北浦湖底堆積物の岩石磁気と古地球磁場強度

日本大学文理学部自然科学研究所研究紀要
No. 36 (2001) pp. 89 - 96
北浦湖底堆積物の岩石磁気と古地球磁場強度
松岡東香 1）・糸田千鶴 2）・岡田
誠 3）・天野一男 3）
Geomagnetic Paleointensity Obtained from Bottom Sediments of Lake Kitaura
Haruka MATSUOKA1）, Chizu ITOTA2）, Makoto OKADA3）and Kazuo AMANO3）
(Received October 31, 2000)
A paleomagnetic and rockmagnetic study was done on a lake sediment core obtained from bottom
sediments of Lake Kitaura. Rockmagnetic parameters, such as magnetic susceptibility, anhysteretic
remanent magnetization (ARM), were measured in laboratory. The ratio of anhysteretic susceptibility
(χARM) to susceptibility (χ) was used as a crude guide to the grain size of the magnetic fraction.
There is a distinctive change in the ratioχARM/χat the depth of 90 cm below the surface, and also in
other magnetic profiles. The change implies that there was a short-term evolution of sedimentary
environment at Lake Kitaura in the last 2000 years. A relative paleointensity was obtained from the
intensity of natural remanent magnetization (NRM) normalized by ARM intensity. The appropriateness of the normalization was checked by absence of correlation between the normalized intensity
(NRM/ARM) and the normalizer (ARM). The obtained relative paleointensity may possibly reflect the
geomagnetic field variation during the last 2000 yrs.
Keywords: 古地球磁場強度，非覆歴性残留磁化，粒径推定
1.
古地球磁場強度の復元には，火山岩や焼土・炉跡な
はじめに
どの考古学的試料の熱残留磁化が使用されることが多
過去の地球磁場変動は，湖底の堆積物に残留磁化と
かった（e.g., Liritzis and Lagios, 1993）が，この手法
して記録される。堆積物が連続的に堆積したものであ
では時間的に不連続な記録しか得られない。堆積物に
れば地球磁場変動を連続的に復元することができる。
よる復元は時間的な連続性という点で優れており，近
磁場はベクトル場であり，方向と大きさ（強度）を
年では海底や湖底の堆積物を用いて古地球磁場強度を
持っている。地球磁場強度の復元は，方位の復元より
復元する試みがなされるようになった（e.g., Stoner et
はるかに困難であり，かつての古地磁気研究の大多数
al., 1998 ; Yamazaki, 1999）。
は地球磁場の方位の変動だけに関するものであった
帯磁率と非履歴性残留磁化は，堆積物の磁化を担っ
（e.g., Creer et al., 1972）。しかしながら，地球磁場変
ている磁性鉱物の種類や量，そして粒径に依存する
動の把握のためには，本来，完全なベクトル特性の研
（King et al., 1982）。湖底堆積物に含まれる磁性鉱物
究が必要なことから，地球磁場強度の復元はたいへん
の種類や量，および粒径は，流入源の性質と堆積時の
重要である。
水質に依存するものと考えられ，磁気パラメータの変
1）日本大学文理学部地球システム科学科：
〒 156 − 8550 世田谷区桜上水 3 − 25 − 40
2）大阪短期大学経営情報学科：
〒 587 − 8555 大阪府南河内郡美原町平尾 1060 − 1
3）茨城大学理学部地球生命環境科学科：
〒 310 − 8512 茨城県水戸市文京 2 − 1 − 1
1）The Institute of Natural Sciences, Nihon University: 3-25-40,
Sakurajousui, Setagaya-ku Tokyo 156 -8550 Japan
2）Department of Management Information, Osaka College:
Mihara-cho, Osaka 587-8555 Japan
3）Department of Environmental Sciences, Ibaraki University:
Bunkyo 2-1-1, Mito 310 -8512 Japan
─
89
─
（ 43 ）
松岡東香・糸田千鶴・岡田誠・天野一男
動の違いは，堆積環境の違いを反映している（e.g.,
採取には，茨城大学の臨湖実験場（現広域水圏環境
Verosub and Roberts, 1995）。よって，帯磁率や非履
科学教育研究センター）の小型ボートと，日本大学所
歴性残留磁化といった堆積物の磁気的性質は，過去の
有の空気圧入式ピストンコアラー（Mackereth, 1958）
堆積環境を知る上でも非常に有用である。
を使用し，内径 7 cm，長さ 4 m の塩化ビニル製のパ
本研究では北浦の湖底から得られた堆積物から，は
イプ内に堆積物を取り込んだ。
じめに過去の堆積環境を復元し，その結果に配慮して，
採取された円柱試料は臨湖実験場の実験室で半裁さ
北浦における過去の地球磁場強度変動の復元を試み
れた。半裁された試料をそれぞれ KT 03 A，KT 03 B と
た。
名付ける。断面の岩相を Fig. 2 に示す。全体はほぼ均
2.
さで貝殻が密集している層が確認された。また，その
一なシルトで，湖底から 90 cm 付近に 10 cm ほどの厚
試料の採取・整形
北浦は茨城県の行方郡と鹿島郡との間に位置する海
他にも何層かにわたって貝殻の破片の層が見られた。
跡湖で，南北に長い淡水湖である。湖水面積は
さらに湖底から 190 cm，284 cm の付近には厚さ 1 cm
35.2 km2，周囲 68 km，平均水深 4.5 m，最大深度は
ほどの火山灰の層が見られた。層面は見かけ上パイプ
7.0 m である。北浦は霞ヶ浦（広義）の一部で，同じく
の長さ方向と直交していることから，試料は堆積面に
霞ヶ浦（広義）の一部である西浦（狭義の霞ヶ浦）は，
対して鉛直に採取されたと考えられる。測定用試料は，
西暦 1400〜1600 年頃に低かん汽水・淡水化し，それ
半裁された両断面の中央からパイプの長さ方向に連続
以降，堆積物が細粒化していることが知られている
的にプラスティック製の立方体サンプルケース（一辺
（井内・斉藤，1993）。北浦の堆積物については，岡田
2.2 cm）を直接押し込む方法で採取された。この際，
他（1994），松岡他（1997）が表層部と深部で岩石磁
前述の貝殻の密集している層からは測定用試料を採取
気特性に違いがあることを見出している。
することができなかった。
試料の採取は，1994 年 7 月 11 日から 14 日にかけて
行われ，計 4 本（KT 01〜KT 04）の柱状試料を得た。
このうち本研究に用いた KT 03 は，北浦のほぼ中央の
3.
試料の岩石磁気特性
3-1. 帯磁率
地点（北緯 36 °00 ′30 ″
，東経 140 °34 ′00 ″
，水深
帯磁率（χ）は，誘導磁化の発生のし易さを表す。
6.6 m ; Fig. 1 中の白丸）でコアリングされた。コアの
与える磁場強度とそれにより誘導される磁化をそれぞ
KT03
(cm)
main lithology : silt
1
200
50
250
100
300
150
350
The Pacific Ocean
4 km
Lake Kitaura
Lake Kasumigaura
346 cm long
4 km
Fig. 1
（ 44 ）
200
shell beds
shell
ash layer
Fig. 2 Lithologic stratigraphy of Core KT 03.
Location map of Lake Kitaura. The open circle
shows the coring site
(36 °00 ′30 ″N, 140 °34 ′00 ″E ).
─
water sediments
shell-rich layer
90
─
北浦湖底堆積物の岩石磁気と古地球磁場強度
れ H，J とすると，式 J = χH で表される。測定には
き，100μT（地球磁場強度の約 2 倍）の直流磁場を与
BARTINGTON 社製の MS − 2B 帯磁率計を用い，磁壁
えて ARM を獲得させた。夏原技研製 DEM − 8601 交
が壊れない程度の弱い磁場である 100μT の磁場を与
流装置のソレノイドコイル内に直流コイルを挿入して
えて測定した。測定結果を Fig. （
3 a）に示す。コア表面
試料に ARM を獲得させた後, 同じく夏原技研製スピ
からの深さ約 70 cm，80 cm，150 cm，190 cm，250 cm，
ナー磁力計 SMD − 88 で ARM 強度を測定した。測定結
および 280 cm 付近に帯磁率のピークが認められる。
果を Fig. 3（b）に示す。ARM も帯磁率と同様に，コア
また，ピークを除くと深さ約 90 cm 以深では帯磁率の
表面からの深さ 70 cm，80 cm，150 cm，190 cm，280 cm
値は 100×10 -6 SI 以下で安定しているのに対し，それ
付近にややピークが見られる。また，90 cm 以深では
以浅では 150× 10 -6 SI 前後の値に大きく変わってい
概ね 40 mAm-1 以下である ARM の値が，それ以浅で
る。
は 100 mAm-1 以上に増加している。
3-2. ARM
4.
試料に強い交流磁場（最大 100 mT）を与えて磁化
岩石磁気特性と堆積環境
4-1. 岩石磁気特性による粒径推定
を振動させながら，同時に直流磁場を与える。この後，
磁性鉱物の粒径と磁気パラメータの関係については
交流磁場だけを徐々に弱めて 0 mT まで減少させると，
多くの研究がなされ（e.g., Lowrie and Fuller, 1971;
新たな残留磁化を獲得する。この残留磁化を非履歴性
Banerjee et al., 1981），幾つかの磁気パラメータを組
残留磁化（ARM）という。本研究では，最大 100 mT
み合わせることで磁性鉱物の粒径をある程度推定でき
（地球磁場強度の約 2000 倍）の交流磁場中に試料を置
るようになった。ARM を獲得させる過程で与えた直
Fig. 3
─
91
─
Downcore magnetic profiles :
(a) susceptibility,
(b) ARM, and
(c) relative NRM
intensity normalized by ARM with
depth below the
surface (see text
section 5 for explanation of (c)).
（ 45 ）
松岡東香・糸田千鶴・岡田誠・天野一男
Fig. 4
流磁場強度で ARM 強度を規格化したものを ARM 帯
(a) “Phenomenological
model” of King et al.
（1982）relating anhysteretic susceptibility
(χARM ) and susceptibility (χ) with size concentration.
(b) The χARM versus
χ plots of Core KT 03A.
(c) χ−χARM plots for
the interval 0 −90.4cm
depth. (d)χ−χARM
plots for the interval
98.6 −341.4cm depth.
に分けた。
コア上部についてのプロットを Fig. 4（c）に示す。
磁率という。試料中に含まれる磁性鉱物の量が多いほ
ど，帯磁率，ARM 帯磁率ともに大きくなる。磁性粒
各プロットと原点を結んだ直線の傾き（χARM /χ）は
子が大きいほど帯磁率は大きな値を示すのに対し，
6.6 を超えるものが多い。磁性鉱物の種類が一定であ
ARM 帯磁率は磁性粒子が細粒になるほど大きくなる
るとすると，コア上部では磁性粒子の平均的粒径が小
傾向が知られている（King et al., 1982 ; Fig. 4（a））。
さいものと推定される。一方，Fig. 4（d）に示すコア
本研究試料の帯磁率（χ）を横軸に，ARM 帯磁率
下部では，全体的に各プロットと原点を結んだ直線の
（χARM）を縦軸にとったダイアグラムを Fig. 4（b）に示
傾き（χARM /χ）は 6.6 前後のものがほとんどである。
す。これは Fig. 4（ a）に示した King et al.（ 1982）の
すなわちコア下部に含まれる磁性粒子の平均的粒径は
phenomenological model
に対応するものである。
Fig. 4（b）中の各プロットと原点を結んだ直線の傾き
大きいと推定される。また，原点に近いプロットが多
いことから，単位体積あたりに含まれる磁性鉱物の量
（χARM/χ）に着目すると，傾きの大小で 2 つのグルー
がコア上部より少ないものと考えられる。
プに大別できることがわかる。Fig. 3（c）および Fig. 3
4-2. 堆積環境の変化
（d）より，90cm 付近から岩石磁気特性に変化が見ら
れることから，コア上部（コア深度 90.7cm 以浅）と
コア上部と下部での磁気特性および磁性粒子の平均
コア下部（コア深度 98.6 cm 以深）の 2 つのグループ
粒径の違いは，過去における堆積環境の変化の存在を
（ 46 ）
─
92
─
北浦湖底堆積物の岩石磁気と古地球磁場強度
Fig. 5 Variation of χARM /χ with age.
試料が地球磁場 H0 中で獲得する磁化の大きさは，
裏付けるものである。磁性粒子の粒度が堆積物の粒度
を反映しているものと考えられることから，90 cm 以
DRM = F・H0
深では概ね大きかった堆積物の粒径が，流入源の変化
（1）
や水位の上昇といった堆積環境の変化に伴い，小さく
で表される。F は各試料に固有の係数で，DRM に
なっていったものと考えられる。
北浦に隣接する霞ヶ浦の湖底堆積物から浅間天明噴
対する各試料の Ma を表している。Fig. 6 は様々な大
火のテフラ（AS−A），富士宝永噴火のテフラ（F−H0），
きさの直流磁場（B）を与えたときの DRM の変化を
天仁噴火のテフラ（AS−B）が確認されている（井
示したものである。
内・斉藤，1993）。これを参考に，本コア中のテフラ
B が，現在のサイトの磁場強度（B0 ）の 2 倍を超え
の年代から Fig. 8 の深度スケールを年代スケールに規
るまでは，B と DRM との間にはほぼ直線的な関係が
あることがわかる。つまり，B の値が B0 の 2 倍を超
格化した結果を Fig. 5 に示す。
この規格化の結果，コア深度 90cm 付近の堆積物は
えない限り，F の値は B によらずほぼ一定であると考
1650 年代に堆積したものと推定される。常陸川方面
えられる。
への利根川の大規模流入のきっかけとなった，江戸時
代の治水工事による赤堀川の通水は 1654 年とされて
#
おり（大熊，1981），この時代の堆積環境変化がこの
5.
×
治水工事によってもたらされた可能性が考えられる。
地球磁場強度の復元
試料に残された堆積残留磁化（detrital remanent
#
magnetization, DRM）の強度は，堆積当時の磁場の
強度をそのまま反映するものではない。DRM の強度
には，周囲の磁場強度以外に各試料に固有の様々な岩
が寄与するためである。古地球磁場強度を復元するた
Fig. 6
めには，この磁場以外の影響を補うパラメーター（こ
こでは magnetic activity（ Ma）と呼ぶ）によって
DRM を規格化する必要がある。
─
93
"
石磁気的特性（磁性鉱物の種類や粒径および濃縮など）
─
Variation of DRM versus applied field B for redeposited glacial varves. B0 is the field at this site.
Modified from the original figure of Johnson et al.
(1948).
（ 47 ）
松岡東香・糸田千鶴・岡田誠・天野一男
一方，試料がある直流磁場 H を与えられた結果獲
1.0
2
-3
ARM = F ′
・ H0
ARM (×10 Am )
得する ARM の大きさは，
（2）
で表される。F ′
も F 同様，各試料に固有の係数で，
0.5
ARM に対する各試料の Ma を表している。Fig. 7 は与
0.0
える磁場 H の大きさとそれに対応する磁場の関係を
示すが，H が 0.1 mT（＝ 100μT）を超えるまでは，両
0.0
者の間に直線的関係が成立している。よって，H が
100μT を越えない限り，F ′
もまた F 同様，H の大き
Fig. 7
さによらずほぼ一定であると考えることができる。
以上のことから，本実験において F と F ′の間には
F= k・F ′
100
200
B (mT)
400
ARM versus B for marine carbonates from the
Ontong-Java Plateau. Modified from the original
figure of Tauxe (1993).
残留磁化（natural remanent magnetization, NRM）を
（3）
DRM として用いた。
の関係が成立する。ここで k は各試料に固有の係数
6.
であり，この k の値を求める方法は今のところ何もな
考察
い。しかし，各試料に含まれる磁性鉱物の種類の構成
磁場強度復元結果（Fig. 3（c）
）を年代スケール（c. f.
比が同じであると仮定するならば，どの試料について
Fig. 5 ）を用いて書き改めた結果を Fig. 8（a）に，また，
も k は不変である。したがって，式（1），
（2），
（3）よ
本研究と異なる手法を用いて復元された磁場強度変動
り，
を Fig. 8（b）に示す。
Fig. 8（b）は，時枝（1980）によって焼土や炉跡な
H 0 = DRM F
どの考古学的試料から Thellier and Thellier（1959 a）
= DRM ( k ⋅ F ′ )
の手法を用いて復元された日本における過去 1300 年
DRM
=
k ⋅ ARM H
間の相対磁場強度変化である。A. D. 800〜900 付近で
DRM
=
⋅H
k ⋅ ARM
は強かった地球磁場強度が A. D. 1300 付近で最小とな
（4）
り，その後 A. D. 1500 付近をピークに強まる傾向は本
研究結果と全く一致している。
Fig. 8（a）と Fig. 8（b）は全く異なる性質の試料から
異なる手法を用いて復元されており，両者で共通する
式（4）で古地球磁場強度を求めることができる。こ
こで，k と H は定数であるから，DRM/ARM の値を
磁場強度の変動は，地球磁場起源である可能性が高く，
相対強度変動を表すパラメーターと見なすことができ
日本における古地球磁場変動を正しく反映しているも
る。
のと考えられる。
また，復元結果（Fig. 3（c））に，帯磁率（Fig. 3（a）
）や
岩石磁気的考察から本研究に使用した試料は，コア
の上部と下部の 2 つのグループに分けることができ，
ARM（Fig. 3（b）
）と相関がない変動が表れていること
磁性粒子の種類・構成比・粒径は各グループ内でほぼ
も，この変動が試料の岩石磁気的性質によるものでは
一様であると考えられることから，式（4）を用いて
なく，地球磁場起源あることを支持するものである。
古地球磁場の相対強度を復元した（Fig. 3（c））。ただ
7.
し，グループの境界である 90.7 cm 以深と以浅では相
結論
対強度変動に連続性がない可能性がある。また本研究
北浦の湖底から得られたコアについて，古地磁気・
では，段階交流消磁実験結果を参考にした上で，自然
岩石磁気測定を行い，過去約 2000 年間の北浦におけ
（ 48 ）
─
94
─
北浦湖底堆積物の岩石磁気と古地球磁場強度
(a) This study
NRM / ARM
0.2
0.1
F / F0
2.0
(b) Tokieda 1980
1.5
1.0
0.5
0
500
1000
1500
2000
Age (A.D.)
Fig. 8
Comparison of the obtained relative paleointensity record with a previously reported dataset. (a) The relative
paleointensity curve from core KT 03A. (b) Archaeointensity variation log covering the past 1300 years in
Japan using the Thellier technique. Simplified from Tokieda (1980).
る古地球磁場変動を復元した。
非常に良い相関が見られた。この変動は帯磁率や
ARM 帯磁率を帯磁率で規格化した値（χARM /χ）は，
コアの上部と下部で堆積物の粒径が大きく異なる可能
ARM といった岩石磁気パラメーターと相関がないこ
とから，地球磁場起源であると考えられる。
性を示した。これは A. D. 1650 年の前後に，堆積物の
流入源や湖の水位といった堆積環境に変化があり，堆
謝辞
本研究で用いた試料の採取には，茨城大学付属臨湖実験
所（現広域水圏環境科学教育研究センター）の施設ならび
にボートを利用した。また，藤井亨氏には火山灰の分析で
御助力頂きました。ここに記して感謝いたします。
積物が細粒化されていったことを反映している。
古地球磁場強度変動は，既に行われた考古地磁気学
的試料による日本における磁場強度変動の復元結果と
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