1

Judd, K., Chagué-Goff, C., Goff, J., Gadd, P., Zawadzki, A., Fierro, D., 2017,2

Multi-proxy evidence for small historical tsunamis leaving little or no sedimentary3

record. Marine Geology, 385, 204–215

4わずかな堆積記録あるいは全く堆積記録を残さなかった小規模の歴史津波に関する多重代

5

替指標証拠

6
7

要旨

8

近年の津波研究ではかなりの進歩があったが，そのほとんどは大規模なイベントの証拠の9

識別と理解に集中している．本研究は，ニュージーランドの Lyttelton ハーバーにおける小10規模の歴史津波の証拠を特定することを目的とした．研究地域は，非典型的な堆積物証拠（砂11がない）または堆積物のない複数の比較的小さな歴史津波によって浸水している．浅いトレ12ンチでは，調査地域全体のさまざまな深さに小さな灰色のマッドクラストの不連続な層があ13ることが明らかになり，これらは，近くの干潟から運ばれた可能性が最も高い．堆積学的分

14

析，地球化学分析，珪藻分析を行い，それらを 137Cs 放射性プロファイルと歴史記録による

15

年代測定で完成した多重代替指標のアプローチを用いて，これらのマッドクラスト層の起源16を調べた．堆積物には，有機物含有量や磁化率の減少，地球化学的指標の増加（Ca/kcps，

17

K/kcps，K/Rb，Si/Rb，Sr/Rb など）などの微妙な変動が見られ，これらは海洋泥の混在と一18

致する．海洋の影響を示唆する珪藻群集の変化も，マッドクラストの層と，同様の深さで記19録された．137CS 放射性プロファイルと歴史記録を用いると，これらの堆積物は，可能性のあ

20

る以前のイベントと同様に 1960 年チリ・バルディビアと 1964 年アラスカ津波に起因するも21のである．2010 年のチリ・マウレの津波の堆積物の証拠は調査地域では見つからなかった

22が，地表サンプルの地球化学的分析は Ca，Cl，Sr，Ti 濃度の顕著な変化を示した．これは，

23

2010 年のイベントによる陸地への浸水の程度を特定するために使用された．最終的に，こ24の研究は，広範囲の多重代替指標分析は，小規模の津波による目立たない堆積物の微妙な証

25

拠でさえも区別できることを示す．
1

26

1．背景

27

2004 年インド洋津波や 2011 年東北沖津波のような近年の壊滅的な津波の後，世界中で，28

過去のイベントの証拠を特定し理解する方法をより良くするための研究活動が増加してい29

る．特に，津波代替指標の「ツールキット」はより良く定義され，多くの分野の技術を含む

30

ように拡張されてきた（例えば，Chagué-Goff et al., 2011; Goff et al., 2012）．しか31

し，いずれかの調査で使用された代替指標は，常に特定の研究プロジェクトに携わっている

32

研究者の専門知識を反映する傾向にある（Chagué-Goff, 2010）．

33

堆積物の特性はおそらく最も一般的に使用されている代替指標である（例えば Morton,

34

Gelfenbaum and Jaffe, 2007）が，近年のより重要な進歩の一つは，津波堆積物の識別が，35

ただ砂とより粗い砕屑物に基づくべきであるという認識である（例えば，Goto et al.,36

2011; Chagué-Goff et al., 2012a, 2015, 2016)．珪藻群集もまた，Hemphill-Haley（1996）

37

が最初に提案したように，津波研究を助けるために良く使用されている．地球化学は初期の38

津波研究で使われていた（例えば，Minoura and Nakaya, 1991）が，それのほとんどが最近39まで無視されていた（Chagué-Goff, 2010，Chagué-Goff et al., 2017）．しかし，可搬型蛍

40

光 X 線（PXRF）機器や高解像度コアスキャナーなどの技術の発展に伴い，地球化学代替指標41の使用が増えている（Chagué-Goff et al., 2017）．上記のような複数の代替指標を使用は，

42

津波で堆積した堆積物を確実に識別できる可能性が高くなり（例えば，Goff et al., 2010,43

2012; Chagué-Goff et al., 2011），それは上層と下層の堆積ユニットの違いが微妙な場合

44

でも有効であった（例えば，Kortekaas and Dawson, 2007，Chagué-Goff et al., 2016）．

45

ニュージーランド（図 1A）は，オーストラリアプレートと太平洋プレートの境界をまたい46でいるため，局地的と地域的に発生した津波の危険にさらされていおり，南西太平洋におけ47るその位置は，遠方からのイベントにもさらされている（例えば，Berryman, 2005; Goff48

and Chagué-Goff, 2012）．当然のことだが，ニュージーランドの東海岸には津波による浸水

49の良く記録された歴史がある．De Lange and Healy（1986）は，体系的な記録管理を開始し50

た 1840 年から 1982 年にかけて海岸線を浸水している多数の津波について報告し，GNS
2

51

Science's New Zealand Tsunami Database（NZTD, 2015）はそれ以降に発生した最近のイベ

52

ントをいくつか記録している．最新のイベントは 2016 年 11 月 14 日の M7.8 カイコウラ地震

53

によって発生し，バンクス半島の多くの湾（Lane et al., 2016）やカイコウラ近くの海岸

54(K. Clark and M. Hughes, 私信, 2016)に津波が襲来した（図 1A）．歴史的に文書化された

55

豊富なデータベースがあるのに対し，イベントは非常に小さく，認識可能な堆積物を堆積さ56せたとは考えられないため，ほとんど研究されていない（Goff and Chagué-Goff, 2012;57

Donnelly, Goff and Chagué-Goff, 2016; Kain et al., 2016）.

58

本論文はニュージーランドの Teddington で行われた研究について報告したもので，歴史59

的に記録された比較的小さい津波の証拠が浸水後も残る可能性があるかどうかを判断する

60

ためのものだ．堆積学的調査は地球化学分析と珪藻分析ならびに歴史的データと 137Cs 放射

61

性プロファイルによって補完され，どの徴候が実際に既知の津波浸水と一致するかどうかを

62

確かめた．

63
64

2．調査地点65

Teddington は，
Lyttelton ハーバーから南西に8km，ニュージーランドの南島Christchurch

66

から南に 15km 離れた Lyttelton Harbour 内の湾頭にある（図 1A と B）
．Teddington は小川

67

が流れている場所で，北に干潟，南に平らな農地が広がり，小川は死火山の Lyttelton 火山

68の麓から流れている．南島の東部のほとんどと同じく，Lyttelton は，比較的低い年間雨量

69602mm で，春にわずかに降雨が多く，蒸発量は夏に最大で冬に最小である（NIWA CliFlo

70

Database，2013）．

71

ニュージーランドの北部地域は毎年 1 回の大きな熱帯低気圧の影響を受けるが（Sinclair,

72

2002）
，NIWA NZ Historic Weather Events Catalog（2016）は，Lyttelton において 1868 年

73から 2013 年まで様々な規模の洪水イベントが 10 回あったことを示す．Lyttelton ハーバー

74

周辺では，海水の浸水が 2007 年 6 月の 1 回の嵐イベントのみ報告されている（NIWA NZ

75

Historic Weather Events Catalog，2016）
．
3

76
77

3．材料と方法

78

3.1．サンプリング

79

2012 年 7 月から 2013 年 1 月にかけて，湾岸部から約 1.4km 内陸に延びる，ほぼ南北方向

80のトランセクトから 32 か所で試料採取した（図 1C）．このトランセクトは，湾頭の干潟の81

高潮線から，Wheatsheaf Tavern 西側の農業用牧草地と駐車場を横切る．トランセクトの陸82

側末端は死火山 Lyttelton 火山の火口縁を形成する急丘のふもとの南端で，2010 年の津波83の報告された浸水限界を超えるが，1960 年の出来事の限界浸水域に近い（S. Hamilton, 私84

信, 2013）．トランセクトの始点とその南端の標高差は 6m である（高潮線より上）
（図 2）
．

85

長さ 20〜40cm の 8 つの堆積物コア（図 2 の黒帯と黄色い点）を，トレンチの壁に対し，

86

直径 50mm の PVC パイプを半割したパイプを押し込むことによって採取した．6 地点で，土87

壌断面サンプルも，層序に応じて 1～4cm の採取間隔で，最大 30cm の深さまで採取した（図88２のオレンジ色の三角形）．これらのサンプルはそれぞれ，2010 年の津波と思われる証拠を89捉えるために，厚さ 1cm の表層サンプルを含む．トランセクトからさらに 14 個の表面サン

90

プル（深さ 0〜1cm）を採取した（図 2 の緑色の点）．さらに 6 地点のトレンチを記録した（図91

2 の青い四角）．すべての地点を撮影した（付録 B; Judd, 2013）
．

92
93

3.2．室内分析

94

Sperazza et al. (2004)の方法に従い，有機物除去のため，粒度分析用の試料を過酸化水

95

素で処理し，続いてヘキサメタリン酸ナトリウムを添加して細かい堆積物を分散させた．堆96

積物の粒度分布は，
Hydro 2000G サンプル分散アクセサリーを装着したMalvern Mastersizer

97

2000 レーザー回折粒度分析機を使用して測定した．結果は，GRADISTAT 8.0 ソフトウェア

98（Blott and Pye，2001）を用いて処理し，統計処理は Folk and Ward（1957）を用いて計算

99

した．Dean (1974) and Heiri et al. (2001)を改良した方法に従い，代表的なサブサンプ

100

ルを 105℃で一晩乾燥し，その後 550℃で４時間燃やし，有機物含有量を乾重量に基づいて
4

101

燃焼減量（LOI）として決定した．

102

我々は，Appleby（2001）と Leyden et al. (2011)によって概説された 210Pb と 137Cs 法を103

用いて，オーストラリア原子力科学技術機構（ANSTO）の HPGe ガンマスペクトロメトリーウ

104

ェル型検出機でコア年代学の確立を試みた．2 つのコア（Ｔ14 とＴ23）のそれぞれから 6 つ105のセクションを採取して分析した．より古い堆積物を含む可能性のある津波堆積物は結果を106混乱させるので，それを避けるようにセクションを選択した．

107

地球化学的データは，コアスキャンニングと可搬型蛍光 X 線（PXRF）技術によって得た．

108

ANSTO 施設で ITRAX コアスキャナー（例えば，Croudace et al., 2006）を使用してコア試

109

料を分析した．これは写真と放射線写真画像だけでなく高解像度の半定量的元素データと磁110化率を得ることが出来る．トレンチから採取した個別のサンプルを 105℃で一晩乾燥させ，

111

次に乳鉢と乳棒で粉砕し，薄いプラスチックバッグに入れた．次に EPA(2007)と Chagué-Goff112

et al. (2012a)の方法に従い，オリンパスの INNOV-X PXRF 装置を用いて半定量的に元素量113を分析した．各分析を５回繰り返し，測定間で混合することによってサンプルの均一性を促

114

進し，
これら５つの測定値の平均を用いた．
結果の校正は，
NIST2702，NIST2710a と NIST2711a115の標準参照物質の測定，と SiO2 ブランクを一定の間隔で測定によって行ない，正確さと精度116をチェックし，機器の揺らぎを検出した．PXRF の結果は半定量的だが，津波研究では，その117

データは津波堆積物とその上下のユニットの化学組成の違いを示すために一般的に使用さ118れている（Chagué-Goff et al., 2017 を参照）．

119

本研究は土壌の地球化学の決定に ITRAX と PXRF 法の使用の比較が目的ではなく，代わり

120にコアとサンプルのそれぞれからの補完的な津波代替指標として両方の方法を使用した．

121

ITRAX 元素分析の結果は半定量的であり（カウントとして表示），亀裂や表面のでこぼこ，粒122

径，圧密，有機物含有量，水分などのコア特性の影響を受ける（Croudace et al., 2006）．

123

データは，粒径，基質による影響，有機物含有量のばらつきを補正するために，Fe(例えば，

124

Rothwell et al., 2006)，Rb（例えば，Guyard et al., 2007)，合計数(例えば，Bouchard

125

et al., 2011)などの一般的な約数を使用して標準化される．この研究では，酸化還元の影5

126

響を受けやすいので，Fe によってデータの標準化を行わない．その代わりに，環境変化や堆127

積物の起源を明らかにするために，磁化率や粒径などの他のパラメータと組み合わせて，合128

計数（Ca/kcps，K/kcps）における標準化したデータを使用した（例：Chagué-Goff et al.,

129

2016）
．Rb に関する標準化は，マッドクラストと周囲の土壌とのより良い識別を可能にする

130

ので，マッドクラストを含む特定の区間の分析にも使用された．さらに，本研究のようにモ

131

リブデン管を使用した ITRAX コアスキャナーは，有用な一組のデータ，すなわち非干渉性散132

乱（Mo Inc）と干渉性散乱（Mo coh）データを提供する（例えば，Croudace et al., 2006）．

133

電子との衝突による放出エネルギーの尺度である非干渉性散乱は，原子量の小さい元素ほど134大きくなる．原子量の小さい元素で最も多いのは有機物であるから，Mo Inc/Mo Coh 比は有135機物の代替指標に使用できる（例：Guyard et al., 2007）．水分の影響を受けるため，Mo

136

Inc/Mo Coh 比は有機物の割合を正確に示すわけではない（例 Chawchai et al., 2016）が，137

それでも有機物含有量の良い代替指標である（例えば，Chagué-Goff et al., 2016）．

138

珪藻分析は，Renberg（1990）に概説されている方法に従って調製した後に，3 地点（T01，139

T14 と T32）からの合計 8 試料について行った．光学顕微鏡を用いて倍率 1000 倍で，少なく140

とも 250 個の珪藻殻を数えた．種の同定は，Van der Werff and Huls (1957–1974),Foged

141(1979)と Cassie(1989)に基づく．塩分耐性に従って種を分類し，結果を％頻度として示し

142

た．

143
144

4．結果

145

4.1．層序，粒径と有機物含有量146

地点 T02 から T08 までの深さ 6〜13 cm に，直径 1.5cm 未満の灰色のマッドクラストの不147

連続層が 1 枚あった．地点 T08 の陸側の多くで，２枚の類似した不連続層が約 6-13cm と 17-148

20cm の間で発見された（図 2）．これらの層はわずかに内陸に薄くなる傾向があり，調査し149た全地点で見つかったわけではない．マッドクラストを含む堆積物の粒度分析は，Ｄ10，Ｄ

150

50

とＤ90 測定値（データは示していない）に空間的変化はほとんどなく，泥から砂質泥であ6151ることを示す．地点 T01 のエスチュアリーの泥は最も明確なサンプルで，二峰性分布と平均152

粒径は 23μm である（図 3E）．しかし，分布，歪度と尖度のわずかな変化は，海岸線からの153

トランセクトに沿って，海岸線から離れるほど，また深さによって顕著になった（図 3 と未154

発表データ，Judd，2013）．

155

有機物含有量（LOI）は，根の豊富な最上部層準（17〜55％）でその下の層の土壌断面（9156〜16％）とさらに下の粘土質泥の層準よりも高かった（図 4C，D，5，6）．LOI は一般に土壌

157層とマッドクラストを含むものとの間に有意な差を示さなかった（図 6）．だが，これは小さ

158

なクラストを除去することが困難だったため，分析に用いた土壌のバルクサンプルに対する159

マッドクラストの割合が少ないことによる可能性が高い．一方，地点 T06 では，粘土質泥の160

層準のマッドクラストの割合が比較的大きいため，LOI は下層の土壌よりも低い（図 5）．さ161

らに地点 T14 で個々の粘土クラストを横切る土壌断面の一部をスキャンした ITRAX 分析は，

162

粘土の Mo Inc/Mo Coh 比が下層と上層の土壌のそれより低く，つまり粘土が土壌よりも有機

163

物含有量が低いことを示す（図 7）
．

164
165

4.2．地球化学的特徴と帯磁率

166

PXRF 分析は，各サンプルで５回の繰り返し分析で一貫した結果を示した（表１）
．トラン

167

セクトの南端の居酒屋(tavern)に沿った表面サンプルの分析は，駐車場に最も近い場所で

168

Ca，Cl と Sr の濃度の上昇を示し，地点 T26 の南で著しく減少し，Ti の濃度は逆の関係を示169した（図 4D）．T06 地点では，Cl と S の濃度は地表で最も高く，T01 地点の泥から報告され170たものと同様である（図 5）．Sr のわずかな相対的増加は，深さ 8〜10cm のマッドクラスト

171の層の低い LOI と一致しますが，Rb 濃度は断面全体を通して比較的一定である（図 5）．

172

コア T14 と T23 の初期 ITRAX 分析では，
地点 T14 の下層の泥層を除いて，
Ca/kcps と K/kcps

173を含むほとんどの元素について各断面で明確な違いは見られなかった．地点 T14 の下層の泥174層は，干潟の泥の値に一致する．この分析中，コアの真ん中を走る幅 6mm の ITRAX ビーム

175

は，マッドクラストの不連続層の細部を捉えなかった．さらに，ITRAX ビームを深さ 8〜10cm
7176の灰色の泥の含有物の 1 つに集中して，Core T14 を分析した（図 6）．別のマッドクラスト

177についても追加の分析が行われ，クラストの上下の 2cm の土壌を含む（図 7）．これらの追178

加分析により，マッドクラストの Ca/kcps と K/kcps はより高い値であるが，コア底部の泥179層の範囲内にあることが明らかになった（図 6）．マッドクラストはまた，周囲の土壌と比較

180

して K/Rb，Si/Rb，と Sr/Rb 比の増加を示し，より低い Mo Inc/Mo Coh を伴う（図 7）
．地点

181

T14 の 2 つのマッドクラスト層周辺で，磁化率のわずかな減少（幅 2.5cm のビーム）が測定

182された．地点 T23 の泥層の局地的な極小も検出され，信号は深くなると変動が大きくなる

183

（図 6）
．

184
185

4.3．珪藻群集

186

地点 T01 の干潟の泥は淡水珪藻を含まず（図 6），Cocconeis californica, C. scutellum,

187

C. scutellum var. stauroneformis と Grammatophora oceanica var．macilenata を優占種188とし，海洋種と汽水種が総数の 90％以上を占める．計数された殻全体の約 5%が識別不能で189あり，同定の基準となる極相部などを欠く大きな殻の断片（すなわち＞50%）である．地点

190

T14 の 6 サンプルの調査は，最終的な計算には含まれていない，多くの小さな未同定の断片191である（<50％フラスチュール（上下の殻が合わさった状態））．これらの破片は，8〜10cm と192

19〜20cm の深さ間隔で少なかった．表面（0〜1cm）のサンプルでは，より深い部分よりも比193

較的多くの汽水―淡水種の殻（Hantzschia amphioxys が優勢）が観察された（約 11％に対194

し 36％）．地点 T14 では，海洋種の Paralia sulcata が，深さ 8〜10cm を除くすべての深さ

195で観察された殻の大部分（50％以上）を占め，一方，深さ 8〜10cm では汽水―淡水種 Nitzschia

196

linearis，Eunotia formica，Pinnularia graciloides が優勢である．小さな海水―汽水種

197

は下部泥層内，深さ 19－20cm で検出された（図 6）．トランセクトの南端にある地点 T32 は，

198

海岸線に近い地点よりもはるかに弱い海洋シグナルを示し，海洋，汽水―淡水，淡水種がそ199

れぞれ総数の 18%，35%，40%を占めた．この表層サンプルは，海側の地点で検出された種が200

ほとんどいない種の異なる群集（Nitzschia linearis と Pinnularia stromatophora を含む）
8

201

であった．

202
203

4.4．地質年代学

204

予備調査の結果は，深さ 10cm より下では，T14 コアと T23 コアについては，土壌中の 210Pb

205

放射能はバックグラウンドレベルにあり，識別できない．その結果，両コアとも 210Pb の年

206

代測定には不適切であると考えられる（Judd，2013）．137Cs 放射能は，コア T14 では深さ 0207〜12cm，コア T23 では 0〜21cm の範囲でバックグラウンドを上回った（図 6）．137Cs 放射能

208は低かったが，この結果は，これらの深さより上位の土壌が 1954 年以降―南半球の堆積物

209から初めて大気核実験による 137Cs が検出された―に蓄積したことを示す（例：Hancock et210al., 2011）．T14 コアでは，深さ 4〜6cm の間隔が 1964 年頃に相当すると考えられ，1963 年

211の核実験禁止条約後の 137Cs の降下量が最大に達した（Carter and Moghissi，1977）
．我々

212

は地点 T23 の 6-9cm の深さの間隔に同じ年代と考える．しかし，これらの年代の解釈は，こ213

れらのサンプルの 137Cs 放射能が低く，したがってかなりの不確実性を伴うので，慎重に扱214

われなければならない（例えば，Leslie and Hancock，2008）
．

215
216

5．討論

217

この研究で使用されたアプローチは，いくつかのコア，浅いトレンチからの不連続なサン

218

プル，そして Teddington で集められた表面サンプルの地球化学的，堆積学的，地質年代学

219

的，珪藻分析ならびにその地域に関する歴史的データを用いている．下記に示すとおり，目220

撃あるいはまた文書記録で報告されたのと同様に，我々は津波浸水によるとしたいくつかの221

堆積物を特定するに至った．しかし，例えば 2010 年のマウレ津波は目に見える証拠を残さ222

ず，地球化学的指標によってのみ識別できなかったため，すべての代替指標が各イベントに223適用されたわけではない．それ（2010 年のマウレ津波）は我々が浸水限界を確認できた唯一224の津波でもあった．したがって，以下では，最初に 2010 年のイベントについて議論し，次225に我々の多重代替指標アプローチから推測された，その他の津波堆積物について議論する．
9

226
227

5.1.イベント 1 - 2010 年マウレ津波

228

中央チリ沖の Mw 8.8 の地震（例えば，Moreno et al., 2010）によって発生した 2010 年

229のマウレ津波は，Lyttelton で比較的小規模の遡上を示した（NZTD，2015）．報告によると，

230

居酒屋の駐車場とその内陸まで浸水したとされるが（例えば Youtube User，2010）
，居酒屋

231

の中庭には入らなかった（S. Hamilton，私信., 2013）．それは，おそらく研究地域の小川

232の周りに限られた増水を引き起こしたのだろう．
居酒屋の駐車場に近い場所（T22，T23，T24，

233

T25，T26）は，水路が狭くなっており，堤防を超える前に水路内に保持できる水の量が少な

234

いため，洪水に見舞われた．海水は北から横断するのではなく，道路の下の排水路を通って235

上がってきたと報告されている（Diamond Harbor Fire Brigade，私信，2013）．波が居酒屋

236の駐車場を浸水する前にエネルギーを失ったので泥が排水路に沈んだであろうから，これは237

この出来事に対する堆積物の証拠の欠如と調和的である．泥の堆積物が報告された

238

Charteris Bay は（図 1B），水の排水を通してではなく，陸上への浸水が起こった場所だが239（Diamond Harbor Fire Brigade, 私信, 2013），それらの厚さと範囲はデータはない．2012

240

年または 2013 年に Teddington のトランセクトに沿って陸地表面に泥堆積物を確認できな241

かったのは，おそらく堆積物があったとしても，それが乾燥して風で飛ばされたためだろう．

242

Spiske et al. (2013)と Chagué-Goff et al. (2015)に報告されたように，薄い堆積物の保243

存の潜在性は，激しい降雨のない穏やかなもしくは乾燥した気候でさえ限られる．

244

しかしながら，2010 年の津波による浸水は地球化学的指標を用いて居酒屋の駐車場近く

245の地表を横切って追跡できる（図 4D）．Cl，Ca，Sr の濃度は淡水より海水のほうが高く

246（Wedepohl，1971），これらの元素の濃度の上昇が地点 T26 のはるか南側の地表サンプル中247で見られることは，海洋の影響とあるいはおそらく貝殻破片（後者は Ca と Sr のみ）を反映

248

すると考えられる（例えば，Chagué-Goff et al., 2017）（図 4D）．地点 T25 と T26 の元素

249（Cl，Ca，Sr）濃度の相対最大値は，有機物含有量の観点だけでは説明できないので，2010

250

年の津波による海洋浸水の陸側限界を表すと推論する．それはまた目撃者によって報告され
10

251

た津波の浸水限界と一致する（S. Hamilton，私信, 2013）．一方，Ti 濃度はこれらの元素と252反比例の関係にあり，地点 T26 の南で増加し，他の場所で観察されるように，これらの最南

253端地点の地上起源を反映している可能性が最も高い（Chagué-Goff et al., 2012a, 2016,2542017）．土壌の親物質である Lyttelton の主要火山活動は TiO2 が比較的豊富であるため

255(Price and Taylor, 1980），近くの斜面からの流出が原因である．地球化学的海洋指標に基

256

づいた 2010 年のチリ・マウレ津波の浸水限界は，砂質堆積物の範囲を超えており（Yoshii

257

et al., 2013, Chagué-Goff et al., 2015），イベント後少なくとも 2 ヶ月(Yoshii et al.,2582013)と 6 ヶ月(Chagué-Goff et al., 2015)まで測定可能である．2011 年の東北沖津波の後

259でも同様の所見が報告されており（Chagué-Goff et al., 2012a,b），イベントの 2 か月後で260

も堆積物証拠や残留物もない場所で，内陸の浸水限界が 4.85km ということが地球化学的マ

261

ーカーによって明らかにされている．

262

T21 地点の地表（0〜1cm）のサンプルの分析（図 4C）は，T26 地点とその南の地点の Ca と263

Cl の濃度に類似しており，地点 T23 と T26 の間の化学的特徴は，海水のしぶきではなく，

264

海水が駐車場とその隣接地点を浸水させたためであろう．地点 T32 の珪藻の徴候は，T01 の

265

干潟泥中の群集とは類似せず，風で飛ばされてきた珪藻殻を含んだ後背地の表層中に見られ266

る珪藻群集を表す．この観察結果は，2010 年の津波が少なくとも T26 地点に浸水したが T32

267までは浸水しなかったことを示す PXRF データと一致する．

268

地点 T06 の最上位セクションの Cl と S の増加は（図 5），解読がより困難である．それら

269

は 2010 年の津波の浸水の証拠かもしれず，またそれらは地点のより海側の位置であり単に270

海水しぶきの結果かもしれない．これを複雑にしていることは，Teddington の海岸近くで

271

は 1・2 月に塩の塊がしばしば報告されているためである（D. Templeman, 私信，2013）．

272

Chagué-Goff et al. (2014)は，2011 年の東北沖津波によって海水が侵入した水田の表面の273

浸出性イオン含有量の変化を報告しており，大雨後は濃度が低下しよ，相対的に乾燥した期

274

間後は毛細管現象により増加すること示した．よって，この信号が津波の浸水だけによるか275

どうかは明らかではない．しかしながら，さらに南の地点 T20 の近くでは，種子の発芽が
11

276

2010 年以来困難であり，高耐塩性のウシノケグサ（Festuca spp．
）は周囲の畑に広がってお277

り（D. Templeman，私信, 2013），これらは季節の塩の粒子の運搬よりも津波の浸水に関連278

した長期的影響と考えられる．このトランセクト全長にわたって，かなり均一な Rb 濃度（図2794D）は，細粒堆積物の粒径の良い代替指標となり（Ackermann，1980），堆積物サイズが Ca の280

ような元素の分布を制限する要因ではないことを示している．

281
282

5.2．より過去の推定津波の多重代替指標証拠283

最も注目に値する観察は，最近の歴史津波（2010 年の出来事を含む）に続く砂の堆積物が284

報告されなかったことであり，実際，我々の研究は Teddington の土壌内に挟まれた砂質堆

285

積物を見つけられなかった．津波堆積物の性質は，堆積物の起源に大きく依存する（Goff et286al., 2012，Chagué-Goff et al., 2017）．この場合，砂の供給源がないので，それは湾頭か

287

らの泥である可能性が高い．干潟上の地点 T01 で採取した泥サンプルの堆積学的，珪藻的，

288

地球化学的特性は，土壌断面の津波サインを解釈するための参考に役立った．

289

加えて，図 2，5，6 と上述の通り，これらの堆積物は不連続であった．砂質津波堆積物は

290

多くのイベント後に報告されているが（例：2004 年インド洋津波：Moore et al., 2006；

291

2011 年東北沖津波：Richmond et al., 2012），不連続な堆積物は，特に浸水の陸上末端に

292

向かっては珍しくはない（例：Richmond et al., 2012）．小規模の津波に起因する Teddington

293の堆積物は，2011 年の東北沖津波のようなはるかに大きなイベントによって残された浸水294

限界近くの堆積物に類似していると見なすことができる（Chagué-Goff et al., 2012a，

295

2012b; Richmond et al., 2012）．仙台平野では，Richmond et al. (2012)供給源からおよ296

そ 2.5km の内陸まで輸送されたマッドクラストを水田で採取・報告する一方，粒子の厚さほ297

どの薄い不連続な砂層を 4.5km の内陸で観察した．Chagué-Goff et al.(2012a, b)は，内陸

298の 4.65km が泥堆積物の限界と記録した．さらに，Chagué-Goff et al. (2016)による最近の

299

研究では，クック諸島のマンガイアの地下トンネルを通じた津波浸水の証拠について報告し300ており，これも 2011 年に見られた浸水限界近くのものと類似している．
12

301

粒径分布は小さなマッドクラストを含む層と周囲の土壌とを容易に識別できなかったが302（例えば，地点 T06 と T14，図 5，6）
，褐色土壌に対する泥の明確な灰色は野外での識別を303可能にした．なお，地点 T01 におけるモードの著しい分布の違いは，おそらく土砂供給源の304違いにある．この識別の欠如は現実を反映しているかも知れないが，あるいは分析前のサン

305

プル混合で土壌中のまばらなマッドクラストが希釈されたことによる人工的な結果かも知306

れない．地点 T06（図 5）では，深さ 6-10cm（大きなマッドクラストの周り）の有機物含有

307

量は，直上と直下の堆積物よりも著しく低く，地点 T01（図 5）のそれに匹敵し，マッドク

308

ラストはおそらく干潟から供給され，浸水で堆積したことを示す．

309

マッドクラストを含むユニットは，一般的に，周囲の土壌と比較して磁化率がわずかに減

310

少することで特徴づけられる（地点 T14 と T23; 図 6）
．Font et al. (2013)は，上下の堆積311

物とは異なる全鉱物組成に起因する磁化率特徴を使用し，500 m を超える距離の 4 つのコア

312にわたって津波堆積物を追跡できた．今回の研究地域は，比較的高い割合で強磁性鉱物を含313

む玄武岩質岩（Price and Taylor，1980）に囲まれている（Sherwood，1988）．この岩石か314

ら風化した高い磁性を持つ鉄が有機物とともに土壌に残ったと考えられ（Mullins，1977）

315

一方，マッドクラストは有機物が少なければ少ないほど強磁性鉱物も少なくなる．

316

マッドクラストを含むユニットには明確な海洋化学物質の特徴はなかった（図 5，6，7）．

317

Chagué-Goff（2010）と Chagué-Goff et al．
（2017）は，地球化学は複雑な代替指標であり，318

予期される元素の 1 つ以上の欠落は一連プロセスの結果であるという事実を強調している．

319

地点 T06 では，泥層周辺の強い海洋化学的特徴の欠如は，一般的な海洋指標である Cl と S

320が有機物に富む細粒堆積物に優先的に保持されることによって説明できた（例えば，Chagué-

321

Goff, 2010; Chagué-Goff et al., 2012a, 2012b, 2015, 2017）．この泥層は有機物に乏し

322

いので，これらの元素は時間の経過とともに浸出した可能性がある（例えば，Szczuciński

323

et al., 2007; Chagué-Goff et al., 2012a, 2012b, 2014, 2015, 2017）．地点 T01 の干潟

324の泥も同様に有機物が少ないが，全体的により高い Cl と S 濃度は，潮の満ち引きの影響に325よるものと思われる．2010 年のチリでのマウル津波に続く 2〜6 ヶ月の間に，海洋の地球化
13

326

学的特徴が土壌中で検出され（Yoshii et al., 2013，Chagué-Goff et al., 2015）
，また

327

2011 年の東北沖津波発生から 1〜2 年後（Chagué-Goff et al., 2012a，Chagué-Goff et al.,328

2012b，Chagué-Goff et al., 2014），また，6000 年以上前の津波堆積物でも同様の信号が329

確認されているが（Chagué-Goff et al., 2002），より長期間にわたる化石化過程の役割は，

330

特に塩水浸水と滞留が限られている比較的小規模のイベントでは不明瞭である（Chagué-

331

Goff，2010，Chagué-Goff et al., 2017）．さらに，調査地域の土壌は冬と春にしばしば水332が浸水し（Hewitt，2010），塩の浸出につながる可能性がある．

333

初期の ITRAX 測定では，地点 T14 の基底の泥層の値がより高いことを除けば，土壌断面の334

K/kcps と Ca/kcps の変動はほとんどない（図 6）．一方，マッドクラストに焦点を当てた追335

加の分析では，これらのマッドクラストは下層の泥や干潟泥（T01）と類似の組成を持ち，336

干潟からの共通の起源を示す．Rb に関する標準化したカウントはまた，土壌とマッドクラ

337

ストを区別するためのもう一つの手段を提供する．多くの研究で報告されているように，地338

点 T23 の地球化学的特徴はそれほど独特ではなかった（総説については Chagué-Goff et al.,339

2017 を参照）．

340

各サンプルで発見された海洋性珪藻の高い割合は，津波の浸水に関係なく，研究地域全体

341

で著しく強い塩水の影響を示すものである（図 6）．例えば，地点 T32 は 2010 年の津波によ

342

る浸水に見舞われたわけではないため，ここで取られた表面サンプルはこの地域のバックグ

343

ラウンドの地表の傾向を表している．珪藻群集は，より海側の，そして海洋に影響された，344

地点 T14 の表面に見られるものと同様の強い汽水―淡水の傾向を持つ．
地点 T14 はまた 2010

345

年の津波の影響を受けなかったが，サンプル中の高い海洋性珪藻割合が，この低地の海側地

346

域のバックグラウンドの地表の傾向を示すように見える．珪藻群集では T14（深さ 5〜6 cm）

347にかなり強い海洋傾向があり，1964 年頃と推定される（図 6）．これは津波の浸水に関連し348た可能性があるが，追加のデータがないので，これは暫定的な提案である．しかし，T14（深349

さ 8〜10cm）では，1960 年に発生した津波のマッドクラストの中で，より強い汽水淡水の傾350向が見られる．これは，他の場所で報告されているように，周囲の陸上物質から津波に巻き
14

351

込まれ，内陸に再堆積した淡水性の珪藻である可能性が高い(Sawai et al., 2009; Chagué-

352

Goff et al., 2011; Tanigawa et al., 2016）．この提案は，T14（深さ 8〜10cm と深さ 19353〜20cm）の両方で見られる壊れた珪藻殻のよい低い割合によってさらに裏付けられており，

354

これは無傷な海洋珪藻類と周囲の土壌由来の壊れた珪藻殻の混合を示す（Tanigawa et al.,

355

2016）
．さらに，T14（深さ 19〜20cm）の海洋汽水の小さなシグナルは，このユニットと周囲356の傾向とを区別し，T01 で研究されたような起源物質と類似した混合海洋傾向を示す．この357

地域には一般的に高い割合の海洋珪藻があるという点で珍しいが，群集の違いは上記で議論

358

した他の発見を裏付け，特定のユニットが津波によって発生した可能性が最も高いことを示

359

す．

360

歴史記録は，1960 年，1964 年，2010 年に Teddington の一部に浸水し Lyttelton ハーバ

361

ーに影響を及ぼした比較的最近の津波を示す（例えば，Berkman and Spaeth，1967，de Lange

362

and Healy，1986，New Zealand Tsunami Database，2015）．1868 年，1877 年，1883 年と 1922

363

年の以前のイベントも歴史記録にあり，Teddington に影響を与えた可能性があり(de Lange

364

and Healy, 1986)，1868 年と 1877 年のイベントが Lyttelton ハーバーで記録された中で最365大である(Borrero and Goring, 2015）．したがって，この歴史記録で 137Cs プロファイルの366

データを裏付けできる（図 6）．The NIWA NZ Historic Weather Events Catalog (2016)は，

367

1945 年と 2007 年に Lyttelton ハーバーに影響を及ぼした 2 つの大規模な暴風あるいは高潮

368

のみをリストしている．これら 2 つのイベントの詳細なデータは入手できないが，上記で議369論した証拠を作り，堆積する力を持っている．1945 年の暴風は 4 番目の（最も深い）堆積物

370の起源としては除外できないが，137Cs 年代学は残りの 3 つの堆積物はどちらかの暴風雨に371属する可能性を除外する．

372

地点 T23 のマッドクラストを含む上部ユニットは，南半球での最大 137Cs 放射の年に対応373

するピークに対応するので，1964 年の津波によって堆積した可能性が高い．12〜13cm の下

374

部のユニットは，おそらく 1954 年以降で，1960 年の津波に暫定的に割り当てている．同様

375に，地点 T14（深さ 8〜10cm）のマッドクラストを含む上部ユニットは，1960 年の出来事で
15

376

堆積したと推定され，これは 137Ce ピークに対する泥層の深さに基づく．地点 T14 の最下位

377のユニットは 1954 年以前の出来事に起因する．これは歴史記録で補完された我々の多重代378

替指標アプローチ結果に基づく．我々の研究地域に記録されたそれらの証拠の要約を図 8 に379

示す．時系列は 2 地点しか得られていないが，これらの要約図はユニットの産状と層位に基

380

づく．

381
382
383

5.2.1.イベント 2 - 1964 アラスカ津波
137

Cs 放射能プロファイルと我々の多重代替指標アプローチから得たデータに基づくと，

384

地点 T23 のマッドクラストを含む上部ユニットは，ＭＷ 9.2 のプリンスウィリアムサウンド

385

地震（NZTD，2015）によって発生した 1964 年のアラスカ津波に起因する．その結果として386生じた津波は北アメリカで壊滅的だが，ニュージーランドのような南太平洋周辺地域での比387

較ではほとんど影響がなかった（de Lange and Healy，1986）．しかしながら，Lyttelton ハ388

ーバーでは水位が最大 1m 上昇した影響が見られた（Berkman and Spaeth，1967）
．さらなる

389

報告では，Teddington で水が「排水溝まで」届いたことが記されている（The Press，1964

390

年 3 月 30 日）．これは，この津波の浸水の程度が 1960 年と 2010 年のそれよりもおそらく小391

さかったことを示す（図 8）
．

392
393

5.2.2.イベント 3 - 1960 年バルディビア津波394

地点 T23 で 1964 年の推定津波堆積物より下位のユニットの層序学的位置は，我々の多重395

代替指標アプローチからの結果と地点 T23 での 137Cs 放射能プロファイルと地点 T14 で組み

396

合わせで裏付けられ，さらに，マッドクラストを含むそのユニットは，おそらく 1960 年の397

バルディビア津波によって堆積したことを示す．1960 年の津波は南チリ沖の MW9.5 のバルデ

398

ィビア地震によって引き起こされ，20 世紀にニュージーランドで記録された最も広範囲の399

イベントであった（de Lange and Healy，1986）．これは，2010 年と 1964 年の津波よりも400

著しく大きいイベントである（NZTD，2015）．Lyttelton では，波は高潮線より上 3.5 m に達
16

401

し，研究区域の北東 8km の Lyttelton ハーバーので電気設備に損傷を与えた（図 1B）
（de

402

Lange and Healy，1986）．Teddington では，居酒屋が洪水で浸水し，地主がカヌーを使って403

地域を横切って移動するといったことを含み（S. Hamilton，私信., 2013），広範囲が浸水404したとされる．

405
406

5.2.3.イベント 4 - 日付不明

407

年代の文脈がなければ，4 番目の堆積物を特定のイベントに割り当てることは困難だ．そ408

れはわずか（地球化学，珪藻，帯磁率）だが，この地域の津波イベントに典型的な特徴を示

409

す最下層のマッドクラストの不連続層によって示される．調査地域の全地点で，土壌が類似

410の粒度分布（図 3）と化学組成（図 5 と 6）を示すことから，それらの場所の堆積速度は同411

じと仮定するならば，マッドクラストを含むユニットが深さ約 20cm にある場所はほかにも412ありそうだ．少なくとも 1960 年代以降には，この場所では農耕によって堆積物が撹拌され413ていることが報告されていることから D. Templeman，私信, 2013），4 番目の堆積物はもと414

よりその上位の堆積物まで撹乱されているかもしれない．あるいは，それはより古い出来事

415の堆積学的証拠かもしれない．堆積速度が一定とするならば，それは 1882 年から 1918 年の416間に堆積し，コアの基底（23-23.5cm の深さ）の泥シーケンスを覆う土壌の堆積開始は 1859-

417

1889 年頃になる．干潟は過去にはさらに内陸に広がっていたが，1850 年代のヨーロッパ人

418の入植後の土地開拓によって引き起こされた海岸線への堆積物の供給速度の増大で，海岸線

419は沖側に移動した（Curtis，1985，Hart，2004，Goff，2005）．しかしながら，この年代決定

420は，低い 137Cs 放射能と侵食や圧密の可能性に関する情報の不足のため，暫定的である．

421

1 つの可能性のある起源は 1922 年の津波だ．1922 年のイベントは，その規模にもかかわ

422

らず，よく報告されており，ニュージーランドでは，クリスマスの日に到着し，Lyttelton

423

ハーバーで静振(セイシェル)が報告されている（de Lange and Healy，1986）．Goff（2005）

424

は，現在の調査地域の北北西約 2km の場所を調査し（図 1B），14C，210Pb，137Cs のデータに基425

づいて，深さ約 52cm の津波堆積物を 1868 年のイベントに対比した．これと同じ津波が，
17

426

T14 地点と Teddington の他の地点で深さ 18〜20cm のマッドクラストを含む下部ユニットの427起源だったかもしれないが（図 2，8）
，後者は深さ約 20cm でより浅く，それゆえ 1922 年の428

イベントが堆積物のより可能性の高い原因かもしれないことを示す．他の可能性は 1877 年

429

または 1883 年のイベントである．このイベントの年代をよりよく確立するにはさらなる研430究が必要である．

431
432

6．結論

433

堆積物，地球化学，珪藻，137Cs 放射能プロファイルと歴史記録を含む，多重代替指標は，

434

ニュージーランド，南島の Teddington で最大 4 つの津波の証拠を提供する．これらの歴史

435

イベントはすべて比較的小規模で，海水で土地を浸水している間，ほんのわずかな被害をも

436

たらし，そして典型的な認識可能な堆積証拠を残していない．しかし，近くの港の干潟から437供給されたと思われる小さな灰色のマッドクラストは，調査地を横切って不連続な層で発見

438

され，土壌断面におけるその層位は津波浸水に伴う有機物含有量，地球化学，珪藻群集の変439

化と調和的である．137Cs 放射能プロファイルを用いた年代制限は，これらの不明瞭な堆積物

440

が 1960 年と 1964 年のイベントによることを示す．最近の 2010 年のマウレ津波についての441

堆積学的証拠はなかったが，歴史記録は氾濫の内陸限界を示す地球化学的データを支持する．

442

追加のデータが存在しない場合には，第四のイベントと推定される不連続層の証拠は結論づ

443

けられないが，堆積物は，どちらもチリが起源の 1868 年または 1922 年の津波のいずれかに444

関連付けることができる．しかしながら，例えば 1877 年と 1883 年の津波などの他のイベン

445

トの可能性も現時点では排除できない．

446

本論文は，津波堆積物の特徴は複雑で特定の時間や場所に特有のものであることが多いが，447

広い学問分野を網羅する多重代替指標分析は，堆積物断面のわずかな変化をより確実に識別448

できることを示す．津波堆積物は必ずしも周囲の堆積物断面と著しく異なっている必要はな

449

く，明確に識別できるわけでもないことに留意する必要がある．

450

岡嵜颯太・北村晃寿
18