1

Fujita, R., Goto, K., Iryu, Y. & Abe, T., 2020. Millennial paleotsunami history at Minna Island,2southern Ryukyu Islands, Japan. Progress in Earth and Planetary Science volume 7, Article

3

number: 53

4
5

Abstract6

琉球諸島の南端（西南日本の宮古諸島，八重山諸島）は，数百年間隔で巨大な津波が繰り

7

返し襲われた．したがって，島の古津波の歴史を明らかにすることは，リスク評価にとって8重要である．しかし，津波石と砂質津波堆積物の研究には，古津波の歴史に不一致が存在す

9る．津波石の放射性炭素年代は，過去 2400 年の津波イベントが 150～400 年ごとに発生し10たことを示し，最近のものは 1771 年の明和津波である．八重山諸島の砂質津波堆積物は，

11

過去 2000 年間に 4 つの津波イベントが約 600 年間隔で島を襲ったことを示す．宮古諸島の12

砂質津波堆積物はほとんど研究されていない．そのため，宮古島の砂質津波堆積物を研究す

13

ることは，この地域の古津波の歴史を明らかにするために非常に重要である．宮古諸島最西14端の水納島でトレンチ調査を行った結果，1771 年の津波で運ばれたサンゴの津波石の下に152 層の砂質津波堆積物が見つかった．上位の津波堆積物は，層序学的に津波石に対比される

16と推測されることから，1771 年の津波によって堆積した可能性が高い．しかし，下位の津17

波堆積物はおそらく 700～1000 年前に堆積したもので，八重山諸島で報告された古津波の18

年代範囲内で一致する．本研究と先行研究で見つかった砂質津波堆積物は厚く，島の中で高19い場所でかつかなり内陸に堆積しているため，これらは 1771 年のイベントと同様の大津波

20

イベントの有用な目印である．しかし，報告されている様々な大きさの津波石は，海岸やリ21

ーフに沿って堆積している．それらは，大津波イベントだけでなく小津波イベントによって22も形成される可能性がある．各津波堆積物が，島の標高（最大 12m，研究場所は標高７ｍ）

23に比べて，粗くかつ厚い（40～48 ㎝）ことは注目に値する．津波が過去数千年の間に約 600

24

年間隔でこの地域に繰り返し影響を与えたと仮定すると，津波は水納島のような小さなサ

25

ンゴ礁に囲まれた島をつくるための重要な地形学的営力であったかもしれない．

26
27

Introduction

28

地質学的記録から古津波の歴史を理解することは，長期的な津波リスク評価にとって重29

要である．メートルサイズの津波石は，そのような例の１つである（Goto et al. 2010a）．

30

西南日本の琉球諸島南部の宮古諸島と八重山諸島の海岸線に沿って，古津波によって運搬31

され堆積した津波石が多数観察された(Fig. 1, Goto et al. 2010a, b, 2019)．津波石と呼ばれ32るこれらの石は，サンゴ岩(Kawana and Nakata 1994; Omoto 2012; Araoka et al. 2013)を含

33

む．津波石の放射性炭素年代から Araoka et al. (2013)は，過去 2400 年の間に 150～400 年

34の間隔で 8 つの津波がこれらの島を襲ったと統計的に推測した．最新のイベントは，1771

35

年の明和津波である．数値解析(Hisamatsu et al. 2014)，残留磁気測定(Sato et al. 2014)もま36

た，1771 年のイベントを含む 1771 年の明和津波と同じくらいの大きさの 3 つ以上の巨大
1

37

津波が，過去 2000 年の間に宮古諸島と八重山諸島に影響を及ぼした可能性があることを指38示している．

39

1771 年の明和津波の歴史記録と地質記録は，最大遡上高は石垣島の東海岸で約 30ｍであ40

り，12,000 人が亡くなった(e.g., Goto et al. 2010a, 2012a)ことを示す．宮古諸島や八重山諸41

島の多くの歴史的，地質学的証拠(Araoka et al. 2010; Goto et al. 2010a, 2012a)が残ってい42

るにもかかわらず，津波発生源については議論が続いている．発生源の仮説には，①プレー

43

ト間地震と海底地すべりの複合(Imamura et al. 2008)，➁琉球海溝に沿った津波地震

44(Nakamura 2009)，➂海溝軸付近の単一の大規模地すべり(Okamura et al. 2008)がある．

45

日本沿岸の古津波の歴史を解明するために砂質津波堆積物(e.g., Minoura et al. 2001;

46

Ishimura and Miyauchi 2015; Kitamura 2016; Inoue et al. 2017; Shimada et al. 2019)が，し

47

ばしば使われているが，調査数が少ないため宮古諸島と八重山諸島においては少ししか報48

告されていない（表 1）．Ando et al. (2018)と Kitamura et al. (2018a)によって行われた島々

49の詳細な古津波研究は，特に砂質堆積物について調査された．

50

Ando et al. (2018)は，八重山諸島の石垣島の東海岸の平原のトレンチから３層の砂質津

51

波堆積物(T-Ⅰ，T-Ⅱ，T-Ⅳ)と津波石(層序学的に T-Ⅱと T-Ⅳの間に位置する T-Ⅲ)を見

52

つけた．これらの堆積物(T-Ⅰ~T-Ⅳ)は，それぞれ西暦 1771 年（明和津波），920～620cal

53

BP，1670~1250cal BP，そして 2700~2280 から 1670~1250cal BP に堆積した．Ando et al.

54(2018)は，T-Ⅱと T-Ⅳを形成した堆積物は，1771 年の津波と同じくらいの大きさであると55解釈した．Kitamura et al. (2018b)は，Ando et al. (2018)によって報告されたトレンチの砂

56

質津波堆積物の軟体動物群集を使用した．彼らは，局所的な津波の大きさに対する局所的な57

地形的特徴の影響を評価した．彼らはまた，1771 年のイベントの前に発生した 2 つの津波

58の局所的な大きさを 1771 年の津波と同等であると推定した．

59

表 1 に示した結果は，この地域の津波石と砂質津波堆積物の研究の間に存在する古津波

60の歴史の不一致を示す．津波石から推定された津波再発間隔は，砂質津波堆積物から推定さ61れたものよりはるかに短い．宮古諸島の証拠の不足は，この地域の古津波の歴史の解明を妨62げている．この不一致を解決するには，砂質津波堆積物の研究をさらに行うことが重要であ63る．そのため，我々は宮古諸島水納島の古津波調査を実施した(Figs. 1, 2)．歴史資料による

64と，1771 年の明和津波は推定津波発生源(石垣島南東)から遠く離れた場所であるこの島を65

完全に浸水させた(Kato 1989)．それゆえ，島の古津波の証拠は，1771 年の明和津波と同じ66くらいの巨大な津波イベントが繰り返し発生し，南琉球諸島を襲ったかどうかを確かめる

67

ための鍵となることが期待される．

68
69

地質学的設定70

水納島は宮古諸島の西端にあり，多良間島から 7km 北に位置する約 2.5 ㎢で，最大標高は

71

約 12m である．
平均の幅が約 500m のサンゴ礁が島全体を囲んでいる(Fig. 2a)．
島の約 70％72

は平均海抜が５m 未満である．今日，島のほとんどの低地は牧草地として使用されている
2

73(Yazaki 1977)．島の基盤は，数十メートルの厚さの岩礁石灰岩で構成された琉球層群であ74

る．島は，7～11ｍの厚さの砂丘と土壌で覆われている(Yazaki 1977)．

75

浸食されたノッチ，ベンチ，ビーチロックで示された隆起した海岸は，水納島のすぐ南に76ある多良間島の海岸沿いで 1.5ｍの標高に見られる．サンゴとシャコガイの 14C 年代に基づ

77き，Pirazzoloi et al. (1984)は，過去 4000 年間，連続的かつ漸移的な海面低下を報告した．

78

同様に，サンゴとサンゴモの 14C 年代と地形学的観察に基づき，Konishi and Matsuda (1980)

79

は，石垣島(Fig. 1)の川平リーフの現在の礁嶺は平均低潮線より 60 ㎝高く露出しており，海80

面が現在より少なくとも 1.5m 高い時のに 1500～3000 年前の間に形成された顕著な礁嶺の81残存物としている．この見解は，川平リーフの構造を研究した Yamano et al. (2001)からの82

証拠によって裏付けられ，6000～2000 年前の安定な海面の期間の後に海面が低下しており，

83

これは石垣島の傾動に関連した隆起による．この構造運動は，琉球諸島全体で 1700～2700

84

年(2000～2400 年前を中心)前に起こった．

85

我々は，水納島や多良間島は中期更新世の後半以降に隆起したと考える．なぜならば，中86

期・後期更新世のサンゴ礁の石灰岩が琉球層群の本体にオフラップしているからである

87(Iryu et al. 2006)．琉球諸島全体で報告されているように，干潮時に地表に露出した礁嶺の88

産状は，これらの島で 2000～2400 年前頃に構造隆起が起きたことを示唆する．

89

ハマサンゴ属の 33 トンの津波石は，放射性炭素年代測定の結果(AD1515-1814(2σ);

90Kato, 2000; Goto et al. 2010c)に基づき，1771 年の明和津波が起源として，平均海抜７ｍで91

現在のビーチから 350ｍ内陸に位置している．この島の地表面は牧草地をつくるために乱さ92れたかもしれないが，1771 年の明和津波の津波石の存在は，少なくとも石の下の地面が93

1771 年の津波以降，人間の活動によって乱されていないことを示唆する．2011 年の東北太94

平洋沖地震の後に行われた最近の研究では，砂は巨礫よりも速く移動して堆積するため，津95

波によって運ばれる砂層は通常，巨礫堆積物の下に形成されることが明らかになった(Goto96

et al. 2012b; Yamada et al. 2014)が，これは必ずしもそうではない(e.g., Yawsangratt et al.

972009)．それゆえ，砂質堆積物は 1771 年の明和津波によるか，この石の下には古いイベン

98

トが保存されていると期待される．そのため，我々はこの石のすぐ下にトレンチを掘ること

99

にした．

100
101

方法

102

2017 年 4 月 18～22 日に現地調査が実施した．我々はまず，石の下の深さ 115 ㎝のトレ103

ンチを掘削した．記載後，115 個のバルク堆積物サンプルを１㎝間隔で連続して採取した．

104

さらに，放射性炭素年代測定のために津波堆積物の可能性がある海生貝殻とサンゴの破片105を採取した．

106

我々はまた，地下断面構造を調査するため，Fig. 2 で示されたルートを地中レーダー探査

107(GSSI 社 Nashua GPR SIR-3000)を使って調査した．データは，Takeda et al. (2018)の報告

108から参照したソフトウェア(RADAN7; GSSI)を使用した分析方法によって処理された．
3

109

REFLEXW ソフトウェアで「ピック」モジュールを使用し，GPR プロファイルから強い反110射を検出した．GNSS の地形測定で，調査トレンチ近くの断面プロファイルを作成し，GPR

111

プロファイルの標高を補正に用いた．

112

粒径分析のため，10 wt% H2O2 で有機物(植物の根など)を除去した．さらに，我々の研究

113

サイトで粒度組成と砂粒の主成分を調査するために，湿式ふるい分けによって泥成分(<63114㎛)を除去した．２㎜より大きい粒子は，手で除去した．次に，STube ソフトウェア(Naruse

1152005)を使用した沈降管法を使用して，残ったサンプルの粒度組成を測定した．結果は，体116積パーセントによる粒度分布を推定するために，ソフトウェア(GMT5)を使ってコンパイル

117

した．ピーク分割では，ソフトウェア(ORIGIN)を使用して，すべてのピークグラフにガウ

118

ス分布を適用させた．泥と礫の成分を取り除いたが，残留物にいくらか残っている可能性が119ある．粒度組成の垂直方向の変化を示すために，-１から４phi の範囲のデータを使用して，120

統計値(平均サイズ，中央値サイズ，分級度)を計算したが，-１から４phi の範囲外のデータ

121は使用しなかった．平均および中央値の粒子サイズと分級度は，モーメント法(Folk 1996)

122を使用して計算した．

123

津波堆積物自体は通常，様々な発生源からの再堆積した堆積物の混合物である．そのため，

124

放射性炭素年代測定は，堆積物の直上と直下の堆積物中の有機物を使って行うのがよい

125(Sawai 2012)．しかし，我々の調査サイトは，亜熱帯地域にあるため，このアプローチは役126に立たない．津波堆積物と思われる堆積物の上下の堆積物は，砂サイズの炭酸塩粒子で構成127されている．さらに，それらは植生によってかなり乱されていた．研究サイトの推定津波堆

128

積物は，多くのサンゴや軟体動物の破片を含む．それゆえ，元の鉱物を保持し，続成作用(海129

洋セメントなど)が観察されない標本のいくつかは，津波によって殺された可能性が高く，

130

したがって津波の時代を表しているといえる．推定津波堆積物から直接採取したそのよう

131なサンプルの年代を分析した．

132

C 年代測定の前に，東北大学大学院理学研究科地球科学科の Xpert-MPD(PW3050)を使

14

133

っての X 線回折(XRD)分析と走査型電子顕微鏡(SEM)によるサンゴの骨格と海生貝類の殻134の観察によって，試料が元の鉱物組成(アラゴナイト)を保持しているかどうか確認した．14C

135

年代は，アメリカマイアミの Beta Analytic Inc.で加速器質量分析計を使って測定した．ソ136

フトウェア CALIB7.1(Stuvier and Reimer, 1993; Stuiver et al. 2020)による Marine13 デー

137

タセット(Reimer et al. 2013)は較正年代の計算のために採用した．中部琉球のためローカル

138

リザーバ補正(ΔR=－36±78; Hirabayashi et al. 2017)をこの研究に使用した．

139
140
141

結果

142

4.1 地形と GPR プロファイル

143

図３a は，GNSS および GPR プロファイル測定から作成した断面プロファイルを示す．

144

ビーチから内陸 100m までで，標高は平均海抜 6.5ｍまで急に上昇し，砂丘を形成する．ビ4

145

ーチから津波石/トレンチサイトまでの 100m のところでは，標高は約 5～7m でおおよそ一

146

定である．

147

処理した GPR プロファイル(図３b)は，いくつかの明瞭な連続した反射を示す．まず，ビ148

ーチから 50~350m のところに，現在のビーチの斜面に平行ないくつかの反射面が観測され

149

る．
もう一つの地表に平行な反射面もビーチから 50～150m および 350～500m の地下約 50

150㎝で観察される．砂質堆積物とその下にあるサンゴ礁石灰岩の境界に対応すると予測され

151

る明瞭な反射面は，深さ７m まで検出されなかった．

152
153
154
155

4.2 トレンチの記載
トレンチサイトの 1771 年の明和津波石は長さ 3.7m，幅 3.1m，高さ 2.3m で(図 4.a)，ハ
マサンゴ属の塊状サンゴからなる．現在の津波石の方向は，生息姿勢に似る．

156

色と粒径に基づき，深さ 115 ㎝のトレンチの堆積物は，下から上に向かって 5 層に分類

157される(図 4b-d and 5)；層 1 (トレンチの底から 27 ㎝の L1)は暗褐色中粒砂からなり，層２

158(トレンチの底から 27～60 ㎝の L2)は暗褐色の中粒砂や粗粒砂からなり，層３(トレンチの

159

底から 60~67 ㎝の L3)は暗褐色中粒砂からなり，層４(トレンチの底から 67~95 ㎝の L4)は160

黄褐色中粒から極粗粒砂からなり，層５(トレンチの底から 95~115 ㎝の L5)は暗褐色中粒161

砂からなる．それぞれの層の境界は一般的に明瞭である．しかし，L2 と L3 の境界は，粒径162の違いに基づきフィールドで境界を定める際には，肉眼でははっきりと見えなかった．津波

163

石は，L4 の真上に堆積しているが，L5 は津波石の真下では観察されなかった(図４ｂ,c)．

164

視覚的には，各層の堆積構造は明確ではない．ほとんどの堆積物の構成物質は生物骨格の砕165

屑粒子である．

166

それぞれの層の粒子は主にサンゴの破片，サンゴ藻，二枚貝，および腹足類と有孔虫の167

Calcarina sp.（太陽の砂）や Marginopora sp.（ゼニイシ）で構成されている(Fig. S1)．L2

168と L4 の粒子は，保存状態が良い．L2 と L4 の下部には，数ミリメートルから数センチメー

169

トルサイズの二枚貝，腹足類，サンゴがよく見られる．

170
171

4.3 粒子サイズ

172

図 5 は，トレンチ内の各層の粒径分布の垂直変化を，平均粒径，中央粒径，分級度で示し173ている．L1 の粒度分布の最頻値は約 1.5phi である．＜０phi または>2.5phi の粒子を含む174ことは稀である．また，級化を示す．

175

L2 では，トレンチの底から 48 ㎝の中央部で粒度分布が急激に変化する(図５)．下部

176(27~48 cm)では最頻値が０phi と 1.4 phi にあり，二峰性の粒度分布を示した(図 6c)．上部

177(48~60 cm)では，下にある層１の粒度分布と非常に似ており，モードは約 1.5phi である(図178

６a, b)．平均粒径と中央粒径はそれぞれ，L2 の下部は逆級化で，上部は級化を示す．分級

179

度は，下部で中程度だが，上方に向かって減少する．

180

L3 と L5 の粒度分布の最頻値は約 1.5phi である．これらの層は，同様の粒度分布を示し，
5

181

平均粒径，中央粒径と分級度も同様である．L2 に似た L4 の粒度分布は，トレンチの底か182

ら約 88 ㎝の境界で下部と上部に分けられる(図 5)．下部は，中程度の分級度で逆級化で特183徴づけられる．上部は分級度の良くかつ級化で特徴づけられる．

184

図 7 は，統計値の比較を示す(平均粒径と分級度，中央粒径と分級度)．L3 と L5 の平均粒

185

形と中央粒径は 1.2～1.6 phi で，分級度は 0.55~0.75 phi であった．L2 と L4 の上部では L3

186と L1 と同様の傾向を示す．一方，L2 と L4 の下部は異なる傾向を示す；平均粒径は 0.6~1.25

187

phi；中央粒径は 0.6~1.3 phi；分級度は 0.6~0.95 phi である．L2 と L4 の下部は他の層より188も粗粒で，分級度が悪い．

189
190

4.4 放射性炭素年代測定

191

L4 の放射性炭素年代測定のために 2 つのサンゴサンプルを選択した;ミドリイシ属１，ミ192

ドリイシ属２．両方のサンプルは，L4 から採取したサンプルの中で最も摩耗が少なかった

193(図８a, b)．それぞれの較正年代(2δ)は西暦 787-1170 年(Acro1)，西暦 244-632 年(Acro2)

194である(表２)．

195

我々は，L2 から採取したサンプルの中で最も摩耗が少なかった，離弁の海生二枚貝

196(Atactodea striata)の貝殻とサンゴ (Palauastrea ramosa) を選択した(Fig. 8c, d)．Atactodea

197

striata イ ソ ハ マ グ リ は 潮 間 帯 の 砂 底 に 生 息 す る 二 枚 貝 で あ る (Kondo et al. 2001) ．

198

Palauastrea ramosa パラオサンゴは，赤道太平洋周辺に生息する枝サンゴである．各較正年

199

代は，西暦 947~1281 年と西暦 1028~1327 年である(表 2)．

200
201

議論

202

5.1 津波堆積物の特定

203

トレンチ観察と粒度分析により L2 と L4 の堆積特性が他の層とかなり異なることが明ら204かになった．例えば，L4 の場合，色(黄褐色)は下位の L3 と上位の層 L5(暗褐色)の色より205も明るい(図４d, S1)．さらに，層は L3 から明瞭な境界によって分けられる(図４c, d)．L4

206の下部は，L3 よりも分級が悪く，粗粒であり，一方，L3 は層全体を通してよく分級され，207

より細かい(図 5.7)．L4 は，小礫サイズで保存状態のよいサンゴ，サンゴモ，二枚貝，腹足208類の生物源粒子を豊富に含み，それらの再堆積の破片も観察された．これらの生物源粒子は，

209

裾礁の浅い部分(浅いラグーンと前方サンゴ斜面の上部)，海浜，砂丘のようなさまざまな供

210

給源からの粒子からなる可能性がある．対照的に，L3 と L5 では，L4 よりも砂サイズの生211

物源粒子が少ない．

212

同様に，L2 の粒子組成は，下位の L1 および上位の L3 の粒子組成は明らかに異なる(図213５と７)．前者には，サンゴ，サンゴモ，二枚貝，腹足類といった浅海の生物源粒子が豊富

214に含まれるが，L2 は L1 と同様に暗褐色である(図４d, S1)．さらに，L2 は主に L1 や L3 よ215

りも分級が悪く，より大きな生物源粒子からなる(図 5 と 7)．それゆえ，L2 の堆積物は L4216と同様の環境に由来する可能性が高い．
6

217

L2 と L4 の下部は，最頻値が 0 phi と 1.5 phi(図 6)の二峰性粒度分布を示し，中程度の分218

級(分級度; 0.7-0.9phi)である(図 5)．対照的に，L2 と L4 の上部と他の層 L1，L3，L5 の粒

219

度分布は，単一のピーク(1.5 phi)を示し(図 6a,b)，よく分級されている(分級度; 0.6-

220

0.7phi)(図 5)．これらの違いは，粗粒の生物源粒子(-1~1phi)の量によって特徴づけられる．

221

さらに，L2 と L4 の中央(または平均)粒径は，下部で逆級化の傾向を示し，その上位では級222

化傾向を示す(図 5)．安定した堆積過程では級化傾向と逆級化傾向の組み合わせはほとんど

223

観察されないが，津波イベントのような高エネルギーの流水イベントによって形成された

224堆積物中ではよく観察された(e.g., Naruse et al. 2010, 2012; Moore et al, 2011)．それゆえ，

225

高エネルギーの流れが L2 と L4 を形成した可能性が高い．この島には川がないため，洪水226は除外できる．このような堆積物は，津波や高波のような沿岸の波によってのみ形成される．

227

我々の調査サイトは，ビーチから 350 m 離れた，海抜 7 ｍの場所にあった(図 3)．調査

228

サイト周辺の沿岸域は，海岸線からサンゴ礁の端までの幅が約 500 ｍのサンゴ礁に囲まれ229ていた(図 2)．Goto et al. (2013)は，水納島を含む琉球諸島の多くの島のサンゴ礁における230

高波石(長軸＞１ｍ)の分布を研究し，高波によって運搬される岩石の分布がサンゴ礁の端か231

ら 300 m に制限されていることを明らかにした．石垣島東海岸の高波の数値シミュレーシ

232

ョン(Hongo et al. 2012; Watanabe et al. 2016)は，海岸線近くの高波の速度が著しく低いこ233とを示した．その結果，高波がサンゴの端から 850 m 以上の距離で海抜７ｍまで堆積物を234運搬する可能性はほとんどない．水納島は，1771 年の明和津波によって完全に浸水したこ

235とが歴史記録(e.g., Kato 1989; Goto et al. 2010b)からよく知られている．数値モデリングは

236

さらに，1771 年の明和津波が宮古島と八重山諸島に及ぼす影響が顕著であったことを示す

237(Goto et al. 2010a, b, 2019)．この点は，海抜７ｍの我々の調査サイトに 1771 年の明和津波

238

起源のハマサンゴの石が存在することによってさらに裏付けられた(Kato 2000; Goto et al.

239

2010c)．L2 と L4 の両方がこの石の直下に観察される．津波は巨大な礫をその場所に運ぶ240

ために十分なエネルギーを持っていたので，津波はより細かい砂を中礫を運ぶ能力を持っ241ていたことは明らかである．したがって，L2 と L4 は津波によって形成されたものと見な

242

される．

243

L1，L3 および L5 もまた，サンゴ礁生物の生物源粒子からなる砂質堆積物で構成されて244

いることは注目に値する(図 S1)．それらの供給源と堆積過程を考慮する必要がある．実際，

245

これら 3 つの層の粒径と組成は，1.5 phi(図６)で単一のモードを持ち，サンゴ礁生物の生物

246

源粒子を含むという点で，L2 と L4 の上部に非常に似る．L1，L3 および L5 の砂の供給源

247として想定されるのは，粒径が全体的に小さいため，風が運搬した砂の可能性がある．しか248

し，そのような砂の粒径が１phi より細かいことがよく知られている(e.g., Inokuchi 1980;

249

Goosemann et al. 2018; Lammel et al. 2018)．一方，L1，L3 および L5 は全て，１phi を超250える粒子をかなり含む(図 5)．したがって，風が運搬した砂がこれらの層の供給源になる可251

能性は低い．

252

あるいは，L3 と L5 は，もともと L2 と L4 の最上部(津波堆積物に該当)であった可能性
7

253

があるが，津波イベント後の長期的な土壌化に過程で変質した可能性がある．実際，津波堆254

積物の最上部は，津波発生後の生物擾乱や再堆積の過程で撹乱されることが良く知られて255

いる．土壌は，津波堆積物の最上部の砂粒子に由来する(e.g., Goto et al. 2012c; Szczucinski

2562012)．L2 と L3 の上部，および L4 と L5 の上部の間の粒子の類似性を考慮すると，この257

解釈が最も当てはまる可能性がある．この解釈はさらに，L5 が 1771 年の津波石の直下に258はないという事実が観察されたことによって支持される(図 4b, c)．この特徴は，津波石の259

下で植生が成長しなかったという事実によって説明できる．L4 の上部は粗い物質を含まな

260

いが，L5 では少量の粗い物質が観察される．同様の粒径の変異は，現世の津波堆積物や古261

津波堆積物でもしばしば報告されることがあり，津波の引き波あるいは津波後の局所的な

262

堆積物の再堆積によると推測される(e.g., Komatsubara et al. 2008; Takashimizu et al.

2632012)．
；両方の解釈は我々のケースで見出された L4 と L5 の上部の粒径の変異を説明する

264

ために適用できる．

265

上記の解釈が正しければ，L3 と L5 はそれぞれ L2 と L４の一部とみなすべきである．そ266のため，我々の調査サイトには，厚さ 40 ㎝(L2+L3)と厚さ 48 ㎝(L4+L5)の 2 つの津波堆

267

積物が存在すると推測される．我々の掘ったトレンチの深さは 115 ㎝にすぎない．そのた

268

め，L1 の下位の堆積物を観察できなかった．L1 がより古い津波堆積物の最上部か否かは不269

明のままである．

270

本研究で推定される津波堆積物の厚さ(40 ㎝と 48 ㎝)は，先行研究(e.g., Szczucinski 2012;

271

Richmond et al. 2012)で報告されたものよりも著しく厚い．それにもかかわらず，我々の272

調査サイトは，おそらく次の 3 つの主な理由によって海岸線から離れており，3 つの理由

273

は全て水納島周辺の特定の堆積環境に関連している．

274⑴ 水納島と近くの多良間島は浅い海の高まりでつながっていた．現在の状況と同様に，過275

去数百年間に十分な砂と礫が陸棚に堆積できただろう．さらに，島のほとんどが砂丘で276

縁取られている．したがって，サンゴ礁を含む浅い海から砂丘に至るまで，あらゆる供277

給源の堆積物が使えたはずである．

278⑵ 島は低く平らで，陸域は狭い．このような設定を考慮すると，津波はインドネシアを襲279った 1992 年のフロレス津波(Minoura et al. 1997)のケースで報告されたように，複数の280

方向から浸水している可能性が高い．多良間島の津波の歴史記録と津波石の分布に基づ

281

き，Kawana (2004)は 1771 年の明和津波の時には，おそらく波の回折のために津波が282

多方向から島に浸水したと報告した．島の形が多良間島に似ているため，水納島でも同283

様に津波の回折が起こったことは容易に想像できる．もし多方向の氾濫が発生した時，

284

複数の方向からの土砂輸送によって津波堆積物の厚さが数倍になる可能性がある．

285⑶ 水納島は土壌の発達が貧しい．そのため，沿岸の植生は少ない．したがって，陸上浸水

286

時に津波が減衰しなかった可能性が高い．そのため，土砂輸送能力が高いまま維持され287た．この解釈はｍサイズの巨大な礫でさえ我々の調査サイト(海抜７ｍ)まで運搬された288という事実によってさらに強調される．
8

289

水納島の特別な環境に関連する上記の３つの理由とともに，粒子組成は追加の理由とな290

る．堆積物は主に，石英や長石などの珪酸塩鉱物よりも密度が低い石灰質の生物源粒子で構291

成されているため，前者は後者よりも運搬が容易であると思われる．石灰質の生物源粒子は

292

また不規則な形をしている；そのため，津波堆積物の空間充填率は低くなる可能性がある．

293

これらの影響は，我々のサイトの津波堆積物の厚さの合計の増加にも寄与する可能性があ

294

る．

295
296

5.1.1 水納島の古津波の時代

297

古い津波堆積物(L2 とＬ3)に関しては，海生貝類の貝殻とサンゴの放射性炭素年代は約298

920～670 年前で一致する(表２，図 9)．我々は年代測定に L2 から直接採取したサンプルを299使用した．そのため我々の結果は，最も古い年代と見なすべきであり，実際の津波イベント

300

はより新しい可能性がある(ただし，西暦 1771 年より古い)．放射性炭素年代測定に使用さ301れたサンプルは，続成作用の変化はなく，初生の鉱物を保持していた．それらの表面組織(例302

えば，パラオサンゴのコーラルライトや隔壁)は良く保存されていた(図８e)．したがって，

303

津波の直前まで生きていた可能性が高い．しかし，L4 の場合と同様に，津波の発生年代を304

正確に推定するには，L2 からのサンプルの放射性炭素年代の結果をさらに必要とする．

305

この研究で推定された古津波の較正年代(920~670 cal BP)は，Anodo et al. (2018)によっ306て報告されたイベントⅡの年代(920~620 cal BP)と Araoka et al. (2013)によって報告され307たイベント４の年代(1050~650 cal BP)に部分的に重複している(図９)．Ando et al. (2018)

308と Kitamura et al. (2018a, b)は石垣島の砂質津波堆積物を調査し，イベントⅡは 1771 年の309

明和津波と同じくらいの大きさのイベントであると推測した．したがって，我々のサイトの310

古い津波堆積物は同じイベントによって形成されたと推測するのが合理的である．

311

L4 から採取した 2 つのサンプルの放射性炭素年代は，L2 のものよりかなり古い．津波

312

は，サンゴ礁，海浜，砂丘から他の場所に堆積物を運ぶ可能性がある．4000 年前までに及313

ぶ豊富な古いサンプルは，琉球諸島のサンゴ礁堆積物中に埋まることができる(Yamano et314

al. 2001; Fujita et al. 2015)．したがって，L4 の放射性炭素年代測定のために選択されたサ315

ンプルは古いサンゴ礁堆積物であった可能性がある；得られた年代は実際の津波年代より

316

はるかに古いものであった．

317

現在の限られたデータセットに基づくと，ありえる解釈の１つは，L4 が 1771 年以前の318

津波によって形成されたというもので，これは Araoka et al. (2013)の津波イベント 2 また319

は３に対比される可能性がある(図 9)．しかし，次に発生した 1771 年の明和津波で測定さ320れた規模と，これらのイベントが同じかどうかは不明である(e.g., Araoka et al. 2013; Ando321

et al. 2018)．歴史資料によると，水納島は 1771 年の明和津波によって完全に浸水し(Kato322

1989)，この島では津波が非常に大きかったことが示されている．1771 年の明和津波の津波

323

石が L4 の直上にあるため(図 c)，津波石は L4 と L5 の堆積と同時に堆積したと考えること324ができる．上述したように，サイズや重さが異なるため，砂サイズおよび礫サイズの堆積物
9325

は巨礫よりも速く運搬され，堆積することは良く知られている(Goto et al. 2012b; Yamada

326

et al. 2014)；L4 と L5 の堆積とその上にある津波石は，同様の堆積過程によって説明でき

327

る．水納島において，1771 年の明和津波が砂や砂利を運び，陸地にシート状の層を形成し328たと推測される．その後，大きなハマサンゴの巨礫は同じ津波によって運ばれ，砂と礫の層

329の上に堆積した．それゆえ，L4 と L5 は層序的に 1771 年の明和起源であると解釈できる．

330

しかし，L4 と L5 の起源を確認するには今後の研究でいくつかの放射性炭素年代測定を行331う必要がある；その場合，得られた最も新しい年代を実際の津波の年代を表すとみなすこと

332

ができる．

333

水納島での我々の研究が，広いサンゴ礁で保護された陸域で行われたことは注目に値す

334

る．したがって，1771 年の明和津波に相当する大きな津波だけが厚い砂層を残すことがで335きたのであろう．我々の結果は，おそらく西暦 1771 年と西暦 1000 年から 1300 年の間に，336

少なくとも２つの大津波が宮古諸島を襲ったことを示しているが，上部津波堆積物(L4 と337

L5)が 1771 年の津波石を運んだ津波とは異なる津波によって形成された可能性を完全に除338

くことができない；すなわち，その間にもう 1 つの大きな津波がこの地域に襲った．いずれ339の場合も，先行研究(Kawana and Nakata 1994; Omoto 2012; Araoka et al. 2013; Hisamatsu

340

et al. 2014; Ando et al. 2018; Kitamura et al. 2018a, b)と我々の結果を合わせると，大津波が341

宮古諸島と八重山諸島の両方を繰り返し襲ったと結論付けられる．その結果，1771 年の明342

和津波は過去唯一の異常なイベントであったという仮説(Nakaza et al. 2013)の可能性は低

343

くなる．

344

Ando et al. (2018)によって報告された結果と本研究によって得られたものは，かなりの345

内陸への砂質津波堆積物の形成をもたらすのに十分な強力な津波イベントの間隔が約 600

346

年であることを示す．対照的に，Araoka et al. (2013)は，宮古諸島と八重山諸島の海岸でメ

347

ートルスケールの礫を運搬するのに十分強力な津波イベントの再発間隔は約 150～400 年

348であり，砂質津波堆積物から推定される間隔よりもはるかに短い．この不一致は，小さい津349

波石(直径 1-2m)は小さい津波によっても堆積させることができるという事実によっておそ350

らく説明できるが(Araoka et al. 2013)，この地域では 1～2ｍの大きさの礫を運ぶことがで351

きるような小さな津波イベントの発生源についてはこれまでのところ議論されていない．

352

標高の高い内陸部に厚い砂質津波堆積物を形成する大津波の発生は希なので，津波石と砂353

質津波堆積物の研究から推定された古津波の歴史を組み合わせて，異なる規模の津波イベ

354

ントの再発間隔を解明できることを示唆する．

355

1771 年の明和津波のいくつかの発生源モデルが提案されている；プレート内地震と海底356

地すべり(Imamura et al. 2008; Miyazawa et al. 2012)，琉球海溝に沿った津波地震(Nakamura

3572009)，そして海溝軸付近の大きな斜面崩壊(Okamura et al. 2018)．我々の研究はこの問題

358について決定的なものではないが，結果はどちらのモデルも小津波と大津波の両方の繰り359

返しの発生を説明できることを示唆する．さらに，これらの津波発生源モデルを制約するた

360

めに，数値モデリングを使用して，さらに注意深い古津波研究を実施する必要がある．
10

361
362

5.1.2 小さなサンゴ礁の島の地形営力としての津波

363

大津波はサンゴ礁に取り囲まれた小さな島々の沿岸地域を劇的に変えることができる

364(Kench and Brander 2006; Kench et al. 2008; Paris et al. 2009)．我々のサイトの GPR プロ

365

ファイル(図３b)が示すように，L4 の基底にあたる深さ 50 ㎝の強い反射を除くと，我々の366

トレンチサイトの地表(およそ海抜７ｍ)から海抜０ｍまで強い反射は存在していない．この367

結果は，基盤の琉球層群が海抜０m 以下に位置している可能性があり，地表から約 7ｍの深368

さまでの堆積物は砂からなることを示す．実際，Yazaki (1977)では，水納島の砂丘砂の厚さ369が少なくとも７ｍであることを指摘した．

370

水納島のサンゴ礁は，約 5000 年前に現在の形になった(Omoto 2004)．ここでは，我々は371

津波イベントの間に発生源地域に十分な堆積物が存在すると仮定する．この仮定は，1771

372

年の津波から約 250 年が経過していること，津波堆積物の供給源である海浜とサンゴ礁に

373

おける堆積物の生産量は，現在のこの島では非常に速いため，おそらく有効である．したが374って，数百年の津波間隔は，供給源地域で厚い堆積物が堆積するのに十分な長さである．も375

し，この期間に 600 年間隔で大津波が繰り返し発生したとすると，過去 5000 年間に 8 回あ376

るいはそれ以上の津波が水納島に浸水した可能性がある．もし，それぞれの津波が 40～50

377㎝の厚さの堆積物を形成した場合，堆積物は 3.2～4.0ｍの厚さに達することになる．津波に378

よる浸食，地殻変動，相対的海面変動，砂丘形成，風による砂の運搬，土壌生成過程のよう

379

な多くの過程も考慮する必要があるが，我々は津波がしばしば短い間隔でそれらの影響を380

及ぼす地域では，津波は，水納島のようなサンゴに囲まれた小さな島々の形成の地理的営力

381になる可能性があると考える．

382
383

結論

384

我々は，水納島で 2 つの砂質津波堆積物を発見した．新しい津波堆積物は 1771 年の明和385

津波によって形成された可能性が高く，古いほうは 920～670 cal BP の津波によって形成さ386れたと考えられる．しかし，より正確な津波年代評価には，さらに多くのサンプルの年代を387決定する必要がある．我々の結果は，過去 1000 年の間に少なくとも 2 つの津波(1771 年の388

明和津波と 1771 のイベントに匹敵する規模の古津波)が八重山諸島だけでなく宮古諸島に389も襲った可能性が高いこと示している．この発見は，大津波が定期的に起きるかどうかにか390

かわらず，宮古諸島と八重山諸島の古津波の歴史を解明する重要な意味を示す．それに加え，

391

この地域では低頻度だが強力な津波イベントのリスクが高いことを示す．

392

また，津波が繰り返し陸地に砂を運び，厚い堆積物を形成した可能性が高い．実際，これ393

らの堆積イベントが第四紀後期の水納島の地形発達に貢献したかもしれない．それゆえ，394

我々は，津波は，リーフに囲まれた小さな島の地形を形成し，変化させる重要な営力の 1 つ

395

と考える．

396

北村晃寿・星野光史
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