半島の西部周辺に分布し，安山岩質溶岩，凝灰角礫岩，凝灰質砂岩，凝灰岩などの火山岩を主体とする．宮良層と野底層との関係は，（１）宮良層から野底層へと整合一連（白尾ほか，１９７６；中川ほか，1982），（２）野底層を不整合の関係に宮良層が覆う（中森ほか，1998），（３）宮良層を不整合関係に野底層が覆う（FosteretaL1965）といった諸説があるが，いまだ確定しない．本論では，（１）野底層の凝灰角礫岩中に宮良層起源と考えられる礁性石灰岩礫を含み，（２）宮良層中に凝灰質堆積物の挟在が観察される，という露頭観察から，ほぼ同時代における同時異相の関係と推定した．

新第三系は，於茂登火山深成複合岩体（永瀬・加藤，1983），古銅輝石安山岩（Mikieta1.,1990）などの幾つかの貫入岩が散在する．於茂登火山深成複合岩体
は，於茂登岳周辺と川平周辺に分布し，花崗岩，花崗閃緑岩，流紋岩などの酸性火成岩類からなる．また，古銅輝石安山岩の貫入岩が宮良集落北部に分布する．第四系は，琉球層群（白尾ほか，1976）が上述の先第四系基盤岩を不整合の関係に覆う．琉球層群は，南部で標高80m以下に広く分布し，北部海岸や平久保半島で標高50ｍより低い場所に段丘地形をなして分布する．完新統諸堆積物は，砂丘砂層，ビーチロック，海浜堆積物，離水サンゴ礁，崖錐堆積物，津波堆積物が分布する．

9９

4.3.4琉球層群

石垣島に第四系礁性石灰岩が分布することは，Hanzawa（1935）によって琉球石灰岩と報告されたのが最初であり，石垣島の第四系として琉球石灰岩，Kunigami
gravel（以下，国頭礫層）が分布することを明らかにした．Fosteretal．（1960）は，Hanzawa（1935）の琉球石灰岩とBuneraclaymember（以下，プネラ粘土部層），
Nagulagravel（以下，名蔵礫層）を一括して，SakishimaGroup（以下，先島層群）と命名した．その後，白尾ほか（1976）によって，第四系礁性石灰岩と陸源砕屑性堆積物が琉球列島を通じて普遍的に分布することから，Fosteretal．（1960）の先島層群を琉球層群（MacNen,1960）と改称した．また，石垣島の琉球層群には，礁性
堆積物ならびに陸源砕屑物からなる大浜層が分布することを明らかにし，大浜層に含まれるプネラ粘土部層相当部からNN20とNN21を示す石灰質ナンノ化石帯（MarUn,1971）を報告した（白尾ほか，１９７６；中川ほか，1982）．さらに木庭（1980）は，ブネラ粘土部層から石灰質ナンノ化石Emilianiahuxleyiが産出し，プネ
ラ粘土部層が酸素同位体ステージ7より若いことを指摘した．また，KobaetaL（1985）では，ボーリングコア中から見い出されたプネラ粘土部層相当層中に含まれる造礁サンゴ化石よりESR年代を得て，ブネラ粘土部層相当層が酸素同位体ステージ7に収束することを指摘した．しかしながら，これらプネラ粘土部層と他の礁性石灰岩との関係については，はっきり言及していない．

本研究において，石垣島の琉球層群の層序区分の再検討を行った結果，石垣島の琉球層群はIS-UnitLIS-Umt2，IS-Umt3という3つのユニットに区分されるサンゴ礁複合体からなるという結論に達した（Figs31，３２and33）．また，IS-Unitlと２の問には，北部の吉原周辺で砂丘堆積物からなるユニット（以下，IS-DuneUmt）を認定した（Figs35，３６and37）．以上のことから，石垣島の琉球層群は，４つのユニットに区分されることが明らかになった．以下に，各ユニットの特徴について記述する．

4.3.5琉球層群の地質各説
4.3.5.11S-Unitl

IS-Unitlは，石垣島南部一帯，御神崎（うがんざき）から富野（とみの）に至る

100

北部海岸，星野から伊原間に至る北東海岸，野底から平久保崎に至る北西海岸，平久保半島東部の丘陵地に分布する．層厚は，最大で20ｍである．IS-Unitlの岩相は，下位からサンゴー生砕性石灰岩相（CB1）／陸源砕屑物相（T1），石灰藻球石

灰岩相（Rl）／大型有孔虫石灰岩相（L1）／サンゴー生砕性石灰岩相（CB1）／サンゴ石灰岩相（Cl）／陸源砕屑物相（T1）が分布する．なお，IS-Unitlにみられる石灰藻球石灰岩相と大型有孔虫石灰岩相は，パンナ岳，於茂登岳，カラ岳より北側の地域で分布しない．

基盤岩と不整合で接するIs-umtlの基底部には，基盤岩由来の円礫から亜角礫が散在するのが観察される（Fig.３８，，０s15,25,101,133,140,165andl68）．またISUmtlの最下部の層準では，龍宮鍾乳洞から南約0.3kｍの細粒砂サイズの未固結砂層（Fig38，ｎｏ､68），白保集落西約1kｍにトラフ状斜交層理の発達した中粒から粗粒砂サイズの未固結砂層（Fig.３８，，０２４）からなるＴ１が分布する．トラフ状斜交層理を示す砂層には，底棲有孔虫PenempljSspp，軟体動物，造礁サンゴのPbmes
spが含まれる．トラフ状斜交層理のみられる未固結砂層とCB1は，同時異相の関係で認められる（Fig.３８，ｎｏ２５；Platel5-2）．ここでのCB1は，細枝状，太枝状，半球状，卓状の群体形を呈する造礁サンゴ化石を含むnoatstone／rudstoneからなる．
石垣島南部のIS-Unitlの岩相分布は，標高80ｍから35ｍにかけてCB1ないしＣ１（Fig.３８，，０s､１６～21,35～３８，４２，４３，６４～67and68）が，標高40ｍから0ｍにかけてＲ1ないしL１（Fig.３８，ｎＣＳ､１０，１５，２２～25,27～32,44～４６，７１，７２and73）
が同時異相の関係で分布する．CB1は，半球状，卓状，太枝状，細枝状，指状，葉状，薄板状，円盤状といった様々な群体形を呈する造礁サンゴ化石を含むnoatstone／mdstoneからなる．一方，標高35ｍから0ｍにおいては，基盤のトウムル層を不整合に覆い，下位からCB1／TlからＲ１／L1へと漸移的に岩相が変化するのが観察される（Fig.３８，ｎＣＳ１５，２２，２４，２５，３１，４４and７１）．ここでのCB1は，先述の通り
細枝状，半球状，卓状の群体形を呈する造礁サンゴ化石を含むnoatstone／mdstoneからなる．Ｒ１は，直径2～4ｃｍの石灰藻球を主体とするHoatstone／rudstoneからなり，

大型有孔虫Cydoclyipeusca叩entem造礁サンゴ化石のCydoseHfSspp.，Diase㎡ｓ
ｈ､agiljS，肋ch)phylnaspを含むことがある．Ｌ１では，大型有孔虫Qydocb/peus
caIpeme㎡，Ope１℃伽aspを主とするmdstoneからなり，石灰藻球を含む．パンナ岳南側丘陵では，Ｒ1ないしL1からCB1へと噺移的に岩相が変化するのが観察される（Fig.38,nos27～29and46）．Ｌ１は，大型有孔虫Cyclocb/peuscaIpenteliを主とする
floatstoneからなり，石灰藻球を含む．Ｒ１は，直径2～4ｃｍの石灰藻球を主体とする

mdstone／floatstoneからなり，大型有孔虫Cydoc(ypeuscalpente汀を含む．CB1は，半1０１

球状，卓状の群体形の造礁サンゴ化石を含むnoatstoneからなる．名蔵川付近では，

陸源砕屑岩相の砂質シルト層が分布する（Fig.38,ｎｏ､58）．
バンナ岳，於茂登岳，カラ岳より北側の地域では，主にＣｌ，ＣＢＬＢ１，ならびにTlが分布する．御神崎から富野に至る北海岸，平久保半島の西部や東部では，標高50ｍから0ｍまでC1とCB1が広く分布する（Fig38，、ＯＳ､75～99）．Ｃ１とCB1には，半球状，卓状，細枝状，太枝状，円盤状，薄板状，葉状，指状といった様々な群体形を呈する造礁サンゴ化石が含まれる．ＣｌはCB1分布域中に散在して分布し，framestoneからなる．ＣＢ１は北側地域に広く分布し，floatstone／rudstoneからなる．

平野集落から南西約0.8kｍでは，Ｃ１やCB1と同時異相の関係で，トラフ状斜交層理の発達した細粒から中粒の砂層からなるＴ１が分布する（Fig.３８，，０１６３）．また，
吉原海岸，富野北西部海岸，栄（さかえ）海岸の標高0ｍから2ｍには，Ｃ１ならびにCBlと同時異相の関係で大型有孔虫CWlocbpeussp，単体サンゴC)'dose'ｺﾞSSP・を含む
Ｂ１が分布する（Fig.３８，ｎＣＳ､７８，９２and97）．このＢ１は，底棲有孔虫Amphistegina
sp，サンゴモ，コケムシを含むwackestone／packstoneからなる．このＢ１は上位に向けCB1へと漸移する．このCB1は半球状，卓状といった形状を呈する造礁サンゴ化
石を主体とするfloatstone／rudstoneからなる．
4.3.5.21S-DuneUnit

IS-DuneUmtは，米原の丘陵一帯と崎枝（さきえだ）北部海岸に分布する（Fig38，ｎＣＳ５７，８０，８１and85）．層厚は，最大15ｍである．IS-DuneUmtの岩相は，いずれも約20｡～40゜の傾斜を示す平板状斜交層理を示す細粒～中粒サイズの生砕性粒子により構成されるgminstone／packstoneからなる．構成粒子は，円磨されたサンゴ
モ，ハリメダ片，二枚貝片，鰊皮動物片，石英粒子からなる．下位のIS-Unitlとの関係は，IS-UnitlのCB1を整合に覆い，約20゜～30゜の傾斜を示す平板状斜交層理を伴う生砕性石灰岩相へと変化する岩相変化が，米原丘陵の道路脇の切り通しや畑の仕切壁などで観察される（Fig.38,,0.85）．一方，米原東部海岸や崎枝北部海岸
では，IS-Umtlの陸源砕屑物を混在するCB1あるいはB1の上位に，明瞭な境界面をなして約20｡～30゜の傾斜を示す平板状斜交層理を伴う生砕性石灰岩相が重なるのが観察される（Fig.３８，ｎＣＳ､５７，８０and８１；P1ates3-3andl6-1）．
4.3.5.31S-Unit2

102

IS-Unit2は，石垣島南部の標高45ｍ以下一帯，米原北部海岸，星野東部，伊原間
東部海岸，明石（あかいし）東部海岸の標高10ｍから0ｍにかけて分布する．層厚は，最大16ｍである．IS-Unit2の累重関係は，IS-UnitlとIS-DuneUnitに対してア

バットの関係に重なる．IS-UnitlとIS-Unit2の境界は，白保北部鉱山（Fig.38,,031），宮良集落西部（Fig.３８，ｎｏ､23），宮良南部海岸（Fig.３６，，０．２７；P1atel62），新栄から荒川に至る墓地周辺（Fig.３８，，０s､７２and７３；Platel6-3），三和東部の三協鉱山（Fig.３８，ｎｏ､１５），大浜から北方へ約1.5kｍの地点（Fig.３８，no44
and45）において観察される．IS-UnitlとIS-Unit2の境界は，明瞭な境界面をなしており，上位のIS-Umt2の基底部にトウムル層などの琉球層群より下位の地層由来の円礫が散在することがある（Fig.38,,0.133）．一方，IS-DmeUnitとIS-Umt2の境
界は，米原東部の海岸で，明瞭な境界面をなしてIS-Unit2のC2がIS-DuneUmtに重なっているのが観察される（Fig.３８，，０s､83and84）．基盤岩を覆うIS-Umt2の基底部では，基盤岩と同一の岩石で構成される細～大礫サイズの円礫が観察される（Fig.３８，，０．１３３）．
IS-Unit2の岩相は，生砕性石灰岩相（B2），サンゴ石灰岩相（C2），サンゴー生砕性石灰岩相（CB2），陸源砕屑物相（T2）が側方，あるいは鉛直方向に変化しながら分布する．Ｂ２は，主にいわゆる“アワ石”と呼ばれる淘汰の良い生砕』性石灰岩相からなり，ＣB2が挟在することがある（Fig.３８，ｎｏｓｌ～５，７～９，１４，１５，２３，
３１，３９and45）．このB2は，サンゴモ，底棲有孔虫，二枚貝，巻貝などの生物遺骸粒子を含むgrainstone／mdstoneからなる．挟在されるCB2は，細枝状,･半球状の群体形を呈する造礁サンゴ化石を含むfloatstoneからなる．三和（みわ）周辺（Fig.38,
no､９）ならびに伊原間南部（Fig.３８，ｎｏ､131）に分布するB2は，トラフ状斜交層理が発達する淘汰の良い生砕性粒子からなるgrainstone／packstoneである．三和東部の三協鉱山では，淘汰の良いB2，細礫の陸源砕屑物粒子を含むB2，層厚2～3ｍのCB2を挟在するＢ２が分布する（Fig.３８，nosl4andl5）．このCB2は，細枝状，太枝状，半球状，卓状，円盤状といった群体形を呈する造礁サンゴ化石を含むfloatstoneからなる．白保北部採石場には，IS-UnitlのＲ１あるいはL1を不整合に覆うＣ２が分布する．このC2は，半球状，卓状，細枝状の群体形を呈する造礁サンゴ化石を含む
framestoneからなり，層厚05ｍのB2が挟在することがある．このB2は，淘汰の良い

生砕性粒子からなるgramstone／packstoneである．大浜地域には，Ｃ２がよく分布し，卓状，半球状，葉状，太枝状の造礁サンゴ化石からなるframestoneが分布する（Fig.
３８，，０s､48～52）．大川地域では，YN-UnitlのRlとＬ１の上に不整合の関係にC2が重なる．このC2は，半球状のPbitessppを主とするframestone，ならびに細枝状103

Acmpo田spp.，MbmipoIzldjgitataを主とするbufflestoneからなる（Fig.３８，ｎＣＳ､７２and73）．パンナ岳北方約１２kｍには，ＣB2を挟在するB2が分布する．ＣB2は，細枝状，半球状の造礁サンゴ化石を含むfloatstoneからなる（Fig.38,,0s､60～63）．龍宮鍾乳洞周辺の標高45ｍから30ｍにかけては，平板状斜交層理の発達する淘汰の良いB2あるいは斜交層理の発達する細礫サイズの礫岩からなるT2が点在する（Fig.
38,nos69and70）．名蔵（なぐら）から星野にかけての標高40m以下の地域では，細礫サイズの円礫を含む礫岩あるいは未固結砂層（Fig.３８，，０s､13,59），あ
るいは木炭を含む砂質シルト層からなるT2が散在する（Fig.38,ｎｏｌ２）．
4.3.5.41S-Unit3

IS-Umt3は，真栄里（まえざと）海岸一帯の標高O～10ｍにのみ分布する（Fig38，ｎＣＳ､５３，５４and55）．層厚は5ｍである．IS-Umt3の岩相は，サンゴー生砕性石
灰岩相（CB3）とサンゴ石灰岩相（C3）からなる．IS-Unit3の累重関係は，IS-Unitl，IS-DuneUnit，IS-Umt2に対してアパットの関係に重なる．琉球層群の下位の地層との関係は，真栄里海岸においてIS-Unit2と明瞭な境界面をなして重なるのが観察される（Fig.３８，ｎｏｓ５４ａｎｄ５５；Platel7-1）．本ユニットのC3は，細枝状のAcmpo頂spp.，POmesCylin伽Ｃａ，卓状のAcmpo旧sppといった造礁サンゴ化石を主体とするframestone／bufflestoneからなる．またCB3は，Ｃ３の分布域から内陸側へ約0.5kｍの地点において分布し，細枝状，卓状，半球状の群体形を呈する造礁サンゴ化石を含むrudstone／floatstoneからなる（Fig.38,ｎｏ53）．
4.3.6造礁サンゴ化石群集

石垣島の琉球層群の構成するサンゴ石灰岩相とサンゴー生砕性石灰岩相には，種々の造礁サンゴ化石群集（Table2）が含まれ，これらの化石群集は，地域によって，あるいは鉛直方向に変化する．また随伴する岩相あるいは構成生物粒子も変化する．ここでは，各相における造礁サンゴ化石群集の時間・空間的変化について述べる（Fig.３８）
4.3.6.llS-Unitl

IS-Unitlは，以下の地域において造礁サンゴ化石群集，および随伴する岩相の鉛104

直方向への変化が観察された．

白保西部の採石場では，CB1から漸移してL1へと変化する（Fig.３８，，０２５）．
ここでは，下部11ｍが細枝状，卓状のAcmpoIHspp.，太枝状のEUphylliaanco田，半球状のPmesspp，Faviidsを含む，上部3.5ｍが葉状のLepmseIﾌﾞSpWmcea，Each)'seIiS
Speciosa，円盤状のCydoseIfssp.，DjaseIfsspを含む異地性群集Eへと漸移する．白保
東海岸では，CB1から漸移してR1へと変化する（Fig.38,,0.32）．ここでのCB1は，卓状のAcmpomspp.，ApalirblH，Faviidsを含む異地性群集CからＲ１へと変化す
る．米原地域では，卓状のFaviids，Rsmensisを含む異地性群集Cから，円盤状

CydosezﾌﾞＳＳＰ，葉状PachyselｺﾞSSpeciosaを含む異地性群集Eをへて，卓状のFaviids，Pbmitesspp.，Ｈａ(Wmsinensis，円盤状のFungiidsを含む異地性群集Cへという造礁サ
ンゴ化石群集の変化を示す（Fig.38,nos91and92）．崎枝地域では，LeptoseIiS
eXpIanata，pachyselｺﾞSSpeciosa，EchmOph)′lliaaSpelHを含む異地`性群集Eあるいは卓状，半球状のFaviids，Ｐｂ画tesspp.，卓状のAcmpo画spp.，薄板状のPectiniids，円盤状のFungiidsを含む異地性群集Cから卓状のFaviids，Apali化Iaを含む群集Cへと造礁サン

ゴ化石群集が変化する（Fig.38,ｎｏ､56）．野底地域（Fig.38,ｎｏ､116）では，Ｂ１
からCB1へと漸移し，このCB1には卓状のFaviids，Acmpomspp・を含む異地性群集Ｃが含まれる．大浜北方約1kｍ（Fig.３８，，０４６）では，Ｒ１からCB1へと噺移し，ＣＢ１
は卓状，半球状のFavnds，Ｐｂ㎡tesspp，卓状Acmpolzlsppを含む異地性群集Cからなる．野底や栄海岸では，大型有孔虫ｑ(ＩＣＣＯ/peusspp，造礁サンゴ化石CydoseIYSsp、を含むB1から卓状，半球状Faviids，PoIftesspp.，卓状Acmpomspp，円盤状Fungiids

を含む異地性群集CからなるCB1へと漸移する（Fig38，nosll6andl21）．上記に挙げた地域以外では，鉛直方向における造礁サンゴ化石群集の変化を認めることができなかった．

群集Aおよび異地性群集Aは，バンナ岳南部ならびに南東部の標高45～60ｍ（Fig.
３８，，０s､３７and64），名蔵南方約15kｍ，カラ岳南西へ約１５kｍの標高45～50ｍ，白保東部の採石場（Fig.38,,0.25），伊野田（Fig.38,noslOOandlO1），吉原（Fig.38,nos80and81），米原（Fig.38,ｎＣＳ８５，８６，８８，８９and93），富野（Fig.３８，，０s､９４and99），野底半島西部地域（Fig.３８，，０s､100～113,117,
122,124,126andl28），明石（Fig.38,nCS､137～139），平久保半島一帯（Fig.
38,ｎＣＳ144,145,148,150,151,153,157，158,161,162andl65～168）にかけての地域に分布する．また，群集Bおよび異地性群集Bは，バンナ岳南部ならびに南東部の標高40～50ｍにかけての一帯（Fig.３８，，０s､３５，３６and65～67），ならびに栄（Fig.38,ｎｏ､129）地域などのごく限られた範囲に分布する群集Cおよび異105

地性群集Cは，バンナ岳の南部から南東部の標高20～45ｍの丘陵地にかけての一帯（Fig.３８，，０s､３８，４２，４３，４６and68），白保西部の標高30～80ｍの丘陵地にかけての一帯（Fig.38,nosl7～22,36and65～67），崎枝，川平，吉原などの北部海岸にかけての一帯（Fig.３８，ｎＣＳ､56,75～７８，８７，９１，９２，９５，９６and98），栄（Fig.３８，，０s134～136），平久保半島一帯（Fig.３８，ｎＣＳ､140～143,146,147,
152,154,155,159,16Oandl61）にかけての地域に分布する．異地性群集Dは，吉原地域にのみ分布（Fig.38,,078）し，群集Eおよび異地性群集Eは，白保西部
採石場，崎枝地域において分布する（Fig.３８，ｎＣＳ､２５，５６，７８，９１，９２andl25）．
4.3.6.21S-Unit2

IS-Unit2では，群集A，異地性群集A，群集B，異地性群集B，群集C，異地性群集

Cの各造礁サンゴ化石群集が観察され，群集Dから異地性群集Eは認められない．三和においては，IS-Unit2の造礁サンゴ化石群集が鉛直方向への変化を示す（Fig.

38,ｎｏ､14）．ここでは，下部8mが細枝状のSMOpho垣pistiljata，AcmpoIHspp.，半球状のPbmBssppを含む，中部6ｍが太枝状PbcilIOpo頃velTucosa，卓状AcmpolHspp，細枝状AcmpoIzlspp，円盤状Fungiidsを含む異地性群集B，上部2ｍが細枝状MbntipoIzl
djgi〔ａｔa，Acmpolzlsppを含む群集Ａと変化する．この地点以外では，造礁サンゴ化石の鉛直方向への変化を認められい．

群集A，異地性群集Aは，IS-Umt2の分布する地域において広く分布する（Fig.
38,ｎｏｓｌ～５，７～９，１１，１４，１５，２３，２６，２７，３１，３９～４１，４４，４５，４７，６０～

63,72～74）．一方，群集B，異地性群集Bは，パンナ岳東方約2kｍ（Fig.38,ｎＣＳ、
33and34），三和（Fig.３８，ｎｏ､１４），米原（Fig.３８，nos83and84），伊原間（Fig38，nosl32andl33）の地域にごく限られた範囲に分布する．群集C，異地性群集Cは，白保東部海岸（Fig.３８，，０．２７），大浜（Fig.３８，nCS､48～52,54and
55）地域の標高O～10ｍにおいて分布する．
4.3.6.31S-Unit3

IS-Umt3の造礁サンゴ化石群集は，ごく限られており，真栄里海岸では，卓状Acmpolﾋﾞlspp・を主体とする群集Bが分布（Fig.38,ｎＣＳ､５４and55）する一方，真栄里
海岸から内陸へ約05kｍの地点では，細枝状Acmpomspp.，MbntipolMigi[a[aを含む
異地性群集Aが分布する（Fig.38,ｎｏ５３）．造礁サンゴ化石群集の鉛直方向の変化

106は，IS-Unit3で認められない．

4.3.7琉球層群の堆積年代4.3.7.1石灰質ナンノ化石層序

石垣島の琉球層群の年代を明らかにするために，IS-Unitlから石灰質ナンノ化石の抽出を試みた．その結果，白保地域（Fig.３８，no24and31）のＲ１の2地点（R1LR1-2）とＢ１の1地点（B1）の計3地点から石灰質ナンノ化石が産出した（Fig39）．R1-1からは，Cephymcapsaca肋beanica,Ｃ・oceanicaC､paIHlIela，R1-2からはC)'cIolitheIlasp,Gca肋beanica,GoceanicaGpaMela,Reticulo伽es“sp.，およびＢからCalcidiscusleptOpoms,CoccoIithuspelagicus,DjscolitheHajaponjca,HelicoSphae砲
carten,HinvelsaCephWocapsaca肋beanica,Goceanica,GpalHllela,ＲｅUculoilmesm

sp.,SymcoSphaelﾓlpu１℃h垣,UmbilicoSphaelHsp・がそれぞれ産出する．産出する石灰質

ナンノ化石は，Gartner(1977)のGIoceanicazone，OkadaandBukly(1980)のCN14b化
石帯に相当する．また，佐藤ほか（1999）の（１）LADが0.41ＭaのRIacunosa，ならびにFADが0.25ＭaのEmiIianiahuxle)Ziが産出しない，（２）FADが0.95ＭaのＧｐａＩｾﾞUle1aが産出する，（３）FADが0.51Ｍa，ＬＡ､が0.15ＭaのHinve応aが産出する．以上のことから，IS-Umtlの堆積年代は，0.41Ｍaから0.25Ｍaの間に対比される．
43.7.2過去に得られている年代との対応関係

白尾ほか（1976）は，プネラ粘土部層から石灰質ナンノ化石の産出を報告し，NN20とNN21の化石帯（Martin,1971）に含まれることを報告した．木庭（1980），
KobaetaL（1985）は，IS-UnitlのTlに相当するブネラ粘土部層相当層の陸源砕屑物

相から石灰質ナンノ化石EmiljanjahuUKIeyiの産出，ESR年代により約20万年前の値を示すことを報告した．これは，同一層準のIS-UnitlのＲ１とＢ１から産出した石灰質ナ

ンノ化石層序の年代より新しく矛盾がある木庭（1980），Kobaetal.(1985)により得られた年代は，試料採取地点の詳細な記述がなされておらず，本研究の層序区分との対比が正確にできないが，本研究のIs-umtlの石灰質ナンノ化石層序の年代との関係から，Ｔ２に対比される可能性が高いと考えられる．

43.7.3堆積年代

107

先述したとおりIS-Umtlは，石灰質ナンノ化石層序によって0.41Ｍaから0.25Ｍaに相当することが判明した．これは，KobaetaL(1985）が報告したIS-UnitlのTlに相当する地層のESR年代値，ならびに産出した石灰質ナンノ化石より古い時代を示す．これは木庭（1980），KobaetaL(1985)のESR年代と石灰質ナンノ化石の産出地
点が正確に記載されていないことに起因し，評定が行われていないため，本論のユニット区分との明確な対応関係が不明であることによる．本論では，IS-Unitlが石
灰質ナンノ化石層序により0.41Ｍaから0.25Ｍaに対応することを考慮し，木庭（1980），Kobaetal.(1985)のESR年代試料採取地点，ならびに石灰質ナンノ化石の産出地点は，Is-umt2に対比される可能性が高いと判断した．
以上のことから，石灰質ナンノ化石層序による年代決定ならびに既報告されている放射年代および石灰質ナンノ化石層序による年代決定（Fig40）から，石垣島の琉球層群は，（１）IS-Unit2，３は，約20万年前以降に相当し，（２）IS-Unitlは0.41Ｍaから0.25Ｍaに相当する．（３）IS-DuneUmtは，0.41Ｍaから025Ｍa以降から約20万年前の間に相当する．これらのことから，IS-Unit2，３は，約20万年前以降の高海水準期に相当する酸素同位体ステージの７，５eに各々相当すると考えるのが妥当である．一方，IS-Unitlは，石灰質ナンノ化石層序から決定した年代から，酸素同位体ステージの9の堆積物に相当すると考えられる．IS-DuneUnitは，酸素同位体ス
テージ9の高海水準期から次第に海水準の低下により形成されたと推定される．
4.38礁の復元ならびに発達過程
4.3.8.11S-Unitl

IS-Unitlの堆積初期は，石垣島南部においてT1からCBlをへて，Ｌ１あるいはR1へと上位に向かって漸移する（例えば，Fig38，nos23and24）．Ｔ１は，トラフ状斜交層理の見られる中～粗粒砂サイズの砂層からなり，底棲有孔虫Pmemplisspp.，軟体動物，造礁サンゴが含まれることから，水深50ｍ以浅の上部外浜堆積物であると考えられる．また，Ｔｌと同時異相の関係にあるCB1（例えば，Fig.３８，ｎｏ､５５）は，異地性群集Aからなることから，水深5m以浅の浅礁湖を示唆する．つまり，ＩＳ‐
Umtlの堆積開始時は，波浪の影響の少ない水深5ｍ以浅のパッチリーフをもつ浅礁湖，ならびに陸源砕屑物の供給の多い砂礫底が隣接する堆積場があったと考えられる（Figs､４１，４２and43）．これより，上位に向かって異地性群集Aから異地性群集

108Eという造礁サンゴ化石群集の鉛直変化を伴うCB1からＬ１／R2への岩相変化から，
水深5ｍ以浅の浅礁湖から水深30～50ｍの礁斜面深部，さらに水深50ｍ以深の島棚へと堆積環境が変化していったことが推測される（Figs､４１，４２and43）．これは，本ユニットの海進期から高海水準期における堆積環境の変化，ならびに礁の発達様式を示唆するものであると考えられる．すなわち，海進期から高海水準期には，海進に伴いサンゴ礁の成長が追いつけずgive-up型の成長，あるいはサンゴ礁が内陸側へと後退していったことが考えられる（Figs41，４２and43）．このような上方深海化の堆積環境変化は，白保東海岸（例えば，Fig.３８，，０３２），龍宮鍾乳洞付近（例えば，Fig.３８，ｎｏ､５５），米原（例えば，Fig.３８，ｎｏ､８７）においてもみられる（FigS41，４２and43）．一方，海進に伴い内陸側へ後退したサンゴ礁は，主にISUnitlのＣｌとCBlとして分布する．パンナ岳南部ならびに南東部の標高45～60ｍ（例

えば，Fig.３８，nos37and59），カラ岳南西の標高45～50ｍ，星野，伊野田（例えば，Fig.３８，noslOOandlO1），崎枝から富野にかけての北部海岸一帯（例えば，Fig.３８，ｎＣＳ８０，８１，８５，８６，８８，８９and93），野底半島東部（例えば，Fig.38,,0s､９９，１０２～113,117,122,124,126andl28），平久半島東部（例えば，Ｆｉｇ．
38,nosl37～139,144,145,150,151,153,156～１５８，１６１，１６２ａｎｄｌ６５～

169）地域には，群集Ａと異地性群集Aが分布し，水深5ｍ以浅の浅礁湖があったと推定される（Fig.41）．パンナ岳南部ならびに南東部の標高40～50ｍ（例えば，Ｆｉｇ．
38,ｎＣＳ､３５，３６，６５～67）や栄（例えば，Fig.38,ｎｏ､129）地域には，群集Bと異地性群集Bが分布し，水深5ｍ以浅の内側礁原，礁嶺，外側礁原，礁斜面上部があったと考えられる（Fig41）．また，パンナ岳の南部から南東部の標高30～45ｍの丘

陵地（例えば，Fig.３８，，０s､３８，４２，４３and63），白保西部の標高30～80ｍの丘陵地（例えば，Fig38，ｎｏｓｌ７～21），カラ岳南部の標高20～45ｍ，崎枝（例えば，Fig.３８，，０５７），川平（例えば，Fig.３８，ｎＣＳ､７０and７１），吉原（例えば，Ｆｉｇ．
３８，，０７２），栄（例えば，Fig38，nosl27andl30），平久保，平野地域の標高Ｏ～10ｍ（例えば，Fig.３８，nosl34～136,140～143,146,147,149,152,154,
155，159,160andl64）にはう群集Cと異地性群集Cが分布し，水深10m以浅の礁斜

面，水深5～10m，水深10～30ｍの礁斜面崖錐堆積物があったと考えられる（Fig.
41）．さらに崎枝（例えば，Fig.３８，，０５６），米原（例えば，Fig.３８，，０．８７），
栄（例えば，Fig.38,,0125）地域には，異地性群集Eが分布し，水深30～50ｍの礁

斜面深部があったと推定される（Fig.39）．一方，水深50ｍ以深の島棚は，南部地域（例えば，Fig.38,nCS９，２４，２７～32and72）に広くひろがり，石灰藻球が堆積し，宮良（例えば，Fig.３８，nos22and23），白保（例えば，Fig.３８，ｎＣＳ､２４and

10925），大浜北方約1kｍ（例えば，Ｆｉｇ３８，no45and46），大川（例えば，Fig.３８，
nos71and73）地域には大型有孔虫を富む砂礫底が広がっていたと考えられる（Fig.４１）．野底（例えば，Fig.３８，nosll5andll6），栄（例えば，Fig.36,,0121）地域では，大型有孔虫ｑ,ＣＩＣＣ()/peuscaIpente"，造礁サンゴC),dose砿isspを含む
水深50ｍ前後の砂礫底があったと考えられる（Ｆｉｇ４１１－方，星野から名蔵地域（例えば，Fig.３８，，０５８）にかけては，陸源砕屑物の供給が多く，礁形成に適さず，主として礫層，砂層，シルト層が堆積したと考えられる（Fig.４１）．また米原地域（例えば，Fig.３８，，０s､７９，８２and90）では，平板状斜交層理の発達する生砕性石灰岩相が分布し，砂丘が発達していたと考えられる（Fig.４１）．
ところで大浜北方（例えば，Fig.３８，ｎｏ､４６），崎枝（例えば，Fig.３８，ｎｏ、
56），吉原（例えば，Fig.３８，，０．７８），米原（例えば，Ｆｉｇ３８，nos91and92），
野底（例えば，Fig.３８，ｎＣＳ､１１５，１１６andl21），栄（例えば，Fig.３８，，０１２５）地域では，水深30～50ｍの礁斜面深部から異地性群集Cが示唆する水深30m以浅の礁斜面へと上方浅海化を示す堆積環境の変化があったと考えられるこれは，高海水準期以降における海水準の低下にともなう堆積空間の減少によって，上方浅海化が起こったと考えられる．

以上のようにIS-Unitlは，堆積初期には水深50ｍ以浅のサンゴ礁，ならびに陸源
砕屑物の供給の多い砂礫底が分布し，海進期から高海水準期にかけては，海進に伴いサンゴ礁の成長が海水準に追いつけずgive-up型の成長，あるいは礁の内陸側への後退があったと考えられる．高海水準期には，石垣島のほぼ全域に水深50ｍ以浅の裾礁が広がり，南部に水深50m以深の島棚が広がっていたと考えられる．一方，星野，名蔵地域のような谷地形の地域では，陸源砕屑物の供給量が多く，炭酸塩堆積
物の堆積に適さなかったと考えられる．また米原地域には，砂丘の発達があったと考えられる．高海水準期以降では，海水準の低下に伴い堆積空間の減少に伴い，上方浅海化が起こったと考えられる．
４．３８２１S-DuneUnit

IS-DuneUmtは，IS-Unitlに対して整合もしくは不整合に接する．不整合関係は，

標高の低い海岸（例えば，Fig.38,nos80and81）に観察され，整合関係が内陸側（例えば，Fig.38,,0.80）で観察される．また，IS-Unitlでは，標高50m以上の地点に砂丘が発達しており，この付近一帯でほぼ連続して観察される（例えば，Ｆｉｇ．
38,,0.79）．以上のことからISDuneUnitは，IS-Umtlに発達した米原の砂丘堆積110

物が，IS-Unitl堆積後の海退において，米原の砂丘堆積物が沖側へしだいに前進して形成された風成砂丘堆積物であると考えられる．
4.3.8.31S-Unit2

IS-Unit2は，IS-UnitlとIS-DuneUnitに対してアバットの関係で累重する．また，

IS-UnitlとIS-DuneUnitとは，明瞭な境界面をなして接する．IS-UnitlならびにIS‐
DuneUnitとIS-Unit2との間には，陸上露出に伴う浸食・削剥があったと考えられる．また本ユニットの最下部には，陸源砕屑物の礫を含むことから，IS-Unit2の堆積初期には海進に伴う陸源砕屑物の削剥・運搬があったことが考えられる．

海進期から高海水準期には，三和（例えば，Fig.３８，，０１４）地域において上方に向かって異地性群集Aから，異地性群集Bを経て，群集Aへという造礁サンゴ化石
群集の変化があることから，水深5ｍ以浅の礁環境の中でより礁嶺側の内側礁原へと堆積環境が変化し，再び浅礁湖へと堆積環境の変化があったことを示唆する．このことから本ユニットの一部は，サンゴ礁の成長が海水準に対してわずかに遅いため

徐々に沖合側の堆積環境へと変化していたのが，その後の高海水準期以降，海水準に対してサンゴ礁の成長が追いつく礁成長過程があったと考えられる．しかしながら，他の地点（例えば，Fig.３８，ｎｏｓ６～８，１４，３１，３９～41,47～55,60～６３，７２～74）では、海進期から高海水準期において造礁サンゴ化石群集の鉛直方向の変化がないことから，IS-Umt2の礁の成長は，大局的にkeep-up型の礁の成長があったことが考えられる．また，三和一帯（例えば，Fig.３８，，０s､１～５，６～８，１１，１４，
１５，３９～41）では，淘汰の良い生砕性石灰岩相が広く分布することから，水深5ｍ以

浅の浅礁湖の砂質底が広く分布していたことが示唆される．同様の堆積場は，伊原間（例えば，Fig.３８，ｎｏ､131）にも分布していたと考えられる．カラ岳南西約2kｍの標高20ｍから25ｍ，三和標高45ｍ付近（例えば，Fig.38,,014），伊原間の標高Ｏ～10ｍ（例えば，Fig.３８，nosl32andl33）の地域は，群集Ｂと異地性群集Bが分布し，水深5ｍ以浅の内側礁原，礁嶺，外側礁原，礁斜面があったと考えられる（Fig.

44）．白保南部海岸（例えば，Fig.38,ｎｏ､27），大浜（例えば，Fig.38,ｎＣＳ､４８～50）地域には，群集Ｃと異地性群集Cが分布し，水深10m以浅の礁斜面，もしくは

水深0～50ｍの礁斜面があったと推定される（Figs､４２，４３and44）．一方，龍宮鍾
乳洞付近では，平板状斜交層理の発達する生砕性石灰岩相（例えば，Fig.３８，，０．

６９），礫質な陸源砕屑物相（例えば，Fig.38,,070）が分布し，海浜から砂丘があったと考えられる（Fig41）．また，名蔵から星野（例えば，Fig.３８，ｎｏ､５９）で

1１１

は，礫層と砂層が分布し，IS-Unitl堆積時と同様に陸源砕屑物の供給が多い堆積場にあったと考えられる（Fig.４１）．これらの地域では，木炭を含む砂質シルト層が分布しており（例えば，Fig38，ｎｏ､１１ルマングローヴ林を伴う潮間帯干潟のような堆積場があったと考えられる（Fig.４１）．
以上のようにIS-Unit2は，堆積初期に陸源砕屑物の供給があったが，海進期から高海水準期において水深5ｍ以浅の浅礁湖が広く広がる，一部catch-up型，大局的にはkeep-up型の礁の成長を遂げた裾礁をなしていたと考えられる．高海水準期には，島の南東部には，水深10ｍ以浅の礁斜面が分布し，星野から名蔵においては陸源砕

屑物の供給が多く礫層や砂層，－部マングローブ林を伴う泥質あるいは砂質干潟の堆積場があったと考えられる（Fig.４１）．
IS-Unit2は，IS-Umtlに対してアバツトの関係で分布することから，IS-Unit2のサ
ンゴ礁はIS-Unitlに対してオフラップの関係で発達したものと考えられる．
4.3.8.41S-Unit3

IS-Unit3は，IS-Umt2に対してアバットの関係で累重する．IS-Unit2とIS-Unit3とは，明瞭な境界面をなして接する．このことは，IS-Unit2からIS-Unit3堆積までの期間には，陸上露出に伴う浸食・削剥があったと考えられる．IS-Umt3は，層厚5ｍで，分布高度が10m未満である．また，造礁サンゴ化石群集の鉛直方向の変化もな

い．したがって，本ユニットは海進期から高海水準期においてkeep-up型の礁として堆積したものであると考えられる．真栄里海岸付近（例えば，Fig.38,nos54and
55）では群集Bが分布することから，水深5ｍ以浅の内側礁原，礁嶺，外側礁原，礁

斜面があったと考えられる．真栄里海岸より内陸側（例えば，Fig.38,,0.53）では，異地性群集Aが分布することから，水深5m以浅の浅礁湖が広がっていたと考えられる．

IS-Unit3は，IS-Unit2に対してアパットの関係で重なることから，IS-Umt3の礁はIS-Unit2に対してオフラツプの関係で発達したと考えられる．
4.3.8.5石垣島のサンゴ礁発達の変遷史

石垣島の琉球層群は，IS-Unitlから3まで，いずれも裾礁の形態をなして発達してきたと考えられる．ただし，IS-Unitlでは，現在の米原沖にみられる米原パッチ（卓礁）のような礁環境が，白保地域において形成されていたと考えられる．また

112

IS-Unitlでは，堆積の初期に陸源砕屑物の供給が多いため，水深10ｍ以浅のサンゴ
礁堆積物と陸源砕屑物主体の堆積物が隣接して堆積していたと考えられる海進期から高海水準期においてサンゴ礁の成長はgive-up型，あるいは内陸側への後退があったと考えられる．高海水準期以降は，海水準の低下に伴って堆積空間が減少することにより上方浅海化の堆積環境の変化があったと考えられる．一方，名蔵や星野地域では，谷状地形を呈し，陸源砕屑物供給量が多いために礁形成に適した環境が形成され得なかったと推定される．

IS-Umt2では，現在の八重山諸島のように浅礁湖の発達するような礁が拡がっていたと考えられる．海進期から高海水準期には，一部でサンゴ礁の成長が海水準に対してやや遅いため徐々に上方深海化する堆積環境変化がみられるが，全体としては，keep-up型の樵成長をしたと考えられる．また，IS-Unitlと同様に陸源砕屑物の供給量が多い場所では，陸源砕屑性の堆積物が堆積していた地域がある．高海水準期以降において本ユニットは，海水準の低下に伴う堆積空間の減少により，上方浅海化の堆積環境の変化があったとものと推定される．
IS-Unit3は南部にのみ分布し，陸源砕屑物の供給から隔離された場所で堆積し，礁形成に適していたと考えられる．IS-Unit3は，海水準の変化に対してほぼ均衡した礁の発達を示唆するkeepとup型の礁成長があったと考えられる．
4.3.9まとめ（１）石垣島の琉球層群は，下位からIS-UnitLIS-Unit2，IS-Umt3に区分される．
また，IS-Unitlと2との間にはIS-DuneUnitがあることから，計4つのユニットに区分される．

（２）石灰質ナンノ化石層序と既に報告されている年代から，IS-Unitlが0.41Ｍaから0.25Ｍaに，IS-Unit2と3が約20万年前より若い年代に相当する．このことからIS-Unitl，２，３は，それぞれ酸素同位体ステージの９，７，５eに相当すると考えられる．
（４）石垣島の琉球層群の岩相およびに造礁サンゴ化石群集から，以下のサンゴ礁の変遷があったと考えられる．サンゴ礁の形態は，IS-Umtlから3まで，いずれも裾礁の形態をなして発達してきたと考えられる．IS-Unitlの堆積の初期に陸源砕屑物の供給が多いため，水深10m以浅のサンゴ礁堆積物と陸源砕屑物主体の堆積物が隣接して堆積し，その後の海進期から高海水準期においてサンゴ礁の成長は，give-up
型，あるいは礁の内陸側への後退があったと考えられる．高海水準期以降は，海水準の低下に伴って堆積空間の減少に伴い上方浅海化の堆積環境の変化があったと考１１３

えられる．また，谷状地形には，陸源砕屑物供給量が多いために礁形成に適した環境が形成され得なかった．IS-Umt2では，海進期から高海水準期においてサンゴ礁の成長が海水準の変化に対して徐々に上方深海化する．しかしながら，一部の地域を除くと本ユニットは，keep-up型の礁成長をしたと考えられる．また，IS-Umtlと同様に陸源砕屑物の供給量が多い場所では，陸源砕屑性の堆積物が分布していた地域がある．高海水準期以降，本ユニットは，海水準に対して堆積空間の減少に伴い，上方浅海化する．IS-Unit3は，南部のごくわずかな地域に分布し，陸源砕屑物の供給から隔離された場所で堆積し，礁形成に適していたと考えられる．IS-Unit3

は，海水準に対してほぼ均衡な礁の成長速度を示唆するkeep-up型の礁成長があったと考えられる．

白

Pleistocene

Ｒｅ－

PIeistocene

HoIocene￣

Basements

beachdeposits

AⅡuvium，⑤

Fosteretal.(1960）

Basements

deposits，aIIuviaI,etc．

Eｍｅ｢gedsho｢eline

NakagawaetaL(1982）

Basements

HoIocenedeposits

Thisstudy

FigS6StratigraphicreIationshipoftheRyukyuGroupinlshigaki-jimaIsIand．

Basements

RiukiuLimestone￣、／、／、／、RaisedCoralReef

Hanzawa(１９３５）

ShiraoetaI.(1976）〕二ｍ

⑩。」。〔芹倒。⑪一切ごＣ町賓］〈］則◎②．Ｑ局廻のこり．こミｏＱＱ０ｏ
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fossiI
biozoneｎａｎｎｏ

０２５‐0.41Ｍａ

2）

Datum
Ievel
oｆ
caIcareous
nannofossiIl)OkadaandBukM1gBO),２)SatoetaI.(１９９９)．

1）

Calcareous．FigSgDistributionchartofselectedcaIcareous
nannospeciesinIshigaki-jimaIsIand＋

町旦巨。ｑ廻胞竃①但這。○望□□absent□present

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＋

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這い逗阿・ロ』①呵但旦呵。。雲ｑ工

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1）①この○．一望①一」(ESRage）

ヨーニ蛾ikP）
Ｐｒｅ－
PI副stocene

Baseｍｅｎｔ

Rg40StratigraphicoutIineandageassignmentoftheRyukyuGroup
InIshigakUimaIsIandafterl):KObaetaI.(1985)，
２)CalcareousnannobiozonebasedonOkadaandBukry(1980)，
３)DatumIevelofcalcareousnannofossiIbasedonSatoeteU.(1999)．
StarmarksshowsamplinghorizonsIbrcalcareous
nannofossilbiostraIigIaphy．

125

4.4八重山諸島
4.4.1はじめに

八重山諸島には，石垣島をはじめとして大小10数個の島々が点在する．4.3で述べたように本研究では，主に石垣島の琉球層群の層位関係について研究を行った．しかしながら，八重山諸島の第四系琉球層群は，石垣島以外の竹富島，小浜島，西表島，鳩間島，黒島，新城島にも分布することが知られている（例えば，Hanzawal935；FosteretaL,1960；中川ほか，1982）が，これらの島々に分布する琉球層群

は，８０年代後半以降の現世サンゴ礁域の堆積物の知見（例えば，Nakamori,１９８６；

IIyu,1992；TsUji,１９９３；Iryueta1.,1995）をもとにした層位学的研究が行われていな
い．そのため八重山諸島の島々は，本研究をはじめとする他の島に分布する琉球層群との層位関係，ならびに形成過程を比較・検討することが出来ない．そこで，最も琉球層群の発達の良い石垣島と比較することにより，八重山諸島の島々の琉球層群の層位関係を明らかにすることを目的として，琉球層群の層序の再検討を西表島，小浜島，ならびに黒島の3つの島において実施した．その結果，石垣島には3つのユニットが認定されるが，西表島，小浜島，黒島には各々2つのユニットが認定されるという結論に達した．
44.2地質概説

八重山諸島の地質については，古くは黒岩（1899），YoshiwaIa（1906），脇水（1913），青木（1932）などの研究があるが，総括的な地質の研究はHanzawa（1935）が最初である．Hanzawa（1935）により八重山諸島には，Paleozoic

Formation，MiyaraBeds，YaeyamaCoal-bearingBeds，SonaiConglomerate，Riukiu

Limestone（以下，琉球石灰岩），KunigamiGravel（以下，国頭礫層），RaisedCoral
ReefandRaisedBeachDeposits，RecentDepositsが分布すると報告された（Fig.４６）．
1960年代には，米軍による軍事地質調査による研究報告がなされ（Williamand

Warrenl960；Fosteretal,1960；Foster,1965），FosteretaL（1960）は，基本的にHanzawa（1935）の層序区分を踏襲しつつ，新たに八重山諸島における地質系統の再区分を行った（Fig.46）．それによれば，古生界のPaleozoicFormationをIshigaki
Group（以下，石垣層群），第三系のMiyaraBedsをMiyamFormaUon（以下，宮良層），第四系の礁性堆積物，陸源砕屑物性堆積物を一括してSakishimaGroup（以126

下，先島層群）と改称した．また，宮良層とは不整合関係にある可能性のある火山岩類をNosokoForamtion（以下，野底層）として，Omotogranite,Cha-yamagranodioriteの第三系深成岩からなる貫入岩体を地質系統に加えた．さらに石垣層群については，変成岩からなるTumuruFormation（以下，トウムル層）と非変成岩のFu-sakiFolmation（以下，フサキ層）とに，また先島層群については陸源砕屑物からなるBuneraclaymember（以下，プネラ粘土部層），Naguragravel（以下，名蔵礫層）と礁性石灰岩からなる琉球石灰岩に区分した．また松本（1964）は，西表島のYaeyamaCoal-bearingBedsを八重山層群火山岩類と改称した．SaitoetaL(1973)は，八重山層群火山岩類が火山岩主体の層と堆積岩主体の層とが不整合の関係にあると指摘し，前者をYubuVolcanics，後者を八重山層群と改称した．中川ほか（1982）は，

SaitoetaL(1973)，白尾ほか（1976），荒木・中川（1978）などの石垣島と西表島の層序の再区分に従い，先第三系石垣層群，始新統宮良層群，中新統八重山層群，時代未詳の祖納礫岩，鮮新統島尻層群，更新統琉球層群，完新統離水海岸堆積物，沖積層，現世堆積物が分布することを報告した．本研究では，石垣島，西表島，小浜島，黒島の地質調査ならびに先述の過去の地質研究から石垣島，西表島，小浜島，黒島の地質系統を以下のように区分した（Fig.46）．先第三系八重山変成岩類（木崎・高安，1975），始新統宮良層および野底層，中新統八重山層群，更新統琉球層群，完新統の諸堆積物である．西表島と小浜島には全ての地質系統が分布し，黒島には更新統以降の地質系統のみが分布し，石垣島では八重山層群が分布しない．
４．４３琉球層群

八重山諸島の第四系堆積物は，Hanzawa（1935）により琉球石灰岩，国頭礫層と報告されたのが最初である．Fosteretal．（1960）は，石垣島に分布する第四系堆積物を陸源砕屑物からなる名蔵礫層とプネラ粘土部層，ならびに礁性石灰岩からなる

琉球石灰岩に改称した．松本（1964）は，西表島の第四系礁性石灰岩と陸源砕屑物からなる礫岩を，MacNeU（1960）に従い琉球層群と改称した．小浜島の第四系堆積物については，篠田・木崎（1976）により段丘礫層，ウルロー石灰岩と新称された．また黒島と竹富島の第四系堆積物は，Furukawa（1979）により琉球石灰岩の名称が踏襲された．中川ほか（1982）は，白尾ほか（1976），荒木・中川（1978）を踏襲して，石垣島ならびに竹富島に分布する琉球列島に広範囲に分布する礁性石灰岩，ならびに陸源砕屑物からなる第四系堆積物に対して琉球層群と改称した．なお，新城島の第四系堆積物は，Hanzawa（1935）以降，研究が行われておらず，琉127

球石灰岩が踏襲されている．本研究では，石垣島，西表島，小浜島，黒島，ならびに竹富島，新城島に分布する第四系は，礁性石灰岩，ならびに陸源砕屑物で構成される堆積物という観点から琉球層群を踏襲し，全ての島において一括して琉球層群と称することとする．

4.4.3.1西表島

西表島は，東経123゜４０～123゜５７１，北緯24.15`～24.261に位置する（Fig.
47）．琉球列島では，５番目に大きい島で，総面積は約271k㎡である．島全体

は〆標高200～300ｍの山陵が連なっており，最高高度は469.7ｍである．琉球層群
は，標高O～約50ｍまでの丘陵地と海岸に散点的に分布する．これら琉球層群は，

IR-UnitlとIR-Unit2の2つのユニットに区分される（Figs､４６，４７，４８and49）．
4.4.3.1.11Ｒ－Ｕｎｉｔｌ

IR-Unitlは，西表島において琉球層群が分布する全ての地域において分布する．

島の南部の豊原（とよはら）一帯では，標高O～45ｍまで分布する．一方，高那（たかな），上原（うえはら），住吉（すみよし），祖納（そない）といった北部では，標高O～35ｍまで分布する．最大層厚は20ｍである．IR-Unitlの岩相は，サンゴ石灰岩相（Cl），サンゴ一生砕性石灰岩相（CBD，生砕`性石灰岩相（B1），陸源

砕屑物岩相（Tl）からなる．IR-Unitlは，基盤岩と傾斜不整合の関係で重なり，基盤岩直上の琉球層群では，基底礫岩からなるT１，基底礫岩を含むCB1とＣｌが観察される（Fig.50,ｎｏs､３and３３；P1atel7-2）．礫岩は，細～中礫サイズの円礫からなり，礫種は砂岩ならびに暗灰色を呈する砂質石灰岩からなる．礫岩の基質は弱固結しており，中粒砂サイズの砂岩からなる．礫岩は，上位にＣ１へと漸移する（Fig.５０，，０．３３）．

上原，住吉，祖納などの北部地域では，Ｃ１が主体となって分布する．このＣ１は細枝状，半球状，卓状，葉状といった様々な群体形を呈する造礁サンゴ化石を含む

framestoneからなり，－部bufflestoneからなる（Fig.５０，，０s､23～31and33～35）．
高那地域では，陸源砕屑物を含むB1からなり，ここでのB1は，粗粒砂サイズの淘汰が良い円磨された生物遺骸粒子を含むgIainstone／packstoneからなる（Fig.５０，，０s、
17,18and20）．またこのＢ１の最上部にはＣｌが認められ，細枝状の造礁サンゴ化石を含むbufflestoneが観察される（Fig50，nosl8）．また，高那地域の標高30ｍ付近

128には，細礫サイズの亜円礫からなる礫岩が分布する．この礫岩は，斜交層理や平行層理が観察される．基質は，細粒砂サイズの未固結砂層からなる（Fig.50,,022）．

豊原一帯の南部地域では，標高O～5ｍのごく限られた範囲でBlが分布する（Fig.

５０，，０１）．このＢ１はgIamstone／packstoneからなり，石灰藻球や大型有孔虫
Cydocb/peusca1pentejHiを伴う．
以上のように本ユニットは，標高O～45ｍにおいてClとCB1がよく分布する（Fig.
50,ｎＣＳ､４，６～9and23～35）．Ｃ１は，球状，卓状，太枝状の群体形を呈する造礁サンゴ化石を主に含むframestoneからなる（Fig50，nos4and26～28）．豊原（Fig.５０，ｎＣＳ,６～9），高那（Fig.５０，，０．１８），上原（Fig.５０，，０s､２３～25），
住吉（Fig.５０，，０s､29～31），祖納（Fig.50,ｎｏｓ３２～35）地域のＣｌあるいはCB1
中には，細枝状の群体形を呈する造礁サンゴ化石を主に含むbufflestone／rudstone／
floatstoneからなる．

4.4.3.1.21R-Unit2

IR-Unit2は，豊原，大原（おおはら），大富（おおとみ），古見にみ）といっ

た標高O～20ｍにかけてのごく限られた地域に分布し，北部地域には分布しない．層厚は最大18ｍである．IR-Unit2は，IR-Umtlに対しアバツトの関係で重なる（Fig.
５０，，０１；P1atel7-3）．IR-Unit2の岩相は，サンゴ石灰岩相（C2），サンゴー生
砕性石灰岩相（CB2），生砕性石灰岩相（B2）からなるＣ２は，卓状，球状，葉状，細枝状の形状を呈する造礁サンゴ化石を主体とするframestoneからなる（Fig

50，ｎＣＳ､１，２，１３andl5）．大原北部（Fig.50,ｎｏｓｌ３ａｎｄｌ４；Platel8-1）や古見（Fig.５０，，０１６）に分布するＢ２は，トラフ状斜交層理を伴い，淘汰の良い生
砕性粒子を主体とするgramstone／packstoneからなる．またCB2は，大原北部（Fig.
50,ｎＣＳ・10～12）に分布し，細枝状や半球状の群体形の造礁サンゴ化石を含む
floatstoneからなる．

4.431.3造礁サンゴ化石群集
西表島の琉球層群の構成するサンゴ石灰岩相およびサンゴー生砕性石灰岩相には，群集A，異地性群集A，群集C，異地性群集Ｃ（Table2）の造礁サンゴ化石群集が含まれる（Fig.５０）．

129

IIWmtlでは，群集A，異地性群集A，群集C，ならびに異地性群集Cが広く分布する．群集Ａと異地性群集Aは，祖納，住吉，上原，高那，豊原地域に分布する（Fig.50,ｎｏｓ６～９，１８，２５and29～35）．また群集Ｃと異地性群集Cは，住吉，上原，豊原地域に分布する（Fig50，ｎＣＳ３，４，２３，２４and26～28）．一方，IR-Unit
2には，群集A，異地性群集A，ならびに群集Bが分布する．群集Bは，大富地域のごく限られた範囲に分布する（Fig.50,ｎｏｌ５）．この地点以外は，群集Ａと異地性群集Aが分布する（Fig.５０，，ＯＳ､１，２andlO～13）．
4.4.3.Ｌ４琉球層群の堆積年代

西表島の琉球層群からは，いずれの露頭においても続成作用による固結化が進んでおり，石灰質ナンノ化石層序に有効な試料を採取することが出来なかった．これまでの西表島の琉球層群の研究においても，本研究と同様に年代決定に有効なデータが得られてない．したがって，現地点では西表島の琉球層群の年代について直接的なデータによる層位関係については不明である．
4.4.32小浜島

小浜島は，東経123.58,～124.021,北緯24.191～24.21'に位置し（Fig.５１），
南北2kｍ，東西10.3km，総面積10.3k㎡である．島の地形は，中心部に位置する村

内（むらうち）集落から北へ500ｍの地点にある最高高度99.2ｍの大岳（うふだき），ならびに標高0ｍ～40ｍの丘陵を示す地形に分けられる．琉球層群は，標高40ｍまでの丘陵地に点在して分布する．琉球層群は，KH-UnitlとKH-Unit2の2つのユニットに区分される（Figs､４８，５１，５２and53）．
4.4.3.2.1ＫＨ－Ｕｎｉｔｌ

KH-Umtlは，大岳北部と西部の標高35ｍ以下の丘陵地，村内集落の南部と東部に拡がる標高40m以下の丘陵に広く分布する．その他には，東細崎（あがりくばざ
き）とビルマ崎北方1kｍにおいて点在する．層厚は15ｍである．KH-Umtlは，基盤岩を傾斜不整合の関係で覆う．KH-Umtlの岩相は，サンゴ石灰岩相（Cl），サン

ゴー生砕性石灰岩相（CBD，大型有孔虫石灰岩相（L1）からなる．Ｃｌならびに

CB1は，KH-Unitlの分布する地域において良く観察される（Fig54，ｎｏｓ２～7，１１

130～16andl8～23）．これらの岩相は，球状，卓状，太枝状の造礁サンゴを主体とす

るHoatstone／rudstone／framestoneからなる（Fig54，ｎｏｓ２～５，９～l5andl9～21）が，標高30ｍ以上の地点では，細枝状の造礁サンゴ化石からなるbufflestone／noatstone／mdstoneが主体となる（Fig.５４，，０ｓ６，７，１６，１８，２２and23）．東細崎（Fig.５４，ｎｏ､9）地域では，CB1からＬｌへの岩相変化が認められる．CB1は，卓状や球状の造礁サンゴを含むfloatstone／rudstoneからなり，一方L1は，標高5ｍ以下のごく限られた地域に分布し，CydocOipeuscaIpente㎡を主体とするnoatstoneからなる．
大岳北東約0.8kｍの地点（Fig.５４，ｎｏ､19）では，CB1からＣｌへの岩相変化が認められる．ここでのCB1は，細枝状，半球状の造礁サンゴ化石からなるfloatstone／

rudstoneから，卓状，半球状の造礁サンゴ化石からなるfloatstone／rudstoneへと変化
し，さらに，CB1の上に重なるＣ１は半球状，卓状の造礁サンゴ化石を含むfiamestoneからなる．

4.4.3.2.2ＫＨ－Ｕｎｉｔ２

KH-Unit2は，東細崎とビルマ崎北西1kｍの地点などの標高10m以下のごく限られた地域にのみ分布する．層厚は5ｍである，KH-Unit2は，KH-Unitlに対してアパットの関係で重なる（Fig.５４，，０．９；Platel8-2）．KH-Umt2の岩相は，淘汰の良い
生砕性石灰岩相（B2）をしばしば伴うサンゴ石灰岩相（C2）からなる（Fig.５４，
nos8and9）．Ｃ２は，卓状，半球状の群体形を呈する造礁サンゴ化石を主体とする

fiamestoneからなる（Fig.５４，nos8and9）．東細崎では，ごく限られた部分においてトラフ状斜交層理を伴う淘汰の良いB2が分布する（Fig.５４，ｎｏ､９）．
4.4.3.2.3造礁サンゴ化石群集

小浜島の琉球層群の構成するサンゴ石灰岩相ならびにサンゴー生砕性石灰岩相には，群集A，異地性群集A，群集B，異地性群集B，群集C，ならびに異地性群集Ｃ（Table２）の造礁サンゴ化石群集が含まれる（Fig.54）．
KH-Unitlでは，群集A，異地性群集A，群集C，ならびに異地性群集Cが広く分布する．東細崎では，卓状のFaviids，Acmpomspp､を含む異地性群集CからなるCB1からＬ１へと漸移するのが観察される（Fi９５４，，０９）．また大岳北方約0.8kｍの北海岸（Fig.54,ｎｏ､19）では，CB1中の造礁サンゴ化石群集が細枝状のAcmpomspp.，
半球状のP0㎡tessppを含む異地性群集Aから細枝状Acmpo頃spp.，卓状Acmpo田spp

1３１を含む異地性群集Bへと変化し，さらに上位の卓状Faviids，PlaO/gMHsinensisを含む群集CからなるＣ１へと移り変わるのが観察される．これらの地域以外では，造礁サ
ンゴ化石群集に変化が認められない．群集Ａと異地性群集Aは，大岳周辺の標高35ｍ

付近において点在（Fig.５４，ｎｏs６，７，１６，１８，２２and23）し，異地性群集Bは，
北海岸にのみ認められる（Fig.５４，，０１９）．これ以外の造礁サンゴ化石群集は，群集Ｃと異地性群集Cからなる（Fig.５４，，ＯＳ２，５，９，１１～15andl9～21）．一方，KH-Unit2には，群集Ａと群集Bが分布する．ビルマ崎から北西へ1kｍの地点（Fig.５４，，０．８）では，半球状のP０㎡tesspp.，細枝状のAcmpoIzIspp.，葉状の随chyselｺﾞSSpeciosaを含む群集Aが分布する．東細崎地域（Fig.54,ｎｏ､9）には，卓状Acmpo垣sppを含む群集Bが分布する．
4.4.32.4琉球層群の堆積年代

小浜島の琉球層群は，いずれの露頭においても続成作用による固結化が進んでおり，石灰質ナンノ化石層序に有効な試料を採取することが出来なかった．これまでの小浜島の琉球層群の研究においても，本研究と同様に年代決定に有効なデータが得られてない．したがって，現地点では小浜島の琉球層群の年代について直接的なデータによる層位関係については不明である．
4.4.3.3黒島

黒島は，東経123.59'～124.02,,北緯24.13'～24.15'に位置する（Fig.５５）．
島は，南北4kｍ，東西3.5kｍの大きさを示し，ハート型の外形を呈する．島の地形は，標高5ｍから10ｍの平坦面が全体的に広がっており，島の周縁部に標高10ｍを超す高まりがある．島の最高地点は，富里（みやざと）海岸付近の遠見台の標高15.1ｍである．琉球層群は，島全体に分布しており，琉球層群はKR-UnitlとKR-Unit

2の2つのユニットに区分される（Figs､４８，５５，５６and57）．
4.4.3.3.1ＫＲ－Ｕｎｉｔｌ

KR-Unitlは島全体に分布し，標高O～12ｍまで分布する．層厚は最大12ｍである．

岩相は，下位からサンゴー生砕性石灰岩相（CB1），大型有孔虫石灰岩相（L1）／
ハリメダ石灰岩相（Hbl）／石灰藻球石灰岩相（R1）／サンゴー生砕性石灰岩相

132（CBl）が重なる（Fig58，ｎｏｓ７～10）．なお，地質図（Figs､46and53）では，
L1／Hbl／R1／CB1の分布が点在しているので，一括して生砕性石灰岩相として分布を表わしている．下部のCBlは，主に島の東半分によく露出し，卓状，球状，太枝状の群体形を呈する造礁サンゴ化石を主体とするfloatstone／mdstoneからなる（Fig.５８，，０s､１，１５，１６～21and26）．一方，Ｌ１／Hbl／R1／CB1は，標高4m以上の地点において観察される（Fig.５８，，０ｓ７～10）．Ｌ１は，大型有孔虫C)′clocb/peuscamemmを含むfloatstoneからなる（Fig.58,,0.8）．Hblは，７～10ｍｍ
サイズのハリメダ片を主とするrudstoneからなり，石灰藻球を含むことがある（Fig.
５８，，０．９）．Ｒ１は，直径1.5～2.5ｃｍの石灰藻球を主体とするrudstone／noatstoneからなる（Fig.58,,010）．CB1には，葉状，薄板状の群体形を呈するBachyselfSSpeciosaLepmseIrspW7℃cea，円盤状のFungiidsなどの造礁サンゴ化石を含む
floatstoneからなる（Fig.５８，，０７）．
4.4.3.3.2ＫＲ－Ｕｎｉｔ２

KR-Unit2は，島の西部半分の標高O～15ｍまでにおいて広く分布する．層厚は最大5ｍである．KR-Unit2は，KR-Umtlに対して不整合の関係で重なる（Fig.58,ｎｏ、
１；Platel8-3）．KR-Unit2の岩相は，サンゴ石灰岩相（C2）とサンゴー生砕性石

灰岩相（CB2）からなる．Ｃ２は，島西部の仲本（なかもと）付近の海岸（Fig.58,
no､１）に露出し，卓状の群体形を呈する造礁サンゴ化石を主体とするframestoneからなる．一方，ＣB2は，細枝状，卓状，半球状，円盤状といった様々な群体形を呈する造礁サンゴ化石を含むfloatstone／rudstoneからなる（Fig.56,ｎｏｓ２～６，１１～l4
and22～25）．

4.4.3.3.3造礁サンゴ化石群集

黒島の琉球層群の構成するサンゴ石灰岩相には，異地性群集A，群集B，異地性群

集C，ならびに異地性群集Ｅ（Table2）の造礁サンゴ化石群集が含まれる（Fig.
58）．

KR-Unitlには，異地性群集Ｃと異地性群集Eが分布する．異地性群集Cは，島の東半分，ならびに仲本海岸において観察される（Fig.５８，ｎＣＳ１，１５～21and26）．
異地性群集Cは，卓状のFaviidea，Acmpomsppを含む．異地性群集Eは，仲本東方約500ｍの地点にごく限られた範囲に分布し（Fig.５８，ｎｏ､７），葉状のRSpeciosa，Ｌ、

133pajq)/mcea，円盤状のFungiidsが含まれる．一方，KH-Unit2には，異地性群集Ａと群集Bが分布する．異地性群集Ａは，KH-Unit2の分布する地域で広く分布し（Fig.
58,ｎＣＳ､２～６，１２～１４and23～25），細枝状Acmpo田spp.，MblMipoIzldjgnataを含む
floatstoneからなる．群集Bは，仲本と宮里の東海岸のごく限られた範囲に分布し（Fig.５８，ｎｏｌ），卓状AcmpolzlsppやＡｐａＩｊ化IaFaviidsを含む．
44.33.4堆積年代

黒島の琉球層群からは，いずれの露頭においても続成作用による固結化が進んでいるため，石灰質ナンノ化石層序に有効な試料を採取することが出来なかった．これまでの小浜島の琉球層群の研究においても，本研究と同様に年代決定に有効なデータが得られてない．したがって，現地点では黒島の琉球層群の年代について直接的なデータによる層位関係についての議論は不明である．
4.4.3.3.6礁の発達過程ならびに復元
44.3.3.6.1西表島

IR-Unitlは，基底部にT1と礫含有のＣ１／Ｂ１が分布する（例えば，Fig.50,ｎＣＳ､３and33）．このことより，IR-Unitlの堆積初期には，海進による削剥・運搬によって陸源砕屑物の供給があったのが，徐々に陸源砕屑物の供給が減少し，サンゴ礁性
堆積物が堆積するような環境へと変化したことが考えられる．IR-Unitlは，造礁サ

ンゴ化石群集の鉛直方向への変化が認められない（例えば，Fig.50,ｎＣＳ４，７，２６～35など）ことから，IR-Unitlの海進期から高海水準期において礁の成長は，海水準の上昇と均衡したkeep-up型であったと考えられる．また，この時期には祖納（例えば，Fig.50,nCS､３２，３３，３４and35），住吉（例えば，Fig.50,ｎＣＳ､29～31），
上原（例えば，Fig.５０，，０．２５），高那，豊原（例えば，Fig.５０，，０s､７and9）地域には，群集Ａと異地性群集Aが分布することから，水深5m以浅の浅礁湖があったと考えられる（Figs､59and60）．住吉（例えば，Fig.５０，nos26～28），上原（例えば，Fig.50,ｎＣＳ､23and24），豊原（例えば，Fig.５０，，０４）地域には，群集Cと異地性群集Cが分布することから，水深10m以浅の礁斜面，あるいは水深10～50ｍの礁斜面があったと考えられる（Figs59and60）．さらに豊原（例えば，Fig.５０，，０１）地域では，石灰藻球や大型有孔虫C),docb/peusca1penteⅡを含む生砕性石灰岩

134

相が分布することから，水深50ｍ以深の島棚があったと考えられる（Figs59and60）．高那地域（例えば，Fig.５０，，０s､１７，１８，２０and22）では，礫層のTlがB1よりも比高の高い地域に分布することから，Ｂ１が浅礁湖で堆積し，その後背地にはTlの陸成礫層があったと考えられる（Fig.59）．
IR-Umt2は，IR-Unitlに対してアバットの関係で累重し，IR-Unitlと2とは，明瞭な境界面をなして接する．このことから，IR-Unitlと2との間には，陸上露出による浸食・削剥があったと考えられる．IR-Unit2は，大富地域においてごくわずかな範囲に群集Bが分布する（例えば，Fig.50,,015）が，それ以外の地域（例えば，Fig.５０，，０s１，２，１０，１１，１２andl3）では群集Ａと異地性群集Aが分布する．このことから，IR-Unit2は，水深5ｍ以浅の浅礁湖が広く分布し，ごくわずかにパッチリーフが点在してていたと考えられる（Figs60and61）．一方，大原北部（例えば，Fig.５０，nosl3andl4）や古見（例えば，Fig.５０，ｎｏ､１６）には，トラフ状斜交層理を伴う淘汰の良いB2が分布する．これらの地域では，潮汐流の影響を受ける水深5ｍ以浅の浅礁湖の砂地があったと考えられる．本ユニットの造礁サンゴ化石群集には，鉛直方向の変化が認められない．したがって，海進期から高海水準期には，IR-

Umt2は，海水準の上昇と礁の成長速度が均衡するkeep-up型の発達をしたと考えら
れる．

44.3.3.6.2小浜島

KH-Unitlの海進期から高海水準期には，東細崎（例えば，Fig.５４，ｎｏ､３and9）では上方に向かってCB1の異地性群集CからＬ１へ漸移することから，水深10m以浅の礁斜面から水深50m以深の島棚域へと環境の変化があったと考えられる．この上方
深海化によってKH-Unitlにおけるサンゴ礁の成長は，海水準の上昇に伴い内陸側へと移動したと考えられる（Fig.62）．東細崎以外の地域における本ユニットは，造礁サンゴ化石群集や岩相の鉛直方向の変化が認められないことから，サンゴ礁の成長は海水準変動と均衡したkeep-up型であったと考えられる（Fig.62）．大岳周辺（例えば，Fig.54,ｎＣＳ､６，７，１６，１８，２２and23）では，群集Ａと異地性群集Aが分布することから，水深5ｍ以浅の浅礁湖があったと考えられ（Fig.62），その他の地域（例えば，Fig54，ｎＣＳ､2～５，１１～l5andl9～21）では，群集Cと異地性群集Cが分布することから，水深10m以浅の礁斜面ないしは水深10m以浅あるいは水深30m以

浅の礁斜面崖錐堆積物があったと考えられる（Fig62）．一方，東細崎（例えば，Fig.５４，ｎｏ､９）では，水深50ｍ前後の島棚があったと考えられる（Fig.62）．

135

KH-Unit2は，KH-Umtlに対してアバットの関係で累重し，KH-Umtlと2とは，明瞭な境界面をなして接する．このことから，KH-Umtlと2との間には陸上露出による浸食・削剥があったと考えられる．KH-Unit2は，群集Aがビルマ崎北西部に（例えば，Fig.54,ｎｏ､８），群集Bが東細崎に（例えば，Fig.54,,0.9）分布する
ことから，水深5ｍ以浅の浅礁湖，あるいは外側礁原があったと考えられる（Fig63）．また，東細崎の地域（例えば，Fig.５４，ｎｏ､９）には，トラフ状斜交層理を伴う淘汰の良い生砕性石灰岩相が分布する．これらのことからKH-Unit2は，東細崎地域を含む島の南海岸において水深5ｍ以浅の外側礁原と潮汐流の影響を受ける
水深5ｍ以浅の砂地が隣接するエネルギー条件の高い地域であったと考えられる．なお，KR-Unit2には，造礁サンゴ化石群集の鉛直方向の変化が認められないことから，海水準の上昇速度とサンゴ礁の成長が均衡するkeep-up型の発達を遂げたと考えられる．

44.3.3.6.3黒島

KR-Unitlには，群集Cと異地性群集CからなるCB1から上方に向かってCB1の異地性群集E，Ｌ１，ＨｂＬＲ１へと漸移する（例えば，Fig.５８，，０s､１，７～10,16～21and26）．このことから，KR-Umtlでは水深10ｍ以浅の礁斜面から，水深50m前後の礁

斜面下部，大型有孔虫の密集，ハリメダマウンド，石灰藻球の堆積場へと上方深海化の堆積環境の変化があったと考えられる．この上方深海化は，海進期から高海水準期においてKR-Unitlのサンゴ礁が海水準の上昇に追いつけず礁の成長が停止したことを示唆する（Fig.６４）．
KR-Unit2は，KR-Unitlに対して明瞭な境界面をなして接する．このことから，
KR-Umtlと2との間には，陸上露出による浸食・削剥があったと考えられる．KR-

Umt2は，主に群集Aならびに異地性群集Aが広く分布することから(例えば，Ｆｉｇ．
58,ｎｏｓ３～６，１１～１４and22～25），水深5ｍ以浅の浅礁湖が広く分布していたと考えられる（Fig.65）．島の西部の仲本地域（例えば，Fig.58,,0.1）は群集Bからなることから，水深5ｍ以浅の外側礁原があったと考えられる．KR-Umt2中には，造礁サンゴ化石群集の鉛直方向への変化が認められないことから，KR-Unit2が海水準の上昇とサンゴ礁の成長が均衡するkeep-up型の発達があったと考えられる．
443.3.64八重山諸島のサンゴ礁発達の変遷史

136

八重山諸島の琉球層群は，西表島のIR-UnitlとIR-Unit2，小浜島のKH-UnitlとKH-Unit2が裾礁，黒島のKR-Umtlが島棚パンク，KR-Unit2が卓礁であったと考えられる．西表島のIR-Umtl，小浜島のKH-Unitl，ならびに黒島のKR-Umtlは，海進期から高海水準にかけて礁がgive-up型の成長であったか，内陸側へと移動したと考えられ，IR-UmtlとKH-Unitlでは，内陸側へと移動した礁が海水準の上昇と成長速度が均衡するkeep-up型の発達であったと考えられる．西表島のIR-Unit2，小浜島のKH-Umt2，ならびに黒島のKR-Unit2は，海進期から高海水準期においてkeep-up
型の礁成長があったと考えられる．
4.4.3.3.7まとめ（１）八重山諸島の琉球層群は，西表島でIR-Umtl，IR-Unit2，小浜島でKH-Unit
LKH-Umt2，黒島でKR-Umtl，KR-Umt2に区分される．

（２）八重山諸島の琉球層群の岩相および造礁サンゴ化石群集から，以下のサンゴ礁の変遷があったと考えられる．サンゴ礁の形態は，西表島のIR-UnitlとIR-Unit
2，小浜島のKH-UmtlとKH-Unit2が裾礁，黒島のKR-Unitlが島棚パンク，KR-Unit
2が卓礁であったと考えられる．西表島のIR-Unitl，小浜島のKH-Unitl，ならびに黒島のKR-Unitlは，海進期から高海水準にかけて礁がgiveとup型で成長であったか，
内陸側へと移動したと考えられる．なお，西表島のIR-Umtlの堆積初期は，陸源砕屑物の供給が多かったが，次第に礁成長に適した環境へと変化したと考えられる．
IR-UnitlとKH-Unitlでは，内陸側へと移動した礁が海水準の上昇と成長速度が均衡するkeep-up型の礁発達であったと考えられる．西表島のIR-Unit2，小浜島のKHUnit2，ならびに黒島のKR-Unit2は，海進期から高海水準期においてkeep-up型の礁
成長があったと考えられる．

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Paleocene

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OIigocene
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deposits

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RecentcIeposits
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Basements

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Beachand

NakagawaetaI.(1982）

ArakiandNakagawa(1978）

Basements

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PIeistocene

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PIeistocene

Baseｍｅｎｔ

Baseｍｅｎｔ

Baseｍｅｎｔ

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inKohamalimaIsland．

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inKohamalimaIsIand．

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156

４５多良間島
４５．１はじめに多良間島は，宮古諸島と八重山諸島との中間に位置する島である．宮古諸島，ならびに八重山諸島の地質は，幾つかの相違点があげられる．宮古諸島には，下～中部更新統の琉球層群が分布するのに対しシ八重山諸島では中～上部更新統の琉球層群が分布する．また，両地域の基盤岩は，宮古諸島が鮮新統の島尻層群であるのに対し，八重山諸島では中新統八重山層群，花崗岩類，始新統野底層・宮良層などからなる．多良間島は，両地域の中間にあり，両地域の地質の関係を明らかにする上で重要である．そこで本研究では，多良間島の琉球層群の層序の再検討を行い，多良間島の琉球層群の層序と堆積年代，そこから読み取れる礁の発達過程を明らかにすることを目的とした．
4.5.2地質概説

多良間島は，北緯24.40,東経124.40,に位置する島である（Fig.66）．島の外形は，ほぼ円形の形を呈し，東西約6kｍ，南北約4kｍ，総面積は，１８８km2である．島全体に，標高20ｍの平坦面が広がり，最高高度は34ｍである．過去の本島の地質に関する研究（例えば，矢崎，１９７７；古川，1981）では，地表には第四系の琉球層群ならびに完新統の諸堆積物が分布することが明らかになっており，琉球層群の基底は，地下50～60ｍの地点にあり，基盤はアルコース質砂岩からなるとされる．この砂岩は，琉球列島に分布する新第三系の島尻層群の相当層であると考えられている．琉球層群は，礁性石灰岩と風成炭酸塩堆積物からなる．完新統の堆積物

は，離水サンゴ礁，海浜堆積物，ビーチロック，ならびに砂丘砂が分布する．
4.5.3琉球層群

多良間島の第四系堆積物は，矢崎（1977）により四つの石灰岩岩体に区分し，琉球層群（MacNeiL1960）と呼称した（Fig.67)．本研究においては，琉球列島に広範囲に分布する第四系の礁性石灰岩，ならびに陸源砕屑物からなる堆積物という定義に基づき，琉球層群を踏襲した．多良間島の琉球層群の年代については，ESR年代により約9万年前，２４万年前，４０万年前の値が報告がされている（例えば，Kobaet

157

a1.,1985；Kobal992）．しかし，石灰質ナンノ化石層序による年代決定は，これまで行われてない．本研究による琉球層群の層序の再検討から，多良間島の琉球層群
は，TR-UnitlとTR-Umt2という2つのユニットに区分される礁性堆積物，ならびにTR-Unit2の上位に重なる風成炭酸塩堆積物であるTR-DmeUnitの3つのユニットに区分されるという結論に達した（Figs66and67）．なお，矢崎（1977）と本研究における層序区分との対応関係は，前泊（まえどまり）石灰岩，仲筋（なかすじ）粘土層，遠見台（とおみだい）石灰岩がTR-DmeUmtの各サプユニットに対応するが，天川（あまかわ）石灰岩，パナリ石灰岩とTR-Unitl，２との間には対応関係は見い出せなかった．以下，各ユニットの特徴について記述する．
4.5.3.1ＴＲ－Ｕｎｉｔｌ

TR-Unitlは，島全体において標高O～18ｍまで分布する．TR-Unitlの下限は，海面下にあり不明である．層厚は，少なくとも18ｍ以上である．TR-Umtlの岩相は，石灰藻球石灰岩相（R1），大型有孔虫石灰岩相（L1ルハリメダ石灰岩相（Hbl）

が同時異相の関係で分布する．Ｒ１は島の南部の海岸線に分布し（Fig.６８，，０．１，
３，５，９，１０，１１，２９，３２，３３，３４，３５and37），７～14mmサイズのハリメダ葉片，大型有孔虫CyCIocb′peuscalpentenを伴う直径2～3cmの石灰藻球を主体とする
noatstone／rudstoneからなる．Hblは島の西部海岸において分布し，７～14ｍｍサイズのハリメダ葉片を主体とするfloatstone／rudstoneからなり，石灰藻球や大型有孔虫

Cycjocb/peuscalpemeIiを含む（Fig68，nosland37）．Ｌ１は，散点的に分布しており，大型有孔虫Cyclocb/peuscalpemelfを主体とするuoatstone／rudstoneからなる（Fig.
68,ｎｏs､４，９andl8）．
4.5.32ＴＲ－Ｕｎｉｔ２

TR-Unit2は，島の周縁部の標高O～20ｍにおいて分布する．TR-UnitlとTR-Umt2との不整合関係は，海岸線において観察される（Fig.６８，，０s１，９，１０，３２and

３７；Platesl9-1andl9-2）．層厚は最大20ｍに達する．TR-Unit2の岩相は，サンゴ石灰岩相（C2），サンゴー生砕性石灰岩相（CB2），石灰藻球石灰岩相（Rb2），
淘汰の良い生砕性石灰岩相（B2），ハリメダ石灰岩相（Ha2）が分布する．Ｃ２は，主に島の南海岸において観察され，ここでは，卓状，指状サンゴのframestoneが分布する（Fig.68,ｎＣＳ､２０，２１，３１and32）．ＣB2は島全体に分布し（Fig.６８，，０s1，

158

6～10,12,13～１７，１９，２６～28and30）し，球状，卓状，太枝状，指状といった様々な群体形を呈する造礁サンゴ化石を含むfloatstone／rudstoneからなる．これら造礁サンゴ礫の間の基質は，生物砕屑粒子により構成されるgrainstone／packstoneからなる．Rb2は，島の東部と西部に点在する（Fig.68,ｎｏ､38）．Rb2は，石灰藻片，あるいは直径4～5ｃｍの表面に突起を有する形の石灰藻球を主体とするrudstoneからなる．淘汰の良いB2は，底棲有孔虫Calcalinasp.，BaculO8MDsinasPやサンゴモなどを主体とするgrainstone／packstoneからなる（Fig.６８，ｎＣＳ､36and37）．Ha2は，北東部においてCB2中にごく限られた範囲に分布をする（Fig.６８，ｎｏｌ３）．ここでは，４～7mmサイズのハリメダ葉片を主体とするrudstoneからなり，巻貝，二枚貝，
細枝状サンゴ片などを伴う．
4.5.3.3ＴＲ－ＤｕｎｅＵｎｉｔ

TR-DuneUmtは，島の北部にある塩川（しおかわ）集落付近において，標高0ｍから34ｍの地点において分布する．TR-Unit2とは，直接の関係を観察することができなかったが，TR-Umt2が固結した岩石であるのに対して，TR-DuneUnitは弱固結あ

るいは未固結である．また，後述するようにTR-DuneUmtは，風成堆積物を主体とし，浅海成の礁性堆積物からなるTR-Unit2と異なる時期に形成された上位ユニットと考えるのが妥当である．以上の理由からTR-DuneUnitは，TR-Umt2以降のユニットとした．層厚は，最大13ｍに達する．

TR-DuneUnitは，細粒の生砕性石灰岩相からなり，約20゜～30゜の傾斜角を示す平板状斜交層理を伴うことがある．TR-DuneUnitには，２層の赤褐色砂層が挟在する（Fig.６８，，０．２４）．２層の赤褐色砂層には，陸成巻貝や植物根が観察される．これ
ら2層によってTR-DuneUmtは，３つのサプユニットに区分される．これらをここでは，Sub-UmtA，Ｂ，Ｃとする．これらのSub-UnitA，Ｂ，Ｃの変化は，塩川北部の採石場において観察される．最下部のSub-UnitAは，塩川北部の採石場のみで観察される（Fig.68,ｎｏ､２４）．Sub-UnitAは単層厚50ｃｍ内外で，未固結の円磨された造礁
サンゴの礫を含む細粒の生砕性石灰岩相からなる（P1atel9-3）．層厚20ｃｍの赤褐

色砂層より上位のSub-UnitBは層厚2ｍで，下部1.3ｍが未固結であるのに対し，上部0.7ｍが弱固結であり，下部，上部いずれも細粒の生砕性石灰岩相からなる．上部

0.7ｍの生砕性石灰岩相には，連続性の悪い層厚2cmの赤褐色砂層が挟在する層準も観察される．またSub-UnitBは，Sub-UnitA同様に露出が悪く点在して分布する．このSub-UmtBの上位には，層厚30ｃｍの赤褐色砂層が重なり，層厚4ｍ以上の板状斜交159

層理を伴う生砕性石灰岩相が重なる（Fig.68,ｎｏ､２４；Plate20-1）．このSub-Unit
Cは最も発達が良く層厚10ｍに達し，塩川北部一帯においてに広く分布する（Fig.
68,nos22～25）．

4.5.4造礁サンゴ化石群集

多良間島の琉球層群の構成するサンゴ石灰岩相は，TR-Umt2にのみ見られ，造礁サンゴ化石群集の群集B，異地性群集B，ならびに群集Ｃ（Table2）が認められる．

造礁サンゴ化石群集の鉛直方向の変化は認められない．島の南海岸には，卓状AcIDpo垣spp.，AcIDpolzlh)′acjnthusを含む群集Cが卓越する（Fig.68,ｎＣＳ､２１and32）．群集Bは，前述の群集Cが分布する地域の北部に隣接して分布し（Fig.68,
nCS､20and３１），卓状Acmpolzlpalihg画，Coniasｎ℃a１℃UfblmjSが含まれる．異地性群集

Bは，島の全域に広く分布し（Fig.６８，ｎＣＳ１，６～８，１２，１３～17,26～28and30），卓状Acmpo厄SPP.，Apaljerb垣，Faviidsといった造礁サンゴ化石が認められる．また，島の北部では，異地性群集B中に群集Ｂを伴うことがある（Fig.６８，，０．
１４）．

4.5.5琉球層群の堆積年代45.5.1石灰質ナンノ化石層序

多良間島の琉球層群の年代を明らかにするために，TR-Umtlの岩相から石灰質ナ

ンノ化石の抽出を試み，普天間（ふてんま）港から北へ約07kmの地点で石灰質ナ

ンノ化石が産出した（Figs､68,,0.9and69）．産出する石灰質ナンノ化石は，CaIcidiscusIepmpoms,CephymcapsaapelTaGca肋beanjca,Goceanica,Ｇ､paMela，

HencoSphae囮Carte㎡,Reticulofbneshzlsp.,ならびにUinbiIicoSphaemsp・である．産出した石灰質ナンノ化石は，Gartner(1977)のGoceanicazone，OkadaandBukly(1980)のCN14b化石帯に相当する．また，佐藤ほか（1999）の（１）ＬＡ､が041ＭaのP・Iacunosa，ならびにFADがO25MaのEmilianjahuxleyiが産出せず，（２）ＦＡＤが0.95ＭａのGpamUelaが産出する，以上のことから，TR-Unitlの堆積年代は，0.41Ｍaから0.25Ｍaの間と考えられる．

4.5.5.2過去に得られている年代との対応関係

160

Kobaetal．（1985），Ｋｏｂａ（1992）は，本島の琉球層群からESR年代の値を報告している．KobaetaL（1985）では，標高18ｍと13ｍの地点の造礁サンゴ化石から，それぞれ約9万年前，２５万年前の値を示すことを報告した．このうち，標高13ｍの約２５万年前の試料は再結晶化していることから，最低限年代の値となる．したがって，
この試料は，約25万年前以前と評価される．またKoba（1992）は，KobaetaL（1985）と異なる標高13ｍの地点の造礁サンゴ化石からESR年代により約40万年前の値を示したが，試料に再結晶化があることことから，先述のESR年代試料と同様に最低限年代と評価される．

ESR年代と本研究の琉球層群の層序区分との関係は，ESR年代用化石の採取地点を検討した結果，TR-Unitlが約25万年前以前，約40万年前以前，TR-Unit2が約9万年前に相当する可能性があると考えられる．しかしながら，TR-Umtlは，造礁サン

ゴ化石を含まない岩相からなることから，KobaetaL(1985)，Koba(1992）により得られたESR年代と矛盾する関係にある．本研究では，既報告のESR年代の中でもTRUnit2に相当すると考えられる約9万年前の値を示すデータのみを採用した．
4.5.5.3堆積年代

石灰質ナンノ化石層序と既報告の放射年代を基に多良間島の琉球層群の層位関係（Fig.７０）は，（１）TR-Unit2は，約9万年前に相当する可能性が高い．（２）TRUmtlは，２５万年前から41万前に相当する．（３）TR-DuneUmtは，約9万年前以降に形成された可能性が高い，ということが明らかになった．これらの年代は，酸素同位体曲線（例えば，Raymoeta1.,1990)から，TR-Unit2が酸素同位体ステージ5に，
TR-Unitlが酸素同位体ステージ9にそれぞれ対比される．
４５．６礁の発達過程ならびに復元
4.56.1ＴＲ－Ｕｎｉｔｌ

TR-Unitl堆積時は，Ｒ１，Ｌ１，Hblが分布する（例えば，Fig.68,ｎＣＳ１，３，４，

５，９～１１，１８，２９，３３～35and37）ことから，水深50m以深の島棚域に石灰藻球の密集域，大型有孔虫の密集域，ハリメダ・マウンドが分布していたと考えられる．
特に島の西部にはハリメダ・マウンドが，島の中央部には大型有孔虫の密集域が分1６１

布し，その他の地域では，石灰藻球の堆積場があったと考えられる．以上のことか

らTR-Unitlは，島棚上のパンクであったと考えられる（Fig.７１）．
45.6.2ＴＲ－Ｕｎｉｔ２

TR-Unitlと2との境界は，明瞭な境界面をなして接する．このことは，TR-UnitlとTR-Umt2との間には陸上露出による削剥・浸食があったことを示唆する．TRUmt2のC2ならびにCB2は，造礁サンゴ化石群集の鉛直方向の変化が認められな

い．このことからTR-Unit2は，海面の上昇と礁の成長速度が均衡するkeep-up型のサ
ンゴ礁の発達があったと考えられる．海進期から高海水準期におけるTR-Umt2は，島の南部（例えば，Fig.６８，nos21and32）に群集Cが分布し，この地域より内陸側に隣接する地域（例えば，Fig.６８，nos20and30）ならびに東部に群集B，それ以外の地域（例えば，Fig.６８，ｎＣＳ１，６～１０，１２，１３～17,26～28and30）に異地性群集Bが分布する．これらのことから，TR-Umt2の海進期から高海水準期には，
水深5ｍ以浅のサンゴ礁が広がっており，島の南部において礁原，礁嶺～外側礁原，

水深10ｍ以浅の礁斜面という帯状配列があったと考えられる（Fig.７２）．南部に分布する群集Cの分布域（例えば，Ｆｉｇ６８，nos21and32）には，北北西一南南東方向に伸長する縁溝縁脚系が発達していたと考えられる（Fig.７２）．島の北部（例えば，Fig.６８，，０１３）には，Ha2が分布することから，礁原上にハリメダの群生地があったと考えられる（Fig.７２）．また，島の北東部（例えば，Fig.６８，，０．１４；P1ate、
1-1）には，異地性群集Bに群集Bを挟在することがあることから，水深5m以浅の礁原中にパッチリーフがあったと考えられる．また，島の北東部（例えば，Fig.68,
no,38）にはRb2が分布することから，潮汐流の影響を強く受ける礁原が分布していたと考えられる（Fig.７２）．これらのことからTR-Umt2は，南側に礁嶺～外側礁

原，水深10m以浅の礁斜面といった堅固な堆積物が，それより北側にハリメダの卓越する群生地と造礁サンゴを含む生砕性堆積物が分布していたと考えられる．TR-

Umt2は，TR-Unitlを覆うように全島にわたって分布する．TR-Unit2は，TRUnitlの水深50m以深の島棚パンクに対して，水深10m以浅のサンゴ礁がTR-Umtlに対して上方ならびに側方へと礁の成長が促進されたと考えられる．このことからTR-Umt
2のサンゴ礁は，TR-Umtlに対してアグラデーシヨナル゛オフラツプの関係で発達したと考えられる．
4.5.6.3ＴＲ－ＤｕｎｅＵｎｉｔ

162

TR-DuneUnitは，TR-Unit2との関係が不明であるが，TR-Unit2が固結した岩石であるのに対して，TR-DuneUnitは弱固結あるいは未固結である．このことから，TRUmt2の堆積後の海退に伴い形成された堆積物であると考えられる．TR-DuneUmt

は，２層の赤褐色砂層を挟在する3つのサプユットからなる．最下部のSub-UnitA

は，円磨されたサンゴ礫を含む生砕性石灰岩相からなり（例えば，Fig.６８，ｎｏ、
24），円磨されたサンゴ礫の供給のある海浜から砂丘前縁部分で堆積した可能性が高いと考えられる．Sub-UnitBは，細粒の生砕性石灰岩相からなり（例えば，Ｆｉｇ．
６８，，０２４），砂丘で形成された可能性が高いと考えられる．またSub-UmtCは，平板状斜交層理をもつ細粒の生砕性石灰岩相からなること（例えば，Fig.６８，，°24）から，砂丘堆積物であると考えられる．２層の赤褐色砂層中には，陸成巻貝と植物根が含まれること（例えば，Fig.６８，，０２４）から，これらの層が陸上で形成された土壌層である可能性が高いと考えられる．以上のようにTRDuneUnitでは，
少なくとも海浜から砂丘において3回の炭酸塩堆積物の堆積期と２回の土壌の形成期があったと推察される．なお本論では，各堆積物の形成年代が不明であるので，
TR-Unit形成後のDuneUmtとして一括する．

４５６．４多良間島のサンゴ礁発達の変遷史

多良間島の琉球層群は，陸源砕屑物の供給から隔離された環境にあり，礁形成に適した環境で形成されたと考えられる．TR-Unitlは島棚パンク，TR-Umt2が卓礁，

TR-DuneUnitが砂丘である．TR-Unit2は，keep-up型の礁成長を遂げ，南側により堅固な堆積物が分布していたと考えられ，その後北側の地域に風成炭酸塩堆積物からなるTR-DuneUnitが形成されたと考えられる．
４５．７まとめ（１）多良間島の琉球層群は，TR-Unitl，TR-Unit2，TR-DuneUnitに区分される．
（２）石灰質ナンノ化石層序ならびに既報告されている放射年代と本研究の層位関係から，TR-Unitlが0.41ＭaからO25Maに，TR-Unit2が約9万年前に，TR-DuneUnit
が約9万年前以降に形成された可能性が高いと考えられる．

（３）多良間島の琉球層群の岩相および造礁サンゴ化石群集から，以下のサンゴ礁の変遷があったと考えられる．TR-Umtl堆積時には水深50m以深の島棚パンクが，163

TRUnit2堆積時には水深5ｍ前後の卓礁が，TR-DuneUhit堆積時は砂丘など風成炭酸塩堆積物が分布していたと考えられる．なおTR-Umt2は，keep-up型の礁成長を遂げ，南側により堅固な礁構造が形成されていたと考えられる．

165

Yazaki(1977）

Holocene

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youngsouiI,ｏｌｄｓｏｉｌ

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Thisstudy

HoIocenedep＿ＮａPIeistocene

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Fig.６７ｓ順tigraphicrelationshipoftheRyukyuGroupinTaramalimaIsIand．

166

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AtoE:Fosdlhermaty戯CO団communitWWoE:Communitymcluding3keIoiaH禧gJooum己ｏｆ
ｃｏｍｍｕｎｉｔｙＡｔｏＥ､Starma『ksindicatesampllnghonzonsforcaIcarBousnanno1ossiIblo8traljg鐘phy．

167

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CaIca尼ousｎａｎｎｏfossiI
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ＣＮ１４ｂ

Datum

2）

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oｆ

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0.25-0.41Ｍａ

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speciesinTaramalimalslandl)OkadaandBukry(1980),２)SatoetaI.(1999)．

168

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Thickness

UthoIo gｙ艀Ageassignment

～

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のこの。◎一望①一旦
P帽一Pleistocene<－Ca､g2ka1）（ESRage）
2）－－ＣＮ１４ｂ0.25-0.41Ｍａ 3）

Baseｍｅｎｔ

Fig.７OStratigraphicoutlineandageassignmentoftheRyukyuGmupin
TaramalimaIsIand､afterl)KobaetaI.(1985)，
２)CalcareousnannobiozonebasedonOkadaandBukry(1980)，
３)DatumIeveIofcaIcareousnannofOssiIbasedonSatoetal.(1999)．
StarmarksshowsampIinghorizonsforcaIcareous
nannofossiIbiostratigraphy．

169

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国Ｈ`MWmedamoundinsularbank[;ＷＢ

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Ｒ9.71PaIeo･envimnmentsatthehlghstandperiodduringTR-UnitlinTaramalImaIsland．

1７１

4.6宮古島4.6.1はじめに

宮古諸島は，南琉球弧の中で八重山諸島と同等の規模の面積を誇る．宮古諸島の中心をなす宮古島では，Hanzawa（1935）以来，数多くの地質の研究がなされてきた（例えば，DoanetaL,１９６０；大村，１９７３；沖縄第四紀調査団，１９７６；矢崎・大山，１９８０；中森，１９８２；Ｆｉｇ７３）．これらの研究から，宮古島の琉球層群は造礁サンゴを主体とする岩相と石灰藻球を主体とする岩相の繰り返しからなることが知られている．同様の事象は，宮古島に隣接する伊良部島における岩相層序，石灰質ナ

ンノ化石層序，造礁サンゴ化石群集を用いた高分解能の層序の検討からも報告されている（佐渡ほか，１９９２；本田ほか，１９９３；砂川ほか，１９９９；Sagawaeta1.,
2001）．過去の宮古島，あるいは隣接する伊良部島の琉球層群の研究から，宮古島の琉球層群が複数回の海水準変動に伴う礁発達があったのではないかと推論できる．また，宮古島に隣接する伊良部島では，近年，琉球列島の幾つかの島で確認されている，前期更新世に相当する礁性堆積物の分布が知られており(佐渡ほか，

1992；本田ほか，１９９３；砂川ほか，１９９９；SagawaetaL,2001），この観点からも宮古島は重要な地域である．さらに，南琉球弧の八重山諸島の琉球層群との層位関係，ならびに中琉球弧と南琉球弧との琉球層群の層位関係や構造発達史を考える上でも重要な地域である．そこで本研究では，宮古島に分布する琉球層群の層序の再検討，石灰質ナンノ化石層序による年代決定，ならび礁発達史の復元を主目的に研究を実施した．研究対象地域はｊ宮古島西部と北部，ならびに来間島である．これ
らの地域は，中森（1982）によると宮古島における琉球層群の全層準の観察が期待できるという理由から調査を行った．
4.6.2地質概説

宮古島は，北緯24.541～24.42,東経125゜１５'～125.281に位置し，東西約22kｍ，

南北約25kmの大きさからなり，三角形の形状を示す（Fig.74）．宮古島の地形は，
北西一南東方向のリニアメントを示す断崖，ならびにこれらの断崖から西側へ緩やかな傾斜を示す平坦面の連なりからなる．したがって，東西方向の断面では，ケス

タ状地形を呈するという特徴をもつ．宮古島は，比嘉（ひが）北方約2kmに位置す
る標高1129ｍに達する最高地点をはじめとする山陵があり，これら山陵は北西一南

172

東方向のリニアメントに沿って連なりをなす．島の西部の与那覇（よなは）から南部の宮国（みやぐに），ならびに狩俣（かりまた）北部では，標高20m以下の平坦面が広がる．

宮古島の地質は，Hanzawa（1935）によりShimajiriBeds（以下，島尻層群），
RiukiuLimestone（以下，琉球石灰岩）に区分され，これ以後の研究も基本的にHanzawa（1935）の区分が踏襲されている．宮古島の地質に関する研究には，DoanetaL（1960），大村（1973），UjiieandOki(1974)，沖縄第四紀調査団（1976），矢崎（1976），矢崎（1978），矢崎・大山（1978,1979），亀山・首藤（1980），中森（1982）により研究が行われてきた．これらの研究から宮古島の地質系統は，鮮新統島尻層群，更新統琉球層群，完新統の諸堆積物が分布することが明らかになっている（Fig.７３）．
鮮新統島尻層群は，砂岩，泥岩，礫岩，凝灰岩からなり，－部凝灰質砂岩および泥岩からなる．島尻層群は，島北部の島尻（しまじり）から東平安名崎（あがりへんなざき）にかけての東海岸においてよく露出する．宮古島の島尻層群は，浮遊性有孔虫化石と石灰質ナンノ化石の微化石層序より，前期鮮新世から最後期鮮新世までに相当する（中森，１９８２；松井・秋元，2001）．更新統琉球層群は，礁性石灰岩と風成炭酸塩堆積物からなる．完新統は，ピーチロック，砂丘砂，海浜砂，ならびに風化残留粘土の諸堆積物からなる．地質構造は，宮古島を縦断して北西一南東方
向に走向を示す東側への高角正断層が東西に配列するのが特徴である．これらの断層は，断層崖から西側へ緩やかな傾斜を示す地塊ブロックの境界をなす．

４６３宮古島の琉球層群
宮古島の琉球層群は，他の島々に分布する琉球層群と比較して，多くの研究がなされている地域の一つである．Hanzawa（1935）は，宮古島に島尻層群を不整合に覆う琉球石灰岩が分布することを明らかにした．その後，しばらくは宮古島における地質の研究が行われなかったが，戦後のアメリカ統治下の時期に，DoanetaL（1960）が宮古群島の地質調査を行った．Doanetal．（1960）は，中新統の砂岩，泥岩主体とする地層を基盤として，それを軽微な不整合に覆う鮮新統の石灰岩，さらにそれを軽微な不整合に覆う更新統の石灰岩，粘土層，さらに完新統の諸堆積物が分布することを報告した．大村（1973）は，宮古島の琉球石灰岩を城辺（ぐすくべ）石灰岩，平良（ひらら）石灰岩，下地（しもじ）石灰岩に三分し，城辺石灰岩と平良石灰岩が不整合，平良石灰岩と下地石灰岩が整合に漸移することを報告し173た．一方，沖縄第四紀調査団（1976）は，宮古島の琉球石灰岩を宮古島石灰岩と一括し，その上位に新しい時期の石灰岩が重なることを報告した．矢崎・大山（1980）は，従来の琉球石灰岩を琉球層群と改称し，宮古島周辺の琉球層群が各々不整合または整合で接する保良（ぼら）石灰岩，友利石灰岩，平良石灰岩，下地島
石灰岩に四分されることを報告した．中森（1982）は，宮古島周辺の琉球層群が幾つかの特徴的な生物遺骸粒子によって構成されることに着目し，宮古島石灰岩と宮古島石灰岩を不整合に覆う下地島石灰岩が分布することを明らかにした．また中森（1982），Nakamorietal．（1995）では，宮古島石灰岩がCyclocb'peus-OpeにU肋a石灰岩，石灰藻球石灰岩，ならびにサンゴ石灰岩という変化が一般的に認定されることに着目して，宮古島石灰岩を下位から下部，中部，上部に三分した．これら三分した各部層は，整合もしく不整合に重なると報告した．以上のように，宮古島の琉球層群は，幾つかの不整合で重なる見解（大村，１９７３；矢崎，１９７６；矢崎・大山，
1979；矢崎・大山，１９８０；中森，1982），整合一連に重なる見解（古川，１９７５；沖縄第四紀調査団，１９７６；古川ほか，１９７９；亀山・首藤，1980），整合あるいは不整合に重なる見解（NakamorietaL,1995）がある（Fig.73）〆
本研究における海水準変動と関連づけた宮古島の琉球層群の層序の再検討では，宮古島に分布する琉球層群は，MY-Unitl，MY-Umt2，MY-Unit3，MY-Umt4，ならびにMy-Unit5の5つのユニットに区分されるという結論に至った（FigS73，７４and75）．各ユニット境界は，整合あるいは不整合の関係にある．また，各ユニットの累重関係は，いずれもアグラーデションに重なる．以下，各ユニットの特徴について記述する．なお，矢崎・大山（1980），中森（1982）によって報告されたように
下地島石灰岩は，宮古島に隣接する伊良部島に分布し，宮古島には分布しない．本
研究における層序区分と中森（1982）あるいはNakamorietaL（1995）との対応関係
は，MY-Unit2が下部層，MY-Unit3，４が中部層，MY-Unit5が上部層に各々相当す
る．

４６．４琉球層群の地層各説
46.4.1ＭＹ－Ｕｎｉｔｌ

MY-Unitlは，宮古島南海岸の宮国ならびに一地（かずち）地域に分布する．また

与那覇では，散点的に分布する．最大層厚は14mであるが汀下限は不明である．
MY-Unitlの岩相は，サンゴー生砕性石灰岩相（CBl），石灰藻球や大型有孔虫

174C),docbPeuscaIpenteIｺﾞを含む生砕性石灰岩相（B1），ならびに石灰藻球石灰岩相（R1）からなる．MY-Unitlの特徴は，MY-Umt2以降の礁性堆積物と比較して，赤色から明赤色を呈し，結晶質で綴密であり，固結度が高い．宮国地域では，下位からCB1，石灰藻球や大型有孔虫Cyclocb'peuscamemenを含むB1が分布する（Fig.７６，，０．１２；Plate20-2）．このCB1とＢ１との間には，赤色粘土層が挟在する．またCB1
は，卓状，半球状の群体形を呈する造礁サンゴ化石からなるfloatstoneからなる．また造礁サンゴ化石以外には，石灰藻球の礫も含まれる．上位のＢ１はpackstone／
wackestoneからなり，石灰藻球と大型有孔虫CyclocbnDeuscalpentenを伴う．MY-UmtlのＢ１は，MY-Umt2の白色を呈するサンゴー生砕性石灰岩相（CB2）に不整合の関係で覆われる（Fig.７６，ｎｏ２）．与那覇地域では散点的に分布しており，いずれも石灰藻球石灰岩相（R1）からなる（Fig.７６，，０．８８）．この地域では，MY-UnitlとMY-Umt2との関係を露頭で直接観察することができない．しかしながら，与那覇地域に分布するMY-Unit2のC2中には，MY-Unitl由来と考えられる赤色から明赤色を呈する石灰岩礫が観察される（Fig.７６，ｎｏ､８７）．以上のことから，MY-UmtlとMY-Unit2は，（１）石灰岩の続成作用程度，（２）MY-Unitlの分布が標高0m付近に散点的であり，Ｕｍｔ２よりも相対的に下位に分布すること，ならびに（３）MY-Unit2
中にMY-Unitl由来の礫が含有すること，から明らかに異なるユニットの礁性堆積体として考えられる．
4.6.42ＭＹ－Ｕｎｉｔ２

MY-Unit2は，宮古島のほぼ全島において分布する．層厚は最大20mである．下位のMY-Umtlを不整合に覆い，上位のMY-Umt3に不整合もしくは整合に覆われる．
岩相は，サンゴ一生砕性石灰岩相（CB2）を主体とし，石灰藻球石灰岩相（R2）が局所的に分布する．ＣB2には，淘汰の良い生砕性石灰岩相（B2），ならびにサンゴ
石灰岩相（C2）が挟在される．

MY-Unit2は，一般に下位からCB2，Ｒ２が整合一連に重なる．これら一連のシーケンスが観察されるのは，久松（ひさまつ）地域から川満（かわみつ）地域にかけての標高10～15ｍ付近にである（Fig.76,nos21and22）．これらの地域のCB2は，半球状，卓状，太枝状，細枝状の群体形を呈する造礁サンゴ化石を含むfloatstone／
rudstoneからなる．ＣB2の上位に重なるR2は，直径2～3ｃｍの石灰藻球を主体とする

mdstoneからなる．また，MY-Unit2の上位にMY-Unit3の石灰藻球石灰岩相（R3）が明瞭な境界面をなして重なる（Fig.７６，，０．２２）．これ以外の地域，例えば一地

●

175

（Fig.７６，ｎＣＳ､２，３and４），宮国（Fig.７６，ｎｏ､５），福山（Fig.７６，ｎＣＳ､４３～46），狩俣（Fig.76,,0.47），問那津（まなづ）（Fi９７６，，０．５６），ムイガー（Fig.７６，，０s､６７and72），来間島（Fig.７６，ｎＣＳ,７９～84）では，最大層厚20ｍに達するCB2と，それに伴うＢ２とC2が分布する．これらの地域のCB2は，卓状，半球状，細枝状，太枝状，円盤状，指状の群体形を呈する造礁サンゴ化石を含む
floatstone／rudstoneからなる．ＣB2に挟在されるC2は，卓状，半球状の群体形の造礁サンゴを主体とするframestoneからなり（Fig.76,ｎｏ２２），Ｂ２は淘汰の良い生砕性粒子を含むgrainstone／packstoneからなる（Fig.７６，nos86）．これらの地域では，
MY-Unit2のCB2の上に，MY-Unit3のサンゴー生砕性石灰岩相（CB3）／生砕性石灰岩相（B3）／大型有孔虫石灰岩相（L3）／石灰藻球石灰岩相（R3）が明瞭な境界面をなして重なるのが観察される（Fig.７６，，０s､５，３９，４２，４７，５６and72）．また，MY-Unit2のCB2中には，連続性の悪い赤色粘土層の挟在も確認され（Fig.７６，，０．２１；Plate20-3），さらにユニットが細分される可能性がある．
4.6.4.3ＭＹ－Ｕｎｉｔ３

MY-Umt3は，MY-Umt2と同様に宮古島ほぼ全島において分布する．最大層厚は24ｍである．下位のMY-Unit2とは，明瞭な境界面をなして接するか，あるいは岩相が急激に変化する（Fig.７６，ｎＣＳ､５，３９，４７，５６and７２；P1ate21-1）．岩相は，サンゴー生砕性石灰岩相（CB3），生砕性石灰岩相（B3），石灰藻球石灰岩相（R3ルー大型有孔虫石灰岩相（L3）からなる．

MY-Umt3は，地域によって異なる岩相変化を観察することができる．北部の狩俣付近では，下位のMY-Unit2のCB2との明瞭な境界面の上に，下位からL3／層理面の発達したB３，CB3が整合一連に重なる（Fig.７６，，０４７）．Ｌ３は，大型有孔虫のC)′docb/peuscaIpenten，OpeI℃ulmasPの密集するmdstoneからなり，その上位の層理の発達したB3へと変化する．層理の発達したB3はgrainstone／packstoneからなり，しばしばL3とR3の挟在が認められる（Fig.７６，nos50and54）．挟在するＲ３は，直径2ｃｍの石灰藻球を主体とするrudstone／floatstoneからなる．このL3／B3／R3の上位に重なるCB3は，半球状，卓状，薄板状の群体形を呈する造礁サンゴ化石を含む
floatstone／mdstoneからなる．一方，島の内陸部の下里添（しもさとぞえ）や底原（すくばる）地域では，下位からCB3，Ｒ３が整合一連に重なる（Fig.76,ｎＣＳ､l9
and78）．CB3は，卓状，半球状の造礁サンゴ化石を主体とするnoatstoneからなる
が，Ｒ3直下の部分では葉状，薄板状，円盤状の造礁サンゴ化石を主体とする

176

floatstoneからなる．上位のR3は，直径2～4ｃｍの石灰藻球を主体とするnoatstone／
mdstoneからなる．また，島の南部の新里（しんざと）地域では，MY-Unit2のCB2の上位に，MY-Umt3のR3が明瞭な境界面をなして接する（Fig.７６，，０５）．この
R3は，直径2ｃｍの石灰藻球を主体とするfloatstoneからなる．ムイガーより西側の海岸地域では，MY-Unit2のCB2との明瞭な境界面の上位に，MY-Umt3のB3が重なる（Fig.７６，，０７２；Plate21-2）．このB3はgrainstone／packstoneからなり，トラフ状
斜交層理が発達する．同様の岩相は，ムイガー地域にも分布する（Fig.７６，，０s、
64,65and72）．ムイガー地域では，MY-Unit2のCB2の上位にMY-Umt3のL３，ト

ラフ状斜交層理を伴うB3が順次重なる．Ｌ３は，大型有孔虫のC)'clocb/peus
calpentelf，Ope1℃ulinaspを含むrudstoneからなり，トラフ状斜交層理の発達するＢ３は，底棲有孔虫Cibicidesspp・を含むgramstone／packstoneからなる．さらに平良市周辺では，Ｒ３のみが広く分布する（Fig.７６，ｎｏ､６４）．このR3は，直径2～3ｃｍの石灰藻球を主体とするmdstoneからなる．平良市より南西では，局所的な分布を示すMYUnit2のR2の上位に，明瞭な境界面をもってMY-Unit3のR3が重なるのが観察される（Fig.７６，，０．２２；P1ate21-3）．Ｒ３は，直径１５～3ｃｍの石灰藻球を主体とする
rudstoneからなる．

以上のようにMY-Umt3の岩相変化は，大局的には平良より北部地域において下位のR3やL3を挟在するＢ３からCB3へ，平良より南部の地域ではCB3からＲ３／L3へという岩相変化を示す傾向がある．また内陸側では全体的に東側においてCB3が厚く，西側でR3が厚くなり，広く分布する傾向をもつ．
4.6.4.4ＭＹ－Ｕｎｉｔ４

MY-Unit4は，南海岸の宮国から北に向け，野原（のばる），川満，平良，間那津，狩俣地域に分布する．下位のMY-Umt3とは，明瞭な境界面をなして接するか，あるいは岩相が急激に変化する（Fig.７６，，０s１０，１１，２４，３５，３９，４０，４７，５６，
６４and７７；Plate22-1）．また，底原では，赤色粘土層を挟在して接する露頭も観察される（Fig.７４，，０７７；Plate22-2）．層厚は最大31ｍである．岩相は，サンゴー生砕性石灰岩相（CB4），生砕性石灰岩相（B4），石灰藻球石灰岩相（R4），ならびに大型有孔虫石灰岩相（L4）からなる．

MY-Unit4は，MY-Umt3と同様に地域によって異なる岩相変化を観察することができる．北部の狩俣や間那津地域では，MY-Unit3のCB3の上位に，MY-Unit4のＬ４／R４，CB4が整合一連に重なる（Fig.76,ｎＣＳ､47and56）．Ｌ４は，大型有孔虫

177Q)'docb/peuscalpeme回を主体とするrudstone／floatstoneからなり，大型有孔虫のOperculjnaspを伴うことがある．Ｒ４は，直径2～3cmの石灰藻球を主体とする

noatstone／rudstoneからなり，大型有孔虫C)'clodypeuscalPellenをしばしば伴う．Ｌ４
ならびにR4の上位に重なるCB4は，半球状，卓状の群体形を呈する造礁サンゴ化石を含むfloatstone／mdstoneからなる．一方，島の中・南部の西添道や宮国地域では，

MY-Unit3のR3の上位に，MY-Unit4のCB4とR4が整合一連に重なる（Fig.７６，，０s、
１１and３９；P1ates23-1and23-2）．このCB4は，下部1.5ｍに限り卓状の群体形を呈する造礁サンゴ化石を主体とするframestoneからなるが，上部0.5ｍは葉状あるいは円盤状の造礁サンゴを主体とするfloatstone／mdstoneからなる．CB4の上位に漸移して重なるR4は，直径1.5～3ｃｍの石灰藻球を主体とするrudstone／floatstoneからなる．

以上のようにMY-Unit4は，MY-Unit3と同様に，平良より北部の地域では下位のR4あるいはL4からCB4へと，平良より南部地域では下位のCB4からＲ４あるいはL4へという岩相変化を示す傾向がある．また全体的に内陸の東側でCB4が厚くなり，西側でR4が広く発達する傾向をもつ．
4.6.4.5ＭＹ－Ｕｎｉｔ５

MY-Unit5は，平良東部の地域に分布するほか，富国や狩俣地域で局所的に分布する．下位のMY-Umt4とは，急激な岩相の変化を示して重なるか，あるいは明瞭な境界面をなして接する．層厚は最大15ｍであるが，上限は不明である．

MY-Unit5は，西添道地域においてMY-Umt4のR4から急激にサンゴー生砕性石灰岩相（CB5）へと変化し，さらにその上位の大型有孔虫石灰岩相（L5）へと漸移して重なる（Fig.７６，nos39and41）．この地域におけるCB5は，下位のMY-Umt4のR4の直上では卓状の群体形を呈する造礁サンゴ化石を主体とするmdstoneからなるが，それより上位では卓状，半球状，薄板状，円盤状の群体形を呈する造礁サンゴ
化石を主体とするrudstone／noatstoneからなる．さらに上位に重なるL5は，大型有孔虫CydocbpeuscaIpentenを含むfloatstoneからなる．このL5の上位には，再度CB5が整合一連に変化する（Fig.76,ｎＣＳ､38and40）．CB5は，卓状，半球状，太枝状の群体形を呈する造礁サンゴ化石を含むrudstone／floatstoneからなる．また島の北部の狩俣地域では，MY-Unit4のCB4から急激にMY-Unit5のR5へと変化する（Fig.76,,047）．Ｒ５は，直径2ｃｍの石灰藻球からなるfloastoneからなり，大型有孔虫のCydoc(XpeuscaIpenteIfを伴う．一方，島の内陸側に位置する野原地域では，MY-Unit178

4のCB4とMY-Umt5のCB5が明瞭な境界面をなして接する（Fi９７６，，０３２）．この
野原地域ではMY-Unit5は，CB5からL5をへてCB5へと整合一連に岩相が変化する（Fig.７６，，０ｓ３１～33）．下位にあるCB5は，卓状，半球状，太枝状，薄板状の群体形を呈する造礁サンゴ化石からなるfloatstone／rudstoneからなり，Ｌ５の上位にある

CB5は，卓状，半球状の群体形を呈する造礁サンゴ化石を主体とするnoatstone／

rudstoneからなる．Ｌ５は，大型有孔虫C)'docOpeuscalpenteFiを主体とするfloatstoneからなる．さらに島の南部の富国地域では，MY-Unit5のサンゴ石灰岩相（C5）が点在する（Fig.７６，，０．９）．このC5は，卓状や半球状の群体形を呈する造礁サンゴ化
石を含むframestoneからなる．

4.6.5造礁サンゴ化石群集

宮古島の琉球層群の構成するサンゴ石灰岩相とサンゴー生砕性石灰岩相には，種々の造礁サンゴ化石群集（Table2）が含まれ，これらの化石群集は，地域によって，あるいは鉛直方向に変化する．また随伴する岩相あるいは構成生物粒子も変化する．ここでは，各サンゴ石灰岩相における造礁サンゴ化石群集の時間・空間的変化について述べる（Fig.７６）．
4.6.5.1ＭＹ－Ｕｎｉｔｌ

宮国地域に分布するCB1の造礁サンゴ化石群集は，異地性群集Cからなる（Fig.
76,noslandl2）．
4.6.5.2ＭＹ－Ｕｎｉｔ２

MY-Unit2のサンゴ石灰岩相は，地域によって造礁サンゴ化石群集ならびに随伴する岩相に違いが認められる．

久松から川満地域では，ＣB2の造礁サンゴ化石群集の鉛直方向の変化が観察される（Fig.76,nos21and22）．ここでのCB2は，下部12ｍまでが細枝状のAcmpolzl
spp，半球状のPDKitBsspp.，卓状Acmpolzlspp､を含む異地性群集Aからなり，上部2ｍ
では卓状のFaviids，Acmpomsppを含む群集Cあるいは異地性群集Cからなる．これ以外の地域では，鉛直方向に造礁サンゴ化石群集の変化は認められない．

福山，西原（にしばり），久松，来間，－地地域では，細枝状のAcmpoIﾋﾟ,sppを

179

主体とする群集Ａもしくは異地性群集Aからなる（Fig.７６，，０s､２，２１，４３～47and
79～84）．群集Bの分布はごく限られた範囲であり，与那覇，宮国，久松，西添道

地域において認められる（Fig.７６，ｎＣＳ､３and4）．来間南部，宮国，久松，平良北

部，間那津地域では，群集Cまたは異地性群集Cが分布する（Fig76，、ＯＳ､５，２１，
２２，５６，６７and72）．また，ムイガー地域では，異地性群集Ｄと異地性群集Eが分布する（Fig.76,nos67and72）．以上のように群集Ｃと異地性群集Cは，島の北部，
ならびに南部によく分布し，その間の地域である久松，川満地域に群集Ａと異地性群集Aが分布する．
4.6.5.3ＭＹ－Ｕｎｉｔ３

MY-Unit3のサンゴ石灰岩相は，調査地域の東部に集中して分布し，野原東部，下里添，底原地域において鉛直方向の造礁サンゴ化石群集の変化が観察される（Fig.
76,ｎＣＳ､19,77and78）．これらの地域では，いずれも下部に卓状のFaviids，Pla(Wmsinensis，Ｓ),mpMIiasppを含む異地性群集Cがあり，上位の葉状pachyse㎡s
Speciosa，Leptose㎡spaRymcea，円盤状のFungiidsを含む異地性群集Eへと変化し，さらにL3またはR3に漸移する．野原地域では，卓状のFaviids，AcmpoIzlspp､を含む異地性群集Cから漸移してR3へ変化する（Fig.76,ｎｏ､３５）．一方，北部の狩俣地域では，Ｌ３あるいはR3を挟在するB3から漸移してCB3が重なる（Fig76，ｎＣＳ､４７，５０，
５２，５４and56）．このCB3では，Ｂ３から次第に卓状Faviidsを主体とする異地性群集

C，もしくは薄板状のEChinqphynjaaSpe垣や卓状Faviidsを含む異地性群集Dへと造礁
サンゴ化石が増加するのが観察される．
上記以外の地点では，鉛直方向の造礁サンゴ化石群集の変化が認められない．異地性群集Ａと異地性群集Bは，調査地域の中でも東部かつ内陸側に位置する野原東部（Fig.76,ｎｏ､18）と底原（Fig76，ｎｏ､78）地域にのみ分布する．一方，異地性群
集、と異地性群集Eは，野原越（Fig.76,,0.19），狩俣（Fig.７６，，０s､49,52and

54），底原（Fig.７６，ｎＣＳ､７７and78）といったごく限られた地域に分布し，狩俣地域以外では，CB3の上位にR4が重なる地域において認められる．異地性群集Cは，

MY-Umt3の分布する地域おいてよく認められる（Fig.７６，，０s､１９，２０，３４，３５，
４７，４９，５０，５２，５４，５６，６１，７４，７５，７７and78）．
4.6.5.4ＭＹ－Ｕｎｉｔ４

180

富国，西添道，豊原地域におけるMY-Unit4のCB4は，上位に向けR4へと変化する．西添道と豊原地域では卓状のFavnds，Acmpo烟sppを含む異地性群集Ｃ（Fig.
76,nCS・l6and39），富国地域では卓状のAcmpoladjgi腕､，Acmpolﾋﾞlsppを含む群
集Bから異地性群集Eからなる（Fig.76,ｎｏｌｌ）．一方，野原地域では，Ｒ４からCB4へと漸移して変化する（Fig.７６，，０３５）．ここでは，CB4下部に石灰藻球を伴う卓状のFaviids，AcmpoIHsppを含む異地性群集Cが認められ，その上位のCB4上部
では石灰藻球を含まない卓状Faviidsを主体とする異地性群集Cへと変化する．また

狩俣（Fig.７６，，０．４７）地域では，Ｌ４からCB4へと漸移して変化し，卓状Faviids，
PlaO4gymsmensisを含む異地性群集Cが観察される．これ以外の地域，例えば，狩俣，豊原，野原地域では，CB4に異地性群集Cが主に分布し，群集Bと異地性群集Ｅが宮国地域にのみ分布する（Fig.７６，ｎｏ,１１）．
4.6.5.5ＭＹ－Ｕｎｉｔ５

MY-Unit5は，西里添地域において造礁サンゴ化石群集の鉛直変化が観察される（Fig.７６，ｎＣＳ､３９and４１）．ここでは，下位のMY-Unit4のR4を整合に覆うCB5が分布し，下部2ｍが卓状Acmpo田pa肱田，AcmpoIndjgitifbIzIを含む異地性群集B，中部3ｍが卓状Faviids，Pla()′9,/YzlsinensjS，AcmpoIzlspp・を含む異地性群集C，上部1.5ｍが葉状のPach)/selfsSpeciosa，円盤状のCycloseロＳＳＰ，Djase豆ssp・を含む異地性群集Eからなり，各々漸移する．これらの造礁サンゴ化石群集で構成されるCB5は，上位のL5をへてCB5へと漸移する．この岩相変化は，野原地域においても観察される（Fig.76,ｎｏ､31）．ここでは，卓状Faviids，Pla(ygO/msinensjSを含む異地性群集CからなるCB5から，Ｌ５をへて，卓状Faviidsを含む異地性群集Cへと漸移する．

上述の地域以外では，造礁サンゴ化石群集の鉛直変化は認められない．Ｌ５より下位にあるCB5，あるいはC5は，群集Bが宮国地域のみに分布し（Fig.76,,0.9），

その他の地域では異地性群集Cが広く分布する（Fig.７６，，０s､２９，３１，３２，３３，
３８，３９and41）．一方，Ｌ５より上位のCB5は，野原や西添道地域といったごく限られた地域に露出し，いずれも異地性群集Cで構成される（Fig.７６，，０s､30,31and
40）．

4.6.6琉球層群の堆積年代4.6.6.1石灰質ナンノ化石層序

1８１

宮古島の琉球層群では，MY-Unit3および4の層準から石灰質ナンノ化石が産出した（FigS76and77）．石灰質ナンノ化石の産出地点は，MY-Unit3が島尻地域のＢ３（3B-A），西原地域のB３（3B-B），MY-Umt4が平良西部地域のR４（4R-A），西添
道地域のR４（4R-B），平良西地域のR４（4R-C），友利地域のR４（4R-D）からである.産出する石灰質ﾅﾝﾉ化石は,B3-AからCephW℃capsaaper[a,C・Ca肋beanica,
Goceanica，GpaIHnela，PseudOemilianjalacunosa，ならびにReticuIofbneshzlsp・が，B3-BからCaIcidiScuslepmporus，Coccolithusst1℃cke㎡，Cyclo伽ellaSp.，G
ca肋beanica，Ｇ・oceanica，Ｃ・palHIIeIa，Gsinuosa，Ｐ・Iacunosa，Reticulo化neshzlsp.，

ならびに〔ﾉmMicoSphaeIaspがそれぞれ産出する．一方，Ｒ4-AからはCjeptOporus，C・aperta，GcaIfbbeanica，Goceanica，GpaIzMIeIa，Ｐ・lacunosa，ならびにRetjcuIofbnes“sp・が，R4-BからはＣｓ[1℃cke㎡，Gaper[a，GcaKibbeanica，Goceanica，GpaIzlnela，R1acunosa，Ｓ・puIchlaならびに[ﾉmbiljcoSphaemsp・が，Ｒ４－Ｃ
からはＣ・leptOporus，ＣｓｔＩ℃ckeri，GapeITa，Ｃ・Ｃａ肋beanica，Goceanica，G
paJ曰Ilela，PLlacunosa，ReUculofbnesnzlsp，ならびに[ﾉmMicoSphae頂sp・が，R4-DからはCjeptOporus，Ｃ・apeITa，Goceanica，Ｃ､pamlleja，Ｐ｣acunosa，ならびにReticulofenestrasp・がそれぞれ産出する．
産出する石灰質ナンノ化石からMY-Unit3および4は，Gartner(1977)のPblacunosazoneに相当し，OkadaandBukly(1980)のCN14aに対比される．佐藤ほか（1999）によると，0.95ＭaにFADのあるＧｐａ囮IIeja，ならびにO41MaにLADのあるP｣acunosaが共に産出することから，0.95Ｍaから0.41Ｍaに相当する．一方，MY-Unitl，２，５からは，年代決定に有効な試料を見い出すことができなかった．

4.6.6.2過去に得られている年代との対応関係

宮古島の琉球層群では，石灰質ナンノ化石層序による年代決定の試みが行われている（Nakamori,1986）．Nakamori(1986)では，Ｄ・brouwen，Ｄ・sumulus，Gca肋beanica，Goceanicaなどの年代決定に有効な石灰質ナンノ化石産出を報告した．これらのうち，Discoastersppは，鮮新世を示す石灰質ナンノ化石であり，島尻層群からの再堆積と解釈され，Goceanjcaの産出から少なくとも更新世以降である
ことが支持されていた．しかしながら，更新世のどの時期に相当するのか判明するに至らなかった．本研究では，Nakamori（1986）による石灰質ナンノ化石の産出した層準と同じ層準である3B-Aから，095～0.41Ｍaの期間を支持する石灰質ナンノ化

182

石を産出した．また，MY-Unit3を整合あるいは不整合に覆うMY-Unit4からも0.95Ｍaからq41Maの期間を示す石灰質ナンノ化石が産出した．これらのことから
MY-Unit3と4は，0.95Ｍaから0.41Ｍaの間の中期更新世に相当すると考えられる．
４．６６３堆積年代

石灰質ナンノ化石層序と宮古島の琉球層群の層位関係（Fig.78）から，MY-Unit3と4が95万年前から41万年前に相当する，ということが明らかになった．これ以外の層準については，年代決定に有効な試料が見い出されなかった．

琉球列島には，MY-Unit3と4が示す095～0.41Ｍaの期間に相当する琉球層群が広く分布する．この時期の琉球層群は，“琉球層群主部”と称されており，複数のユニットから構成されることが知られている（本田ほか，１９９３；NakamoIiet

aL,1995；IryuetaL’１９９８；小田原・井龍，１９９９；砂川ほか，１９９９；大清水・井龍，
2001；山本・井龍，２００１；SagawaetaL2001）．宮古島のMY-Unit2から5に至るまでの琉球層群は，複数のユニットが一連に累重し，MY-Unit3と4が石灰質ナンノ化

石層序より0.95～0.41Ｍaに相当することから，中琉球弧の沖縄本島，与論島，徳之島，沖永良部島に分布する“琉球層群主部，，と同一の発達様式，同一の時代に相当する堆積物であると考えられる．このことは，MY-Unit2～5までの各ユニットは，

0.41～O95Maの“琉球層群主部，，に相当することを示唆する．
これらに対してMY-Unitlは，MY-Umt2以降のユニットと比較して，（１）MY-

Unitlが赤色に変色し，結晶質，かつ繍密であること，（２）MY-UmtlがMY-Unit2に不整合の関係で覆われるユニットであること，（３）MY-Unit2から5までは“琉球層群主部，，に相当すること，などの岩石学的，層位学的特徴から，沖縄本島南部の“赤色石灰岩，，（兼子，１９９４；兼子・伊藤，1995），与論島の宇勝層および麦屋層（小田原・井龍，1999），伊良部島の下部層，あるいはユニット1から４（本田ほか，１９９３；砂川ほか，１９９９；SagawaetaL’2001）などの琉球層群主部に不整合で覆われる下部更新統の礁性石灰岩と同等の層位関係にあると考えることが可能である．しかしながら，現地点では，MY-Umtlから年代値が得られていないことから，

MY-UmtlとMY-Unit2の境界は，“琉球層群主部，'内部の不整合という可能性も残される．MY-Umtlに関しては，今後Sr同位体層序や古地磁気層序などの手法を用いて，年代を詳細に検討していく必要がある．

4.6.7礁の発達過程ならびに復元

183

46.7.ｌＭＹ－Ｕｎｉｔｌ

MY-Unitlは，露出地域が少なく，かつ断片的であるので復元に適さない．しかしながら，幾つかの地域で認められる岩相変化から推定を試みる．一地や宮国では下位のCB1が異地性群集Cであること（例えば，Fig.76,noslandl2）から，水深１０ｍの礁斜面堆積物であったと考えられる．さらに，赤色粘土層を挟んでその上位に重なるＢ１（例えば，Fig.76,nol2）は，大型有孔虫CWlocb/peuscalpemelfを含む
ことから，水深50ｍ以深の島棚で堆積したものと考えられる．この間に，１回の陸上露出による浸食・削剥があったと考えられる．与那覇（例えば，Fig.７６，ｎｏ､58）では，Ｒ１が分布することから，水深50m以深の島棚域での堆積が考えられる．以上のように，MY-Unitlでは，複数回の海進を示唆した礁性堆積物からなり，また続成作用が著しい．他のユニットと比較して続成作用が著しいことは，長時間あるいは複数回の陸上露出による陸水性続成作用を受けた可能性がある散在して露出が観察されるのは，そのためであると考えられる．
4.6.7.2ＭＹ－Ｕｎｉｔ２

MY-UmtlとMY-Unit2との境界は，明瞭な境界面である（例えば，Fig.76,ｎｏ、2）．このことからMY-Umtlと2との間には，陸上露出に伴う浸食・削剥があったと考えられる．MY-Umt2は，久松から川満地域（例えば，Fig.７６，，０s､２１and22）において，上方に向かって異地性群集Aから群集Cあるいは異地性群集CをへてR2へと漸移する．このことから，水深5ｍ以浅の浅礁湖から水深10m以浅の礁斜面をへて，

水深50m以深の石灰藻球の密集する島棚へと上方深海化の堆積環境の変化があったと考えられる．また，ムイガー東部（例えば，Fig.76,nos67and72）のCB2では，同様に上方に向かって異地性群集Cから群集D種構成の骨格片を含む群集，ある
いは群集E構成種の骨格片を含む群集へと漸移することから，水深10m以浅の礁斜面から水深10～30m，あるいは水深30～50ｍの礁斜面へと堆積環境の上方深海化があったと考えられる．このようにMY-Unit2では，海進期から高海水準期において，海進に伴いサンゴ礁が徐々に内陸側（東進）へ移動したと考えられる．その他の地域（例えば，Fig.76,ｎｏｓ２～5and79～84）では，造礁サンゴ化石群集や岩相の鉛直方向の変化が認められない．このことから，久松から川満一帯やムイガー東部地域のように上方深海化の堆積環境変化を示さず，海水準の上昇に対して礁の成長が

184

均衡するkeep-up型の発達があったと考えられる．－地（例えば，Fig.７６，，０２），

久松（例えば，Fig76，ｎｏ２１），福山（例えば，Fig.76,ｎｏs､43～46），狩俣（例えば，Fig.７６，ｎｏ､４７），西原（例えば，Fig.７６，ｎＣＳ､６７and72），来問（例えば，Fig76，nos79～84）地域は，群集Ａと異地性群集Aが分布することから，水深5ｍ以浅の浅礁湖が（Figs79and80），一地（Fig.７４，，０s､３and4）地域は，群集Ｂと異地性群集Bが分布することから，水深5ｍ以浅の礁嶺～外側礁原，礁斜面があったと考えられ（Figs､７９and80），来間南部，宮国（例えば，Fig.７６，，０．５），久松（例えば，Fig.76,ｎＣＳ､２１and22），間那津（例えば，Fig.76,,056）地域は，群集Cと異地性群集Cが分布することから，水深10m以浅の礁斜面，あるいは水深5～30ｍの礁斜面があったと考えられる（Figs79and80）．
以上のことから，海進期から高海水準期における島の東部は，海進に伴い礁の成長が東進により形成された礁であると考えられる．一方，西部や南部地域では，海進によって海水準の上昇に対して礁の成長が追いつけずgive-up型の礁の発達があったと考えられる．
4.6.7.3ＭＹ－Ｕｎｉｔ３

MY-Unit2と3との境界は，明瞭な境界面をなすか，急激な岩相変化をなすかのいずれかである（Fig.７６，ｎＣＳ､５，２２，３９，４７，５６，７２，８２and83）．このことから，
MY-Umt2から3の間に陸上露出によって浸食・削剥されたか，急激な堆積環境の変化があったこと示唆するものと考えられる．下里添（Fig.７６，，０．１９）や底原（Fig.
76,nos77and78）地域のCB3では，上方に向かって異地性群集Cから群集Eあるいは異地性群集Eをへて，Ｒ３へと漸移する．このことからMY-Unit3には，上方に向かって水深10m以浅の礁斜面から水深30ｍ以深の礁斜面深部をへて，水深50ｍ以深の島棚へと堆積環境の上方深海化があったと考えられる．つまり，MY-Umt3の海進期から高海水準期においては，サンゴ礁の成長が海進に追いつけないgive-up型，あるいはサンゴ礁がより内陸側の地域へ移動したと考えられる（FigsBOand81）．一方，川満（例えば，Fig.76,nos22），宮国（例えば，Fig.76,,0.5），ムイガー（Fig.76,,0.72）地域では，MY-Unit2の上にR３，Ｂ３が分布することから，水深50m以深の島棚域において大型有孔虫や石灰藻球の密集する堆積物が分布していたと考えられる．これらのことから，島の東部と比較して島の南部や西部はもともと標高の低い場所にあった可能性を示唆する．例えば，島の南部のムイガー地域（Fig.７６，nos64and65）では，上方に向かってL3から底棲有孔虫Cibicidesspp・を

185

含むトラフ状斜交層理の発達するB3へと漸移する．このことからムイガー地域付近
では，水深50ｍ前後の島棚域から水深100mから150ｍの島棚縁へと島棚域の中でもより深い環境へと上方深海化したと考えられ，他の地域と比較してより深部において堆積していたことが推定される．海進期から高海水準期のMY-Unit3は，調査地域の西端の来間（例えば，Fig.７６，，０s､８２and83）から東端の下里添（例えば，Ｆｉｇ．
76,ｎｏ､１９）までR3が分布することから，調査地域全域において水深50ｍ以深の島棚が広がり，石灰藻球が密集して堆積していたと考えられる．しかしながら，現地表に露出するR3の分布は，浸食・削剥を受けて欠落し，東部において分布範囲が限られるようになったと考えられる．

一方，北部の狩俣（例えば，Fig.７６，nCS､４７，５４and56）地域においては，上方に向かってL3からCB3の異地性群集Cあるいは異地`性群集Eをへて，異地性群集Cへと漸移することから，水深50ｍ以深の島棚から水深10ｍの礁斜面，あるいは水深３０～50ｍの礁斜面下部へと次第に堆積環境の上方浅海化があったと考えられる．このことから北部地域では，高海水準期以降の相対的な海水準の下降と共に，堆積空間が減少することによって水深50m以浅の礁環境へと変化したと考えられる．
4.6.7.4ＭＹ－Ｕｎｉｔ４

MY-Unit3と4との境界は，明瞭な境界面をなすか，急激な岩相変化を示すかのいずれかである（例えば，Fig.76,nCS１０，１１，２４，３９，４７，５６，６４and77）．これは，MY-Unit3から4の問に浸食・削剥されたか，急激な堆積環境の変化があったことを示唆するものと考えられる．

豊原（例えば，Fig.76,,016），西里添地域（例えば，Fig76，ｎｏ,39）では，
CB4の異地性群集CからR3へと漸移することから，水深10ｍの礁斜面から水深50m以深の石灰藻球の堆積する島棚へと堆積環境の変化があったと考えられる．宮国地域（例えば，Fig.７６，，０．１１）では，上方に向かってCB4の群集Bから，異地性群集Ｅをへて，Ｒ４へと漸移することから，水深5m以浅の礁斜面から水深30～50mの礁斜面
深部をへて，水深50m以深の島棚へと堆積環境の上方深海化があったと考えられる．すなわち，MY-Unit4は，海進期から高海水準期において，サンゴ礁の成長が海水準に対して追いつけないgive-up型の発達，あるいは内陸側へ礁が発達していったと考えられる（Figs80and82）．海進期から高海水準期のMY-Unit4は，調査地域
西部の川満（例えば，Fig.７６，nos24～28）から東部の野原東部（例えば，Ｆｉｇ．
76,,035）にかけてR４，ないしはL４（例えば，Fig.７６，，０s､２８，４７，５６and

18664），あるいはB４（例えば，Fig.76,ｎＣＳ４２，６６～71and73）が分布することか
ら，調査全域において水深50m以深の島棚へと堆積環境が変化したと考えられる．
しかしながら，MY-Unit3のR3と同様に現地表に露出するＲ４の分布は，浸食・削剥を受けて欠落し，東部においては分布が限られるようになったと考えられる．また，宮国西部（例えば，Fig.７６，，０．１０），川満（例えば，Ｆi９７６，，０２４），狩俣から間那津（例えば，Fig.７６，nos47and56）一帯，ムイガーから底原（例えば，
Fig76，ｎＣＳ､64and77）一帯では，MY-Unit3の上位に，直接L3あるいはR4が重なることから，水深50ｍ以深の島棚の大型有孔虫や石灰藻球が堆積する環境へと急激に変化したことが考えられる．

高海水準期以降，野原東部（例えば，Ｆｉｇ７６，ｎｏ､５６）や狩俣（例えば，Ｆｉｇ．
76,ｎｏ､47）地域では，上方に向かってR4あるいはL4からCB4の異地性群集Cへと漸移することから，水深50ｍ以深の島棚から水深10ｍの礁斜面へと堆積環境の上方浅海化があったと考えられる（Figs80and82）．このことからMY-Unit4の高海水準期における相対的海水準の下降に伴う堆積空間の減少に伴って，MY-Unit3と同様に
上方浅海化が起こったと考えられる．
46.7.5ＭＹ－Ｕｎｉｔ５

MY-Unit4と5との境界は，明瞭な境界面をなすか，急激な岩相変化を示すかのいずれかである（例えば，Fig.７６，，０s､３２，３８，３９，４１and47）．このことからMYUmt4から5の間には，陸上露出による浸食・削剥，あるいは急激な堆積環境の変化があったことを示唆する．

西添道地域（例えば，Fig.76,nos39and41）では，CB5が上方に向かって群集Ｂから，異地性群集Cをへて，異地性群集Eに漸移し，さらにL5へと漸移することから，水深5ｍ以浅の礁斜面から，水深10ｍの礁斜面を経て，水深30～50ｍの礁斜面下部へと徐々に堆積環境が上方深海化していき，最終的には水深50m以深の大型有孔虫が密集して堆積する島棚へと堆積環境の変化があったと考えらえる．これらのことからMY-Unit5は，海進期から高海水準期において，海水準の上昇に伴いサンゴ礁の成長が次第に追いつけなくなるgive-up型の発達があったと考えられる．MY-Unit5の海進期の初期においては，宮国地域（例えば，Ｆｉｇ７６，ｎｏ､9）において群集Bが分布することから水深5ｍ以浅の礁斜面が，野原地域においては群集Ｄと異地性群集

Ｄの水深10～30ｍの礁斜面が，それ以外の地域（例えば，Fig.76,ｎＣＳ､２１，３１，３２
and33）では異地性群集Cが分布することから水深10m以浅の礁斜面が，それぞれ分187布していたと考えられる（Fig.83）．
海進期後期から高海水準期には，野原（例えば，Fig.76,nos31and33），西添道（例えば，Ｆｉｇ７６，ｎｏｓ３８ａｎｄ４１），狩俣（例えば，Fig.７６，ｎｏ､４７）地域においてL5あるいはR5が分布することから，水深50ｍ以深の島棚域に大型有孔虫あるいは石灰藻球が密集して堆積していたと考えられる（Fig.84%
高海水準期以降，野原（例えば，Fig.76,nos30and31）や西添道（例えば，Fig.76,,040）地域では，上方に向かってL5から異地性群集Cを含むCB5へと漸移することから，水深50ｍ以深の島棚から水深10ｍ以浅の礁斜面へと堆積環境の上方

浅海化があったと考えられる．すなわち，MY-Unit5では高海水準期以降，相対的な海水準の低下に伴い，次第に堆積空間が減少することによって，上方浅海化していったことが考えられる．

467.6宮古島のサンゴ礁発達の変遷史

宮古島の琉球層群は，基盤の島尻層群以外に陸源砕屑物の供給源に乏しい地域である．したがって，島尻層群と接する場所以外では，礁形成に適した場所であったと考えられる．少なくともMY-Unitlから5までは，陸源砕屑物の流入をあまり考慮にいれる必要がないセッティングにあったと考えられる．MY-Umtlは，南部のみに分布する．MY-Unit2からMY-Unit4では，海進期から高海水準期においてサンゴ礁の成長が海水準に追いつけないgive-up型，あるいは内陸側への移動があったと考えられる．特に，MY-Unit3と4では，西側ないし南西側から北東側へとサンゴ礁が陸側への移動の後，調査地域全域に水深50m以深の堆積場が広がったと考えられる．
また，MY-Umt3から5では，高海水準期以降，相対的な海水準の低下に伴い，堆積空間が減少することによって，上方浅海化の堆積環境の変化があったと考えられる．なお，MY-Unit5の堆積後の宮古島では，北西一南東方向の断層が形成され，現在地表でみられる地形を呈するようになったと考えられる（Fig85）．また，ＭＹ‐
Umtlから5では，各ユニットが次第に石灰藻球石灰岩相や大型有孔虫石灰岩相に代表される沖合相が卓越するような礁環境の変遷があったと考えられる．さらに各ユ
ニットは，いずれも上方に向け累積することを考えると，宮古島の琉球層群のMYUnitlから5までの礁はアグラデーショナルな発達であったと考えられる．
４６．８まとめ188（１）宮古島の琉球層群は，下位からMY-Unitl，MY-Umt2，MY-Unit3，MY-Unit
4，MY-Unit5の5つのユニットに区分される．各ユニット境界は，整合あるいは不整合の関係にある．

（２）石灰質ナンノ化石は，MY-Unit3と4から産出した．産出した石灰質ナンノ化石からMY-Unit3と4は，Ｏ９５Ｍａから0.41Ｍaに相当する．

（３）宮古島の琉球層群は，MY-Unit2からMY-Unit5が中琉球に分布する095Ｍaから0.41Ｍaの年代に相当する．一方，MY-Umtlは0.95ＭaからO41Maの琉球層群に不整合で覆われる下部更新統の礁性石灰岩か，0.95ＭaからO41Maの礁性石灰岩内部のいずれかに相当する可能性がある．

（４）宮古島の琉球層群の岩相および造礁サンゴ化石群集から，以下のサンゴ礁の変遷があったと考えられる．MY-Umtlは，南部のみに分布する．MY-Umt2から

MY-Umt4では，海進期から高海水準期においてサンゴ礁の成長が海水準に追いつけないgive-up型，あるいはサンゴ礁の内陸側への移動があったと考えられる．特に，
MY-Umt3と4では，西側ないし南西側から北東側へとサンゴ礁が陸側への移動の後，調査地域全域に水深50m以深の堆積場が広がったと考えられる．また，MY-Unit

3から5では，高海水準期以降において相対的な海水準の低下に伴い，堆積空間が減少することによって，上方浅海化の堆積環境変化があったと考えられる．

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Datum 2）

１)OkadaandBukly(19ｓO),2)Satoetal.(1999)．

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OkadaandBuk『y(1980),3)DatumleveIofcalcareousnannofossiIisbased
onSatoetaI.(1999).StarmarksshowsamplinghorizonsIOrcalcareous
nannofossilbiostratlgraphy．

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205

5．琉球層群の対比
ここまで，南琉球弧の各島における琉球層群の層序，年代，ならび礁の発達過程について検討を行った結果について記述した．本章では，各島に分布する琉球層群の対比について述べる．

5.1南琉球弧における琉球層群の対比
5.1l琉球層群の年代グループ
本研究では，南琉球弧に分布する与那国島，波照間島，石垣島，西表島，小浜島，黒島，多良間島，宮古島を対象に（１）海水準変動に関連づけての琉球層群の層序の検討，（２）石灰質ナンノ化石層序による琉球層群の年代決定を実施した．
その結果，与那国島にはYN-Unitl，２，３，４の4ユニット，波照問島にはHT-Unitl，２，３，４の4ユニット，石垣島にはIS-Unitl，IS-DuneUnit，IS-Unit2，３の4ユニット，西表島にはIR-Unit１，２の2ユニット，小浜島にはKR-Unit１，２の2ユニット，黒島にはKR-UmtL2の2ユニット，多良間島にはTR-Umtl，２，TR-DuneUnitの3ユ

ニット，宮古島にはMY-Unitl，２，３，４，５の5ユニットが分布することが判明した．

上述の層序，各島のユニットから産出する石灰質ナンノ化石に基づく堆積年代，

ならびに既報告の放射年代の値からは，南琉球弧における琉球層群の堆積年代は，以下の年代グループに区分される（Fig.86）．
（A）0.95Ｍa以前に相当する琉球層群：

宮古島一MY-UmtL（B）０９５～0.41Ｍaに相当する琉球層群：

与那国島一YN-Unitl；波照間島一HT-Unitl；宮古島一MY-Unit2，３，４，５．
（C）0.41～0.25Ｍaに相当する琉球層群：

与那国島一YN-Unit2；石垣島一IS-Umtl；多良間島一TR-Unitl．
（D）0.25～0.15Ｍaに相当する琉球層群：

与那国島一YN-Unit3；波照間島一HT-Unit2；石垣島一IS-Umt2．
（F）0.15～011Ｍaに相当する琉球層群：
与那国島一YN-Umt4；波照間島一HT-Umt3；石垣島一IS-Unit3；多良間島・TR-

206

ｕｍｔ２．

（G）0.10～OO9Maに相当する琉球層群：
波照問島一HT-Unit4．

なお前述の通り，八重山諸島の西表島，小浜島，黒島の琉球層群については，年代決定が出来なかった．ところで〆八重山諸島の周辺地域は活断層の分布が少な
い．これは，第四紀における八重山諸島周辺の各島が互いに同一の地史を経てきた可能性が高いと考えられる．そこで八重山諸島周辺の琉球層群の層序対比は，各島の琉球層群の分布様式を考慮して対比を行った．対比に際しては，堆積年代が明らかになった石垣島の琉球層群の分布様式を基にして，各島に認められる最も古期となる堆積物から順により新しい堆積物へと対比した．その結果，八重山諸島の琉球層群の層序の対比は，次のようになる．
（C）0.41～O25Maに相当する琉球層群：

石垣島一IS-Unitl；西表島一IR-Unltl；小浜島一KH-Unitl；黒島一KR-Unitl．
（､）0.25～0.15Ｍaに相当する琉球層群：

石垣島一IS-Unit2；西表島一IR-Unit2；小浜島一KH-Unit2；黒島一KR-Umt2．
（F）0.15～011Ｍaに相当する琉球層群：
石垣島一IS-Unit3．

また，上述の区分された年代グループとRaymoetaL（1990）による酸素同位体曲線との対応関係（Fig.８６）は，（A）酸素同位体ステージ29以前，（B）酸素同位体
ステージの11～29,（C）酸素同位体ステージの９，（D）酸素同位体ステージの７，（E）酸素同位体ステージ5e，（F）酸素同位体ステージ5cに対比される．（C）から（F）は，各酸素同位体ステージとよく対応するが，（A）と（B）については複数の酸素同位体ステージとの対比が可能であり，その対応関係は明瞭でない．
5.1.2琉球層群の対比

南琉球弧の各島における琉球層群の対比（Fig86）では，以下の特徴を挙げることができる．

（１）宮古島には，0.95～0.41Ｍaに相当する年代の“琉球層群主部'，相当層の分布がある．逆に，多良間島より西側の地域では，0.95～0.41Ｍaの“琉球層群主部，'相
当層は，与那国島のYN-Unitlと波照間島のHT-Unitlのごく限られた地域に分布す
る．

（２）0.41Ｍa以降に相当する琉球層群は，宮古島の陸域においては分布しないのに207

対して，多良間島より西側の地域では琉球層群の主体をなす．

（３）O95Ma以前の礁性堆積物は，宮古島のみに分布する可能性がある．
これまで宮古島近隣に位置する伊良部島の琉球層群について，岩相，造礁サンゴ
化石群集，ならびに石灰質ナンノ化石層序により，詳細な層序の検討が実施されてきた（佐渡ほか，１９９２；本田ほか，１９９３；砂川ほか，１９９９；Sagawaeta1.,2001）．
伊良部島の琉球層群は，本田ほか（1993）により，下部層が1.36～1.10Ｍa，中部層が1.10～0.39Ｍa，上部層が0.39～0.24Ｍaに，砂川ほか（1999）によりUnitlが1.50～

1.24Ｍaに，Unit2から13までが124～0.46Ｍaに，Unitl4が046～0.27Ｍaに相当すると報告された．これらの年代値を本研究で用いた佐藤ほか（1999）の石灰質ナンノ
化石層序による基準面の示す年代値に読みかえると，下部層（Unitｌ；砂川ほか，

1999,以下同じ）が1.45～1.21Ｍaに，中部層（Unit２～13）が1.21～O41Maに，上部層（Unitl4）が041～0.25Ｍaに相当することになる（Fig.86）．これらの年代か
ら，伊良部島の琉球層群は，（A）宮古島と同様に095～0.41Ｍa相当の堆積物が主体をなす，（B）0.41～0.25Ｍa相当の堆積物は上部層（Unitl4）限られ，これらは海面下のボーリングコアの最上部に相当する，（C）宮古島と同様に，0.95Ｍa以前の礁性堆積物が分布する，という特徴を有する．（A）と（B）から，伊良部島でも地表では，0.41Ｍa以降に相当する琉球層群の分布が確認されないことになり，宮古島に近隣する伊良部島は，宮古島の琉球層群の層位関係と非常に調和的であると指摘される（Fig.８６）．
5.1.3礁の発達様式の比較

南琉球弧の琉球層群から読み取れる礁の発達様式には，以下の特徴が挙げられる．（１）与那国島のYN-Umt2，波照間島のm-Umt2，石垣島のIS-Umt2，西表島のIR-Unit2，黒島のKR-Unit2，多良間島のTR-Unit2以降は，それまでのアグラデー
ショナルな礁の発達様式からオフラップ，あるいはアグラデーショナル・オフラッ

プの礁発達へと変化する．（２）宮古島では，MY-Unitlから5まで全てのユニットがアグラデーショナルな礁の発達をしたと考えられるまた，宮古島近隣地域の伊良部島では，上部層（Unitl3以降）から，礁の発達がオフラップヘと変化すると考えられている（砂川ほか，１９９９；SagawaetaL,2001）．
また，琉球層群の層位と礁の発達過程との関係は，（１）0.95～0.41Ｍaに相当する琉球層群が分布する宮古島，ならびに近隣する伊良部島では，アグラデーションの関係で累重するサンゴ礁の発達が繰り返しあったと考えられる．その一方で，宮208

古島以西では，0.95～0.41Ｍaに相当する琉球層群が波照問島のHT-Unitlと与那国島のYN-Unitlにおいて１回の海水準変動に対応する1ユニットのみからなる．（２）041Ｍa以降では宮古島以西の八重山諸島，波照間島，与那国島において複数の海水準変動に対応した礁の発達があったと考えられる．これらの地域では，0.30～

0.20Ｍaの期間にサンゴ礁の発達がアグラデーションからオフラップに変化するようになる．一方，宮古島地域では，近隣に位置する伊良部島の上部層（Unitl3以降）

において，礁の発達がオフラツプの関係へと変化し，その時期は，約55万年前であり（砂川ほか，1999），宮古島以西地域に先行して礁がオフラップの関係で発達するようになったと考えられる．（３）1.45～O95Maの琉球層群は，露出が少ないため詳細が明らかでないが，その後の095～0.41Ｍaにおいて海水準に対応するユニットが多く認定される地域，例えば，沖縄本島南部，宮古島周辺地域では，1.45～
q95Maに相当する礁性堆積物が分布する傾向にある．

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210

5.２琉球列島における琉球層群の対比
5.2.1中琉球弧の琉球層群の対比

中琉球弧は，北側の奄美諸島と南側の沖縄本島，慶良間列島，久米島までの，トカラ断裂と慶良間断裂とにはさまれる地域である．中琉球弧では，過去に琉球層群の層位学的研究が実施されている（Nakamori,1986；大村，１９８８；井龍・山田，

1991；井龍ほか，１９９２；NakamorietaL,1995；IIyuetaL,1998；小田原・井龍，
1999；大村ほか，２０００；藤田ほか，２０００；大清水・井龍，２００１；山本・井龍，2001）．以下，各島の概要ならびに層位関係について記述する（Fig.８７）．なお，
石灰質ナンノ化石層序は，佐藤ほか（1999）による基準面に従い各島の年代を示す．また，ユニットは，本研究で用いたユニットと同義である．
喜界島では，041Ｍa以前の礁性石灰岩と，0.13Ｍa以降の礁性石灰岩とに大きく分けられ（Nakamori,１９８６；大村，１９８８；大村ほか，2000），前者が百の台層，後者が湾層に相当する．なお，百の台層のユニット数は不明である．

徳之島には，徳之島層と目手久層が分布する（藤田ほか，2000）．徳之島層は，2ユニットからなり，095～0.41Ｍaに相当する（井龍・山田，１９９１；Nakamorieta1.,

1995；hyueta1.,1998）．一方，目手久層は1ユニットからなり，徳之島層に対して
不整合，かつオフラップの関係で重なる．

沖永良部島には，各々1ユニットからなる下部ユニットと上部ユニットが分布する（Iryueta1.,1998）．これら2のユニットは0.95～041Ｍaに相当する（井龍・山田，１９９１；IIyuetaL,1998）．
与論島には，宇勝層，麦屋層，与論島層，供利層，チチ崎層が分布する（小田原・井龍，1999）．与論島層は，３ユニットからなり，0.95～0.41Ｍaに相当する（IIyuetaL,１９９８；小田原・井龍，1999）．与論島層以外は，全て1ユニットからなる．宇勝層と麦屋層は共に与論島層に不整合で覆われ，供利層とチチ崎層は共に与論島層を不整合に覆うが，これらの各層間は，同一の層位関係にあるかどうか不明

である．なお，宇勝層と麦屋層は，沖縄本島の“赤色石灰岩，，や伊良部島の下部層などの前期更新世の礁性堆積物に，供利層とチチ崎層は沖縄本島の港川層や徳之島の目手久層といったなどの“琉球層群主部（0.95～0.41Ｍa），，を不整合に覆う新期の礁性堆積物に相当すると考えられている．

沖縄本島の本部半島では，古宇利島層と同層を不整合に覆う渡喜仁層，越地層，
崎山層が分布する（山本・井龍，2001）．古宇利島層は3ユニットからなり，同層

211

以外は1ユニットからなる．古宇利島層の最下部のユニットは，１６５～1.45Ｍaに相当する．渡喜仁層，越地層，ならびに崎山層の関係は，同一の層位関係にあるかどうか不明であるが，沖縄本島の港川層，徳之島の目手久層，与論島の供利層とチチ崎層などの“琉球層群主部（0.95～0.41Ｍa），，を不整合に覆う新期の礁性堆積物に相当すると考えられている．

沖縄本島南東部の勝連半島周辺には，与勝層と港川層が分布する（大清水・井龍，2001）．与勝層は5ユニットからなり，港川層は1ユニットからなる．与勝層の堆積年代は決定されていないが，沖縄本島南部の那覇層（095～0.41Ｍa）に対比されると考えられている．

沖縄本島南部では，“赤色石灰岩”，那覇層，ならびに港川層が分布する（Nakamori,1986；兼子，1994）．海水準変動と関連付けられるユニットの数は，
赤色石灰岩から報告されていない．Ｓr同位体層序から，“赤色石灰岩，，が約1.3Ｍａに相当する（兼子・伊藤，1995）．那覇層は2ユニットからなり，0.95～0.41Ｍaに相当する．また，那覇層を不整合，かつオフラップの関係に覆う港川層は1ユニッ
ト（？）からなる．沖縄本島南部には，勝連半島周辺地域と同様に５，ないし6ユ
ニットが存在する可能性もある（次重・兼子，私信）．

以上のことから中琉球弧における琉球層群の層位関係については，以下の年代グ
ループに区分される．
（１）0.95Ｍa以前に相当する琉球層群：

与論島一宇勝層・麦屋層，本部半島一古宇利島層の最下部ユニット，本島南部一“赤色石灰岩，，．

（２）095～0.41Ｍaに相当する琉球層群：
喜界島一百の台層，徳之島一徳之島層，沖永良部島一下部・上部ユニット，与論

島一与論島層，本部半島一古宇利島層，勝連半島周辺一与勝層，本島南部一那覇
層．

（３）0.41Ｍa以降に相当する琉球層群：

喜界島一湾層，徳之島一目手久層，与論島一供利層・チチ崎層，本部半島一渡喜
仁層・越地層・崎山層，勝連半島周辺ならびに本島南部一港川層．なお，喜界島の湾層は，0.13～0.03Ｍaに相当する礁性堆積物が断続的に分布する．大村ほか（2001）では，酸素同位体ステージとの対応関係から，５e'５c’５a，４，３に各々対応可能であると指摘した．しかしながら，喜界島以外の地域では，どの時期に形成された礁性堆積物なのかは不明である．
ところで沖縄本島勝連半島，ならびに南部には，琉球層群より下位の地層単元で212ある知念層（MacNeu1960）が分布する．知念層は，その定義，ならびに層位学的位置に諸説があるものの，陸源細粒堆積物からなる島尻層群と熱帯～亜熱帯の礁性
石灰岩主体の琉球層群との間に位置する地層で，下部が泥質堆積物，上部が石灰質砂岩からなる（平塚・松田，１９９８；松田ほか，1999）．沖縄本島の南部・中部に散点して分布する知念層は，下部泥質部と上部砂質部との岩相境界が更新世／鮮新世
境界を示す時間面と斜交する関係にあり（中川ほか，2001），また，その堆積年代は少なくとも鮮新世最後期以降から1.21Ｍaの間のいずれかの時期に相当すると考えられる（中川ほか，２００１；大清水・井龍，2001）．知念層の一部は，沖縄本島の本部半島の古宇利島層の最下部ユニット（165～1.45Ｍa）と同時代の堆積物である．
また，中琉球弧における礁の発達様式は，琉球層群の層序から，以下のように読み取ることが出来る．（１）095～O41Maに相当する琉球層群は，各島で構成するユニット数に違いがあるものの，いずれもアグラデーションに累重する．（２）0.41Ｍa以降に相当する琉球層群では，0.95～0.41Ｍaに相当する“琉球層群主部”に対してオフラップの関係で重なる．沖縄本島の本部半島，与論島，ならびに徳之島

では，１ユニットのみが認識されるが，喜界島では複数のユニットがオフラップの関係で重なる．
5.2.2中琉球弧と南琉球弧の琉球層群の対比
先述の南琉球弧の琉球層群の層位関係と中琉球弧の琉球層群との層位関係について比較を行う．これらの比較から，以下のようにまとめられる（Fig.87）．
（１）琉球列島に分布する鮮新世最上部から前期更新世に相当する堆積物：
南琉球弧では，波照間島の島尻層群最上部が1.65～L45Maに相当し，宮古島の島
尻層群が更新世以前の鮮新世最上部までが分布する．また，喜界島の島尻層群の上限は，前期更新世である（菊地ほか，1998）．一方，中琉球弧では，石灰質堆積物からなる知念層が鮮新世最後期から145～1.21Ｍａ（中川ほか，2001）に，本部半島
では古宇利島層の最下部ユニットが1.65～1.45Ｍａ（山本・井龍，2001）に相当す
る．以上のように喜界島，沖縄本島南部，本部半島，波照間島には，最後期鮮新世から前期更新世に相当する堆積物が分布する．これらのうち，中琉球弧の本部半島

では礁性石灰岩が分布するに対して，沖縄本島南部で石灰質砂岩が，南西方に位置する波照間島，北東方に位置する喜界島で陸源性細粒堆積物が分布する．

（２）0.95Ｍa以前に相当する琉球層群：
南琉球弧では，宮古島のMY-Unitl，伊良部島の下～中部層（Unitl～4）が分布す

213る．一方，中琉球弧では，与論島の宇勝層と麦屋層，本部半島の古宇利島層の最下部ユニット，本島南部の“赤色石灰岩”が分布する．このことから，0.95Ｍa以前に相当する琉球層群は，与論島から沖縄本島周辺，ならびに宮古島周辺域のみに分布する．これらの島々では，“琉球層群主部”を構成するユニット数が多いという特徴を有する．なお，0.95Ｍa以前に相当する琉球層群は，限られた地域分布し，発達

規模も小さい礁性堆積物であることから，本論では“琉球層群原礁相，，と呼称す
る．

（３）0.95Ｍaから0.41Ｍaに相当する琉球層群：

南琉球弧では，与那国島のYN-Unitl，波照間島のHT-Unitl，宮古島のMY-Unit
2’３，４，５，伊良部島の中部層（Unit5～13）が分布する．一方，中琉球弧では，喜界島の百の台層，徳之島の徳之島層，沖永良部島の下部・上部ユニット，与論島の与論島層，本部半島の古宇利島層，勝連半島周辺の与勝層，本島南部の那覇層がこれに相当する．

また，この年代に対応する琉球層群を構成するユニット数に着目すると，以下のグループに分けられる．（A）伊良部島で9ユニット，（B）本島南部，勝連半島で少なくとも5ユニット，（C）宮古島で少なくとも4ユニット，（､）与論島で3ユニット，（E）古宇利島で少なくも2ユニット，徳之島，沖永良部島で2ユニット，（F）与那国島，波照間島で1ユニット，（G）石垣島，西表島，小浜島，黒島では分布しない．このことから0.95～0.41Ｍaに相当する琉球層群を構成するユニットの数は，沖縄本島から宮古島周辺地域にかけて最も多く識別され，それから北東方，
あるいは南西方に向け減少する傾向にある．このように095～0.41Ｍaに相当する礁

性堆積物は，琉球列島に広く分布し，発達規模も大きいことから，“琉球層群主部
礁相，，と呼称する．
（４）0.41Ｍa以降に相当する琉球層群：

南琉球弧では，与那国島のYN-Umt2，３，４，石垣島のIS-UmtLIS-DuneUmt，

２，３，西表島のIR-Unitl，２，小浜島のKH-Umtl，２，黒島のKR-Unit１，２，多良間
島のTR-Unitl，２，TR-DuneUnit，伊良部島の上部層（Unitl4）が分布する．一方，

中琉球弧では，喜界島の湾層，徳之島の目手久層，与論島の供利層とチチ崎層，本部半島の渡喜仁層，越地層，ならびに崎山層，勝連半島周辺ならびに本島南部の港川層が分布する．

さらに，南琉球弧と中琉球弧北部の喜界島では，この時期の琉球層群は，以下のグループに細分される．なお，徳之島，与論島，本部半島，勝連半島周辺ならびに本島南部の各層に関しては，年代決定に有効なデータが報告されてないのでグルー

214

プ区分の対象外にした．
（A）0.41～0.25Ｍaに相当する琉球層群（酸素同位体ステージ9相当層）：
与那国島のYN-Unit2，石垣島のIS-Unitl，西表島のIR-Unitl，小浜島のKHUnitl，黒島のKR-Unitl，多良間島のTR-Unitl，伊良部島の上部層（Unit13,
14）．

（B）025～O15Maに相当する琉球層群（酸素同位体ステージ7相当層）：
与那国島のYN-Unit3，波照問島のHT-Unit2，石垣島のIS-Umt2，西表島のIRUnit2，小浜島のKH-Umt2，黒島のKR-Unit2．
（C）0.15～0.11Ｍaに相当する琉球層群（酸素同位体ステージ5e相当層）：

与那国島のYN-Unit4，波照間島のHT-Unit3，石垣島のIS-Unit3，多良間島のTR-Umt2，喜界島の酸素同位体ステージ5e相当層．
（D）0.10～OO8Maに相当する琉球層群（酸素同位体ステージ5c’５a相当層）：
波照間島のHT-Unit4，喜界島の酸素同位体ステージ5c，ならびに5a相当層．
（E）008～0.03Ｍaに相当する琉球層群：

喜界島の酸素同位体ステージ４，ならびに3相当層．
なお，石垣島と多良間島に分布する風成炭酸塩堆積物は，石垣島のIS-DuneUnitが酸素同位体ステージ9～8に，多良間島のTR-DuneUnitが酸素同位体ステージ5e以降に相当する．

以上のように，0.41Ｍa以降の琉球層群には，南琉球弧では複数のユニットが認められる．015～011Ｍaの琉球層群は，与那国島，波照間島，多良間島，石垣島のみに分布し，0.11Ｍa以降の礁性堆積物は波照間島のみに限られる．一方，南琉球弧であっても，宮古島ならびに伊良部島陸域には，041Ｍa以降の礁性堆積物が存在しな

い．中琉球弧では，喜界島以外全ての島が1ユニットのみからなる．喜界島では0.15Ｍa以降，断続的に礁性堆積物が分布する．本論では，0.41Ｍa以降の礁性堆積物

は，先に挙げた“琉球層群主部礁相'’に対して，“琉球層群新期礁相，，と呼称することとする．

琉球列島に広く分布する琉球層群の基盤岩類は，各島によって異なる．南琉球弧の与那国島，西表島，ならびに小浜島では，中期中新世前期の八重山層群が，石垣島では後期始新世の宮良層および野底層が，中琉球弧の沖縄本島の本部半島，与論島，沖永良部島，ならびに徳之島では先第三系の基盤岩類が，南琉球弧の波照問
島，多良間島，宮古島，中琉球弧の沖縄本島南部，喜界島では，後期中新世から前期更新世の島尻層群が分布する（Fig.88）．基盤岩類の分布ならびに琉球層群の分布と発達程度に着目すると，中琉球弧の先第三系を基盤とする沖縄本島北部，与論

215

島，沖永良部島，徳之島では，２ないし3つのユニットからなる“琉球層群主部礁
相，，が分布し，本部半島と与論島では，“琉球層群主部礁相'，より古い礁性堆積物である“琉球層群原礁相，,が分布する．また，島尻層群の分布する地域の中では，

宮古島，伊良部島，沖縄本島南部において5以上のユニットで構成される“琉球層群主部礁相，'ならびに“琉球層群原礁相”が分布する．同じ島尻層群と琉球層群とが分布する地域である波照間島や喜界島では，“琉球層群主部礁相”を構成するユニットが少なく，２つ以上のユニットからなる“琉球層群新期礁相，，が分布する．
南琉球弧では，八重山層群，あるいは宮良層や野底層を基盤とする琉球層群が与那
国島，西表島，小浜島に分布し，“琉球層群主部礁相，，を構成するユニットが少な

く，２つ以上のユニットからなる“琉球層群新期礁相，，が分布する．

5.3琉球層群の対比のまとめ本章で琉球層群の層位関係について，比較検討を行った結果，以下の特徴が挙げ
られる．

（１）0.95～0.41Ｍaに相当する“琉球層群主部礁相”は，南琉球弧の多良間島，石垣島などの八重山諸島を除いて，広く分布する．なお，“琉球層群主部礁相，，に内在するユニットは，沖縄本島周辺から宮古島周辺域にかけて最も多く認識され，それから北東方，あるいは南西方に向け減少する．また，“琉球層群新期礁相，’は，南琉球弧では多良間島以西で広く分布し，宮古島周辺の陸域では分布しない．南琉
球弧では，“琉球層群主部礁相，，と“琉球層群新期礁相，，の発達様式が，宮古島周辺域と宮古島以西域とにおいて大きな違いを生じている．一方，中琉球弧では，“琉球層群新期礁相,，が散在して分布する．しかしながら，大局的には，南琉球弧のように複数のユニットが認められず，例外として最北東側に位置する喜界島にだけ，“琉球層群新期礁相，，に相当する約0.15Ｍa以降の礁性堆積物がよく発達する．

（３）“琉球層群主部礁相'，以前の礁性堆積物“琉球層群原礁相，'は，与論島，沖縄本島周辺，ならびに宮古島周辺域のみに分布する．“琉球層群原礁相”の分布する地域は，“琉球層群主部礁相”を構成するユニットが多く認識される地域である．

（４）基盤岩類と琉球層群との関係について着目すると，島尻層群と琉球層群が分布する地域では“琉球層群原礁相''ならびに“琉球層群主部礁相''がよく分布する地域（沖縄本島南部，宮古島，伊良部島）と，陸域において“琉球層群原礁相'，が存在せず，“琉球層群主部礁相”が少ないユニットで構成され，“琉球層群新期礁

216

相,，がよく発達する地域（喜界島，波照間島）に区分される．中琉球弧の先第三系を基盤とし琉球層群が分布する地域では，２ないし3ユニットからなる“琉球層群主部礁相，，と小規模に発達する“琉球層群新期礁相”とが分布する．一方，南琉球弧
では，八重山層群，あるいは宮良層や野底層を基盤として琉球層群が分布する地域

では，“琉球層群主部礁相”もごく限られた地域に分布し，“琉球層群新期礁相，，が広く分布する．

（５）南琉球弧における礁の発達様式は，与那国島のYN-Unit2，波照間島のHr-Unit

2，石垣島のIS-Umt2，西表島のIR-Umt2，黒島のKRUnit2，ならびに多良間島のTRUnit2以降，アグラデーションからオフラップ，あるいはアグラデーショナル・
オフラップの礁発達へと変化する．一方，宮古島では，MY-Umtl～5まで全てのユニットがアグラデーションの礁発達をしたと考えられる．また，宮古島近隣地域の伊良部島では，上部層（Unitl3以降）から礁の発達がオフラップヘと変化すると考えられている（砂川ほか，１９９９；SagawaetaL,2001）．礁がオフラップの関係で発達する時期は，宮古島周辺域で約55万年前から，宮古島以西地域で約30～20万年前からであると考えられ，宮古島周辺地域が宮古島以西地域に先行して礁がオフラップの関係で発達するようになったと考えられる．

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219

5.4南琉球弧におけるサンゴ礁発達史
以上述べてきたことをもとに，南琉球弧の琉球層群，すなわち，第四紀における､サンゴ礁形成場の成立と発達の過程について考察する．サンゴ礁性堆積物が形成されるためには，（１）浅海域（２）陸源砕屑物の供給の有無
（３）水温

（４）塩分

などの条件が整う必要がある．これらの条件に関する要因としては，（１）氷河性
海水準変動と造構運動との複合による相対的海水準変動，（２）大陸棚のような大量の陸源砕屑物の流入，あるいは河川からの陸源砕屑物の流入に有無による造礁サンゴの生息環境の変化，（３）暖流系の流入経路と第四紀の気候変動による水温変化，（４）海水の蒸発や河川の流入などによる塩分の変化による造礁サンゴの生息
環境の変化，などの事象が考えられる．

現在の琉球列島は，浅海域をもつ弧状列島，大陸から供給される陸源砕屑物をトラップする沖縄トラフの存在とそれにより隔離された島弧，ならびに暖流系“黒潮，,の流入によるサンゴ礁の形成に適した水温・塩分の外洋水の連続的供給，により，サンゴ礁形成に適した環境が成立していると考えられている．これらのセッテ
ィングが，第四紀において，いつ成立したのか，またどの程度満たされていたのか，について，琉球層群から引き出される情報にもとづき検討する．なお，造構運動については，後述するので詳細には触れない．
5.4.1南琉球弧におけるサンゴ礁発達史
南琉球弧の琉球層群は，層位関係から（１）1.45Ｍa以前，（２）145～0.95Ｍa，（３）095～0.41Ｍa，（４）0.41Ｍa以降，という年代に区分できる．これらの年代区分に従って，考察を試みる．なお，第四紀における琉球弧の古地理の変遷に関しては，木村（1996）の音波探査データや地形学的データに基づく復元図がある．本章
では，琉球列島におけるサンゴ礁の拡がりの変遷を追跡するために，海水準が最も高い位置あったと考えられる時期の礁の分布を示す（Figs､８９，９０，９１and92）．
（１）“琉球層群原礁相，，前期（1.45Ｍa以前）（Fig.８９）：
宮古島周辺以西地域にあたる波照間島では，１６５～L45Maに島尻層群を構成する

220

陸源細粒堆積物が堆積していたと考えられる．これは，宮古島以西地域では，この時期においても依然として陸源砕屑物の供給が充分にあり，サンゴ礁形成に適さない地域であったことを示唆する．約2Ｍaから1.5Ｍaの期間は，琉球列島近傍に沖縄トラフのリフテイングがあったと考えられている（Kimura,１９８５；SibuetetaL，
1998）．つまり，陸源細粒堆積物が堆積する宮古島以西地域では，陸源砕屑物をトラップするような海盆が未発達であったと考えられる．宮古島周辺地域では，この時期に相当する堆積物が分布しないが，1.45Ｍa以降から，伊良部島で下部層（Unitl）が分布することから，陸源砕屑物の供給の減少ならびに暖流系の流入による礁形成に適した環境条件が徐々に整いつつあったと考えられる．したがって，同じ南琉球弧の中でも宮古島周辺域と宮古島以西の地域では，陸源砕屑物の供給の違いを左右するような事象，具体的には陸源砕屑物をトラップするような海盆の発達具合に違いがあった可能性が高いと考えられる．

また，この時期に宮古島より北東側に位置する中琉球弧では，沖縄本島の本部半島において琉球層群古宇利島層の最下部ユニットが堆積していたと考えられる．さらに，沖縄本島南部では，石灰質堆積物の知念層が堆積しており，陸源砕屑物の供給の減少とそれに伴う石灰質堆積物の堆積が増加していくような環境変化があったことが推定される．しかしながら，沖縄本島南部では，本部半島の古宇利島層最下部ユニットのような礁性石灰岩が未発達である．この原因として，本部半島が先第三系の硬質な基盤岩類からなるのに対して，沖縄本島南部では弱固結の陸源細粒堆
積物からなる基盤岩類という底質の違いに起因すると考えられている（大清水・井龍，2001）．しかしながら，南琉球弧と比較して中琉球弧の沖縄本島周辺域では，より陸源砕屑物の供給が少なく，かつ礁形成に適した環境が整っていたことが考えられる．このことは，沖縄本島周辺域では，南琉球弧の宮古島周辺域よりも陸源砕
屑物をトラップする海盆が発達していた可能性が指摘される．
ところで沖縄本島周辺域よりも北東側に位置する喜界島では，南琉球弧の南西側に位置する波照間島と同様に，前期更新世まで陸源細粒堆積物が堆積したと考えられる．これは，南琉球弧と同様に陸源砕屑物をトラップする海盆の発達程度に違いが中琉球弧においてもあったと考えられる．このように1.45Ｍa以前の“琉球層群原礁相”前期では，沖縄本島から宮古島周辺域において陸源砕屑物の減少，ならびに礁形成に適した環境が徐々に整いつつあったのに対して，これらの地域から西方，
あるいは北東方に離れた地域では，依然として陸源砕屑物が充分に供給されていたという堆積環境の違いがあったと考えられる．この陸源砕屑物の減少は，約2ＭaからＬ５Ｍａのリフテイングにより沖縄トラフに海盆が形成され，そこで陸源砕屑物が

221

トラップされたことと関連すると考えるのが最も妥当であろう．この現象は，沖縄
本島周辺と宮古島周辺地域で顕著であり，他方でこれらの地域よりも北東と西方に離れた地域で顕著でなかったと推測される．これは，沖縄トラフのリフテイングの開始時期が地域によって異なっていたことを示唆する可能性が指摘される．

（２）“琉球層群原礁相，,後期（1.45～0.95Ｍa）（Fig.９０）：
南琉球弧における145～O95Ma以前のサンゴ礁堆積物は，伊良部島の下部層と中部層の一部（Umtl～4）（本田ほか，１９９３；砂川ほか，1999）と宮古島のMY-Unitlがある．一方，宮古島以西ではこの時期のサンゴ礁性堆積物は確認されていない．

このことから宮古島周辺域では，サンゴ礁形成に適した浅海域の形成，大量の陸源

砕屑物をトラップする海盆の成立，ならびに黒潮の島弧近傍への流入といった条件
が，少なくとも1.45Ｍaから0.95Ｍaの期間において満たされていたと考えられる．宮古島以西地域には，この時期に相当する堆積物が確認されないので不明であるが，これ以前の時期の堆積場を考慮すると，宮古島以西地域では，陸源砕屑物の供給が未だ充分であり，礁形成に適した地域でなかったか，あるいは礁形成に適する環境
が徐々に整いつつあったのかもしれない．いずれにしても，南琉球弧では，Ｌ４５Ｍａ

以前と同様に宮古島周辺域と宮古島以西地域とにおいて異なる堆積環境があったと考えられる．

一方，中琉球弧では，この時期に沖縄本島南部の“赤色石灰岩”，与論島の宇勝層，麦屋層といった礁性石灰岩が堆積したと考えられる．このことは，沖縄本島周辺域が礁形成に適した環境が整っていたことを示唆する．しかしながら，上述の地域より北東方向に位置する各島では，“琉球層群原礁相'，の礁性石灰岩の分布が確認されていない．

以上のように1.45～095Ｍaの期間では，沖縄本島周辺域に加え，宮古島周辺域，
ならびに与論島までの地域において礁形成に充分な環境条件が整ったと考えられ

る．0.9Ｍaから0.7Ｍa以降の地球表層における気候変動の周期性や振幅の程度が変化するMMid-PleistoceneRevolution”（BargerandJansen,1994）は，海水温の上昇や北半球における気候に劇的な影響を及ぼした可能性があり，従来，琉球列島におけるサンゴ礁堆積物はこの時期以降に形成されたと考えられていた（Koba,1992）．しかしながら南琉球弧の琉球層群を含めて琉球列島では，少なくともこれ以前にサンゴ
礁生育に適当な水温条件が満たされていたことを示唆するという意味で大変意義がある．

（３）“琉球層群主部礁相，，堆積期（0.95～0.41Ｍa）（Fig.９１）：
南琉球弧では，与那国島のYN-Unitl，波照間島のHT-Umtl，宮古島のMY-Unit2

222～5，伊良部島の中部層（Unit5～13）（本田ほか，１９９３；砂川ほか，1999）が分布する．宮古島周辺では，1.45～0.95Ｍaに引き続き，礁形成に充分な条件が満たされており，また複数回の海水準変動に対応して形成された複数のユニットが存在する

ことから，断続的に繰り返し礁の盛衰が起こったと考えられる．一方，宮古島以西

では，与那国島，波照間島に1ユニットが分布するのみである．O95Ma以前の礁性

石灰岩の分布が確認できないこれらの地域は，この時期において初めて，１回の海水準変動に対応する1ユニットの礁性堆積物が堆積したことになる．このことは，0.95Ｍa以前まで礁形成に適した条件になかったのが，この時期において徐々に礁形成に適した環境へと変化したことが考えられる．すなわち，宮古島以西地域では，
0.95～0.41Ｍaの期間において陸源砕屑物をトラップするような海盆の発達と暖流系の流入によって，礁形成に適した条件がしだいに整っていったと考えられる．しかしながら，石垣島を含む石西地域では，この時期の礁性石灰岩の分布が依然確認されない．また，与那国島を構成するユニットには陸源砕屑物のみで構成される堆積物が認定されること，与那国島と波照間島では1ユニットのみが認められることから，宮古島以西では宮古島周辺地域のように礁性堆積物が全島を覆うような礁が発達せず，局所的に陸源砕屑物の供給をもたらす陸域面積が広い島の周囲に裾礁が発達していたと考えられる．波照問島では，宮古島周辺地域と同様に礁性堆積物が全島を覆っていたと考えられる．

一方，中琉球弧では，喜界島の百の台層（Nakamori,１９８６；大村，１９８８；大村ほか，2000），徳之島の徳之島層（藤田ほか，2000），沖永良部島の下部ユニット・

上部ユニット（IIyueta1.,1998），与論島の与論島層（小田原・井龍，1999），沖
縄本島勝連半島の与勝層（大清水・井龍，2001），那覇層（Nakamori,1986）が分布する．中琉球弧では，この時期の礁性堆積物が広く分布し，礁形成に適した環境が充分に整っていたと考えられる．しかしこの時期の礁性石灰岩は，海水準変動に対応するユニットが各島によって異なる．これらユニット数は，沖縄本島南部で最も多く，北東方向へ減少する傾向を示す．このことは，沖縄本島周辺においてより多くの海水準変動に対応する礁性堆積物の盛衰が断続的に繰り返しあったと考えられる．また，礁性堆積物の分布様式からは，喜界島の百の台層を除き，各島が裾礁を形成していたと考えられる．このようにMMid-P1eistoceneRevolution"以降の琉球列

島は，広く礁性堆積物が分布するようになったと考えられる．特に，宮古島周辺地域や沖縄本島周辺域では，“琉球層群原礁相”の堆積に引き続き，海水準変動に対応して，複数のユニットが断続的に繰り返し堆積したと考えられ，上記の地域より
西方・北東方に向かって海水準変動に対応するユニットが減少する．

227

6．南琉球弧の琉球層群から読み取れる造構運動
ここでは，南琉球弧の層位関係が宮古島周辺地域と宮古島以西地域において大きく異なる要因，ならびに各島固有の発達過程を生み出す造構運動について考察す
る．本研究では，琉球層群を１回の海水準変動に対応するユニットで区分し，層位関係について明らかにした．このことからユニット同士の累重関係から，より低次の相対的海水準変動を読み取ることが可能である．ユニットから読み取れる相対的
海水準変動は，汎世界的海水準変動と当該地域の構造運動に支配されており，もし仮に汎世界的海水準変動の高海水準期の海面位置が大きく変動しない時には，各ユニットがアグラデーションやパックステップする場合には沈降傾向に，各ユニット
がアグラデーショナル・オフラップ，あるいはオフラップする場合には隆起傾向を示唆する．しかしながら，当該地域における構造運動を検討するためには，各ユニットを構成する岩相変化と１日汀潮線線の位置，それに対応する年代を検討する必要がある．本研究では，各ユニットの岩相変化と堆積環境を岩相と造礁サンゴ化石

群集から読み取り，さらに造礁サンゴ化石群集から各ユニットの１日汀潮線の位置を決定した．各ユニットの年代に関しては，石灰質ナンノ化石層序と既報告の放射年代の対応関係から決定した．

各ユニットの堆積環境，旧汀潮線の位置，ならびに堆積年代の決定から，琉球層群の堆積時におけるユーターティックな海水準の位置がこれまでに得られている汎世界的海水準曲線から決定できる．本研究では，汎世界的海水準曲線に酸素同位体

ステージ7までをChappellandShackleton（1986），酸素同位体ステージ7以降をRohlingetaL（1998）を用いて検討を行った．これら汎世界的海水準曲線は，約50万
年以降から適用できる．そのため本研究では，約50万年前以降の造構運動の詳細な時空変遷について議論を展開していく．堆積環境，旧汀潮線，ならびに年代決定のされた琉球層群の各ユニットは，汎世界的海水準曲線上にプロットされ，当該地域における汎世界的海水準と相対的海水準の差から造構運動の変遷過程を読み取ることができる．

各ユニットの旧汀潮線の位置は，各ユニットの高海水準期に堆積したものを用いることとする．なお，古水深は，造礁サンゴ化石群集から推定される水深の中央値±標準偏差（１０）から考えた．例えば，造礁サンゴ化石群集Aから推定される水深Ｏ～5ｍには，2.5±2.5ｍ（１０）を採用し，石灰藻球石灰岩相から推定される水深50～150ｍには，100±50ｍを採用する．

228

石灰質ナンノ化石層序と過去の放射年代の研究から得られるユニットの堆積時期

は，酸素同位体ステージ5cが100ka，酸素同位体ステージ5eが130ka，酸素同位体ス
テージ7が210ka，酸素同位体ステージ9が330ka，酸素同位体ステージ11が400kaに設定した．

これらの条件の下，当該地域における造構運動の変遷について考察する．造構運動の変遷は，Fig.９３に示される解析を行った．Fig.９３では放射年代において約120ka，造礁サンゴ化石群集Bからなる堆積物，ならびに放射年代において約200ka，造礁サンゴ化石群集が群集Cからなる堆積物では，それぞれ堆積時期が130kaと210kaに，１日汀潮位に対して古水深が水深2.5ｍ±2.5ｍと水深5m±5ｍに設定される．前者は，現在の標高10ｍに，後者は現在の標高3ｍに分布するとすると，これらの設定条件をもとに汎世界的海水準変動曲線中にプロットすると，130kaの堆積物は現在の標高3.5m±２５ｍに，210kaの堆積物は現在の標高-14m±5ｍにそれぞれプロットされることになる．また，210kaの堆積物は，130kaの堆積物の堆積時に7ｍ高い地点に位置することになる．また，210kaから130kaの8万年間において210kaの堆積物は，130kaの堆積物の堆積場よりも7ｍ比高が高くなるために，鉛直方向に24.5ｍ±5ｍ位置が高くなったことになり，約0.31ｍ±006ｍ／kaの隆起速度を示す隆起があったことが考えられる．さらに，現在までに210kaと130kaの堆積物は，１３万年間にそれぞれ標高10ｍと3ｍに達することから，約0.004ｍ釦.02ｍ／kaの沈降速度を示
す運動あるいは安定な状態があったと考えられる．すなわち，隆起・沈降速度（△
Ｕ：ｍ／ka）は，鉛直方向の変位（H）と変位に要した時間（△T）で計算され，△Ｕ=H／△Ｔという計算式で表わされる．この式中の鉛直方向の変位（H）は，各ユニットの堆積物の堆積水深と汎世界的海水準曲線との差から求められ，変位に要した時間は（△T）はユニット間の堆積間隔から求められる．この章では，各島の琉球層群から得られる堆積環境，堆積水深，堆積年代，ユニットの累重様式の変遷か

ら，△Ｕ=H／△Tで求められる造構運動の時空変遷の検討を行った．なお，算出する隆起・沈降速度は，ユニット内部における古水深の時系列変化による見積もりが必要であるが，本論ではユニット内部での約1～5万年の期間のオーダーでの時系列変化が詳細でない．したがって，隆起・沈降速度は，ユニット間における期間の約10万年間のオーダーで，一定速度で変動することを仮定条件とする．

6.l与那国島

229

与那国島は，ブロック断層により各ユニットの分布が断片的であるので，ＹＮ‐
Unitlから4が連続して読み取れる久部良と北牧場地域を中心に考察する．

久部良地域（Fig.１８，，０８）の|日汀潮線に対する古水深は，YN-Unitl堆積時がHbLYN-Umt2堆積時がHb2，YN-Unit3堆積時がC3の群集C，YN-Unit4堆積時がＣ４の群集Bからなることから，ＨｂＬＨｂ２が水深100m±50ｍ，Ｃ３，Ｃ４が水深5m±5,,

2.5ｍ±2.5ｍである（Fig.94-A）．各ユニットの堆積年代は，YN-Unitlが400ka，ＹＮ‐
Unit2が330ka，YN-Unit3が210ka，YN-Unit4が130kaである．HblからHb2までの層厚が9ｍであることから，Hb2堆積時にはHblは，Hb2の堆積環境である水深100ｍ±50ｍよりも9ｍ低位置の必要がある．すなわち，HblからHb2までの7万年間は，約0.13ｍ知.71ｍ／kaの沈降速度を示す変動があったと考えられる（Fig.９４）．
Hb2からC3までの層厚が14ｍの比高差があることから，Ｃ3堆積時にHb2がC3の堆積環境である水深5m±5ｍよりも14m低い位置にある．ところでHb2とC3とには堆積環境に大きな変化がある．これは，Hb2からＣ３の期間に沈降から隆起へと転じたことが示唆される．沈降速度は，HblからHb2の沈降速度が継続したと考えることが出来るが，隆起速度を求めるために沈降から隆起へと転じた時期を特定する必要があ
る．本研究では，Hb2の堆積が終了する時期以降を隆起開始の時期と仮定して隆起速度を求めた．なお，他の地域においても隆起速度を求める際には，沈降から隆起へと転じる時期を沈降傾向にあるユニットの堆積が終了する時点をもって隆起が開始された時期と仮定して議論を進める久部良地域のHb2の堆積終了時期は，280kａ
であり，現在の標高-106ｍ±50ｍに位置したと考えられる．一方，Ｃ3堆積時のHb2の位置は，標高-28ｍ±50ｍに位置する．すなわち，Hb2の堆積終了からＣ３までの7万年間には，鉛直方向に78m±50ｍの変位があり，約1.11ｍ±071ｍ／kaの隆起速度があったと考えられる．Ｃ４は，Ｃ３に対して12m低い地点に最高分布高度をもつ．したがって，Ｃ4堆積時には，Ｃ３が12ｍ高い地点にあることになる．Ｃ3堆積時のC3は現在の

標高-14m±5ｍに，Ｃ4堆積時のC3は現在の標高15.5ｍ±5ｍに位置する．すなわち，Ｃ３

からC4が堆積するまでの間の8万年間においては，垂直方向に29m±5ｍの変位があり，約0.36m±0.06ｍ／kaの隆起速度を示す変動があったと考えられる（Fig.94Ａ）．Ｃ４は，現在，標高16ｍに分布しており，１３万年間に鉛直方向へ12.5m±２５ｍ変位することから，約0.10m±002ｍ／kaの隆起速度を示す変動があったと考えられる．

一方，北牧場地域（Fig18,,013）の|日汀潮線に対する古水深は，YN-Umtl堆積時がRLYN-Umt2堆積時がR２，YN-Unit3堆積時がC3の群集C，YN-Unit4堆積時

230

がC4の群集Cであることから，ＲＬＲ２，Hb3が水深100m±50ｍ，Ｃ４が水深5m±5ｍである（Fig94-B）．各ユニットの堆積年代は，YN-Unitlが400ka，YN-Unit2が330ka，YN-Unit3が210ka，YN-Umt4が130kaである．Ｒ１からＲ２までの層厚は，１２ｍに達することから，Ｒ2堆積時にＲ１がR2の堆積環境である水深100m±50ｍよりも12ｍ

低い位置にする必要がある．すなわち，Ｒ１からＲ２までの7万年間は，約017ｍ±､､71ｍ／kaの沈降速度を示す変動があったと考えられる（Fig94-B）．Ｒ２からHb3最高分布高度までは，層厚13ｍに達することから，Hb3堆積時にR2がHb3の堆積環境である水深100m±50ｍよりも13m低い位置にあることになり，標高-100m±50ｍ
から-113m±50ｍへと鉛直方向へ約13ｍの変位を示し，約011ｍ±0.71ｍ／kaの沈降速度を示す．Ｃ４は，YN-Unit3に対してアパツトの関係に覆う．Hb3とC4は，ともに最高分布高度が標高30ｍの地点にある．しかしながら，両者の堆積環境は，水深100m±50ｍと水深5m±5ｍである．すなわち，YN-Umt3からYN-Umt4の間に沈降運動
から隆起運動へと転じたと考えられる．YN-Unit3までは沈降が継続していることから，YN-Unit3の堆積終了時期160kaまで約0.11ｍ±0.71ｍ／kaの沈降速度を示す変動が継続していたと考えられる．YN-Unit3の堆積終了時期は160kaであり，Hb3は現在の標高-105.5ｍ±50ｍに位置したと考えられる．一方，Ｃ4堆積時のHb3の位置は，同一の分布高度を示すことから標高1ｍ±50ｍに位置する．すなわち，YN-Unit3の堆積終了からC4までの3万年間には，鉛直方向に106.5m±50ｍの変位があり，約355ｍ±1.67ｍ／kaの隆起速度があったと考えられる．Ｃ４は，現在の標高30ｍに分布することから，１３万年間に約0.22m±0.04ｍ／kaの隆起速度を示す変動があったと考えられる（Fig94-B）．
YN-UnitlとYN-Umt2のみが分布するサンニヌ台（Fig.１８，，０．４５）と天蛇鼻端地域（Fig.18,nCS､５１～53）では，サンニヌ台地域で旧汀潮線に対して水深100m±50ｍのを示すT1とHb2がそれぞれ標高7ｍと29ｍに，天蛇鼻端地域で１日汀潮位に対して水深100m±50ｍを示すR1とR2がそれぞれ標高25ｍと36ｍに分布することから，YN-Unitl～2が堆積するまでの7万年間にサンニヌ台地域で垂直方向に22ｍの変位があり，約0.31ｍ±0.71ｍ／kaの沈降速度を，天蛇鼻端地域で垂直方向に11ｍの変位があり，約0.16m±0.71ｍ／kaの沈降速度を示す沈降があったと考えられる（Figs、
94-CandD）．その後，YN-Umt3と4が堆積しないで現在の標高に至るまでには，

YN-Unit2の堆積終了まで継続して沈降した後，サンニヌ台地域で標高-1186m±50ｍから標高29m±50mへ鉛直方向に147.6m±50ｍ，天蛇鼻端地域で標高-109.6m±50mから

231

標高36ｍ±50ｍへ鉛直方向に1456m±50ｍ，という変位があったと考えられ，YN-Unit

2以降にサンニヌ台地域で約0.55m±019ｍ／ka，天蛇鼻端地域で約054m±019m／ｋａの隆起速度へと転じたことが考えられる（Figs94-CandD）．また，比川北部地域（Fig.１８，ｎｏ､56）では，標高70ｍに分布するCB2は，旧汀潮線に対して水深2.5ｍ±２５ｍに堆積しており，YN-Unitlが分布しないので詳細な構造運動を示すことができないが，隣接するサンニヌ台地域の沈降速度の0.31ｍ±、71ｍ／kaにすると，
YN-Unit2の堆積終了から現在までの約28万年間における変動は，約0.36m±0.01ｍ／

kaの隆起速度を示す変動があったと考えられる（Fig94-E）．これらの地域は，北牧場地域，久部良地域と比較して隆起速度がほぼ同じになり，充分に礁が形成される隆起速度であると考えられる．しかしながら，これらの地域では，YN-Umt3ある
いはYN-Unit4に相当する礁性堆積物が欠落する．これらの地域でYN-Umt3と4が欠落する理由は，各地域のブロック化を引き起こした断層変動によって急崖地形をなしたためか，削剥によって欠落したかのいずれかである．南牧場地域（Fig.１８，
nos65～67）では，Ｌ１とHb2が各々標高8ｍと38ｍに分布する．このことからＬ１からHb2の間には，７万年間に30ｍの鉛直方向の変位を示し，約043m±0.71ｍ／kaの沈降速度を示す変動があったと考えられる（Fig.94-F）．YN-Unit2堆積終了後Hb2は，最高分布高度38ｍに達する．一方，１日汀潮線に対して水深5m±5ｍを示すC4は，ＹＮ‐

Ｕｍｔ２に対してアパットの関係で覆い，最高分布高度15ｍに達する．Ｃ４とHb2は比高23ｍの差を示す分布になる．したがって，Hb2はYN-Unit2堆積終了後からＹＮＵｍｔ４までの約13万年間に標高-130m±50ｍから標高+24ｍ±50ｍへと鉛直方向に154m±50ｍの変位を示し，約119m±039ｍ／kaの隆起速度を示す変動へと変化する．さらに，Ｃ４堆積後は，標高15ｍまで分布することから，Ｃ４から現在までの約13万年間に約011ｍ±､､04ｍ／kaの隆起速度へと変化したと考えられる（Fig.94-F）．
以上のように，与那国島の造構運動の時空変遷は，YN-Umt2と3の期間において沈降から隆起へと転じ，その隆起が現在まで継続している．具体的には，YN-Unit2
まで約013m±071ｍ／ka～0.43m±0.71ｍ／kaの沈降速度を示す変動から，YN-Unit2

堆積後以降約0.10m±0.02ｍ／kaから～約3.76m±167ｍ／kaの隆起速度を示す変動があったと考えられる．なお，与那国島の隆起変動の開始は，約30万～24万年の間と考えられるが，北牧場地域では約20～13万年前の間であると考えられる．このように各地域によって，非調和的な変動を示す与那国島は，YN-Unit2堆積以降のブロック化を引き起こす断層変動があり，各ブロックで異なる隆起速度を示して変動してきたと考えられる（Fig.９４）．与那国島は，約20万年前以降，断層によってブロツ

232

ク化した地塊が異なる隆起速度を示して隆起するということが指摘されている（大村・大田，１９９２：大村ほか，1994）．本論では，大村・大田（1992），大村ほか（1994）の指摘したことに加えて，それ以前では全体的に約30～24万年前において沈降から隆起へと転じたものの，北牧場地域では隆起へと転じる時期が約20～13万年前と遅れたと考えられる．

6.2波照間島
波照間島の琉球層群における各ユニットの堆積年代は，HT-Umtlが400ka，HrUnit2が210ka，HT-Unit3が130ka，HT-Unit4が100kaである．

波照間島南東部（Fig.２９，，０s､48～51）の旧汀潮線に対する古水深は，HT-Unitl
堆積時がR１，HT-Unit2堆積時がR２，HT-Unit3堆積時がC3の群集Cで決定される（Fig.95-A）．すなわち，１日汀潮線に対してＲ１，Ｒ２が水深100m±50ｍ，Ｃ３が水深5ｍ±5ｍである．ＲｌからＲ２までの層厚は8ｍであることから，Ｒ2堆積時にＲ１がR2の堆積環境である水深100m±50ｍよりも8ｍ低い位置にする必要がある．また，Ｒ２からＣ３までの層厚は，５ｍに達することから，Ｃ3堆積時にR2がC3の堆積環境である水深5ｍ±5ｍよりも5ｍ低い位置にまで変位する必要がある．このことは，少なくともＲ２からＣ３の期間は，隆起変動の時期であったことを示唆する．ところでHT-Umtlは，

波照間全域にわたって水深50ｍ以深の島棚堆積物からなるのに対して，水深10m以

浅の礁性堆積物からなるHT-Unit2へとアグラデーショナル・オフラップの関係で重なることを考えると，Ｒ2堆積前までに隆起変動が開始されていた考えるのが妥当であると考えられる．ここでは，隆起変動がHr-Unit2の堆積から開始されたと仮定

し，HT-Unit2の堆積からC3までの隆起量，ならびにＲ１堆積からR2堆積前までの沈降量を見積もる．HT-Umt2堆積直前の260kaから隆起が開始された場合，Ｒ２からＣ３までの層厚が5ｍであることから，Ｒ２は標高-109m±50ｍから-4m±50mへという垂直方向へ105ｍ高くなる変位を示し，約8万年の間に約1.31ｍ±0.63m／kaの隆起速度を示す（Fig.95-A）．以上のような隆起速度を示す造構運動の隆起開始時期は，詳細に特定できない．しかしながら，HT-UnitlがHT-Umt2に対してアグラデーションの関係に累重するためには，少なくともHT-Unit2堆積前までに沈降から隆起へと転じた時期があると推定される．仮にHT-Umt2が形成される高海水準期（酸素同位体ステージ7）の低海水準期から海進期へと移行する時期である260kaを沈降から隆起へと転じた時期と仮定すると，HT-Unitl堆積以降から14万年間に約089m±0.35ｍ／kaの

233

沈降速度を示す変動があったと考えられる（Fig95-A）．
南東部地域のC3は，現在，標高17ｍまで分布する．Ｃ３は，堆積時の旧汀潮線に対して標高1ｍ±5ｍの位置にあることから，約13万年間にC3は鉛直方向へ16ｍ±5ｍの変位を示し，約0.12m±004ｍ／kaの隆起速度の変動があったと考えられる．

一方，波照間島北西部（Fig.２９，ｎｏｓ３～5）の|日汀潮線に対する水深は，HT-Unit
lのBLHT-Unit2堆積時のCB2の異地性群集C，HT-Unit3堆積時のC3の群集C，HTUnit4堆積時のCB4の異地性群集Ａより，それぞれ水深100m±50ｍ，水深5ｍ±5ｍ，水深5ｍ±5ｍ，水深2.5ｍ±2.5ｍと決定される（Fig.95-B）．Ｃ３の最高分布高度25ｍは，
CB2より7ｍ高い地点にある．したがって，ＣB2からＣ３の8万年間には，Ｃ３が標高14m±5ｍから標高-6m±5ｍへと変化することから，鉛直方向へ8m±5ｍの変位を示し約0.10m±DO6m／kaの隆起速度を示す変動があったと考えられる（Fig.95-B）．ＣＢ４の分布最高高度15ｍは，Ｃ３より10m低い地点にある．したがって，Ｃ３からCB4の3万年間は，Ｃ３が標高1ｍ±5ｍから標高-1.5m±5ｍへと鉛直方向へ約-25ｍ±5ｍの変位があることから，約0.08ｍ±0.17ｍ／kaの沈降速度を示す変動あるいは安定な状態があったと考えられる．しかしながら，CB4は，現在標高15ｍまで分布することから，

CB4堆積後から現在までの約10万年間は，標高-11.5ｍ±2.5ｍから標高15ｍへと変化することから，0.27ｍ±ｐＯ３ｍ／kaの隆起速度を示す変動があったと考えられる（Fig.
95-B）．また，HT-UnitlのＢ１は，ＣB2に対して10ｍ高い地点にあることから，Ｂ１が少なくともCB2堆積までに隆起に転じたことが推定される．北西地域が南東部地域で推定された約0.89±0.26ｍ／kaの沈降速度を示す変動と同様の変動があったと仮定

すると，北西地域はHT-Unit2の堆積直前からHT-Unit3の期間に約3.41±100m／kaの隆起速度を示す変動があったと推定される．

以上のように波照間島では，少なくともHT-Umt2堆積前までに沈降から隆起へと転じたと考えられる．HT-Unitl～2にかけて約0.89m±0.26m／kaの沈降速度を示す変動から，HT-Umt2～3にかけて約1.31ｍ±063ｍ／ka～約3.41±1.00m／kaの隆起速度を示す変動へと変化したと考えられる（Fig.９５）．その後，南東部では，HT-Unit3まで約1.31ｍ±0.63ｍ／ka，HT-Umt3以降が約0.12ｍ±0.04ｍ／kaの隆起速度を，北西部
では，HT-Umt3まで約0.10m±0.06ｍ／kaの隆起，HT-Umt3から4まで約008ｍ±017ｍ／kaの沈降あるいは安定，HT-Unit4以降において約0.27m±003ｍ／kaの隆起という変動があったと考えられる．大村・大田（1992）は，波照間島が全体的に北側へ傾動して隆起したと指摘した．波照間島のHT-Unit2から3では，大村・大田（1992）

234の指摘の通り南東側の地域が北西側地域に対して，隆起速度が高い傾向が認められる（Fig.９５）．一方，HT-Unit3から4の期間には，約008m±0.17ｍ／kaの沈降速度を示す変動，あるいは安定な時期があり，その後再び約0.27ｍ±､０３ｍ／kaの隆起速度を示す変動へと変化する．なおHT-Unit4以降では，北西側が南東側に対して隆起速度が高い傾向にある．しかしながら，Omura（1984）では，本島の南東部の標高11ｍから採取したAO108試料においてHT-Unit4相当の造礁サンゴ化石のウラン系列

年代を得ている（Fig.３１）．このことは，北西側に分布するHT-Umt4の分布標高とほぼ類似することから，HT-Unit4以降では南東側，北西側において隆起速度に大きな違いがなかったと考えられる．

6.3石垣島石垣島南部（Fig38，ｎＣＳ､１５，１８，２２，５３）の１日汀潮線に対する古水深は，ISUmtl堆積時のClの群集C，IS-Unit2のC2の群集AIS-Umt3のCB3の群集Aで決定される．すなわち，Ｃｌの群集Cが水深5ｍ±5ｍ，Ｃ２の群集Aが水深2.5ｍ±2.5ｍ，Ｃ３の群集Aが水深2.5ｍ±2.5ｍである（Fig.９６）．各ユニットの堆積年代は，IS-Unitlが330ka，IS-Umt2が210ka，IS-Unit3が130kaである．最高分布高度78ｍに位置するＣ１
は，Ｃ２に対して比高が42ｍ高くなるような隆起を考える必要がある．しかしながら，これらの詳細な隆起開始の時期が明らかでない．また，Is-umtlの堆積から1s‐

Unit2の堆積前までは，沈降・隆起がない状態か，緩やかな沈降があったと推定される．なぜならば，IS-Unitlは，現在地表に露出する石垣島の琉球層群の中で最も古く，IS-Unitl以前の堆積物の形成から隆起場にあったならば，IS-Unitlにアパットの関係で覆われる礁性堆積物の分布がある可能性が高い．ところが上述のような礁性堆積物は，地表に露出していないことから，IS-Unitlの堆積から隆起傾向にあったと考え難い．

Ｃ２は，Ｃ３に対して分布高度差26ｍを示し，Ｃ2堆積時の標高-11.5ｍ±2.5ｍから，Ｃ３堆積時の標高29.5ｍへと鉛直方向に38.5ｍ±2.5ｍの隆起を示し，Ｃ２からC3の堆積までの約8万年間に約051ｍ±003ｍ／kaの隆起速度の変動があったと考えられる．この隆起速度がIS-Umt2堆積前に開始しておりIS-Unitlからほぼ構造運動がなかった場

合，石垣島地域は約27万年前から隆起が開始したと推定される（Fig.９６）．Ｃ3堆積以降のC3は，１３万年の間に標高3.5m±2.5ｍから標高10mへと6.5m±2.5ｍの鉛直方向への変位を示し，約0.05ｍ±002ｍ／kaの隆起速度を示す変動があったと考えられる

235（Fig.９６）．

一方，石垣島北部（Fig.３８，ｎＣＳ８４，８６and92）の|日汀潮線に対する古水深は，
IS-Unitl堆積時のCB1の異地性群集E，IS-Unit2のC2の群集Bで決定される．すなわ

ち，CB1の異地性群集Eが水深40m±10ｍ，Ｃ２の群集Bが水深2.5ｍ±2.5ｍである（Fig.
96）．IS-Unitlの堆積前後までは，南部地域と同様に沈降・隆起による変動が少ないとする．CB1からC2堆積までには，南部地域と同様に沈降から隆起へと造構運動が変化したことが推定される．Ｃ2堆積時におけるCB1は，Ｃ２よりも3ｍ低い位置にあることから，標高-40m±10ｍから標高-14.5±10ｍへと鉛直方向に26.5m±10ｍの変位を示す運動があったと考えられる．すなわち，CB1堆積終了からＣ2堆積時において北部地域は，約0.38±014ｍ／kaの隆起速度を示す変動があったと考えられる．Ｃ２は
現在標高6ｍに最高分布高度があることから，標高-11.5ｍ±2.5ｍから標高6ｍへと鉛直方向の変位を示し，約21万年間において約008m±0.01ｍ／kaの隆起速度を示す変動があったと考えられる（Fig.９６）．このことから，IS-Umt2～3の期間において石垣
島北部地域が石垣島南部地域の隆起速度より遅いことを示す一方，IS-Umt3以降は
石垣島南部と北部地域とが調和的な隆起速度を示す．
以上のように，石垣島南部では，IS-Unitl～3にかけて約0.51ｍ釦.03ｍ／ka，１ｓ‐
Umt3以降約005ｍ±0.02ｍ／kaという隆起速度を示す変動があったと考えられる．また，北部地域では，IS-Unitl～2にかけて約0.38ｍ±0.14ｍ／ka，IS-Unit2以降に約0.08m±001ｍ／kaの隆起速度を示す変動へ変化したと考えられる．IS-Umt2以降の石垣島は，北部地域と南部地域で隆起速度が異なり，北側，ないし北西側への傾動運動があった可能性が指摘される．また，IS-Unit3以降は南部および北部ともほぼ同一速度を示す緩やかな隆起変動であったと考えられる．なお，隆起へ転じた時期

は，約24万年前から30万年前であると考えられる（Fig.９６）．

6.4八重山諸島（西表島，小浜島，黒島）
八重山諸島の西表島，小浜島，黒島の１日汀潮線に対する古水深は，IR-Umtl堆積時のClの群集A，IR-Umt2堆積時のC2の群集A，KH-Unitl堆積時Clの群集AKH-

Umt2堆積時のC2の群集AKR-Umtl堆積時のＲ１，KR-Unit2堆積時のCB2の異地性群集Aで決定される（Fig.97）．各島のユニットの古水深は，KR-UnitlのR1が水深100m±50ｍ，それ以外が水深２５m±25ｍである．また琉球層群の堆積年代は，IRUnitl，KH-Umtl，KR-Unitlが330ka，IR-Unit2，KH-Unit2，KR-Unit2が210kaであ

236

る．

西表島のC2は，現在，標高18ｍまで分布することから，Ｃ２以降から現在までの約21万年間には，Ｃ２が標高-11.5ｍ±２５ｍから標高18ｍへと鉛直方向の変位を示し，約0.14ｍ±0.01ｍ／kaの隆起速度を示す運動があったと考えられる（Fig.97）．Ｃ１とＣ２との最高分布高度は，Ｃ２に対してＣ１が20ｍ高い位置に分布する（Fig50，nos5and8）．すなわち，Ｃ２がClをオフラツプの関係になるには，少なくともC2堆積前に隆起運動へと変化していなければならない．そこで先述の隆起速度がC2堆積前から継続し，またＣｌ堆積後以降は沈降・隆起を示さない構造運動があると仮定すると，Ｃ２堆積時以降からみられる隆起運動は約28万年前から開始されたものであると推定される（Fig.９７）．
小浜島のC2は，現在，標高10ｍまで分布することから，Ｃ２以降から現在までの約21万年間には，Ｃ２が標高-11.5ｍ±2.5ｍから標高10ｍへと鉛直方向の変位を示し，約0.10m±0.01ｍ／kaの隆起速度を示す運動があったと考えられる（Fig97）．ＣｌとＣ２との最高分布高度は，Ｃ２がＣ１をオフラップの関係になるには，少なくともC2堆積
前に隆起運動へと変化していなければならない．そこで先述の隆起速度がC2堆積前から継続し，またＣ１堆積後以降は沈降・隆起を示さない構造運動があると仮定した

場合，Ｃｌ堆積時には隆起運動が開始していたと推定される（Fig.９７）．小浜島の隆起運動の開始時期が近隣する西表島と同じ時期に起こった場合は，約0.10m±0.01ｍ／kaより隆起速度が大きくなる．

黒島のCB2は，現在，標高12ｍまで分布することから，ＣB2以降から現在までの約21万年間には，ＣB2が標高-11.5ｍ±2.5ｍから標高12ｍへと鉛直方向の変位を示し，

約011ｍ±001ｍ／kaの隆起速度を示す運動があったと考えられる（Fig.９７）．Ｒ１とCB2との最高分布高度は，Ｒ１に対してCB2が3ｍ比高が高い位置にある（Fig.58,
nos9and22）．すなわち，ＣB2堆積時までにＲ１が標高-100m±50ｍから標高14.5m±50mへと鉛直方向へ85.5m±50ｍの変位を示す隆起運動があったと考えられ
る．Ｒ１からＣB2への期間の隆起運動は，ＣB2から現在までの隆起速度より隆起速度が高くなければならない．そこでR1堆積直後から隆起運動が開始したという条件の下，Ｒ１からCB2への期間の隆起運動の隆起速度を見積もることとする．Ｒ1堆積直後の約28万年前からＣB2堆積の約21万年前の約7万年間では，Ｒ１が標高-100m±50ｍから標高-14.5m±50ｍへと鉛直方向へ変位し，約1.22ｍ±0.71ｍ／kaの隆起速度を示す運動があったと推定される（Fig97）．
以上のように八重山諸島では西表島，小浜島，黒島において約30～24万年前の期237間において，隆起運動へと転じたと考えられ，西表島でIR-Unit2以降から現在まで

約0.14ｍ±0.01ｍ／ka，小浜島でKH-Unit2以降から現在まで約0.10m釦０１ｍ／ka，黒島でKR-Unit2から現在まで約0.11ｍ±0.01ｍ／kaという隆起速度を示す隆起運動があったと考えられる．IR-UmtlからIR-Unit2まで，KH-UnitlからKH-Unit2まで，

KR-UmtlからKR-Unit2までの期間では，西表島で約014m±001ｍ／ka，黒島で約1.22ｍ±0.71ｍ／kaの隆起速度を示す隆起運動があったと考えられる．この期間の小浜島では，少なくとも約0.10m±001ｍ／kaより高い隆起運動があったことが推定される．これらのことから，八重山諸島では，約30～24万年前の期間において，より南東側に位置する地域で隆起速度が高くなり，北西側へ傾動を示す隆起運動があったと考えられる．これは，先述の近隣する石垣島においても認められる事象である．すなわち，八重山諸島全体は，約30～24万年前の間以降の隆起運動は，北側あるいは北西側への傾動運動を示す造構運動があったと地域であると考えられる．何名（1987）は，八重山諸島にある完新世において形成されたノッチの分布高度から，八重山諸島が完新世以降に傾動を示す隆起変動があったと指摘した．しかしながら，この造構運動は，すでに後期更新世から継続して変動している造構運動の可能性が高いと考えられる．

また，八重山諸島では，３０～24万年前以降，隆起場にあるならば，約13万年前の礁性堆積物が分布するはずであるが，地表にはこれらの礁性堆積物は認識されな
かった．これは，礁性堆積物が厚く堆積しなかったため，堆積後の浸食・削剥によって欠落したと考えられる．

6.5多良間島
多良間島の旧汀潮線に対する古水深は，TR-Unitl堆積時のR１，TR-Unit2堆積時のCB2の異地性群集Bで決定される（Fig.98）．琉球層群の堆積年代は，TR-Umtlが330ka，TR-Unit2が130kaである．ＣB2は，現地表において標高20ｍまで分布する（Fig.６８，，０．２７）ことから，約13万年間に標高3.5ｍ±2.5ｍから標高20ｍの変位を示し，約0.13m±002ｍ／kaの隆起速度を示す運動があったと考えられる（Fig.98）．
多良間島では，少なくとも13万年前以前に隆起へと転じていたと考えられる．Ｒ１

は，ＣB2よりも5m低い位置に分布することから，ＣB2堆積時のR1は標高-1.5m±2.5ｍに位置すると考えられる．すなわち，Ｒ1堆積時の約33～13万年前の約20万年間には，Ｒ１が標高-100m±50ｍから標高-1.5m±2.5ｍへと鉛直方向へ98.5ｍ±50ｍの変位を示

238

し，約0.49m±､２５ｍ／kaの隆起速度を示す運動があったと推定される（Fig.98）．しかしながら，多良間島は，地表に露出するデータが少なく詳細な造構運動について検討するのが困難である．したがって，隆起運動の開始時期に関しては特定しな
い．

6.6宮古島宮古島の琉球層群は，石灰質ナンノ化石層序によって決定できるユニットしかな

い．石灰質ナンノ化石層序からは，宮古島の5ユニットが全てアグラデーションの関係で累重し，４１万年前から95万年前の期間において堆積したと考えられる．したがって，各ユニットの具体的な年代は不明である．しかしながら，宮古島近隣に位置する伊良部島では，堆積年代，ならびに堆積環境が明らかになっている（本田ほか，１９９３；砂川ほか，１９９９；SagawaetaL2001）．伊良部島では，Unitl2から13においてアグラデーションからオフラップ関係に累重様式が変化し，その年代は約５５万年前であると考えられている．伊良部島の近隣に位置する宮古島は，層位関係の類似性から伊良部島と同様に約55万年前に隆起運動へと転じた可能性が高いと考えられる（Fig.９９）．なお，伊良部島の隆起が約55万年前以降続くものと仮定した場
合の隆起速度は，標高88.8ｍの地域に分布する中部層（Umtl2；酸素同位体ステー
ジ15相当）から，酸素同位体ステージ1５（約62万年前）以降から現在まで約0.14ｍ／kaの隆起速度を示す運動があったと推定される．なお，上述の隆起速度は，古水深を考慮していないので，約0.14ｍ／kaより隆起速度が大きくなる可能性もある（Fig99）．宮古島に上述の隆起速度を示す隆起があった場合，宮古島には41万年前以降の礁性堆積物が分布してもおかしくない．宮古島では，北西一南東方向を示
す断層によって，北東側に断層崖，南西側への緩やかな傾斜をなすブロック地塊，

ならびに西側への傾動が認められる．このことから北東側の地域が相対的に大きく隆起するのに対して，北西側の地域で沈降があった可能性がある．宮古島近隣の伊良部島では，４１万年前以降の礁性堆積物が沈水して分布することが知られており（本田ほか，１９９３；砂川ほか，１９９９；Sagawaeta1.,2001），宮古島も同様の傾向を有するものと考えられる．また，傾動運動は，東西方向だけでなく，南北方向においても，南海岸で比高40～70ｍの急崖をなし，北側に向かって緩やかに傾斜する．

具体的な例としては，Ｒ４が南側地域（例えば，Fig46，ｎｏ７７）で標高75ｍまで分布するのに対し，北側地域（例えば，Fig.４６，，０４７）では標高18ｍまでしか分布しない．また，最下部のMY-Unitlは南側地域のみに分布し，北側地域では分布しない

239というユニットの分］
卜の分布の特徴も，宮古島地域が北西側への傾動を示す隆起運動であったと考えられる．

、

240

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duringIast25qOOOyrs.

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6.7南琉球弧の中期更新世における構造区分
南琉球弧の琉球層群から読み取れる造構運動に基づいて，南琉球弧の中期更新世以降（約55万年前以降）における構造区分について検討を試みる．中期更新世以降
における琉球弧の構造区分を行うことは，これまで十分に解明されていない中新世
後期以降の琉球弧の変動をより明確に捉えることが可能になることが期待され，沖縄トラフのリフテイングの拡大やフィリピン海プレートの沈み込みといった事象の時期・様式を解明する上でも，非常に意義あるものであると考えられる．
6.7.1南琉球弧の中期更新世における構造区分
これまで述べてきたように南琉球弧の琉球層群では，層位関係から宮古島周辺域と，それ以西の地域で大きな違いがあることが判明した．この違いは，宮古島周辺
地域では，約55万年前まで沈降傾向であったのが，約55万年前に隆起傾向に転じた（Figs99andlOO）のに対し，八重山諸島，波照間島，与那国島地域では，約30～24万年前の期間に沈降から隆起へと転じた（Figs94～97andlOO）ことである．このことから，中期更新世以降の南琉球弧は，宮古島周辺域とそれ以西の地域で造構運動において，隆起開始時期の違いを示唆しており，宮古島とそれ以西の地域では造構運動の調和性がないことを意味するものと考えられる（Fig.100）．以上か
ら，本研究では中期更新世（約55万年前）以降における造構運動の特徴をもとに，
宮古島周辺域を宮古構造区，宮古島周辺以西の地域を八重山構造区という構造区分を用いることとする．

67.1.1宮古構造区

宮古構造区には，宮古島，来間島，池間島，伊良部島，下地島の各島々を含む宮古島周辺域が属する．宮古構造区の地質は，（１）“琉球層群原礁相，，と“琉球層群主部礁相，，が分布する，（２）“琉球層群新期礁相”は現在陸上において分布しない，（３）北西一南東方向の正断層が発達し，西側へ傾動する変位様式を示す，（４）0.55Ｍa以降，隆起運動を示す，といった特徴を有する．“琉球層群新期礁

相，'が分布しないのは，北西一南東方向の正断層の変動による西側へ傾動する変位
様式が大きく関与していると考えられる．すなわち，伊良部島では，“琉球層群新期礁相”は伊良部島南側及び西側沖に沈水して分布していることが報告されている

248

こと（本田ほか，１９９３；砂川ほか，1999）から，これらは，この地域特有の断層運動によって，沈水したものと考えられる．すなわち，宮古島では，断層運動により，東側が顕著に隆起するのに対して，西側で相対的に沈降する傾動運動があったと考えられる．断層運動により隆起が促進される東側では，急崖地形をなし礁形成

に不適であったと考えられる（Fig.101）．
6.7.12八重山構造区

八重山構造区には，石垣島，西表島，小浜島，黒島，波照間島，与那国島を含む地域が属する．八重山構造区の地質は，（１）“琉球層群主部礁相，'がほとんど分布しない，（２）“琉球層群新期礁相,，が主に分布する，（３）O30Maから0.24Ｍa以降，隆起運動を示す，といった特徴を有する．“琉球層群主部礁相”は，波照問島と与那国島にのみ分布する（Figs､８６，８８andlO1）．ところで，波照間島と与那国
島では，石垣島周辺域（石垣島，西表島，小浜島，黒島；以下，石西地域と呼称する）と比較して，以下の違いが指摘される．（１）波照間島には琉球層群形成後の正断層が，与那国島には琉球層群形成後の断層が多数存在する．一方，石西地域には，琉球層群形成後の断層が認められない．（２）波照問島には，前期更新世の前弧海盆で堆積した島尻層群相当層が分布する（Figs86and88）．このような違い
は，与那国島，波照間島，石西地域で中期更新世以降の造構運動の様式に違いがあることを示唆する．与那国島では，断層運動によってブロック化が生じ，各ブロッ

クにおいて隆起速度に違いを生じさせている（Fig.９４）．また石西地域は，相対的に南東側が北西側より隆起速度が大きく，北側，あるいは北西側への傾動を示す隆起運動である（Figs､９６and97）．さらに波照問島では，約10万年以降も約0.27m／
kaと他の島より隆起速度が大きい（Fig.95）．このように三地域は，中期更新世（約55万年前）以降において異なる造構運動を被っている地域であることが示唆される．したがって，八重山構造区は，さらに与那国構造亜区，石西構造亜区，波照間構造亜区に3分する必要があると考えられ，これら三地域は，隆起運動の開始時期がほぼ同一であるにも関わらず，造構運動の様式が異なることで区分される．具

体的には，与那国構造亜区ではブロック化を引き起こす断層運動を主体とする造構運動，波照間構造亜区では北西一南東方向の断層運動と隆起速度が他の地域より大きいという造構運動の特徴，石西構造亜区と波照間構造亜区では北西側の隆起速度が遅い傾動を伴う造構運動という特徴を有する．

２４９

６７２南琉球弧における中期更新世（約55万年前）以降の各構造区の造構運動
先述の通り南琉球弧における更新世の構造区分は，宮古構造区と八重山構造区とに二分され，八重山構造区は，さらに石西構造亜区，波照間構造亜区，与那国構造亜区に細分される（Fig.102）．これらの各構造区は，琉球層群から読み取れる隆起運動の開始時期と隆起運動様式の違いによって特徴づけられ，その要因は各構造区における応力場の変遷によるものであると考えられる．各地域の応力場は，ネオテクトニクスや既報告の構造解析などから考察することが可能である．これらの知見や見解をもとにして，各構造区の造構運動ならびにその要因について予察的ではあるが検討することとする．
6.7.2.1宮古構造区

宮古構造区では，北西一南東方向への正断層が雁行状に配列するのが特徴である．これらの断層は，西側への傾動を示すため，地表面では全体的に西側に緩傾

斜，東側に急崖をなす地形を呈する．これらの断層は，現在地表に露出する琉球層群を全て切っていることから，琉球層群の堆積後に形成されたと考えられる．また，断層運動に伴い東側地域が隆起する一方で，西側地域が沈降するようになったと考えられる．そのため0.41Ｍa以降の琉球層群は，沈水して分布することになったと考えられる．この断層系は，北西一南東方向の走向を持つ正断層であることから，北東一南西方向への展張応力により形成されたと考えられる．Kuramotoand

Konishi（1989）は，宮古島における島尻層群と琉球層群の断層解析から，琉球層群
堆積後に形成された断層系が東北東一西南西方向への展張応力によると指摘した．

また，この展張応力は，現在まで継続する活構造であると考察した．宮古島周辺海域においても，宮古島の地表にみられる北西一南東方向の断層が多数みられる（活断層研究会，1991）．これらの断層も，同様の応力場により形成された可能性が高いと考えられる．これらのことから，宮古構造区は，地表に露出する琉球層群堆積以降，北東一南西方向の展張応力を受ける応力場を継続させてきたと考えられる．

完新世以降の隆起の指標としてのノッチや離水サンゴ礁から，完新世以降に宮古島周辺が隆起した事例が示されていない（何名・西田，１９８０；KobaetaL,1982）．少なくとも現在の宮古島周辺域では，顕著な隆起運動が起こっていない可能性が高いと考えられる．したがって，宮古島の隆起運動は，現在地表に露出する琉球層群の堆積後，約55万年前以降（砂川ほか，1999）から顕著になり，北東一南西方向の展250

張応力を受けつつ，北西一南東方向の断層，ならびに西側あるいは北西側への傾動を示す造構運動があったと考えられる．南側のムイガー地域にみられる急崖を呈する地形，南海岸のみにMY-Unitlが分布するのは，北西側への傾動運動によるものと考えられる（FiglO1）．なお，隆起運動を引き起こす要因としては，沖縄トラフの活動再開に伴うリフティングとフィリピン海プレートの沈み込みによるものと考えられる．宮古島において中期更新世の隆起運動は，完新世以降，顕著なものでなくなったと考えられる．なお，GPSデータ（今西ほか，1996）によると，宮古島はユーラシアプレートに対して南東方向へ約2.0ｃｍ／yrの速度で漂移する（Fig.
103）．これらの漂移は，後述するが南琉球弧全体におけるもので宮古島固有の造構運動から除外される．
6.7.22石西構造亜区

石西構造亜区は，宮古構造区，波照間構造亜区，与那国構造亜区に見られる琉球層群堆積後の断層がみられない．石西構造亜区は，構造亜区に属する石垣島，西表島，小浜島，黒島などの島々が断層運動を受けない連動した造構運動に支配された地域であると考えられる．琉球層群から読み取れる造構運動は，約24万年前から３０万年前の時期にそれまでの沈降運動，あるいはほぼ隆起・沈降運動のないものから隆起運動へと変化したことが考えられる．また，この隆起運動は，相対的に南東側が顕著な隆起を示し，北西側へ傾動する造構運動である（Figs､９６and97）．また，
隆起運動は，隆起開始の時期から約12万年前までは顕著な隆起を示したが，それ以降から現在に至る期間は，しだいに顕著な隆起運動を示さないようになったと考えられる．この造構運動の様式は，背弧海盆の拡大とそれに伴う背弧側へ傾動する島弧の隆起（Ujiie,1994），あるいは先島深海平坦面（SakishimaDeep-SeaTerrace）と島弧の逆断層による島弧（上盤岩）の隆起，それに伴う海溝側の隆起の大きさによる運動（河名，1990）と調和的である（Fig.104）．また，完新世以降の隆起の指標となるノッチや離水サンゴ礁の知見からは，完新世に形成されたと考えられるノッチの高度分布が南東側で標高２１～1.7ｍ（約0.0003ｍ／yrの隆起速度），北西側

で標高0.7～0.5ｍ（約0.0001ｍ／yrの隆起速度）と北西側が低くなるという特徴（何名，1990），離水サンゴ礁が石垣島の南東部にのみ現在の海水面と同じ位置で分布すること（KobaetaL,1982），などから，完新世以降の変動も琉球層群堆積後の変動と調和的な造構運動を示す．ただし隆起は顕著ではない．KuramotoandKomshi(1989）では，八重山諸島がフィリピン海プレートの斜め沈み込みによって，南琉球

2５１

弧と平行方向に働く展張応力を受けていると考察した．これは，先述の宮古島と同様の応力場であると考えられる．しかしながら，石西構造亜区には，宮古島にみられる西側へ緩く傾斜を示す傾動を伴う北西一南東方向の雁行状断層が発達しない．

また，約30～24万年前以降に，隆起運動を開始すると考えられるこれは，断層運動，あるいは隆起運動の時期が異なることから，明らかに宮古島と異なる造構運動の挙動を示唆するものであると考えられる．これらのことから石西構造亜区は，宮古構造区のような北東一南西方向の展張応力よりも，先島平坦面に対して島弧の逆断層運動に伴う北西側へ傾動する隆起運動がより支配的であると考えられる．したがって，応力場は，フィリピン海プレートの沈み込みに伴う北西一南東方向の圧縮応力が強く影響を及ぼしている可能性が考えられる．また，これらの応力場に加えて八重山諸島は，沖縄トラフの南北伸張応力に伴う南北方向の圧縮応力も加わる複雑な応力場にあるとも考えられている（古川ほか，1991）．なお，GPSデータ（今西ほか，1996）では，石垣島がユーラシアプレートに対して南東側へ約2.8ｃｍ／yrの速度で漂移を示す．この漂移は，宮古島とほぼ同一方向，速度を示す（Fig.
103）．

6.7.2.3波照間構造亜区

波照間構造亜区は，北西一南東方向への正断層が認められ，３０～24万年前の時期に北西側への傾動を伴う隆起運動への転換が起こり，また10万年前以降においても他の南琉球弧の島より隆起速度が大きいという特徴を有する．また，断層は琉球層
群HT-Unit2と3の堆積期の間に形成されたと考えられる．したがって，これらの断層は，３０～24万年前以降の隆起運動に関連した断層である可能性が考えられる．

KuramotoandKonishi（1989）は，石垣島と同様に断層解析から，波照間島にみられ
る北西一南東方向の正断層が北東一南西方向の展張応力によるものと考察した．また，約13万年以降の波照間島は，石垣島と比較して隆起速度が大きい．これは，南琉球弧の中で最も海溝側に位置しているためであり，中琉球弧における喜界島と同様に前弧隆起帯に属するものと考えられる．すなわち，フィリピン海プレートの沈み込みによる北西一南東方向の圧縮応力が強く関連している可能性が高いと考えられる．ただし，隆起速度に関しては，完新世における離水サンゴ礁が，ほぼ現在の海水準の位置と同じ位置にあることから，完新世以降において隆起は顕著でなくなる傾向を示唆している（Omural984）．波照間構造亜区は，石西構造亜区と比較してより海溝側に位置するため，北西一南東方向の圧縮応力の影響を強く受ける応力

252

場にあると考えられる．したがって，宮古構造区と同様の北西一南東方向のトレンドを示す断層があるものの，北東一南西方向の展張応力よりも北西一南東方向の圧
縮応力がより支配的であると考えられる．なお，GPSデータ（今西ほか，1996）からは，ユーラシアプレートに対して石垣島とほぼ同一方向，同一の速度（約2.8ｃｍ／yr）で漂移をする（Fig.103）．
6.7.2.４与那国構造亜区

与那国構造亜区は，北西一南東方向，北東一南西方向，東西方向の断層が複雑に分布する．これらの断層によって，各ブロックは南側への傾動を示し，全体的に南側に緩傾斜，北側に急崖をなす地形を呈する．これらの断層は，YN-Umtlの堆積前からYN-Unit4の堆積後にわたり形成されたと考えられるが，特にYN-Umt2と3との間で集中して形成された考えられる．このYN-Umt2と3との間とそれ以降に形成された断層は，約30～24万年前の時期から開始した隆起運動に伴うものであると考えられる．KuramotoandKomshi（1989）は，与那国島の八重山層群と琉球層群の断層解析から，与那国島が0.5～Ｌ６Ｍａの時期に東西方向への右横ずれ断層を形成する東西方向への圧縮応力場が開始されたと指摘した．しかしながら，Kummotoand

Konishi（1989）の指摘した応力では，与那国島の南側への傾動を示す隆起運動を説明することができない．与那国島にみられる複数の方向のトレンドを示す断層系

は，少なくとも2方向の応力により形成されたと考える必要があり，与那国島の断、層系は，２方向応力場で形成されると考えられているholst-Opetwistzoneのブロック
断層の様式（Collettaeta1.,1988）に類似する．与那国島には，KuramotoandKonishi（1989）の指摘する東西方向への圧縮応力とは別に，沖縄トラフのリフテイングに伴う南北方向への伸長による南北性の圧縮応力があったと考えられる．つまり，与那国島は南北方向と東西方向という2方向からの圧縮応力によりブロック断層運動を示す隆起運動になったと考えるのが妥当であろう．完新世における造構運動に関しては，与那国島には完新世ノッチや離水サンゴ礁が認められない（Kobaeta1.,
1982；何名，1990）．また，与那国島の琉球層群から読み取れる造構運動からは，それ以前と比較し約12万年前以降から緩やかな隆起速度を示す．このことから，完新世以降は，顕著な隆起を示さなくなったと考えられる．なお，GPSデータ（今西ほか，1996）によると与那国島では，南琉球弧の他の島と異なりユーラシアプレー

トに対して南方向へ約44cm／yrの速度で漂移をする（Fig.103）．

253

6.7.3中期更新世以降（約55万年前以降）の南琉球弧の造構運動の時空変遷
ここでは，先述の南琉球弧の構造区分の示唆する中期更新世以降の南琉球弧の造構運動について考察する．現在のGPSデータからは，南琉球弧は構造区に関係なくユーラシアプレートに対して南東方向から南方向へ漂移するのが認められる（今西ほか，１９９６；多田ほか，1997）．これらは，現在における南琉球弧がほぼ連動して南東側から南側へと標移していることを示唆する．フィリピン海プレートは，北西方向に沈み込むことから，上述の漂移は，フィリピン海プレートの沈み込む方向と全く逆方向，あるいは斜め逆方向にある．その結果，南琉球弧では，ユーラシアプ
レート側から南東ないし南側への，フィリピン海プレート側から北西方向への圧縮応力の相対する応力場にある（Fig.105）．このような応力場において南琉球弧
は，隆起の造構運動を示すようになったと考えられる．すなわち，南琉球弧の琉球層群から読み取れる隆起傾向の時期は，上述の応力場が開始された時期を示唆する可能性が高いと考えられる．

ところで南琉球弧における隆起への転換時期は，宮古構造区と八重山構造区とで異なる．これは，宮古構造区と八重山構造区において，相対する方向の応力場の形
成時期が異なる可能性が高いと考えられる．フィリピン海プレートの沈み込む方向

は，約4Ｍa以降から現在とほぼ同じ方向への移動を示すと考えられている（SenoandMaruyama,1984）．したがって，隆起運動の時期の違いは，ユーラシアプレー
ト側からの圧縮応力の形成される時期によるものであると考えられる．琉球弧では，ユーラシアプレート側からの圧縮応力が沖縄トラフの拡大によるリフテイング開始によるものであると考えるのが最も妥当である．リフテイングに関するデータには，構造断層の形成時期やリフテイングによる地殻の薄板化に伴う貫入岩といったものが挙げられる．宮古島北西にある沖縄トラフ南部の中軸部には，ソレアイト

質玄武岩の貫入があり，K-Ar年代から0.505Ｍaを示す（IshikawaetaM991)．これは，宮古島北西にある沖縄トラフ南部の中軸部が，約Ｏ５Ｍａにリフテイングが再開したことを示唆するものと考えられる．この時期は，宮古構造区の琉球層群から読み取れる沈降から隆起へと転じた時期と調和的である．同様に八重山構造区では，琉球層群から約24万年前から30万年前に隆起へと転じたことが読み取れる．八重山

諸島の北方には，沖縄トラフ南部の中軸部にあたる八重山海底地溝がある．八重山
海底地溝は，現在も活発的な地溝帯であり，中軸部に火成活動を伴う（桂ほか，1986；ParketaL,1998）．これは，宮古島北方の宮古海底地溝よりも八重山海底地
溝がより新しい時期に形成されたと考えられる．このことから八重山構造区が約3０

254～24万年前の時期に隆起へと転換したのは，八重山周辺近傍の沖縄トラフが宮古構
造区より遅れてリフテイングを再開したことを示唆している可能性がある．したがって，南琉球弧における宮古構造区と八重山構造区の隆起時期の違いは，沖縄ト
ラフ南部の宮古海底地溝と八重山海底地溝おけるリフテイングの再開時期が異なる
可能性が指摘される．

隆起へと転じた宮古構造区は，北東一南西方向の展張応力によって西側へ緩い傾

斜を示す断層運動を示すようになると考えられる（Fig.105）．一方，隆起に転じた八重山構造区では，与那国島構造亜区を除いて海溝側の南東側が背弧側の北西側
より隆起速度が大きく，北西側への傾動を示す造構運動になったと考えられる（FiglO5）．その中でも最も海溝側の波照間構造亜区では，約10万年前以降も他の地域と比較して隆起速度が大きいと考えられる（Fig.100）．一方，与那国構造
亜区では，他の島と異なりユーラシアプレートに対してより南方向への漂移を示す（今西ほか，1996）．また与那国島の北方にある沖縄トラフ南部の西端部には，東西方向の断層トレンドを示す地溝が形成され，南方向への応力を示す地域がある（Sibueteta1.,1998)．与那国構造亜区では，東西方向あるいは西北西一東南東方向の圧縮応力と沖縄トラフのリフテイングによる南北方向への伸張から生じる南方向への圧縮応力との斜めに相対する応力があり，これら2方向からの圧縮応力によりブロック断層が形成されたと考えられる（Fig.105）．
以上のように南琉球弧の中期更新世以降における造構運動は，背弧の沖縄トラフのリフテイング再開に関連して沈降・隆起が規制されている可能性が高いと考えられる．また，南琉球弧上においては，沖縄トラフのリフテイングと琉球海溝側からの受ける応力の強度と方向の違いによって局所的な造構運動を引き起こしていると考えられる．また，背弧のリフテイングの拡大時期は，一様でなく，末端部側に従い遅れる傾向にあるのかもしれない（Fig.105）．例えば，中期更新世以降では，
東方の宮古海底地溝から西方の八重山海底地溝へとリフテイングの再開によって，宮古島構造区で約55万年前から，八重山構造区で約30～24万年前から隆起へと転換したと考えられる．また，1.45Ｍa以前では，沖縄本島本部半島では礁の形成が局部的に開始されたのに対して，波照間島では陸源細粒堆積物が依然形成されていたこと，1.45～0.95Ｍaでは，沖縄本島から宮古島周辺で礁の形成があったが，宮古島以西で分布しないこと，など琉球列島のサンゴ礁の変遷の相違についても背弧の活動が琉球弧に影響を及ぼしていたことを示唆しているかもしれない．

過去の研究では，琉球弧における構造区分が，琉球弧に平行に区分する説や琉球
弧を胴切りに区分する説が提唱されてきた（波多江，１９５５；小西，１９６５；中川，

255

1967；小西・須藤，1972）．例えば，琉球列島は，慶良間断裂より西南域を南琉球
弧という構造区に区分されてきた（Kizaki,1986）．この構造区分は，中新世後期以前の地層において適用するものであり（KizakiJ986），中期更新世（約55万年前）以降では，先にも述べたように南琉球弧では，宮古島構造区と八重山構造区とに区分する必要がある．また，宮古島周辺域の琉球層群の層序は，沖縄本島の琉球層群の層序に対して，南琉球弧で認められなかった層位関係の類似性が認められる（Fig.８８）．これらのことは，更新世においては匹慶良間断裂を境として宮古島周
辺域と沖縄本島周辺域では，琉球層群の堆積過程に大きな隔たりがなかったことが示唆される．琉球層群の層位関係は，造構運動によるところが大きい．したがって，慶良間断裂は，更新世の琉球層群堆積期には宮古島周辺地域と沖縄本島周辺域との両地域の琉球層群の堆積過程に大きな隔たりを引き起こすほどの変動がなかった可能性が指摘される．しかしながら，慶良間断裂の震探による構造（木村，1996）や重力異常といったデータからは，慶良間断裂上に鞍部状の配列を示す断層や負の異常が認められることから，更新世における造構運動を全く無視することはできない．これらの事象は，沖縄トラフのリフティングに伴う南琉球弧の南東側から南側への漂移といった大規模な造構運動に関連している可能性も考えられる．今後，慶良間断裂の更新世における活動の性質やメカニズム，ならびに琉球弧上での堆積過程に及ぼす影響についてさらに検討する必要があろう．

259125゜Ｅ￣ 5.0cm/yｒ

25゜Ｎ

ＹＮ

Ｙ

●

ｏＴＲ

！

Ca､2.0cm/yr
Ｈ

Ca､2.8cm/yｒ

Ｃａ､4.4cm/yｒ

Ｃ

m/ｙ ｒ

FiglO3HorizontaldispIacementveIocitiesateachisIandwith
respecttothestableinteriorofEurasianP1ateafter
ImanishietaI.(1996)．

YN;Yonagunijima,ＨＴ;Haterumalima,IR;Iriomotelima，
1s;Ishigakilima,ＴＲ;Tarama-jima,ａｎｄＭＹ;Miyakolima．

ＮＷ＜

Sakishima

Yae

X;貝ミ

IsIands＞ＳＥ

Deep-sea

Ｔｅ､曰Ｃｅ●＋ぐつ

OkinawaTroughPIate

Fig.１０４Schematiccrosssectionexplainingthe
HoIocenetectonicsaroundthe

YaeyamalsIands(Kawana,１９９０)．

261

7．結論
(1)琉球層群の層序の解明
南琉球弧に分布する琉球層群について海水準変動に関連した層序区分を行った‘

その結果，以下のことが判明した．
1）与那国島には，YN-Unitl，２，３，４の4ユニットが分布する．
2）波照間島には，HT-Unitl，２，３，４の4ユニットが分布する．
3）石垣島には，IS-Unitl，DuneUnit，２，３の4ユニットが分布する．これらのうち，IS-DuneUnitは，風成炭酸塩堆積物からなる．
4）西表島には，IR-Unit１，２の2ユニットが分布する．

5）小浜島には，KH-Umt１，２の2ユニットが分布する．
6）黒島には，KR-Umt１，２の2ユニットが分布する．

7）多良間島には，TR-Unitl，２，DuneUmtの3ユニットが分布する．TR-DuneUnit
は，風成炭酸塩堆積物である．

8）宮古島には，MY-Unitl，２，３，４，５の5ユニットが分布する．

(2)石灰質ナンノ化石層序と既報告の放射年代からの琉球層群の年代決定
石灰質ナンノ化石層序と既報告の放射年代からは，各島に分布する琉球層群の堆
積年代について以下のことが判明した．
1）与那国島では，YN-Unitlが0.95～O41Ma，YN-Unit2が0.41～0.25Ｍa，YN-Unit3

が約20万年前，YNpnit4が約13万年前に相当する．

2）波照間島では，HT-Unitlが0.95～0.41Ｍa，HT-Unit2が約20万年前，HT-Umt3が約13万年前，HT-Unit4が約10万年前に相当する．

3）石垣島では，IS-Unitlが0.41～0.25Ｍa，IS-Unit2が約20万年前，ISUnit3が約１３万年前に相当する．

4）西表島では，IR-Unitlが0.41～0.25Ｍa，IS-Umt2が約20万年前に相当する．小浜
島では，KH-Unitlが0.41～O25Ma，KH-Unit2が約20万年前に相当する．黒島では，KR-Unitlが0.41～0.25Ｍa，KR-Umt2が約20万年前に相当する．

5）多良間島では，TR-Unitlが0.41～0.25Ｍa，TR-Unit2が約13万年前に相当する．

2626）宮古島では，MY-Unit2～5までが0.95～O41Maに，MY-Unitlが0.95～0.41Ｍaあ￣

るいは0.95Ｍa以前に相当する可能性が考えられる．

(3)琉球層群の岩相と造礁サンゴ化石群集による礁の発達過程と礁環境の復元
琉球層群の岩相と造礁サンゴ化石群集の時空分布から，以下の礁の発達過程と礁復元が考えられる．

1）与那国島では，YN-Umtlから4まで全て裾礁をなす．YN-Unitlから3までは，海進期においてgive-up型，もしくは内陸側へ移動する礁の発達がある．また，高海水準期以降には，海水準の低下と共に堆積空間の減少によって上方浅海化の堆積環境の変化があったと考えられる．YN-Unit4は，高海水準期に近い時期に形成され，keep-up型の礁成長を示す．また，YN-Umtlと2の最下部堆積時には，陸源砕屑物の流入の多い礁形成に至らない地域が点在した．

2）波照間島では，Hr-Unitlが島棚バンク，HT-Unit2が卓礁，Unit3以降が裾礁として礁は発達した．HT-Unit2は，海進期から高海水準期においてgive-up型，もしくは内陸側へ移動する礁の発達がある．I-rT-Unit3と4は，海進期から高海水準期において，HT-Umt3においてcatch-up型あるいはkeep-up型，HT-Unit4においてcatch-up型の
礁成長があったと考えられる．

3）石垣島では，IS-Umtlから3まで裾礁の形態をなす．IS-Unitlは，海進期から高海水準期までにgive-up型，もしくは内陸側へ移動する礁の発達がある．IS-Umt2
は，海進期から高海水準期にcatch-up型あるいはkeep-up型の礁成長，IS-Unit3は海進期から高海水準期にcatch-up型あるいはkeep-up型の礁成長があったと考えられる．
IS-Unitlと2の堆積時には陸源砕屑物の流入が多い地域が島の中部にあったと考えら
れる．

4）八重山諸島の西表島と小浜島では，IR-UnitLKH-Unitlが海進期から高海水準期までgive-up型，もしくは内陸側へ移動する礁の発達がある．一方，黒島では海進期から高海水準期までにgive-up型の礁成長を示す．また西表島のIIWnitlの堆積時には，陸源砕屑物の流入が多い地域が存在した．西表島，小浜島，黒島のIR-Umt

2，KH-Umt2，KR-Unit2は，海進期から高海水準期にcatch-up型の礁成長を示す．
5）多良間島では，TR-Unitlが島棚バンク，TR-Unit2が卓礁をなす礁変遷があったと考えられる．TR-Unit2は，海進期から高海水準期にkeep-up型の礁成長を示す．
6）宮古島では，各ユニットの礁形態は不明であるが，MYpnit2から5まで海進期か

263

ら高海水準期にgive-up型，もしくは内陸側へ移動する礁の発達がある．MY-Unit5では，高海水準期以降，海水準の低下に伴う堆積空間の減少することによって上方浅海化の堆積環境の変化があったと考えられる．

(4)琉球層群の変遷から読み取れる造構運動
琉球層群の岩相と造礁サンゴ化石群集から読み取れる造構運動の時空変遷は，以下の通りである．

与那国島，波照間島，石垣島を含む八重山諸島では〆約24万年前から30万年前の期間に沈降から隆起へと造構運動の変化があったと考えられる．
与那国島では，約30～24万年前以前には約0.13m±071ｍ／ka～0.43m±0.71ｍ／ｋａの沈降速度を示し，それ以降は約0.10m釦02ｍ／ka～約3.76m±167ｍ／kaの隆起速度を示す．北牧場地域では，約30～24万年前の期間においても沈降が引き続き，少な

くとも約13万年前以降までに隆起へと転じ，ブロック断層によって非調和的な造構運動をしていたと考えられる．約13万年前以降は，緩やかな隆起運動へと変化する．ブロック化を引き起こす北東一南西，北西一南東，東西方向を示す断層は，多くが隆起運動へと転じた時期に変動し，各ブロックで異なる隆起速度を示す運動を起こしたと考えられる．

波照間島では，約30～24万年前の期間以前が約0.89m±0.35ｍ／kaの沈降速度を示

す．約10万年前以降は，約027m±003ｍ／kaの隆起速度を示し，他の島と比較して隆起速度が依然大きかったと考えられる．完新世以降は肌緩やかな隆起運動へと変化する．北西一南東方向を示す正断層は，隆起運動へと転じた時期に変動したと考えられる．また約21～13万年前にかけては，北西側へ傾動を示す隆起運動であったと考えられる．

石垣島では，約30～24万年前の期間以前が沈降傾向，もしくはほぼ安定を示し，それ以降約051ｍ±0.03ｍ／kaに，約13万年前以降約0.05ｍ±､02ｍ／kaに隆起速度を示し，緩やかな隆起運動へと変化する．一方で北部地域では，約30～24万年前以降，
約0.38m±0.14ｍ／kaに，約21万年前以降約0.08m±､01ｍ／kaの隆起速度を示す．石垣
島では，約30～24万年前以降から現在まで，相対的に北側より南側の方が隆起速度が大きくなる傾向が継続したと考えられる．

石西地域の西表島，小浜島，黒島は，約30～24万年前の期間において約0.10m±001ｍ／ka～約122ｍ±0.71ｍ／kaの隆起速度を示す．これらの島々では，石垣264

島と同様に相対的に北側より南側の方が隆起速度が大きくなる傾向があると考えられる．

多良間島では，少なくとも約13万年前以降約0.13ｍ±002ｍ／kaの隆起速度を示す．しかしながら，この隆起は少なくとも約13万年前以前から開始されたことが推察できるが，いつから開始されたか不明である．

宮古島では，各ユニットの具体的な年代は不明である．近隣に位置する伊良部島

では，約55万年前以降に隆起に転じたと考えらえ，宮古島も同様の事象があったと考えられる．北西一南東方向の断層運動と西側への傾動を示す隆起は，琉球層群堆積後にあったと考えられる．また，西側への傾動運動とは別に，北西側への傾動運動があったと考えられる．しかしながら，完新世以降においては，緩やかな造構運動になっていると考えられる．

(5)南琉球弧の中期更新世における構造区分
南琉球弧の各島の琉球層群から読み取れる造構運動に基づき，宮古島周辺域と八重山周辺域とで構造区が異なるものと考えられる．宮古島周辺域では，約55万年前以降に隆起が開始される．一方，八重山周辺域では，約30～24万年前以降に隆起が開始される．このことから中期更新世における南琉球弧は，宮古構造区と八重山構
造区に大分される．また，八重山構造区は，石垣島周辺，波照間島，与那国島において固有の造構運動を有することから，石西構造亜区，波照間構造亜区，与那国構
造亜区に細分される．この構造区分は，従来までの後期中新世までの地層による構造区分と異なり，同一構造区の南琉球弧内において異なる構造区の存在があることが指摘される．また，後期中新世までの地層では慶良間断裂で中琉球弧と南琉球弧において大きな違いを生じさせているが，更新世では沖縄本島周辺と宮古島周辺で層位的に大きな隔たりを示さない．宮古構造区と八重山構造区とが異なる時期に隆起運動をするのは，同一応力場になる時期が八重山構造区が遅れていたことを示唆
し，各固有の造構運動様式は各地域における受ける応力の違いを示唆すると考えられる．隆起運動の開始時期の違いは，沖縄トラフのリフティングの拡大の時期の違いを示唆し，各固有の造構運動様式の違いは，沖縄トラフのリフティングの拡大方
向からの応力とフィリピン海プレート方向からの応力の及ぼす影響の違いを示唆する可能性が高いと考えられる．

(6)琉球弧の礁性堆積物の時空変遷

265

造構運動と礁性堆積物の分布様式から，次のような南琉球弧のサンゴ礁発達の時
空変遷が考えられる．

1.45Ｍa以前は，南琉球弧に礁性堆積物は分布しない．沖縄本島本部半島では，礁の形成が先行していたと考えられる．一方，波照間島では陸源細粒堆積物が分布す

る．1.45～095Ｍaにかけて，宮古島周辺で礁性堆積物からなる“琉球層群原礁相,，が堆積を開始するが，南琉球弧の宮古島以外の地域においては，この時期の礁性堆積物は分布しない．一方，中琉球弧では，沖縄本島周辺に引き続き，与論島においても礁性堆積物が分布するようになる．“Mid-P1eistoceneRevolutioni1以降，0.95～
O41Maでは，琉球列島に広く礁性堆積物が拡がり“琉球層群主部礁相，，が形成された．南琉球弧でも宮古島周辺域で海水準変動に対応する複数のユニットからなる礁

性堆積物の堆積が繰り返したと考えられる．宮古島周辺では，約55万年以前まで，沈降傾向の造構運動の下，アグラデーションの累重を示す礁の発達があったと考えられ，その後，約55万年前以降からは隆起傾向へと転じたと考えられる．一方，波
照間島や与那国島では，１回の海水準変動に対応する1ユニットの礁性堆積物が堆積したのみである．0.41Ｍa以降，南琉球弧では引き続き“琉球層群新期礁相”の堆積があった．宮古島周辺では，約55万年前以降に開始された北西一南東方向を示す断層運動と西側への傾動運動によって，この時期の礁性堆積物は沈水したと考えられる．一方，八重山諸島では，海水準変動に対応する複数回のユニットからなる礁性
堆積物の堆積が繰り返したと考えられる．八重山諸島では，約30～24万年前以降には沈降から隆起へと転じたと考えられる．石垣島では北西側への傾動を示し，波照

間島では約10万年前以降も約027m／kaの隆起速度を示し，与那国島では断層によりブロック運動を示す隆起運動を伴って礁性堆積物が形成されたと考えられる．しかしながら，完新世以降では，南琉球弧の隆起運動が顕著でなくなり，現在に至ったと考えられる．

266

謝辞
本研究の遂行に際しては，多くの方々の御援助を頂いた．

指導教官の松田博貴助教授には，研究全般を通して多大な御教示・御助言を頂いた．東北大学大学院理学研究科地圏進化学講座の中森亨助教授には，造礁サンゴ
化石の鑑定法を御教授して頂くと共に，研究に関して有益な御教示・御助言を頂いた．秋田大学工学資源学部応用地球科学教室の佐藤時幸助教授には，石灰質ナンノ
化石の鑑定法を御教授して頂いた．産業技術総合研究所地質調査総合センターの兼子尚知氏には，野外において有益な御助言を頂いた．熊本大学理学部地球変遷学講座の岩崎泰願教授，長谷川四郎教授，長谷義隆助教授，秋元和實助教授，小松俊文
博士，東北大学大学院理学研究科地圏進化学講座の尾田太良教授，ならびに炭酸塩
コロキウムのメンバー諸氏には，有益な議論をしていただき，その都度適切な御助言を頂いた．熊本大学理学部地球科学科の諸氏には，研究に対して激励を受けると共に，有益な御助言を頂いた．

また研究地域においては，野外調査に際し様々な形で御援助・御協力をいただいた．山川鉱山株式会社，三協コーラル株式会社の方々には，採石場での野外調査に際し御援助・御協力を頂いた．野外調査の宿泊先である民宿はいどなん，山水荘，

民宿おもろ，民宿マエザト，民宿おやかわ荘，民宿みやき荘，民宿うふだき荘，民宿勝連荘，ペンションスカイをはじめ，野外調査先の住民の方々には，様々な形で御援助・御協力をいただいた．両親，ならびに家族には，旅費・宿泊費をはじめとし，様々な形で御援助・御協力をいただいた．
以上の方々に深く感謝の意をいたします．

267

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ExpIanationofPlatel
Pｌａｔｅｌ－１

FossiIhennatypiccoraICommunityBinthenorthwesternpa『tofShiokawa，

Tarama-jimaIslandCommunityBconsistsofGonjasかealelWbm?ｉｓ(G),and
Acmpolaspp.(tabula『)(A)．

Pｌａｔｅｌ－２

ＦＯＳsiIhennatypiccoralCommunityA'oftheRyukyuG『oupinHoshino,Ishigaki‐
jimaIslandCommunityA1consistsofFungiid(Fu),andFaviidcorals(Fv),ａｎｄ
AclOpo垣spp.(thinIy-b『anching)(A)．

PIatel-3

RhodoIithlimestonefaciesBofMY-Unit4inShimozato,MiyakolimaIsland．

ExplanationofPlate2
Ｐ１ａｔｅ２－１

La『gefomminife旧IIimestonefaciesofMY-Unit3inNishibari,MiyakolimaIsIand、

ThisfaciesismainIycomposedofope1℃uﾉﾘnasppassociatedwithCycﾉＤＣ(ypeus
calpenlelf

PIate2-2

HalimedalimestonefacieｓＡ・Halimedapackstone/grainstoneofTR-Unit2inthe
northeastempartofShiokawa,Tarama-iimalsland．

ＰＩａｔｅ２－３●

Ha伽edaIimestonefaciesBHaljmedapackstone/grainstoneassociatedwith
modoIith(R)ofYN-Unit2inKubu｢a,YonagunilimaIsIand．

ExplanationofPlateS
PIate3-1

OutcropofweII-sortedbiocIasticlimestonefacieswithterrigenousgrains(T)ofIR‐
UnitlinTakana,lriomoteIimaIsland．

Plate3-2

WeI1-sortedbiocIasticlimestonefacieswithtroughtypecrossstIatificationofIS-Ｕｎｉｔ
２inIbaruma,lshigakilimaIsland．

ＰＩａｔｅ３－３

BiocIasticIimestonefacieswithtrough-typecrossstratificationofMY-Unit3inUruka,MiyakolimaIslandSkeIetaIgrainsofthisfaciesconsistofqbjbjdessp.，
cass/dMnaspandbryozoans．

ExplanationofPlate4
ＰＩａｔｅ４－１

SequenceboundarywithintheRyukyuGmupinSakiedaJshigakilimaIsland・Coral-bioclasticlimestonefacies(CB1)ofIS-UnitlisunconfonnabIyoverIainby
bioclasticlimestonefacieswithplanartypecmssstratificationofIS-DuneUnit(､)．
ＰＩａｔｅ４－２

TR-DuneUnitinteIcaIatedwithareddshbmwnsandIayerintheno『thempartof
Shiokawa,Ｔａ田malimaIsIand,Reddishbrownsandlayer（RS)includesIootlets(R)andaeoIiangastropods(G)．

PIate4-3

GranuIe-pebble-sizedconglomeIatewithcross-beddingofT2inSanninudai，Yonaguni-jimaIsland．

ExplanationofPIate5
PIate5-1

Medium-grainedsandIayerwithtrough-typecrossstratificationofIS-Unitlinthe

northwestempartofSmaho,Ishigaki-jimalsland．

ＰＩａｔｅ５－２

SiItysandIayerwithbioclastsoftheRyukyuGroupinSanninudai,Yonagunilima
IsIandSiltysand(T1)ofYN-Unitlisunconformablyoverlainbyconglomerate(T2）
ofYN-Unit2．

ExplanationofPlatee
Ｐlate＆１

SiItycIaybearingvascuIarpIantIayer(P)oftheRyukyuGroupinSanninudai，Yonaguni-jimaIsland

PIate6-2

SiItycIaywithvascularpIant(P)ofIS-Unit2inNagura,IshigakiiimaIsland．

ExplanationofPlate7
PIate7-1

FossilhermatypiccoraICommunityAofHT-Unit2inFuka,Haterumalimalsland、

MainbufflerisAcmpolaspp.(thinIy-branching)．
Ｐ１ａｔｅ７－２

FossiIhennatypiccoralCommunityAinSumiyoshi,lriomotejimaIsIand、

CommunityAconsistsofAcmpo煩spp(thinly-branching)．
ＰＩａｔｅ７－３

ＦＯＳsiIhermatypiccoralCommunityA'ofHT-Unit2inthewestempartofFuka，
Hateruma-jimalsIandCommunityA1ofthissiteconsistsofAclDpo垣spp.(thinIy‐
branching)．

ExplanationofPIateS
ＰＩａｔｅ８－１

FossiIhennatypiccoraICommunityAbfMY-Unit2inNishibari,MiyakolimalsIand・

CommunityA1consistsofAclDpolaspp.(thinly-blanching)．
ＰＩａｔｅ８－２

FossilhennatypiccoIaICommunityBofHT-Unit3inTakanazaki,HaterumalimaIsland.ＣommunityBmainlyconsistsofAcmpo旧spp.(tabula0．
ＰＩａｔｅ８－３

FossiIhermatypiccoraICommunityB1ofHT-Unit3inthesouthempa『tofMinami，Hateruma-jimaIsIand,CommunityB1consistsofHeﾉﾘDpo煩coeluﾉea,Gonjasl7Da
lc肋'mjsandPOcIlMQpo'avelmcosa．

●

ExplanationofPlateg
PIate9-1

FossiIhermatypiccoralCommunityCinSakieda,Ishigaki-jimalslandCommunity
CconsistsofEbhmopolalamellOsa．

PIate92

FossiIhermatypiccoralCommunityCinIbaruma,IshigakilimaIslandThissite
showscoIaIbuffIestone・CommunityCconsistsofPavonadavus．

ＰＩａｔｅ９－３

FossiIhermatypiccoraICommunityDOfYN-Unit2inNorth-pastu幅,Yonaguni-jimalsIand,CommunityDismainlycomposedofEbhjhqphyIWaaSpela

ExpIanationofPlatelO
P1atelO-1

FossiIhermatypiccoreICommunityEofYN-Unit2inNorth-pasture,Yonagunijima

Island,CommunityEismainlycomposedofPachyse脂SpeaosaandLepわsｅｌ７Ｓ
Ｃpapj"白cea．

PIatelO-2

Sequencebounda『ywithintheRyukyuGmupinTendahana,YonagunijimaIsIand，
RhodoIithlimestonefacies(R1)ofYN-Unitlisunconformablyoverlainbyco｢aＩ‐bioCIasticlimestonefacies(CB2)ofYN-Unit2．

PIatelO-3

SequenceboundarywithintheRyukyuGIoupinSouth-pasture,YonagunMima
lsIandCoraI-biocIasticlimestonefacies(CB1)ofYN-Unitlisunconfonnably
overlainbycoIal-biocIasticIimestonefacies(CB2)ofYN-Unit2．

ExplanationofP1atell
Ｐｌａｔｅｌｌ－１

Sequencebounda『ywithintheRyukyuGroupinKubum,YonagunilimaIsIand
HaﾉﾘmedaIimestonefaciesB(Hbl)ofYN-Unitlisunconfommablyovenainbyco『al‐biocIasticlimestonefacies(CB2)ofYN-Unit2．

ＰＩａｔｅｌｌ２

Sequencebounda『ywithinRyukyuGroupinNanta,YonagunilimalsIand・
Rhodolithlimestonefacies(R2)ofYN-Unit2isunconformabIyoverIainbycorallimestonefacies(C3)ofYN-Unita

ＰＩａｔｅｌｌＢ

Sequencebounda『ywithintheRyukyuGroupinKubura,Yonaguni-jimaIsIand、
CoralIimestonefacies(C3)ofYN-Unit3isunconformabIyove｢IainbycoIaI
Iimestonefacies(C4)ofYN-Unit4．

ExplanationofPIatel2
ＰＩａｔｅｌ２－１

UnconfonnablyboundaryinFuka,Hateruma-iimaIsIandTheShimaiiriGmup
consistsofmassivesilt,TheRyukyuGroupunconfOrmabIyoverliestheShimajiri

Gmup(S).ＴｈｅＲｙｕｋｙｕＧ『oupconsistsofbioclasticlimestonefacies(B1)ofHT-Unit
1andco『allimestonefacies(C2)ofHT-Unit2．

PIatel2-2

SequenceboundarywithintheRyukyuGroupinFuka,HaterumalimaIsIand，
BiocIasticlimestonefacies(B1)ofHT-UnitlisunconfonnablyoverIainbycoraI
Iimestonefacies(C2)ofHT-Unit2．

ExplanationofPlatelS
Ｐｌａｔｅｌ３－１

OutcmpsoftheRyukyuGroupinTakanazaki,Hateruma-jimaIsIandHT-Unitlis

unconformabIyoverIainbyHTUnit２.HT-Unitlconsistsofcoml-biocIastic
Iimestonefacies(CB1),largeforaminiferallimestonefacies(L1),andrhodolith

limestonefacies(R1).HT-Unit2consistsofcoral-biocIasticlimestonefacies(CB2）andmodolithlimestonefacies(R2)．

PIatel3-2

Fuka,HaterumaiimaIsIandTheIowerpart
OutcropofthelowerpartofHT-Unit2inFukaHaterumalimapebbIe-sizedgraveIs(G).Ｔｈｅ
ofHT-Unit2consistsofcoraIboundstone(C2)withpebbIe-siz（gravelsconsistofbioclasticIimestonefacies(B1)ofHT-Unitl．

ExplanationofPlatel4
ＰＩａｔｅｌ４－１

SequenceboundarywithintheRyukyuGroupinTakanazaki,HateIuma-jimaIsIand，

Rhodolithlimestonefacies(R2)ofHT-Unit2isunconformabIyoverlainbycorallimestone(C3)faciesofHT-Unit3．

Ｐｌａｔｅｌ４－２

SequenceboundaⅣwithintheRyukyuGroupinTakanazaki,HaterumalimaIsland
Rhodolithlimestonefacies(R2)ofHT-Unit2isunconformablyoverIainbycoral
Iimetsonefacies(C3)ofHT-Unit3．

PＩａｔｅｌ４－３

SequenCeboundarywithintheRyukyuGroupinNishihama,Hateruma-jimaIsIand、
Corallimestonefacies(C3)ofHT-Unit3isunconformabIyoverIainbyco『alIimestonefacies(C4)ofHT-Unit4．

ExplanationofPlatel5
Ｐｌａｔｅｌ５－１

Sequencebounda『yoftheRyukyuGroupinthesouthempartofNishihama，HaterumalimaIsland､ＣＯ田lIimestonefacies(C3)ofHTUnit3isunconformably
overlainbycoIallimestonefacies(C4)ofHT-Unit4．

ＰＩａｔｅｌ５－２

oftheRyukyuGroupinthenorthwesternpa此ofShirahq
ＯｕｔｃｍｐｏｆＩＳ－ＵｎｉｔｌｏｆｔｈｅＲｙｕｋｙｕＧにMedium-g｢ainedsandlayer(T1)withco雁llpatchgradesinto
Ishigaki-jimalslandMedium-g｢ainedsi
coraI-bioclasticIimestonefacies(CB1)．

ExplanationofPlatel6
ＰＩａｔｅｌ６－１

SequeneceboundarywithintheRyukyuGroupinYonehara,Ishigaki-jimaIsIand
Coral-biocIasticIimestonefacies(CB1)oflS-UnitlisunconfonnablyoverIainby
biocIasticIimestonefacieswithplanartypecrossstratificationoflS-DuneUnit(D)．

PＩａｔｅｌ６－２

Sequencebounda｢ywithintheRyukyuGroupinMiyara,Ishigaki-jimaIslandLargefo『aminiferalIimestonefacies(L1)ofIS-UnitlisunconformablyoverIainbycoraI‐
bioclasticIimestonefacies(CB2)oflS-Unit2

Ｐｌａｔｅｌト３

SequenceboundarywithintheRyukyuGroupinOkawa,Ishigaki-jimaIslandLargeforaminiferallimestonefacies(L1)ofIS-UnitlisunconformabIyoverIainbycoraI
Iimestonefacies(C2)ofIS-Unit2．

ExplanationofPlatel7
P1atel7-1

Sequencebounda｢ywithintheRyukyuGroupinMaezato,Ishigaki-iimaIsIand

Coral-bioclasticlimestonefacies(CB2)oflS-Unit2isunconformablyoverlainby
corallimestonefacies(C3)ofIS-Unit3．

PIatel7~２

０utcropofbasalpartoftheRyukyuGroupinSonai,IriomotelimaIsland．
ＰＩａｔｅｌ７－３

SequeneceboundarywithintheRyukyuGroupinToyohara,IriomotelimaIsIand
Bioclasticlimestonefacies(B1)ａｓsociatedwithrhodolithandCydbc(ypeusspof
IR-UnitlisunconformablyoverIainbycoraIIimestonefacies(C2)ofIR-Unit2．

ExplanationofP1atelB
Platel8-1

WeII-so付edbioclasticIimestonefacies(CB2)withtroughtypecrossstratificationin
Ohara,Iriomotelimalsland．

Platel82

SequenceboundaIywithｉｎtheRyukyuGroupinAgari-kubasaki,Kohamajima

IslandLargeforaminiferaI1imestonefacies(L1)ofKH-Unitlisunconformably
overlainbyco｢allimestonefacies(C2)ofKH-Unit2．

ＰＩａｔｅｌ８－３

SequenceboundarywithintheRyukyuGroupinMiyazato,Kuro-shimaIsIand
CoIaI-biocIasticIimestonefacies(CB1)ofKR-UnitlisunconfonnabIyoverIａｉｎｂｙ
corallimestonefacies(C2)ofKR-Unit2

ExplanationofPIatelg
Platel9-1

SequeneceboundarywithintheRyukyuGmupinthenorthwesternpartof
Shiokawa,TaramalimaIsIandHahedalimestonefaciesB(Hbl)ofTR-Unitlis
unconfonnablyoverlainbycoralIimestonefacies(C2)ofTR-Unit2．

P1atel9-2

SequenceboundarywithintheRyukyuGroupinthenortheastempartofShiokawa，
TaramalimaIsIand､HahedaIimestonefaciesB(Hbl)ｗｉｔｈ『hodoIithofTR-Unitl

isunconfonnabIyoverIainbycoralIimestonefacies(C2)withpebble-sizedg｢avels
ofTR-Unit2ThepebbIegravelｓａｒｅｃｏｍｐｏｓｅｄｏｆＨａﾉﾘｍｅｄａｆloatstone/rudstone
withrhodolithofTR-Unitｌ(G)．

Platel9-3

TR-DuneSub-unitAinthenorthempartofShiokawa,Tarama-jimaIsIand,This
sub-unitconsistsofcoralf『agments(C)andreddishbrownsand．

ExplanationofPIate20
P1ate20-1

OutcropofTR-DuneUnitinShiokawa,TaramalimalslandTR-DuneUnitby

reddishbrownsandlayer(RS)isdividedintoSub-unitB(B)andSub-unitC(C)．
Thesub-unitCconsistsofbioclasticIimestonefacieswithpIanar-typecrossstratification．

PIate20-2

OutcropofMY-UnitlinMiyaguni,Miyako-jimasland・Thelithofaciesofthissiteare
coraI-biocIasticIimestonefacies(CB1)withrhodoIithandbioclaticlimestonefacies(B1)withrhodolithandCyc/ＤＣ(ypeusspTheboundaIyfonnsir｢egu『aIyshapewith
bearingreddishbrowncIay(RC)．

ＰＩａｔｅ２０－３

Coral-bioclasticIimestonefacies(CB2)withweII-sortedbioclasticlimestonefacies
ofMY-Unit2inKawamitsu,Miyako-jimaIsIandThisfaciesconsistsofreddish
brownclaylayer(RC)．

ExplanationofPlate21
Ｐｌａｔｅ２１－１

SequenceboundarywithintheRyukyuGroupinthenorthemHirara,Miyako-jima

IsIandCoraI-bioclasticIimestonefacies(CB2)ofMY-Unit2isunconfonnably
overIainbyrhodolithlimestonefacies(R3)ofMY-UnitaThebounda『yfonns
irreguralyshape．

Plate212

Sequencebounda『ywithintheRyukyuG｢oupineasternMuiga,Miyakojimalsland
Coral-biocIasticIimetsonefacies(CB2)ofMY-Unit2inunconformablyoverIaｉｎｂｙ
bioclasticlimestonefacies(B3)ofMY-Unit3．

PIate21-3

SequenceboundarywithintheRyukyuGloupinKawamitsu,Miyako-jimalsland
Rhodolithlimestonefacies(R2)ofMY-Unit2isoverlainbymodolithlimestonefacies(R3)ofMY-UnitaThebounda『yformssharpIyflat．

ExplanationofPIate22
PIate22-1

SequenceboundaIywithintheRyukyｕＧ｢oupinNishizoemichi,MiyakojimaIsIand、

Bioclasticlimestonefacies(B3)ofTR-Unit3isoverlainbybioclasticlimestonefacies(B3)ofTR-Unit4Thebounda『yformssharpIyflat．

PIate22-2

SequenceboundarywithintheRyukyuGroupinNishisatozoe,MiyakoiimaIsland・
CoraI-bioclasticlimestonefacies(CB3)ofMY-Unit3isunconnfonnabIyoverIainby
rhodoIithIimestonefacies(R4)ofMY-Unit4・TheboundaryformsirreguraIyshapewithbearingreddishbrownclay(RC)．

ExplanationofPlate2S
PIate23-1

SequenceboundarywithintheRyukyuGroupinNishizoemichi,Miyako-jimaIsIand、

Rhodolithlimestonefacies(R3)ofMY-Unit3isunconnfonnablyoverlainbycoIEll‐
bioclasticlimestonefacies(CB4),rhodolithlimestonefacies(R4)ofMY-Unit4The
boundaryformssharpIyfIat．

PIate23-2

SequenceboundarywithintheRyukyuGroupinMiyaguni,MiyakolimaIsIand、
RhodolithIimestonefacies(R3)ofMY-Unit3isoverlainbycoIallimestonefaciesof
MY-Unit4RhodoIithIimestonefaciesofMY-Unit3changessharpIytocoraI
IimestonefaciesofMY-Unit4．