特集黒潮の恵み

黒潮がつくったサンゴの楽園：沖縄
菅 浩伸 かん ひろのぶ

九州大学

サンゴの楽園の成り立ちもたず，主に水深 100 m 以深で生息するのとは対照的である。
九州南部から台湾に向けて連なる琉球列島には沖縄の白い浜辺で透きとおった海水に足もとを400 種を超える造礁サンゴが生息する2。図 2 は浸す。目の前にはエメラルドグリーンからコバル

世界の造礁サンゴの分布について，「種」より 1

トブルーへと移りかわる浅い海。九州以北の日本つ上の分類である「属」の数で表したものであ列島の海岸とはまったく異なるこの景観は，サンる3。西太平洋では 70 属以上のサンゴがみられる

ゴ礁ならではの地形と堆積物によってつくられたのに対し，ハワイでは 10 属程度，東太平洋ではものである。

5 属程度しか分布しない。太平洋の海洋循環の中サンゴ礁は，熱帯水界の生物である造礁サンゴで，熱帯水塊の生物である造礁サンゴにとって，やサンゴモなどの造礁生物が何千年もの時間をか寒流が流れ込む太平洋東部よりも，赤道海流が流けてその骨格を積み上げながらつくってきた地形

れ着き暖水域が発達する西太平洋で属数が多くなである。そして，その主役をなす造礁サンゴは刺ることは想像しやすいであろう。一方，大西洋で胞動物門に属する動物で，イソギンチャクの仲間は属数が極めて少ない。温暖なメキシコ湾流が通となる。造礁サンゴは多数のポリプが集合して生るカリブ海でも 20 属程度しか分布しない。しか活する「群体」という生活型をとるものが多い

も大西洋には太平洋とはまったく異なるサンゴの（図 1）。それぞれのポリプは直径 1～5 mm 程度の種が多く生息するのである。

ものが多いが，それぞれにイソギンチャクのよう現在の造礁サンゴは約 2 億年前の中生代三畳な触手をもっている。この触手で海中のプランク紀にテーチス海という浅海の西端で発生した4。

トンを捕食して栄養とするが，捕食能力はポリプテーチス海は現在のヒマラヤ山脈周辺にあたり，の大きさによって異なる。ただし，ポリプの大きなサンゴであってもプランクトンの捕食だけでは栄養が不足する。そこで触手や表面を覆う軟体部の中に直径 10 ミクロン程度の褐虫藻という共生藻を宿らせており，褐虫藻の光合成産物がサンゴにとっての重要な栄養源となる。このため造礁サンゴは光が届き，冬季表面海水温が 18℃ 以上の温暖な浅海に生息する1。同じ刺胞動物門花虫綱に属するアカサンゴなどの宝石サンゴは共生藻をOkinawa: A paradise for corals created by Kuroshio

Hironobu KAN

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図 1―造礁サンゴ群集（沖縄県西表島）

図 2―造礁サンゴの属数分布3

インドプレートがユーラシアプレートに衝突することによって閉塞した。テーチス海の閉塞は蝶番を閉じるように西側から始まったため，造礁サン
ゴの分布域は次第に東側の東南アジア島嶼部へ押し出された。これが現在の造礁サンゴ分布の中心であるコーラル・トライアングル（coral triangle）をつくる。一方，カリブ海は大西洋の拡大とともにテーチス海を離れていく。そして，約 350 万年前にパナマ地峡が閉塞することによって太平洋と隔絶され，それ以降独自の進化を遂げることにな

図 3―サンゴ礁の地形分帯（本部半島沖・水納島）った。
琉球列島を貫流する黒潮は西太平洋暖水域に源いしその近くまで達すること，（3）この地形が波を発し，東南アジアの海洋生物多様性の中心をなに対する抵抗性をもつ防波構造物としての性格をすコーラル・トライアングルの一部を通過する。

有すること，である1, 6。

このため，琉球列島は世界のサンゴ礁のなかでも琉球列島に多く分布する裾礁型サンゴ礁の地形

っとも種多様性に富む地域のひとつとなっていは，外洋側から礁斜面，礁縁，礁嶺（礁原），浅礁る 。また，サンゴにとって陸からの堆積物の流湖（礁池）の地形帯をつくる（図 3）。このうち砕波が入は生育の妨げとなるため，大河川の河口周辺や認められる礁縁部は，鋸歯状に配列した高まりで大陸沿岸では生息しにくく，島嶼や大陸棚の縁とある縁脚と，縁脚間の谷間をなす縁溝によって，いった貧栄養海域で活発に生息する。ユーラシア

縁脚縁溝系と呼ばれる地形群を形成する。礁縁の大陸から東シナ海を隔てて位置する琉球列島は，陸側には大潮の平均低潮位付近の高さに達した礁

陸からの堆積物の影響を受けにくい島嶼であり，原（礁嶺）が広がる。礁原は 100～300 m 程度の幅

造礁サンゴが生息しやすい環境にある。

で堤防状の高まりをつくる。これは洋上や上空か5ら見たとき，一般にサンゴ礁の縁と認識される地サンゴの楽園を支えるサンゴ礁地形形である。礁縁と礁原はサンゴ礁特有の海底から急な高まりをなす地形をつくり，この高まりが防サンゴなどの造礁生物が積み重なってサンゴ礁波構造物としての性質をもつ。このため礁原の陸地形をつくるとき，以下の特徴をもつことになる。 側に広がる浅礁湖は，波浪の影響をほとんど受け（1）
炭酸カルシウムを分泌し波に抗しうる骨格をることがなく，リーフ内の流れが卓越する海域ともった造礁生物が堆積して礁石灰岩をつくること，なる7。琉球列島の裾礁の浅礁湖は，深くとも水（2）これが海底から急な高まりを形成し低潮位な深 3 m 程度であることが多い。
黒潮がつくったサンゴの楽園：沖縄

科学0583琉球列島は東アジアのモンスーンの影響で，夏水納島で 6000 年前25，与論島で 4000 年前26，沖季は南～南東風，冬季に北西～北東風が卓越する。 永良部島で 5300 年前16，喜界島北部の志度桶海
貿易風帯のような典型的な風上側・風下側サンゴ

岸で 6500～5500 年前27, 28，喜界島西部の中熊海礁ではなく，季節的な卓越風向の逆転のため島の岸で 4700 年前17, 18, 29となる。南琉球でも石垣島周囲にサンゴ礁が発達する場合が多い。また，琉北東部で 4800 年前21，石西礁内で 6500 年前，そ球列島は西太平洋暖水域を発生源とする熱帯低気の礁縁部で 4100 年前に海面に達して礁原をつく

圧，台風の通過域に位置する。台風は琉球列島付る22。

近で転向点を迎え，勢力が最大となり，速度が遅以上のように，琉球列島のサンゴ礁形成は，島くなる。台風による暴浪は，津波とともに琉球列によってばらつきはあるものの，約 1 万年前～島のサンゴ礁礁縁部の堆積物や礁原上の巨礫の分

8000 年前に始まり，約 6000 年前～4000 年前に布に重要な役割を果たすは海面に到達してサンゴ礁の地形として海岸を取8〜12。

り囲むことになる。

琉球列島のサンゴ礁の成り立ち沖縄の海岸でみられるサンゴ礁は，いつ頃からサンゴ礁の発達に伴う沿岸域の地形変化発達をはじめ，いつ頃現在のような形になったのであろうか。ボーリング調査などによってサンゴサンゴ礁は成長し発達する地形である。その発礁の堆積層を採取し，放射性炭素を用いた年代測達とともに沿岸の環境をどのように変化させたの定を行った研究から，次のようなことがわかってであろうか。図 4 は琉球列島中部の久米島の礁いる（本論では年代値を暦年較正して表した）。

形成過程を念頭に，裾礁型サンゴ礁の形成過程をサンゴ礁が形成を開始した時期とその深度につ模式化して描いたものである30, 31。なお，南琉球

い て は，沖 縄 島 南 部 の 具 志 頭 海 岸 で 約 8500～の石垣島周辺などでは，サンゴ礁はより早く，深7900 年前に現在の水深 7～17 m から ，久米島くから形成を開始する。

13

では約 8300 年前に現水深 13 m から，沖永良

14, 15

この図は礁形成開始時から現在まで 6 時相の部島では約 7900 年前に現水深 10 m から始まっ三次元模式図で構成しているが，最も奥の模式図ている 。一方，奄美諸島最北部に位置する喜界（図 4a）では，更新統琉球層群の石灰岩からなる地

16

島では，現在の隆起サンゴ礁は約 1 万年前に形形面が現在の海面下 10 m 付近にあった場合を描成を開始しており，約 25 m の厚い堆積層をつくいている。地形面の手前側は谷地形とし，基盤地っている。南 琉 球 で は，石 垣 島 北 東 部 で形の凹凸によってサンゴ礁形成史と堆積層が異な

7800 年前に現海面下 21 m から ，石垣島と西表ることを図示した。地形面の陸側には石灰岩より島の間に広がる石西礁では 8400 年前に現海面下なる海食崖あるいは段丘崖を想定した。その基部20.5 m から，その礁縁部で 8500 年前に現海面下では崖錐堆積物が地形面上に載る。このように現16 m で礁形成が始まった事例が報告されてい海面下 10 m 付近に先行する地形面が存在した場

る 。石垣島名蔵湾では現海面下約 40 m から後合，後氷期の上昇する海面のもとで約 8000 年前氷期サンゴ礁の堆積が始まっており ，より早い頃に地形面が水没し，サンゴ礁の形成が始まるが，17〜20212223

時期のサンゴ礁形成開始年代が出る可能性がある。 特に地形面の海側端部では砕波が発生するため，サンゴ礁が上方に成長し海面に達した時期につい て は，沖 縄 島 南 部 の 具 志 頭 海 岸 で 得 ら れ た造礁サンゴが活発に生育する場所となる。
その後，海面は現在の水準まで到達する（図 4b）。

7750 年前 が最も早く，その他は久米島で 5700

基盤となる地形面の海側端部で発達を始めたサン年前

ゴ礁はピナクル状の高まり（小尖礁）をつくり始め

1314, 150584，渡名喜島で 6000 年前 ，本部半島沖のKAGAKU

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図 4―琉球列島における現成サンゴ礁形成模式図
中琉球の裾礁型サンゴ礁の発達過程と海浜環境の変化について，久米島および本部町水納島のサンゴ礁地形発達史をもとに描いた模式図30, 31。南琉球などではより深く，より早期からサンゴ礁形成が開始する。サンゴ礁の海面到達時期についても島によって約 2000年程度のずれが生じることがある（本文参照）。堆積構造は，1: 原地性卓状・塊状サンゴ，2: 縁溝に堆積したサンゴ円礫，3: 枝状サンゴまたは卓状サンゴ礫，4: 未固結礁性堆積物，5: 後氷期サンゴ礁の基盤の凹地に堆積したサンゴ礫。

る。しかし，上昇し終えた海面に到達する高さま考えられる。海食崖の侵食によって生産された岩では成長していない。基盤の谷部分（図の手前側）で塊が崖前方に転がる。波食ベンチ端部では砕波がは，地形面上で発達する造礁サンゴが砕波によっ発生するため，ベンチ基部にも造礁サンゴの生長て剝がされてできたサンゴ礫などの堆積物が谷をがみられる。

埋積する。ただし堆積物は暴浪によって異動する

完新世中期の安定した海水準のもと，最初に発ため，その上に造礁サンゴはつきにくい。一方，達を始めた海側の小尖礁が海面に到達する（図 4c）。

陸側の崖は活発な侵食によって後退する。海側のこれによってサンゴ礁の地形環境は波浪の強い礁サンゴ礁が海面に到達していないため，強い波浪前縁とその背後の礁湖に二分され，現在みられるが直接海崖に押し寄せるためである。このようなサンゴ礁地形分帯の原型がつくられる。海面に到状況はサンゴ礁が海面に達する前に生じ，「完新達した前方の小尖礁は，上部がサンゴの生長限界

世高エネルギーウィンドウ」と呼ばれる 。ここである低潮位面に揃った平坦面をつくるが，小尖では崖の後退とともに，崖前面に波食ベンチ（ショ礁の間にはまだ隙間があり，礁湖内には外洋からアプラットフォーム）が形成される。サンゴ礁の発達海水が流入する。このため礁湖内の海水流動は活が遅れた基盤の谷部分からは特に強い波浪が陸側発であったと推定できる。小尖礁の礁湖側には，の崖に達し，海食崖の後退が顕著に進んだものと海水の流れがあり波あたりが弱い場所で活発に生

32

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長する枝サンゴ群集が旺盛に成長するとともに，期に堆積した原地性枝サンゴの厚い堆積層あるい礁縁部の砕波で剝がされた卓状サンゴ礫が堆積すは浅礁湖に堆積したサンゴ礫よりなる厚い堆積層ることによって，礁嶺が陸側へ拡大する（図 4d）。

（3）より成る。これはこれらが縦に配列する構造

また，サンゴ礁の発達が遅れた基盤の谷部分ではをつくる点が，サンゴ礁の礁嶺から礁縁部でみらサンゴ礫などの堆積物が礁の発達を妨げていたが，れる堆積構造の特徴である24。図では，この下に近隣の小尖礁の一部が暴浪で破壊され岩塊としてサンゴ礫などの堆積物（5）がみられるが，これは堆積することによって，これをもとに礁成長が始基盤の谷部分を埋める堆積物である。基盤となるまり，周辺の小尖礁より遅れて海面に到達する。

地形面上に直接サンゴ礁が発達した部分（図の奥に以上のような過程でサンゴ礁の礁嶺はつながり，隠れている部分）
では礁主体相（1）とサンゴ円礫（2）が強固な防波構造物を構築する（図 4d）。

直接，基盤となる琉球層群石灰岩上に載る16。一海側で礁嶺が発達すると，海岸へ打ち寄せる波方，陸側の波食ベンチは「後方礁原」とも呼ばれ，浪は弱くなり，波食ベンチの形成作用は弱くなる。

更新世石灰岩の侵食面が主であるが，後方礁原の礁湖はこれまでより静穏な環境となり，枝サンゴ海側には完新世高エネルギーウィンドウ（図 4b）の群集の成長や砂礫の堆積が進む。低潮位面で拡大もとで形成された原地性サンゴよりなる礁主体相する礁嶺上では有孔虫の生産が盛んとなり，外洋がみられる場合もある。前方礁原と後方礁原とのからの波浪によって浅礁湖に堆積する。有孔虫や間の「浅礁湖（あるいは礁池）」は，主に未固結の礁枝サンゴ礫などは海岸にも堆積し，ビーチの形成性砂礫（4）によって構成されるが，堆積層中に原が進む。一方，礁嶺海側の礁縁部では，サンゴ礁地性の塊状あるいは枝状サンゴ群体も産する。の消波構造を担う縁脚縁溝系がつくられる。安定した海水準のもと，礁縁部では外洋側の縁脚が順次海面に到達し，縁溝がサンゴ礫や岩塊で埋めら氷期の琉球列島でサンゴ礁は形成されていたのかれる。このプロセスによって礁縁部が前進し，礁嶺が海側に拡大する（図 4e）。

サンゴ礁は熱帯海域の生物がつくる地形である

その後，浅礁湖の埋積は進み，浅礁湖陸側ではため，気候変化や海洋の環境変化の影響を受けや波食ベンチと同様な高さまで砂礫が堆積し，そのすい。特にサンゴ礁の北限域に位置する琉球列島上に海草帯が成立する（図 4f）。礁湖内で海水の流では，最終氷期最盛期から現在にかけての水温上動が保たれ，造礁サンゴの顕著な生育がみられる昇がサンゴ礁の形成を促したと考えられる。最終部分は礁嶺背後に限られる。しかし，そこでも水氷期の水温は石垣島南方で現在よりも夏季で約 2

深は 2～3 m であり，ハマサンゴの大群体は本来℃，冬季で約 5℃ 低下していたと推定されていの半球状群体をつくることができず，頂部が低潮る33。

位面に揃ったマイクロアトールをつくる。海浜部

一方，最終氷期最盛期にあたる約 2 万年前頃，ではビーチの成長とともに，砂丘の形成も進む。

琉球列島のような氷床から遠い地域では，海面が以上のような発達過程で，図 4f 左下の断面で現在より 130 m 程度低下していたことがわかっみられる堆積層が形成される。一括して「前方礁ている34。最終氷期に形成された琉球列島のサン原」と称される礁縁部の縁脚縁溝帯から礁舗にかゴ礁は，伊良部島沖の水深 125 m から発見されけての地形のうち礁縁から礁嶺部では，主に原地た35。このサンゴ礁を構成するサンゴは，現在の性の卓状・皮殻状・塊状サンゴによって形成され九州北部などで卓越するキクメイシ類であり，今る礁主体相（1）よりなり，縁溝や小尖礁間の凹地

日の琉球列島でみられるようなサンゴ礁ではなかを埋積するサンゴ円礫（2）が礁主体相の間に堆積ったと考えられている。最近，喜界島周辺36で水する。礁嶺の背後の礁舗は，主に図 4c～d の時

深約 100 m に，南琉球の宮古曽根37, 38で水深 600586

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m 前後にサンゴ礁の痕跡が見つかっている。島棚上にどのような地形がつくられているかは，未探査の部分がほとんどであるため，今後，氷期に発達したサンゴ礁の痕跡が発見される可能性がある。

Central Great Barrier Reef, “Coastal Geomorphology in Austra-（1984）
pp. 135-150
lia” B. G. Thom ed., Academic Press33―氏家由利香・氏家宏: 化石，79, 43（2006）
34―Y. Yokoyama & T. M. Esat: Oceanography, 24（2）, 54（2001）
35―K. Sasaki et al.: Island Arc, 15, 455（2006）
36―Matsuda et al.: Island Arc, 20, 411（2011）
37―Arai et al.: Island Arc, 23, 1（2014）
38―Arai et al: Marine Geology, 373, 49（2016）

文献
1―堀信行: 科学，50, 149（1980）
2―西平守孝: 日本の造礁サンゴ類，『日本のサンゴ礁』環境省（2004）
pp. 10-14
3―J. E. N. Veron: Corals of Australia and the Indo-Pacific. Angus（1986）
644 pp& Robertson Publishers
4―D. Hopley: Essener Geographische Arbeiten, 18, 79（1989）
5―C. M. Roberts et al.: Science, 295, 1280
（2002）
6―中井達郎: 北限地域のサンゴ礁，『熱い自然―サンゴ礁の環境誌』サンゴ礁地域研究グループ編，古今書院
pp. 57-65（1990）
7―中井達郎: 地学雑誌，116, 223（2007）
8―河名俊男・中田高: 地学雑誌，103, 352（1994）
9―H. Kan: Typhoon effects on sediment movement on reef edges and reef slopes, “Recent advances in marine science andtechnology ‘94” O. Bellwood et al. eds., Pacon International &.
pp. 191-201
James Cook Univ（1995）
10―恩田真理子: 地理学評論，72A, 746（1999）
11―A. Suzuki et al.: Quaternary Geochronology, 3, 226（2008）12―K. Goto et al.: Marine Geology, 269, 34（2010）13―河名俊男・菅浩伸: 琉球大学教育学部紀要，60, 235（2002）
14―T. Takahashi et al.: Proc. 6th International Coral Reef Sym（1988）
posium, 3, 491
15―H . Kan et al .: Geographical Review of Japan , 64 B , 114（1991）
16―H. Kan et al.: Coral Reefs, 14, 123（1995）
17―小西健二・他: 海洋科学，15, 154（1983）
18―小西健二: 地学雑誌，93（7）, 61（1984）
19―佐々木圭一・他: 第四紀研究，37, 349（1998）
20―太田陽子・他: 第四紀研究，39, 81（2000）
21―C. Hongo & H. Kayanne, H.: Sedimentary Geology, 214, 62（2009）
22―H. Kan & T. Kawana: Proc.10th International Coral Reef
（2006）
Symposium, 1, 494
23―H. Kan et al.: Geomorphology, 229, 112（2015）
24―H. Kan et al.: Atoll Research Bulletin, 443, 1（1997）
25―H. Kan & N. Hori: 地形，14, 1（1993）.
26―N. Yonekura et al.: 第四紀研究，33, 67（1994）
27―佐々木圭一・他: 第四紀研究，37, 349（1998）
28―太田陽子・他: 第四紀研究，39, 81（2000）
29―J. M. Webster et al.: Coral Reefs, 17, 289（1998）
30―菅浩伸: 南西諸島を縁どるサンゴ礁海岸，『日本の地形 1 総説』米倉伸之・他編，東京大学出版会（2001）
pp. 255-258

菅 浩伸 かん ひろのぶ
1963 年生まれ。香川県高松市出身。九州大学先導的学術研究
拠点 浅海底フロンティア研究センター センター長，九州大学大学院地球社会統合科学府および共創学部 主幹教授。専門は自然地理学，サンゴ礁地形学，浅海底地形学。現在，海底の地形を三次元で計測できるマルチビーム測深技術を用いて，未踏査の部分が多い浅海底の詳細な地形図を作成し，その上で地質学や生物学，考古学，海岸工学など様々な分野の研究者と共同で学際研究を推進しています。これについては『科学』2016

31―H. Kan, H.: Ryukyu Islands, “Encyclopedia of Modern Coral「人 類 の フ ロ ン テ年 12 月 号（Vol. 86, No. 12, pp. 1213〜1215）

Reefs : structure , form and process” D . Hopley ed ., Springer

ィア「浅海底」を開拓する」でご紹介しています。ホームペー（2011）
pp. 940-945
32―D. Hopley: 1984. The Holocene high energy window on theジ（研 究 室 http://scs.kyushu-u.ac.jp/kan/，セ ン タ ー http://scs.

kyushu-u.ac.jp/seafloor/）とともに，ご一覧ください。

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