豊田ホタルの里ミュージアム研究報告書 第 11 号 : 37-44 頁 , 2019 年 3 月
Bull. Firefly Museum of Toyota Town. (11): 37-44, Mar. 2019山口県下関市の下部ジュラ系豊浦層群西中山層から産出する生痕化石 Phycosiphon の層位変化
北畠京祐 1), 泉 賢太郎 2), 大越健嗣 1)
1)

東邦大学理学部生命圏環境科学科 〒 274-8510 千葉県船橋市三山 2-2-1

2)

千葉大学教育学部理科教育講座地学分野 〒 263-8522 千葉県千葉市稲毛区弥生町 1-33

Stratigraphic variation of the trace fossil Phycosiphon from the Lower Jurassic Nishinakayama
Formation, Toyora Group, Yamaguchi Prefecture, Japan
Kyosuke KITABATAKE1), Kentaro IZUMI2), Kenji OKOSHI1)
1)

Department of Environmental Science, Faculty of Science, Toho University, 2-2-1 Miyama, Funabashi-shi, Chiba

274-8510, Japan
2)

Faculty & Graduate School of Education, Chiba University, 1-33 Yayoi-cho, Inage-Ku, Chiba-shi, Chiba 263-8522,

Japan

Abstract: Paleontological researches on the early Toarcian (Early Jurassic) oceanic anoxic
event (T-OAE) have mostly focused on body fossils including marine microfossils. However,marine trace fossils, which are important for understanding the paleoecology of trace-making
soft-bodied marine benthos, have relatively less been investigated. Therefore, in this study,
stratigraphic variation of the trace fossil Phycosiphon from the Lower Jurassic shallow-marine
Nisinakayama Formation of Toyora Group, (Shimonoseki City, Yamaguchi Prefecture,southwest Japan) was investigated. The negative excursion of carbon isotope in organic carbon,
which is the diagnostic feature of the T-OAE, has been documented in this formation. As aresult of our observations, the abundance of Phycosiphon from the T-OAE interval seems to belower than that from the pre and post T-OAE interval. Furthermore, smaller Phycosiphon seems
to be more common in the T-OAE interval. However, because our observation are preliminaryand qualitative, more detailed analysis is strongly required to quantitatively evaluate the benthic
responses to the T-OAE.
キーワード : 生痕化石 , Phycosiphon, トアルシアン期 , 海洋無酸素事変 , 豊浦層群 ,西中山層
Key words: Trace fossil, Phycosiphon, Toarcian, Oceanic Anoxic Event, Toyora Group,
Nishinakayama Formation
はじめに
ジュラ紀前期のトアルシアン期前期（約 1 億 8300 万年前）には有機物に富んだ黒色頁岩が汎世界的に堆積したことが知られており ( 図 1A)，海洋無酸素事変（Toarcian Oceanic Anoxic Event; T-OAE）として認識され37

北畠京祐 , 泉 賢太郎 , 大越健嗣

13ている（Jenkyes, 1988）．また，トアルシアン期の黒色頁岩中には炭素同位体比（δ C）の顕著な負異常が記録されており（Kemp et al., 2005; Hesselo et al., 2007; Al-Suwaidi et al., 2010; Izumi et al., 2012; Them et al., 2017），炭素循
環が大規模に攪乱されたことを示している．さらに，T-OAE に関連した様々な気候変動は，当時の海洋生物に対して甚大な被害を及ぼしたことが報告されている（Morten & Twitchett, 2009; Casewell & Coe, 2013; Danise
et al., 2013）．
一方で，T-OAE に関する研究の問題点として，まず地理的な偏りが挙げられる．T-OAE の研究はヨーロッパ諸国で盛んであり（McArthur et al., 2000; Kemp et al., 2005; Hesselbo et al., 2007），他国では研究数が比較的少ない．言い換えると，当時の古地理（図 1A）を考慮した場合，トアルシアン期のテチス海域における古環
境変動については研究データが揃っているが，パンサラッサ海域のデータは相対的に不足しているということである．また，古生物学的研究の問題点としては，アンモナイト・二枚貝・腕足動物・海洋プランク
トン微化石といった体化石を対象とした研究が多いものの，生痕化石に関する研究データが極めて少ないことである．海洋生態系に対する T-OAE の影響を総合的に考察するためには，体化石として保存されにくい
軟組織のみから構成された生物についての知見も不可欠である．このような軟組織性の動物が行動した痕
跡は生痕化石として地層中に保存されることから（Seilacher, 1967; Seike, 2009），トアルシアン期の生痕化石の研究が非常に重要である．
以上のことから，本研究では山口県下関市に分布する下部ジュラ系海成層である豊浦層群西中山層から産出した生痕化石を対象とする．西中山層の堆積盆は，ジュラ紀前期当時にはパンサラッサ海の北西浅海域に位置していたことが報告されている（Izumi et al., in press）．
また，西中山層からは小型堆積物食性ベントスの生痕化石である Phycosiphon が普遍的に産出することが報告されている（河村 , 2010; Izumi et al., 2012, 2018a; Izumi, 2014）．本研究では，下関市豊田町の桜口谷セクシ
ョンにおいて野外調査と岩石試料の採取を行い，西中山層における Phycosiphon の産状について予察的に観察し，その層序変化を検討することを目的とする．
地質概説
本研究では，下関市豊田町に分布するジュラ紀前期（プリンスバッキアン期後期からトアルシアン期前期）の浅海層である豊浦層群西中山層を対象としている（図 1B, C）． 具体的には，西中山層の露頭が比較的よく分布している「桜口谷セクション（Sakuraguchi-dani section）」を調査地に選択した（図 1D）．
豊浦層群は田部盆地を北西から南東方向に走る田部断層によって南北に分割されているが（小林 , 1936;
図 1D），その北部地域は軟体動物化石や生痕化石を比較的多く産出することで知られている（棚部ほか ,1982; Nakada & Matsuoka, 2011; Izumi, 2014）．豊浦層群に関する研究は，井上（1896）による地質情報やアンモノイド化石の産出報告，Yokoyama（1904）によるアンモノイドの記載に始まり，矢部（1920），Kobayashi（1926）らを筆頭に多くの岩相層序学的研究が行われた．さらに松本・小野（1947），Hirano（1971）らによって生層序学的研究がなされてきた．これらの研究結果より，豊浦層群は下位から東長野層，西中山層，歌野層に区分されている．特に西中山層については，産出する化石群集より，比較的平穏な内湾部に位置した浅海層であることが示されている（棚部ほか , 1982）．また，西中山層からはアンモナイト化石が多産することから，化石帯区分が確立している．伝統的には，Hirano（1973b）に基づく化石帯区分が用いられており，下位から Fontanelliceras fontanellense 帯，Protogrammoceras nipponicum 帯，Dactylioceras helianthoides 帯の3 帯が定められている．しかし近年，Nakada & Matsuoka（2011）によって化石帯区分が改定され，下位からCanavaria japonica 帯，Paltarpites paltus 帯，Dactylioceras helianthoides 帯，Harpoceras inouyei 帯の 4 帯が定められた．
西中山層は下位の東長野層を整合に被覆しており，岩相は泥岩を主体とする（河村 , 2010）．桜口谷におい38

山口県下関市の下部ジュラ系豊浦層群西中山層から産出する生痕化石 Phycosiphon の層位変化

A

Sakuraguchi-danisectionBorealOcean
Panthalassa

TethysOcean: Organic-rich epicontinental

or continental shelf facies

B

D
Yamaguchi
Prefecture

Sakuraguchi-danisectionJapan
N

500 KmC
ToyoraGroup
Yamaguchi Pref.

N

50 Km
N

2 km
: Toyora Group

図 1. (A) ジュラ紀前期の大陸配置図 (Cohen et al., 2004 を改変 ). (B) 山口県の位置を示す
日本地図 . (C) 豊浦層群の分布域 . (D) 豊浦層群北部地域の模式図及び , 桜口谷セクションの位置 ( 中田 , 2014 を改変 )Figures 1. (A) Palaeogeographic map showing continental arrangement in the early Jurassic period(redrawn from Cohen et al., 2004). (B) Inset map of Japan showing location of study area
(Sakuraguchi-dani section). (C) The distribution of the Toyora Group. (D) Schematic diagram of
the north part of the Toyora Group and the location of Sakuraguchi-dani section (redrawn from
Nakada, 2014).

39

北畠京祐 , 泉 賢太郎 , 大越健嗣てはシルト質～粘土質の黒色泥岩が広く分布し，中部層においては砂岩薄層を狭在する（棚部ほか , 1982;
Nakada & Matsuoka, 2011; Izumi et al., 2012）．下部～中部層の一部と上部層においては生痕化石 Phycosiphon による生物擾乱が卓越しており，中部～上部層の一部にかけては平行葉理が卓越している（Hirano, 1971; Nakada& Matsuoka, 2011; Izumi et al., 2012）．平行葉理を示す層準では材化石や炭化した植物片，最大径が 1 mm 程度のフランボイダル黄鉄鉱が見られるなど特徴的な岩相が見られる（中田 , 2014）．また，桜口谷セクション
では地球化学的研究より，炭素同位体比の変動が明らかにされている（Izumi, et al., 2012; Kemp & Izumi, 2014;
Izumi et al., 2018a, b）．炭素同位体比の負異常は T-OAE を特徴づける最も重要な証拠であり（Kemp et al., 2005;
Hesselbo et al., 2007; Al-Suwaidi et al., 2010; Them et al., 2017），桜口谷セクション中部層において負異常が確認されている（Izumi et al., 2018a, b; 図 2）．
一方，桜口谷セクションの下部層及び上部層は炭素同位体比の変動パターンと岩相の特徴から，それぞれ T-OAE 期前後の定常期であると考えられている．
研究手法
本研究では，桜口谷セクションにおいて野外調査を実施した．野外では，西中山層における Phycosiphonの産状の層序変化を評価するため，複数層準から泥岩サンプルを採取した（図 2）．
採取した泥岩サンプルは，Phycosiphon の有無を確認するために，まず岩石カッターを用いて層理面に対して垂直方向に切断した．特定の層準から Phycosiphon の産出が確認できた場合は，Phycosiphon の全体的な形状を観察するため，含 Phycosiphon 層準において層理面と平行方向に切断した．その際，Phycosiphon の産出頻度は層準によって変動する可能性があるため，肉眼観察で最も多く Phycosiphon が確認された層準を選択した．
層理面と水平方向に切断した含 Phycosiphon 泥岩サンプルは，グラインダーとガラス板を用いて研磨した．
研磨作業は粒度の異なる 5 段階の研磨粉（#400, #800, #1000, #2000, #3000）を用意し，グラインダーでは #400,#800 を使用し，ガラス板では #1000, #2000, #3000 の研磨粉を使用した．
研磨作業完了後は，層理面上（切断面）に分布する Phycosiphon の肉眼観察を行った．
結 果
Phycosiphon の記載
桜口谷セクションから産出した生痕化石 Phycosiphon は平均径が約 1 mm 程度である．泥岩サンプルの垂直断面を観察すると，その形状は主に層理面方向に沿って細長くなっているものが多い．しかし，上下方向（＝層理面と垂直方向）に細長くなっているものや円形に折り曲がっているものも観察される．また，泥岩サンプルの水平断面を観察すると，垂直断面で見られた形状に比べて複雑に入り組んだ構造が見られ，より多様な形状が観察される．水平断面を観察することで，単一層理面における Phycosiphon の形状や全体的な産状を観察することができる．
Phycosiphon の層序変化
桜口谷セクションの複数の層準（図 2）から産出した Phycosiphon の層序変化を検討するために，泥岩サ
ンプルの水平断面のスキャン画像を取得した（図 3）．
図 3A は T-OAE 前の定常期層準から産出したものであり，Phycosiphon が層理面の広範囲に一様に分布している．更に，比較的大型（直径約 1 mm 以上）の Phycosiphon が多く存在していることも確認できる．

40

山口県下関市の下部ジュラ系豊浦層群西中山層から産出する生痕化石 Phycosiphon の層位変化

図 2. 桜口谷セクションの層序と , サンプル採取層準 . ( 柱状図は Izumi et al. (2018a)
を改変 . 炭素同位体比のデータは Izumi et al. (2018a, b) より引用 .)Figure 2. Lithological log and carbon-isotope stratigraphy of the Sakuraguchi-dani section
with the sample horizon highlighted. (Lithological log is modified from Izumi et al. (2018a),and carbon-isotope data are from Izumi et al. (2018a, b)).

図 3B は T-OAE 期の層準から産出したものであり，定常期層準（図 3A）と比較すると層理面上のPhycosiphon の産出頻度が明らかに減少している様子が肉眼観察からも認識できる．また，Phycosiphon のサイズも非常に小型（直径約 0.5 mm 程度）のものが多くなっている．
図 3C は T-OAE 後の定常期層準から産出したものであり，T-OAE 期前の定常期層準（図 3A）と比較する
Phycosiphon の産出量はいささか少ないものの，
T-OAE 期層準（図 3B）と比較すると産出量は多い．また，と，
サイズについても，図 3A のサンプルと同様に比較的大型（直径約 1 mm 以上）の Phycosiphon が多くなっている（図 3D）．
考 察
本研究による予察的な観察により，桜口谷セクションにおける Phycosiphon の産出頻度とサイズに層序変

41北畠京祐 , 泉 賢太郎 , 大越健嗣

化があることが確認された．層理面上における Phycosiphon の産出量は，生痕形成生物の行動量や生息密度を反映していると考えられる．本研究で検討したサンプル数が少ないため , 得られた結果を一概に考察す
ることは困難であるが，T-OAE 期層準から採取された泥岩サンプル中の Phycosiphon の産出量がその前後の層準に比べて少ないことから，T-OAE 期には桜口谷セクションの堆積盆に生息していた生痕形成生物の行動量が低下していた可能性，または，それらの生息数が減少していた可能性を示唆していると考えられる．
さらに，T-OAE 期層準より産出した Phycosiphon の径はその前後層準より産出した Phycosiphon に比べて小型ものが多い．このことから，T-OAE 期は比較的大型の生痕形成生物が衰退し，より小型の生痕形成生物のみが生息可能な環境であったことが一つの可能性として推察される．
以上のことから，桜口谷セクションにおける T-OAE 期層準とその前後層準では，Phycosiphon の産出頻度やサイズが変化していることが確認された．しかし，一般的に，生痕形成生物である小型のベントスは行動範囲が比較的狭く，必要とする資源量が少ないため，環境変動の影響を受けにくいと考えられている（髙橋 , 2014 など）．加えて，本研究で観察した層準は極めて限定的であるため，桜口谷セクションのPhycosiphon の普遍的な層序変化を反映していない可能性も考えられる．

A

B

1 cm

1 cm

D

C

1 cm

1 cm

図 3. (A) T-OAE 期前の定常期層準 (-25.02 m) における , 層理面上での Phycosiphonの分布 . (B) T-OAE 期層準 (-2.16 m) における , 層理面上での Phycosiphon の分布 .
(C) T-OAE 期後の定常期層準 (46.50 m) における , 層理面上での Phycosiphon の分布 .
(D) 図 3-C 内における Phycosiphon の拡大図 .
Figures 3. (A) Distribution of Phycosiphon on the bedding plane of the pre-T-OAE. interval(-25.02 m in section height). (B) Distribution of Phycosiphon on the bedding plane of the
T-OAE interval (-2.16 m in section height). (C) Distribution of Phycosiphon on the bedding
plane of the post-T-OAE interval (46.50 m in section height). (D) Magnified view of
Phycosiphon in the Figures 3-C.

42

山口県下関市の下部ジュラ系豊浦層群西中山層から産出する生痕化石 Phycosiphon の層位変化

したがって，今後の研究では , 可能な限り多くの層準からサンプルを採取し，高時間解像度で解析を行う
こと，そして，Phycosiphon の産出頻度やサイズを定量的な手法を用いて解析を行うことが必要となる．
謝 辞本研究を進めるにあたり，豊田ホタルの里ミュージアムの川野敬介博士には，調査地である桜口谷セク
ションの調査許可申請において便宜を図っていただいた．また，東邦大学理学部生命圏環境科学科の梶山健悟氏には現生の多毛類の生態について多くの助言をいただいた．以上の方々に厚く御礼を申し上げます．
本研究に際しては，共著者の一人（泉）は，藤原ナチュラルヒストリー振興財団とアサヒグループ学術振興財団より受領した研究助成金を使用した．併せてここで感謝申し上げます．
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