1

Micropalaeontological evidence for the Holocene earthquake history of the2eastern Bay of Plenty, New Zealand, and a new index for determining the3land elevation record. Hayward Bruce W., CochranUrsula, Southall Kate,

4

Wiggins Emma, Grenfell Hugh R., Sabaa Ashwaq, Shane Phil R., Gehrels

5Roland. 2004, Quaternary Science Reviews, 23, 1651-1667.

67

ニュージーランドのプレンティ湾東部の完新世の地震の歴史に関する微化石の8

証拠と標高の記録を決定する新たな指標

9
10

要旨

11

ニュージーランドのプレンティ湾東部にあるオヒワ湾の高潮線付近から採取

12された 3 本の完新世の堆積シーケンスには，地震によると思われる急激な標高13

変化がみられ，その変化を確認するために有孔虫と珪藻の化石が使われている．

14

有孔虫のセンサスデータと珪藻のセンサスデータのモダンアナログの補正セッ

15

トは，当時の塩分や潮位を推定するために用いられ，地震性の垂直変位の定量

16化に役立っている．振動性コアで採った 3 つのシーケンスの年代モデルは，テ17

フラ層序と放射性炭素年代を組み合わせて作成している．

18

新たな指標である標高の記録（LER）は，時間と深度のグラフに，地震によ19る垂直変位を図で表すために導入されている．また，LER を計算するために使20

われる要素である，微化石から推定された指標深度，推定された堆積物の密圧，

21

ニュージーランドの完新世の海面曲線もプロットされている．

22

海岸線の 3 km にわたるオヒワの 3 本のコアすべては，淡水成堆積物と潮間23帯の堆積物の両方を含む．淡水成の泥炭あるいは土壌と，その上位の潮間帯の124

泥との，境界は明瞭な浸食面であり，この境界面はそれぞれのコアで約 2 m の25

大きな沈降イベントの記録であり，暦年代でおよそ 2600 年前を示す．最も深26

いコア（7.4 m）は，これが過去 8000 年で起こった唯一の重大な垂直変位イベ27

ントであることを示す．小さな沈降イベント（0.3－0.7 m）は，1 つのコアの最28

上部にみられるが，他の 2 つのコアにはない．これはおそらく，あまり知られ29ていない 1866 年の Taneatua 地震による，局所的な沈降の結果かもしれない．

30

オヒワ周辺には，過去の地震性変位の記録はないが，更新世中期の間氷期の31

海成堆積物は，いくつかの確認された断層ブロックでは 10－60 m 隆起してい32

る．私たちの研究は，完新世の少なくとも 2 m の地震性の沈降と，大地震の再33

発期間が約 5000 年であるという決定的な証拠を与える．

34
35

1．導入

36

完新世の沿岸堆積物中の有孔虫と珪藻の微化石記録は，古環境変化を復元す37るための説得力のある手段である．世界中の地殻変動が活発な地域では，これ

38

らの変化が，大地震の歴史や再発期間を記録した急激な地震性の垂直変位の証

39

拠を与えるかもしれない．

40

海から庇護された港やエスチュアリーでの有孔虫の分布パターンは，主に塩41分や潮位の変化に影響される （e.g., Hayward et al., 1999a）．現世のニュージ

42

ーランドのエスチュアリーの環境でのトランセクト横断研究の多くは，潮位変43

動と塩分プロキシーに関する有孔虫の分布パターンを記録している（e.g.,

44

Hayward et al., 1997, 1999a, b, 2004）．これらのモダンアナログとの化石群集

45の定量的な比較が，より古い完新世の古環境の潮位変動や塩分の定量的推定を46可能にする．
2

47

有孔虫は汽水や海水のみで生息するが，珪藻は淡水や非海洋性土壌でも生息48できるため，珪藻はそのような古環境も記録する．珪藻の分布は塩分に強く影

49

響され，底質の影響はそれほど受けない（Denys and de Wolf, 1999）．ニュー50

ジーランドの珪藻のモダンアナログ補正の補正用のセットは，沿岸水域のさま

51

ざまな場所から集められており（Cochran, 2002），過去の環境の決定や塩分の52

定量的推定に用いることができる．

53

有孔虫と珪藻の化石記録は補完的なものである．珪藻は幅広い環境に生息す

54

るが，汽水中では有孔虫や有殻アメーバ（本研究では見られない）を使うと，

55

より正確に潮位変動を推定できる．有孔虫は，内生でより大きいため，表在性56

浮遊性の珪藻よりも死後運搬や混合の影響を受けにくい．より酸性の埋没環境

57

では，有孔虫の外殻（特に石灰質の部分）の多くは溶解によって破壊されるが，

58

珪藻の殻は大抵残る（例えば本研究）．より塩基性の埋没環境であるなら，石灰59

質の有孔虫は多いが，珪藻の記録はしばしば保存状態が悪い（e.g. Ahuriri60

Lagoon, New Zealand, Chague-Goff et al., 2000）．

61

地震による変位の研究に有孔虫と珪藻の微化石が使われたのは北米沿岸が始62

まりで（e.g., Hemphill-Haley,1995; Guibault et al., 1996; Nelson et al., 1996a;

63

Kelsey et al., 1998; Shennan et al., 1999; Sherrod, 1999, 2001），現在では地64

震の発生しやすい他の地域にも広がっている（e.g., Sawai et al., 2002）．有孔65

虫や珪藻を利用した，沿岸の海洋環境における地震性の変位の認定の助けとな

66

るニュージーランドの研究もいくつかある．どちらの化石群も，カピティ島の67

オクペラグーンの 1.5－3 m の隆起を認定する際に役立った（Goff et al., 2000）．

68

1 m のコア中の有孔虫は，ホークス湾のアフリリラグーンにおける 2 m の沈降

69とその 500 年後の 1.5 m の隆起（1931 年のネーピア地震）の認定に使われた
3

70（Chague-Goff et al., 2000; Hayward et al., 2004）．珪藻は，タウポ湿地にお71

ける 2000 年前－3000 年前の 2 度の地震性隆起イベントと，ウェリントンのコ72

ハンガピリピリ湖の 7000 年間の 4 つのイベントの認定に使われた（Cochran,73

2002）．

74

これは，完新世の沿岸環境の塩分変化と標高変化を定量的に推定するために75

有孔虫と珪藻を合わせて使った，ニュージーランドでの初めての例である．研76

究場所にプレンティ湾東部のオヒワを選んだのは，完新世の地殻変動や地震活

77

動がはっきりしなかったためである．この場所は，第四紀中期から後期の間に78

明らかに隆起した断層ブロックに位置しているが，活発に隆起するニュージー

79

ランドの他の沿岸地域とは異なり，隆起した海岸段丘の明瞭なものがみられな

80

い（Beanland and Berryman, 1992）．オヒワ湾東部のワイオタヒエスチュア

81

リー周辺（Fig. 1）から採取した数本の短いコアには，完新世中期－後期に少な

82

くとも 1 度の沈降イベントを示唆する堆積記録がある（Marra, 1997）．

83
84

1.1. プレンティ湾東部の完新世のテクトニックセッティング

85

ニュージーランドの構造と地震活動は，斜めに沈み込むプレート境界に位置86

していることと深く関わっている．プレンティ湾地域はオーストラリアプレー

87

トの上にあり，太平洋プレートがその下を西に潜り込んでいる．第四紀の細い88

火山弧（タウポ火山帯，TVZ）はプレンティ湾中央を北東から南西に通ってお89り，オヒワ湾からは 5－10 km 西を通っている（Fig. 1）．完新世の 5 度の大規

90

模な流紋岩質（イグニンブライト質）の噴火が，オカタイナ火口やタウポ火口

91とその南で起こり（Shane, 2000），北東に位置するオヒワの北東部の集水域に

92

大量の軽石と火山灰をもたらし，これらはオヒワ湾の端にある新しい堆積シー4

93

ケンスに有効な鍵層となる．

94

プレンティ湾の海岸周辺で，TVZ は南北方向の北島剪断帯と交差し，この剪

95

断帯はファカタニ地溝を形成する（Nairn and Beanland, 1989）．海岸ではこ96の地溝がファカタニ断層からその西 15 km にあるマタタ断層まで広がってい97

る（Fig. 1）．地溝の沈降（最大で約 2 km）は，100 万年前から始まり，現在で98

も約 1－2 m/a の長期的平均速度で沈降し続けている（Nairn and Beanland,99

1989; Beanland and Berryman, 1992）．完新世初期の海面上昇時には，海は南100に広がりファカタニ地溝に入り込み大きな湾を形成し，最近 5000 年間で，徐々101に火山性堆積物で埋め立てられ海岸線は後退し，2000 年前までに直線的な海岸102線が形成された（Pullar and Selby, 1971）．

103

ファカタニ地溝やオヒワ湾の高まった縁辺にある丘は，中生代の砂岩を不整104

合で覆う，中期更新世の浅海堆積岩（オホープ層）で構成されている（Healy et105al., 1964; Healy, 1967）．オヒワ湾周辺では，オホープ海成層が非海成の礫層（約10660－50 万年前のワイオタヒ礫層―Manning, 1996）へ変化し，さらに降下テフ

107

ラ（約 50－40 万年前のオヒワ湾亜層群，Manning, 1996）になり，広範囲の隆108平面を形成する．この隆起面は，ファカタニとワイオタヒエスチュアリーの間

109のオヒワ地域の 4 つの断層ブロックを規定する助けとなる（Fig. 1; Beanland

110

and Berryman, 1992）．最も西のブロック（ファカタニ断層とオホープ断層の111間）が最も高く，オホープの海成堆積物が 50 万年間に現在の海水準より少なく

112

とも 60 m 隆起している．3 つのブロックは東に向かって次第に低くなり，ワ113

イマナ断層とワイカリモアナ断層の間には切れ目があり，我々のコアの採取地

114

点もそこに位置し（Fig. 1），海成層の最上部は海面より約 10 m 高い（Chappell,

1151975）．
5

116

オホープ層が堆積したと推定される中期更新世の間氷期に（Kear, 1997），現

117

在よりも海面が 6 m 以上高かったということはないだろう（Vezina et al., 1999;

118

Murray-Wallace, 2002; Nichol, 2002）．したがって，これらの海成堆積物の最119

上位の現在の標高は，堆積後に起きた隆起の最小値を反映するだろう．約 15 m

120に及ぶ河川成のワイオタヒ礫層は，礫層の南にある剪断帯の砂岩域の加速的隆121起の結果堆積したものだろう．礫層は，広大な海岸平野を形成する北に流れる

122

いくつかの川の河口で堆積したと思われ，海面から数 m も上にあるということ

123はないだろう（おそらく間氷期の高海水準期）．したがって，我々の調査対象の

124

断層ブロック内にあるオヒワ湾入口の東部のワイオタヒ礫層の最上位の約 25

125m の標高（Chappell, 1975）は，過去 50 万年間で 10 m 以上隆起できたことを

126

示唆する．

127

完新世の断層崖が，ファカタニ断層とワイマナ断層上でみられ，滑り速度は

128

0.7－1.1 mm/a，垂直方向に対する右方向の比率は約 0.5－1 である（Beanland

129

and Berryman, 1992）．オヒワ地域のこれらの剪断帯断層では，過去 150 年間

130

活動は記録されていないが，地元の伝承では 1866 年にファカタニ断層上のタ

131

ニーチュアを揺らした大地震があったとされている（Kear, 1997）．

132

プレンティ湾沿岸の最も地震活動が活発な地域はファカタニ地溝である．そ133

こでは 1977 年に震源の浅いかなり大きな歴史地震があり（ML 5.4; Richardson,

1341989），1987 年にはエッジカムで 2 m の局所的な沈降があった（ML 6.3; Blick135

and Flaherty, 1989）．ファカタニ地溝の，相当な沈降を起こす地震の再発期間

136

は 200－300 年と推定される（Berryman and Beanland, 1989）．

137
138

1.2. オヒワ湾のセッティング6

139

プレンティ湾東部のオヒワ湾は，オホープ断層とワイカリモアナ断層の間の140

更新世の堆積岩を浸食した河川の谷が水没したものである（Fig. 1）．谷の河口

141

はオホープ砂州とオヒワ砂州によってほとんど塞がれており，ほぼ閉鎖したエ

142

スチュアリーとなっている．現在の 24 km2 の潮間帯の 70 %が完新世の堆積作

143用と考えられる（Richmond et al., 1984）．オホープ砂州の大部分は，タウポの144

巨大噴火で噴出した軽石と，その後の，軽石が浸食された堆積物のファカタニ

145

地溝帯を通じてのプレンティ湾沿岸の砂システムの流入で，2000 年間に成長し146たものである（Pullar and Selby, 1971; Richmond et al., 1984; Beanland and147

Berryman, 1992）．オホープ砂州先端の最近の東進は，湾口の反対にあるオヒ

148

ワ砂州の北東への後退と調和的である．したがって 2000 年以前は，オヒワ湾

149

は西か南西に延びたより長いオヒワ砂州に囲まれていたかもしれない．より弧150状の完新世の砂州の残部は，今や湾口の内側の低い島々を形成し（Fig. 1），完151

新世中期のオヒワ湾が現在より小さかったことを示唆する．

152
153

2. 方法

154

2.1. コアリング

155

春の高潮線（HWS）付近の 3 地点（Oh1, 2, 3）を，オヒワ湾の海岸線付近の

156

コアリングに選んだ（Table 1, Fig. 1）．微化石記録の運搬や混合の可能性を減

157

らし，また，川のチャネルの移動による塩分と堆積物の変化の可能性を減らす

158

ため，河口から離れ庇護されているこの地点を選んだ．それぞれの地点におい

159て振動性コア（直径 0.075 m）で採取し，採取する深度はアルミ管の長さ（7.36160m, Oh1）あるいは堆積物の硬さ（3.25m Oh2; 1.74m Oh3）で決定した．

161
7

162

2.2. 微化石処理

163

有孔虫の研究のために，38 個のコアサンプル（5 cm3）を目開き 0.063 mm

164のふるいで洗浄した．同定と全個体数調査のために試料を約 100－200 の底生

165

有孔虫を含むまで分割（Scott and Hermelin,1993 の案を使って）した．計数

166

は，分析と解釈のためにパーセンテージで標準化した．種は Hayward et al.

167(1999a)を参照して同定した．

168

珪藻の研究のために，26 個のコアサンプル（乾燥重量約 1 g）を H2O2 で分169

解して有機物を除去し，HCl 中で加熱して炭酸塩を除去した．砂は水柱を通し170て沈殿させることで除去した．粘土は，希釈したヘキサメタリン酸ナトリウム171

で洗浄し，浮いてきた微粒子を繰り返し取り除くことで除去した．珪藻のスラ172

イドは，試料のごく一部をカバースリップ上で乾燥させて作り，Nephrax で封

173

入した．

174

できるだけ各サンプルで 300 の珪藻の殻がみられるようにした．種は，標準

175

的な分類（e.g., Hendey, 1964; Hustedt, 1985; Krammer and Lange-Bertalot,

176

1986; Krammer, 1988, 1991a, 1991b; Hartley, 1996; and Witkowski et al.,1772000）を用いて同定し，環境の優先性に従って塩分と生息地のカテゴリーに分178類した（Tables 2 and 3）．

179
180

2.3. 層序学的珪藻帯の同定

181

層序学的珪藻帯は各コアの基底から順にローマ数字でつけていき，珪藻帯が182

コア間で対比できることを意味しているわけではない．これらの珪藻帯のコア183ごとの決定は，非類似度係数として弦距離を用いた種の相対度の制約付き単連

184

結クラスター分析のプログラム ZONE（Juggins, 1991）を実行した．珪藻帯の8185

境界定義のためには，弦距離 1.05 と区切り，樹形図を作成した．適した場所な186

ら，岩石学的変化が正確な境界を決定する．

187
188

2.4.古標高の定量推定

189

有孔虫化石が堆積した時の潮位は，Hayward et al.（2004）に記載されてい190

る，底生有孔虫のセンサスデータに基づくモダンアナログ技術（MAT）によっ

191て推定された．弦距離を用いた非類似度係数を，ニュージーランドの庇護され192た港や浅い入江で採集した 224 試料のデータセット（Hayward et al., 2004）

193を用いた現世の有孔虫群集と組成の最も似ているものの決定に使った．モダン

194

データのセットには，オヒワ湾の Oh1 のコアから採取した 13 の化石群集を含195

む（Southall, 2002）．これらの結果から，有孔虫の化石から潮位や水深に関す

196

る 2 つの推定値を算出した：（1）最も類似した現世の 5 つの動物群の平均標高

197と範囲（2）弦距離を用いた非類似度係数＜30 のすべての現世の動物群の平均

198（Hayward et al., 2004）．これらの計算により，潮汐の範囲を標準化し，調査

199

地点（オヒワ湾の標高 1.5 m）の範囲に換算した．これらの標高推定値の信頼200性は，多くの要因によって決まり，それらの最たるものは，モダンデータのセ201

ットによって表される環境適用範囲にある．

202
203

2.5.古塩分の定量推定

204

古塩分の指標値（ニュージーランド限定指標）は，有孔虫の化石群集のカウ

205

ントと Hayward et al.（2004）が記した公式から算出した．ニュージーランド206

限定指標（NZCI）の値は 100（淡水）から 0（通常の塩分）である．

207

古塩分の推定値は，珪藻化石のセンサスデータからも算出した．定量的な塩9208分のプロットは，珪藻の沿岸域の補正のセット（Cochran, 2002）と C2 プログ

209

ラムによる加重平均の方法（Juggins, 2003）から算出した．縮小を除去する逆210

アプローチを行い，交差検証はブートストラップによって行った．それぞれの211

コアに 2 つのモデル―単純な加重平均（WA）と耐性の広い種の加重を下げた

212

加重平均（WAT）で解析した．コアの汽水の部分と汽水からの海水の部分にみ213られる珪藻を基にした 2 つのモデルの間には，いくらかの相違がある．これは，

214

汽水環境特有の変動（したがって，絶対的な塩分の値の測定や復元は困難）と，

215

珪藻群集の 50 のモダンアナログを使った補正のセットの小ささの影響である．

216

古塩分の絶対的な値を推定するのは難しいが，ゾーンの境界を越えて発生し217た古環境の変化の量を評価することには有効であると考えられるため，3 つの218

復元をここで示す．

219
220

2.6. 標高の記録（LER）の算出

221

地震による垂直変位によって生じた標高変化（LER）をグラフで表現するた222

めに，新たな指標を導入した．また，グラフに表すことができるのは，コアの223

シーケンスの LER を計算するときに使った要素（例えばコアの深さ，推定され224

た深度，推定された圧密）である．

225

標高の記録は各コアに対して次式で見積もることができる：

226

LER ＝ D＋I＋T－C－H，

227

D はコアサンプルの深度，I は微化石が堆積した深度，T は現在の海水面に対228する潮位（Gibb, 1986 による）；C は推定された圧密，H はコアの表面の標高229を示している．I，T，H はニュージーランドの基準（＝春の大潮の干潮の海水230準）から計算した．LER の値は，それぞれのコアに共通して分布する鍵層から
10

231

決められ，時間と深度のダイヤグラムにプロットされる．重要な試料の採取ポ

232

イントは，化石群集から見積もられる確かな堆積深度（I）を示すところ，ある233

いは I の突然の変化を示すところである．我々のコアは固結した基質を貫通し234ていないため，下位の堆積物の圧密量（C）は推定である．推定された圧密量を235変化させると LER の推定値は変化する．本研究では，堆積物の厚さの 20－50％236を圧密量と推定し，これは下位の堆積物に関して先行研究から明らかにされて237いる厚さと性状に依存する．

238
239

2.7. 試料とデータの保管場所

240

各コアは，ニュージーランドの化石記録のファイルデータベースに登録され241ている（Table 1）．洗浄された有孔虫の試料と抽出した有孔虫群集は，オーク242

ランド大学地質学科（コア Oh3）あるいはプリマス大学地質学科（コア Oh1 と243

コア Oh2）の収蔵庫に保管されている．珪藻の残渣とスライドは，ローワー・244

ハットにある地質学原子力科学研究所に保管されている．有孔虫と珪藻のセン245

サスデータは地質学原子力科学研究所の ftp://ftp.gns.cri.nz/pub/archive/2003/

246に所蔵されている．

247
248

2.8. 放射性炭素年代とテフラの年代

249

14C 年代の示されたテフラは Shane（2000）からのもので，鉱物含有量とガ

250

ラスの化学組成から同定した．追加の放射性炭素年代測定は，ワイカト大学の251

放射性年代測定研究所で行った．全ての 14C 年代は，OxCal v3.9 というプログ

252

ラム（Bronk Ramsey, 2003）を使って暦年代に変換した．Table 4 参照．

253
11

254

3. コア Oh1

255

3.1. セッティングと年代

256

リーブス通り終点近くの平均潮線にある塩性湿地の泥質土壌から，振動性コ

257

アで 7.36 m の長さのコアを採取した（Table 1）．そこは小さな入江の南東の角258に位置し，南西の角に向かって流れる川の河口の 50 m 東にある（Fig. 1）．掘259

削地点は，300 m のマングローブの低木によって，潮間帯の泥質砂の低地から260隔てられている．掘削地点における現在の満潮時の塩分は 30－34 g/l である．

261

再堆積したロトマテフラ（暦年代で約 9500 年前）が深度 6.42 m にあるの262

で，コア（7.36 m）の基底は，暦年代で約 10,000 年より古いことはない（もう263

少し新しい可能性がある）．ロトマテフラの上位には，さらに再堆積した 3 つの264

テフラユニットとその場で堆積した可能性のある 2 つのテフラユニット（Table

265

4, Fig. 2）が 14C 年代のをコントロールする．暦年代でおよそ 5550 年前のファ

266

カタニテフラユニットの上位の深度約 2 m には古土壌がある．加速器質量分析

267

計の測定により，古土壌（m）の最上部の小枝は暦年代で約 3300 年前のもので268ある（Table 4）．残念ながら，放射性年代を決定する追加の貝殻は，コアの上

269

半分にはみられなかった．

270
271

3.2. 化石研究（化石記録 No. W15/f94）

272

有孔虫の研究のために 17 試料を処理した（Southall, 2002）．深度 1－3 m の273

6 試料は化石を含んでいなかった（Fig. 2）．上部 0.5 m の 2 試料は，わずかに274

膠着質有孔虫を含み，3.5 m 以深の全ての試料は多数の石灰質 Ammonia 属の275

内壁を含み，しばしば膠着質有孔虫も見られた．無傷な石灰質試料は保存され276ておらず，そのすべてはおそらく低い pH の地下水の溶解で失われたと思われ
12

277

る．珪藻の研究のために 11 試料を処理し，すべての試料は多数の珪藻殻を含ん278でいた．堆積相の変化を通じての珪藻群集の変化を，4 つのゾーンで分けた

279（Figs. 2 and 3）．

280
281

3.3. ゾーンⅠ

282

シーケンスの下部（7.36－2.46 m）のゾーンⅠは，時々貝殻を含む塊状の灰283

色の泥からなる．そこには，再堆積した軽石質砂層や細礫の層がレンズ状に複284

数挟まれている（Fig. 2）．このゾーンは 5 つの珪藻群集試料で定義され，これ285

らは主に海生から汽水性の珪藻と，どちらでもない底生種からなり，海生種を286伴う（Fig. 3）．塩分耐性の異なる種の比率の差異は多少あるが，環境変動とみ287なすほどではない．全ての珪藻群集は，汽水域から海水域の潮間帯の環境の典288型である．これは，このゾーンの大部分にみられる有孔虫群集が Ammonia 属

289

を含む 8 つの有孔虫群集であることで支持される．この属の有孔虫が主体で他290の属がごくわずかという有孔虫群集は，低塩分の下部エスチュアリーあるいは291

庇護された入江の上部の潮間帯で，海藻の無い泥や砂の水底に典型的な群集で292ある（Murray, 1991; Hayward et al., 1999a）．この解釈は，「珪藻と有孔虫に293

基づく古塩分の推定値（塩分 10－27 g/L , NZCI 約 30）」と，「MAT により推294定された広範囲に及ぶ潮間帯の標高」の両方に支持される（Fig. 2）．

295

生 息 場 所 で 化 石 に な っ た こ と を 示 す 合 弁 の ト リ ガ イ （ Austrovenus

296

stutchburyi）および片殻や破片化したトリガイの貝殻が，このゾーンに散在し297ている．トリガイは，通常の海水あるいはやや低塩分の汽水，庇護された入江

298

やエスチュアリーの下部の干潟（約 10 m）に生息する（e.g. Hayward et al.,299

1999c）．泥地に生息する巻貝（Amphibola crenata）の化石が 3 つのコア底部
13

300

の 5－7 m の間から産出した．この巻貝は，庇護された入江やエスチュアリー

301の下部の高潮線付近の狭い高度内に生息する（e.g. Hayward et al., 1999c）．巻

302

貝の重い殻は沖合に流れ出てしまう可能性もあるが，一般的には高潮線付近に303堆積する．このコアに巻貝の化石が 3 つ産出することは，この部分は植生に覆304

われた塩水性湿地帯を超えた高潮線付近に堆積したことを示唆する．

305
306

ゾーンⅠとⅡの間には，厚さ 0.4 m の級化を示す軽石質砂層（初生はファカ
タニ・テフラ，暦年代で約 5550 年前）がある．

307
308

3.4. ゾーンⅡ

309

ファカタニ・テフラの上にあるゾーンⅡ（2.07－1.83 m）は，厚さ 0.2 m の310

黒色の有機物質古土壌である．植物の根はこのゾーンの古土壌から下 1 m まで

311

及ぶ（Fig. 2）．このゾーンは 2 つの珪藻試料で規定され，好気性の種が大部分312を占める底生の生息地にいる，淡水や塩分耐性の低い種からなる（Fig. 3）．こ313の群集は，潮汐の影響から完全に隔離された淡水性湿地に特有のものである．

314

2.05－2.07 m の試料には，海水や汽水で生息する種もわずかにみられたが，珪315

藻の殻の多くが壊れており，他の場所から湿地の中に運搬されてきたことを示

316

唆する．有孔虫化石と軟体動物の殻の化石の欠如や多数の根の存在は，このゾ

317ーンが植生に覆われた淡水性湿地であったことと調和的である．

318
319

3.5. ゾーンⅢ

320

ゾーンⅢ（1.83－約 0.8 m）は，古土壌（暦年代で約 3300 年前を示す）の上

321

面の浸食面の上にあり，塊状の灰色の泥からなる．このゾーンは 2 つの珪藻試

322

料により規定され，ゾーンⅠの試料に似た汽水から海水に生息する底生の珪藻
14

323

が 優 占 す る ． と こ ろ が ， ど ち ら の 試 料 も 臨 時 性 浮 遊 性 珪 藻 （ Melosira

324

moniliformis）と植物に付着して生息する珪藻（Cocconeis placentula）が大部

325分を占める．上部の試料（1.12－1.14 m）では臨時性浮遊性珪藻の占有率が最326

大 35％となり，M. moniliformis や Paralia sulcata，Pseudopodosira spp. 1，

327

Pseudopodosira spp. 2 が含まれる．これらの種が好む生息地は，マングローブ

328

や塩水性湿地に沿って並んだ狭い干潟の岬のような，浅く，海水が混合する汽329

水から海水の影響のある地域かもしれない．さらに，Melosira moniliformis や330

その他の臨時性浮遊性珪藻のピークは，栄養の流入やこの地点への海藻の流入331に応答した増殖を示すかもしれない．有孔虫や軟体動物の殻は産出しなかった．

332
333

3.6. ゾーンⅣ

334

このゾーン（約 0.8－0 m）は黄褐色で，植物の根や斑状泥を含み，厚さ 0.07335m の表面土壌に上方級化する．軽石質砂や細礫（タウポ・テフラ）が 0.48 m よ336

り上位に存在する．ゾーンⅣは 2 つの底生の珪藻試料から規定され，それらは337

汽水域の底生種が優勢である．このゾーンの 3 つの有孔虫試料のうち 2 つは有338

孔虫を含み，汽水中や潮間帯に 生息する膠着質有孔虫 Haplophragmoides

339

wilberti が優占する．この種が強く優占する群集は，現在ではマングローブや340

塩水性湿地の高潮線付近の適度な汽水域に生息する（Hayward et al., 1999a）．

341

この地点でのモダントランセクトでは，優占種の H. wilberti も塩水性湿地植

342

生の平均高潮線の狭い（約 2 m）潮間帯に生息する（Southall, 2002）．MAT に343

よる標高の推定では，このゾーンは潮位の範囲の下から 3 番目の場所で（Fig.

3442），現在のコアサイトのセッティングと矛盾しない．ゾーンⅢ（珪藻）とゾー

345

ンⅣ（珪藻と有孔虫）の古塩分の推定値はゾーンⅠよりわずかに低く（Fig. 2），
15

346

淡水の湧出の影響のある海岸線近くの高い潮位と調和的である．

347
348

4. コア Oh2349

4.1. セッティングと年代

350

Ruatuna 通り近くの春の高潮線の平均海面にある塩性湿地の土壌から，振動351

性コアで 3.25 m の長さのコアを採取した（Table 1）．そこは，オヒワ湾のクタ

352

レア岬の東側にある小さな潮間帯の入江に位置している（Fig. 1）．入江の中に353

流れ込む川はわずかで，高潮線での植物帯がよく発達している．約 50 m の塩354

性湿地と 100 m のマングローブの低木によって，コアの地点は入江の入口にあ355

る潮間帯の泥干潟から隔離されている．掘削地点における現在のバックグラウ

356

ンドの塩分は，満潮時で 20－30 g/l である．

357

植物による泥炭層がコアの基底付近（3.19－3.22 m）の泥炭層中の植物は，

358

加速器質量分析計の年代測定では暦年代で約 2800 年前だったが，3－1.2 m に

359

はその他の年代コントロールする試料は無い．放射性炭素年代測定した植物の360

根（暦年代で約 2170 年前）は 2.6 m にあり，これはおそらく，根の張りつめ

361

られた土壌（0.93－0.54 m）の年代を示しているだろう．同定された 3 枚のテ

362

フラユニットはコアの上半分に存在し（Table 4, Fig. 4），さらなる年代調整を

363

与える．コアの基底の 14C 年代を認めるなら，1.12－1.11 m に存在するファカ

364

タニテフラユニット（暦年代で約 5550 年前）は再堆積によるものでなければ365ならない．0.5 m より上にあるタウポ・テフラ層とタラウェラ・テフラ層は，

366

その場に降下して堆積したものとして認識される（Fig. 4）．

367
368

4.2. 化石研究（化石記録 No. W15/f93）
16

369

有孔虫の研究のために 13 試料を処理した（Wiggins, 2002）．コアの最下部

370（3.19－3.17 m）の試料と上部（1.3－0.1 m）の 6 試料からは化石が産出しな371かった（Fig. 4）．最上部（0.05－0.03 m）の試料は少量の膠着質有孔虫を含み，

372

3.1－1.7 m の全試料は石灰質有孔虫の Ammonia 属の内壁を含んでいた．最上373

部の試料より下には無傷の石灰質試料は保存されておらず，すべてはおそらく374

低い pH の地下水の溶解で失われたと思われる．珪藻の研究のために 12 試料

375を処理し，8 試料は高濃度で，4 試料は低濃度だった．堆積相の変化を通じての376

珪藻群集の組成変化は 5 つのゾーンに分けられる（Figs. 4 and 5）．

377
378

4.3. ゾーンⅠ

379

コアの基底付近（3.25－3.13 m）のゾーンⅠは，泥炭質泥からなる．有孔虫

380

化石は産出しないが，淡水性で塩分耐性の無い，底生，臨時性浮遊性，好気性

381の種を含む多様な珪藻群集が産出する（Fig. 5）．この群集は，海の影響を全く382

受けない淡水性湿地の典型である．

383
384

4.4. ゾーンⅡ385

塊状の灰色泥からなるゾーンⅡ（3.13－1.21 m）は，植物の根や小根の密度386が上に向かって増加する．このゾーンは 4 つの珪藻試料で規定され，汽水から387

海水に生息する底生種が優占的で，臨時性浮遊性やどちらでもない種も適度に388含む（Fig. 5）．これらは，潮間帯や汽水域，エスチュアリーで堆積したことと，

389

大型植物の存在を示唆する．いくらかの種組成の小さな変化は，外部から地点

390への流入によって起こるかもしれない．例えば，ある試料（2.72－2.70 m）で391

は淡水や浮遊性の要素がわずかに多く，淡水性湿地からの流入があったことを
17

392

示唆する．もう 1 つの試料（2.20－2.18 m）は Melosira moniliformis のピー

393

クを示し，地点への海藻の流入の結果かもしれない．

394

潮間帯の汽水から海水の泥干潟と推定された環境は，このゾーンから

395

Ammonia 属が優占する 5 つの有孔虫群集の産出，珪藻と有孔虫に基づく古塩396分の推定値（塩分 8－24 g/l , NZCI 30），MAT による推定標高が潮間帯である

397

ことにより支持される（Fig. 4）．

398
399

ゾーンⅡとゾーンⅢの間には，厚さ 0.1 m の級化する軽石質砂層（初生はファカタニ・テフラ，暦年代で約 5550 年前）がある．

400
401

4.5. ゾーンⅢ

402

ゾーンⅢ（1.11－0.93 m）は暗灰色泥にある．有孔虫の 1 試料からは化石が403

産出しなかったが，珪藻試料（1.00－1.02 m）には，塩分耐性の無い 2 種

404（Aulacoseira crenulata , A. crassipunctata）が 70％を占める珪藻殻（Fig. 5）405が高密度でみられる．この珪藻群集は，浅く完全に淡水の沼の存在を示唆する．

406
407

4.6. ゾーンⅣ

408

このゾーン（0.93－0.13 m）は，根の張りつめられた泥炭や砂質泥，小根を409含む軽石の層からなる．有孔虫は産出せず，4 つの珪藻試料から珪藻の殻が低410

密度で産出し，センサスカウントはできなかった．耐塩性のない種と淡水性，

411

好気性珪藻がわずかに産出することは，土壌形成環境が森の縁辺部だという推412

定と調和的である．

413
414

4.7. ゾーンⅤ18

415

ゾーンⅤ（上部 0.13 m）は，小根を含む泥質土壌である．Trochamminita

416

salsa の優占する有孔虫群集がみられ，これは低塩分あるいは高潮線の指標種417であり，淡水湧出の影響を受け，現在の草で覆われた塩性湿地の環境に典型的418にみられる．これは，MAT による標高の推定値が高潮線であることによって支419

持される（Fig. 4）．2 つの珪藻試料は海生底生種の Denticula neritica が優占

420

し，汽水から淡水，あるいは淡水に生息する底生種や好気性種もみられた（Fig.

4215）．このような珪藻の混合は，現在の高潮の塩性湿地の環境と一致する．例え422

ば，海生の D. neritica は，春の高潮や海鳥によって運搬されたらしく（この種423

は潜水鳥類のほとんどにみられる，Witkowski et al., 2000），淡水性好気性種

424

は淡水の流入や表層下の淡水性土壌の再堆積の結果としてこの地点に生息して425いるらしい．珪藻と有孔虫の両方に基づく古塩分の推定値は，高潮の水より低426い塩分（2－10 g/l，NZCI 75，Fig. 4）を示し，丘の裏側の淡水の湧出や，いく427

らかは再堆積を反映しているらしい．

428
429

5. コア Oh3430

5.1. セッティングと年代431

クタレア通り付近の平均高潮線にある塩性湿地やマングローブ低地の泥質土432

壌から，振動性コアで 1.74 m の長さのコアを採取した（Table 1）．この場所は433

大規模な完新統の平野の縁辺部に位置し，オヒワ湾のクタレア岬へ流れる川の434

50 m 北側にある（Fig. 1）．掘削地点における現在の満潮時の塩分は 15－25 g/l

435

である．

436

年代をコントロールする唯一の試料は，排水路付近（層の深さ 1.2－1.3 m）

437

から採取した木で，放射性炭素年代は暦年代で約 3010 年前（Table 4）である．
19

438

残念ながら，放射性炭素年代を決定する追加の貝殻はこのコアにはみられなか

439

った．このコアには多くのテフラ層があり（Fig. 6），それらのすべてが，再堆440

積や大規模な洪水による近くの川からの流れてきたものである可能性がある．

441
442

5.2. 化石研究（化石記録 No. W15/f92）443

有孔虫研究のために 8 試料を処理し，コアの基底（1.1 m より下）の 3 試料

444

からは化石が産出せず（Fig. 6），残る試料はやや豊富な膠着質有孔虫を含むが445

石灰質の種も含む．珪藻研究のためにコアの下部の 3 試料を処理し，明瞭な 2446

つのゾーンを認識したその境界は，浸食による明白な堆積物の変化の境界であ447

る（Figs. 6 and 7）．

448
449

5.3. ゾーンⅠ

450

コアの基底（1.74－1.10 m）のゾーンⅠは，0.16 m の軽石質砂とその上位の

451

厚さ 0.48 m の暗灰色から黒色の有機質泥層からなり，この泥層はしばしば小452

根や流木の大きな破片（近くの水路の露頭面にも見られる）を含む．このゾー

453

ンは 2 つの珪藻試料で規定される．下部（1.54－1.56 m）には，淡水性の底生454

や好気的環境を好む種が優占する，中程度の濃度を持つ珪藻試料がある（Fig.

4557）．古環境は，淡水性湿地周辺のごく浅い沼だったかもしれない．ごくわずか456な珪藻が，上部（1.18－1.20 m）の試料からも産出した．これらは，淡水性の457

種や塩分耐性の無い種で，生息地を選択する浮遊性種である．構成する種と低458

い濃度を組み合わせると，試料は古土壌起源のものであることを示唆する．有459

孔虫化石と貝殻の化石の欠如は，非海成であるという解釈と調和的である（Fig.

460

6）．
20

461
462

5.4. ゾーンⅡ

463

ゾーンⅡ（1.1－0 m）は，軽石質砂とその上位では上方の小根の張りつめら

464

れた黒色泥に変わる．これは 5 つの有孔虫群集で規定され（Fig. 6），潮間帯に465生息する膠着質の H. wilberti が優占し，Miliammina fusca が普通に伴われる．

466

この潮間帯の群集は，汽水の平均塩分（約 10－25；Hayward et al. 1999a）の467

特徴である．高潮線付近に生息する Jadammina macrescens と低塩分に生息468

する Trochamminita salsa が，2 つの上部（0.25 m 以上）の試料から産出する

469

ことは，シーケンスが現在の高潮線の標高まで浅くなったことを示唆する．

470

MAT による標高の推定値は，潮位が変化し得る広い範囲を示すが，このゾーン

471

では中位の潮位から高位の潮位へと浅くなった確率がより高い（Fig. 6）．好気472

性有孔虫や通常の塩分で生息する底生有孔虫が下部（0.75 m 以下）の 2 つの試473

料から産出することは，更新世のオホープ層からの再堆積と考えられ，ゾーン474

Ⅱの軽石質砂が周囲の丘から洗い出され近くの川から運搬されてきたという推475

測を支持する．1 つの試料（0.95－0.98 m）では高密集の珪藻が産出し，それ476

らは汽水から海水性種，汽水性種，どちらでもない種からなり，わずかに海水477

性種を含み（Fig. 7），潮間帯で汽水域の環境と調和的である．珪藻と有孔虫に478

基づく古塩分の推定値は，この地点の現在の汽水域の塩分に類似した，あるい479

はやや低い値である．

480
481

6. 議論

482

6.1. 古環境変化

483

Oh1 の古塩分の復元は，ゾーンⅠとⅡ，ゾーンⅡとⅢの境界で古環境の最大
21

484

変化が起こったことを示す（Fig. 2）．ゾーンⅠは，潮間帯の汽水から海水のセ485

ッティングだが，ファカタニ・テフラの堆積後は淡水性湿地になる（ゾーンⅡ）．

486

この変化は，0.4 m のテフラの堆積の直接的な影響で起こり，隆起の必要はな

487

い．この湿地性土壌の上では，汽水から海水の環境（ゾーンⅢ）に戻り，その488

境界は 1.83 m にある浸食面である．これは，突然の沈降イベントによるもの

489と解釈される．ゾーンⅢからⅣへの変化は，浅くなることや，潮間帯の干潟か

490

ら高潮線付近の塩水性湿地への塩分のわずかな減少と調和的である．

491

Oh2 における古環境の最大変化は，塩分や標高の変化の推定値により示され

492（Fig. 4），ゾーンⅠとⅡ，ゾーンⅡとⅢ，ゾーンⅣとⅤの境界にある．ゾーン

493

Ⅰは淡水性湿地で，汽水から海水のエスチュアリーへの変わり目（ゾーンⅡ）

494

は，3.13 m の明瞭な浸食面である．再堆積と思われる厚さ 0.1 m のファカタ

495

ニ・テフラの堆積物は，潮間帯から浅い淡水性の沼への変化（ゾーンⅢ）に一496

致する．コアの上部の大部分（0.8 m）の古環境（ゾーンⅣ）は，おそらくゆっ

497

くり堆積した土壌である．淡水性土壌（ゾーンⅣ）から約 0.13 m の高潮線の塩498

水性湿地（ゾーンⅤ）への変化は，オヒワの 3 つのコアの中で最も新しい重要499

な古環境の変化を記録している．

500

Oh3 にみられる重要な古環境の変化は，ゾーンⅠとⅡの間にみられる 1 つで

501

（Fig. 8），陸性の土壌環境から潮間帯の汽水性エスチュアリーの環境への変化

502を示す．この変化は 1.10 m の浸食面と一致する．

503
504

6.2. 圧密505

堆積物の固結は堆積物自体の重さで起こり（しばしば自動圧密と呼ばれる），

506

特に細粒で有機物に富む，完新世の海岸の環境における堆積物では重要である
22

507

（Allen, 1999; Haslett et al., 1998; Pizzuto and Schwendt, 1997; Gehrels,

5081999）．約 0.5 と 0.2 の完新世の圧密比は，エスチュアリーの泥が 0.5 で，有機509

質で淡水性の泥は 0.2 である（Bloom, 1964; Pizzuto and Schwendt, 1997）．

510

圧密は，オヒワの 3 つのコアサイト全てにおいて，コア堆積物の堆積時の標高511を決める際に重要な役割を果たすだろう．どのコアも完新世以前の基盤までは512達しておらず，どれほど圧密が起こったかを決める，軟らかい完新世堆積物の513

性状や厚さはわからない．3 つのコアの地理的位置は，下位の堆積物の妥当な514

厚さを知るヒントを与える．小さな入江の縁辺部の Oh2 は，基盤近くまでコア515

堆積物が採取されていると思われる．小さな埋没谷の横で採取した深さ 7 m の

516

Oh1 も，そこの基盤近くまでコアにより堆積物が採取されているかもしれない．

517

大きな谷の横にある，完新世の広大な海岸平野の真ん中に位置する Oh3 の下に518

は，かなりの厚さ（約 20 m）の完新世の堆積物があることは疑いの余地もない．

519

圧密はゆっくりと徐々に起こり，潮間帯中で他の場所より堆積が活発なとこ

520

ろでのみ認識できるだろう．地震性振動の時，急速に起こる（Ota et al., 1995;

521

Nelson et al., 1996b）．したがって，コア内での突然の沈降の記録はおそらく巨522

大地震を意味するが，地殻変動による垂直変位や圧密のいずれか，あるいは一523

般にはそれらの両方による沈降かもしれない．地震性隆起があった場合，振動524による圧密も同時に起こるため，完新世の沿岸堆積物には地震の完全な規模は525

記録されない．

526
527

6.3. 地震性の垂直変位イベント

528

標高の記録は，各コアの顕著な垂直変位イベントを明瞭に示す（Fig. 8）．Oh1

529のコアの下部には，厚さ 5 m の潮間帯の泥がある（ゾーンⅠ）．オヒワの潮間
23

530

帯は約 1.5 m で，基底の泥は高潮線を示す化石を含むため，この 5 m の厚さは531

少なくとも 4.5 m の相対的海水準上昇が必要であり，それはテクトニックな沈

532

降，下位の堆積物の圧密，汎世界的海水準上昇による．後者の説明は，堆積し533たと推定される時代（約 8000－7500 年，Fig. 8）には汎世界的海水準上昇が続534いていたため，もっともらしい．私たちは，ゾーンⅠの堆積期間に地殻変動イ535

ベントが起こったかを決定できる十分な精度の年代を，ゾーンⅠ（ロトマテフ

536

ラ層やママクテフラ層が再堆積したようにみえる）から得られていない（Fig.

5378）．ファカタニ・テフラの堆積中あるいはその直後の小規模な隆起を無視する

538

ことはできないが，潮間帯から淡水への変化をもたらすのに必ずしも必要とい539

うわけではない．Oh1 で唯一明確な地震性変位イベントは 1.83 m にみられ，

540

約 2.4 m の沈降を示す．この 2.4 m のいくらかは地震動による圧密で説明でき，

541

推定された地震性沈降は約 1.5－2 m である．

542

Oh2 のコア内の 3.13 m の浸食面は淡水性湿地から潮間帯への変化を示して

543

おり，おそらく地震による約 2 m の突然の沈降を記録している．地震動による544

圧密を考慮すると，約 1.5 m の沈降となる（Fig. 8）．潮間帯の泥の急速な堆積545（約 0.6 cm/年）や圧密性の沈降の後には，1.2 m における淡水性の沼への変化

546（ゾーンⅠ－Ⅱ）があった．これは，隆起イベントよりも，軽石質砂（再堆積547

したファカタニ・テフラ）の砂州による入江のせき止めの結果かもしれない．

548

陸成土壌とタウポ・テフラの厚さ 0.8 m の堆積の後の，深度 0.13 m での高潮549

線の湿地への変化は，1886 年のタラウェラ・テフラの直下における約 0.3－0.7

550m のやや小規模な 2 度目の沈降イベントを記録する．他の 2 つのコアでは同様

551のイベントは記録されないか，タウポ・テフラ（暦年代で約 1800 年前）より上552

である．したがって，地震性変位である可能性は非常に低い．これは，1866 年
24

553

のタニーチュア地震の地震動による非常に局地的な圧密の結果かもしれない．

554

考えられる別の原因は，コアシーケンス全体の下方への変位による地面の小規555

模な沈降である．

556

Oh3 では，1.10 m に明確に定義された突然の垂直変位が 1 つある．このシ

557

ーケンスは約 2 m の地震性の沈降を示しており，その一部は振動性の圧密によ

558って引き起こされたかもしれない（Fig. 8）．

559

各コアに記録されている主要な沈降イベントは，かなりの確率で同じイベン

560

トである．浸食面の 0.1 m 下以内にある土壌や泥炭の中の小枝や木の放射性炭561

素年代は，暦年代で約 3300 年前（Oh1），約 2800 年前（Oh2），約 3010 年前

562（Oh3）を示す．浸食面はその上位のタウポ・テフラ（暦年代で約 1800 年前）

563から，Oh1 では 1.2 m の潮間帯の泥，Oh2 では 2.7 m の潮間帯の泥や土壌によ564って隔てられている．したがって，この大地震の変位が暦年代で約 2600 年前

565に近い年代に起こったことを示す．

566
567

7. 結論

568

オヒワ湾周辺の沿岸堆積物から産出する有孔虫や珪藻，少量の軟体動物によ569

る化石記録の組み合わせは，完新世における局地的な大地震の歴史に関するこ

570

れまでで最良の証拠である．コアサイトにある比較的酸性の地下水はいくつか

571の有孔虫の記録を破壊し，突然の標高の変化による重要な塩分変化を記録する

572

ためのより有用な分類群は珪藻である．

573

オヒワの最も長いコア（Oh1）は，この地域では大地震による垂直変位イベ574

ントが過去 8000 年間で 1 度しかなかったことを示す．淡水性の泥炭あるいは575

淡水性土壌と，その上位の潮間帯の泥との間の浸食面は各コアにみられ，約
25

576

2600 年前に起こったおよそ 2 m の，同じ地震による沈降を各コアで記録する．

577

この沈降の「断層ブロックの変位」と「下位の堆積シーケンスの圧密」のそれ

578

ぞれの寄与の程度を分離するのは不可能である．

579

Oh2 の約 150 年前の小規模な沈降の原因は不明だが，おそらく 1866 年のタ

580

ニーチュア地震で引き起こされた小規模な地滑りによるものだという説明が最581

良かもしれない．

582

本研究は，オヒワ湾地域における完新世の約 2 m の沈降と，局所的あるいは

583

遠方の断層で発生する大規模な地震（重要な局地的垂直変位あるいは圧密を招584いた）の再発期間が約 5000 年を超えるという証拠を与える．これは，ワイマ

585

ナ断層付近で記録された完新世の垂直変位の約半分である（Beanland and586

Berryman, 1992）．より活発なファカタニ地溝付近で発生する大地震よりも再587

発間隔は 1 桁長く，低頻度である（Berryman and Beanland, 1989）．

588
589

図の説明

590

Fig. 1

591
592

ニュージーランドのプレンティ湾東部の地質図と，振動性コアを採取したオ
ヒワ湾周辺の 3 地点の位置．

593
594

Fig. 2595

Oh1 の層序柱状図，説明（左から右へ）年代コントロール；岩石学的シーケ

596

ンス；微化石試料の位置；軟体動物の微化石；有孔虫群集（H＝597

Haplophragmoides，A＝Ammonia，NF＝化石なし）；珪藻ゾーン（Ⅰ－Ⅳ）；

598

有孔虫のセンサス調査に基づく MAT による当時の潮位の推定値（最も類似し
26

599

た現世の 5 つの動物群の平均標高；弦距離を用いた非類似度係数 30 未満のす600

べての現世の動物群の平均），標高の歴史；珪藻を使った加重平均（WA）と耐601性の広い種の加重を下げた加重平均（WAT）に基づく，標準誤差の範囲の古塩602分の定量的復元；有孔虫に基づくニュージーランド限定指標（NZCI）による古603

塩分の指標値；古環境の解釈．

604
605

Fig. 3606

オヒワ湾の Oh1 のコアの珪藻のプロット．
（A）堆積物中の珪藻の殻の濃度．

607（B）塩分や好む環境による珪藻群集の相対的頻度．（C）種の相対頻度の制約

608

付き単連結クラスター分析による層序区分．

609
610

Fig. 4611

Oh2 の層序柱状図，説明（左から右へ）年代コントロール；岩石学的シーケ

612

ンス；微化石試料の位置；有孔虫群集（T＝Trochamminita，A＝Ammonia，

613

NF＝化石なし）；珪藻ゾーン（Ⅰ－Ⅴ）；有孔虫のセンサス調査に基づく MAT

614

による当時の潮位の推定値（最も類似した現世の 5 つの動物群の平均標高；弦615

距離を用いた非類似度係数 30 未満のすべての現世の動物群の平均；弦距離を616

用いた非類似度係数のすべての動物群の平均＜30），標高の歴史；珪藻を使った

617

加重平均（WA）と耐性の広い種の加重を下げた加重平均（WAT）に基づく，標618

準誤差の範囲の古塩分の定量的復元；有孔虫に基づくニュージーランド限定指619

標（NZCI）による古塩分の指標値；古環境の解釈．

620
621

Fig. 527

622

オヒワ湾の Oh2 のコアの珪藻のプロット．
（A）堆積物中の珪藻の殻の濃度．

623（B）塩分や好む環境による珪藻群集の相対的頻度．（C）種の相対頻度の制約

624

付き単連結クラスター分析による層序区分．

625
626

Fig. 6627

Oh3 の柱状図，説明（左から右へ）年代コントロール；岩石学的シーケンス；

628

微化石試料の位置；有孔虫群集（H＝Haplophragmoides， NF＝化石なし）；

629

珪藻ゾーン（Ⅰ－Ⅱ）；有孔虫のセンサス調査に基づく MAT による当時の潮位630の推定値（最も類似した現世の 5 つの動物群の平均標高；弦距離を用いた非類

631

似度係数 30 未満のすべての現世の動物群の平均），標高の歴史；珪藻を使った632

加重平均（WA）と耐性の広い種の加重を下げた加重平均（WAT）に基づく，標633

準誤差の範囲の古塩分の定量的復元；有孔虫に基づくニュージーランド限定指634

標（NZCI）による古塩分の指標値；古環境の説明．

635
636

Fig. 7637

オヒワ湾の Oh3 のコアの珪藻のプロット．
（A）堆積物中の珪藻の殻の濃度．

638（B）塩分や好む環境による珪藻群集の相対的頻度．（C）種の相対頻度の制約

639

付き単連結クラスター分析による層序区分．

640
641

Fig. 8642

オヒワ湾周辺の 3 つの振動性コア（Oh1－3）の，後期完新世の標高の記録

643（LER）．LER は，主に微化石で示された古環境の解釈（I），圧密を調整（C），

644

堆積速度（H－D）．ニュージーランドの汎世界的海水準曲線（ T，Gibb, 1986 に
28

645

よるが，暦年代に変換）は，Oh1 の下部（4000 年前）を解釈するために用い

646

た．H＝春の低潮線の平均海面（ニュージーランドの基準）より上のコアの表

647

面の標高；D＝コアの深度．

648
649

表の説明

650

Table 1651

オヒワ湾の完新世の振動性コアの地点

652
653
654
655

Table 2珪藻の種を分類する塩分の範囲（塩分は 1 リットルあたりのグラム数（g/l）
で示す）

656
657
658

Table 3珪藻の種を分類する生息地の範囲

659
660

Table 4661

オヒワのコアの放射性炭素年代とテフラの年代

662

14C 年代の示されたテフラは Shane（2000）からのもので，鉱物組成とガラ

663

スの化学組成から同定した；放射性炭素年代測定は，ワイカト大学の放射性年

664

代測定研究所（カタログ番号 Wk）で行った．14C 年代は，OxCal v3.9 という665

プログラム（Bronk Ramsey, 2003）を使って暦年代に変換した．

666

北村・関

29