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最終更新日：2016年10月26日
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海水準変動（Sea-level Change）の原因は2つに分けられる。1つは海水量の変動（Change of Seawater Volume）に伴うものであり、もう1つは海水の器の変動（Change of Oceanic Basin Size）に伴うものである。 前者の代表的な例は、氷河時代（Ice Age、Glacial Age）の氷期（Glaciation）に海水が陸上の氷（Ice）となる量が増えると、海水量は減る。この場合の最大の速度は年間数ミリメートル程度である。 後者の例は、マントルの上昇（Mantle Upwelling）に伴う海洋地殻（Oceanic Crust）の隆起（Uplift）である。巨大なプルーム（Plume）の上昇が推定されている。速度は不明である。また、大陸（Continent）と海洋（Ocean）の位置関係や超大陸のありよう（State of Supercontinent）によっても変動する。 いずれにしても、地表の堆積物（Sediment）などに残された記録などから推定せざるを得ず、変動の大きさについては誤差が大きいが、地球温暖化（Global Warming）に伴う海水面上昇（Current Sea Level Rise）に対する関心との関連から注目されている。 |
| リンク |
【OAE】（Oceanic Anoxic Event、海洋無酸素事変：黒色頁岩も含む）
| 世界 |
 Holocene Sea Level Rise |
 Holocene Sea Level Rise
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| Morelock（HP/2016/10/26）による『Patterns of Sea Level Change』から | |
 Changes in sea level during the Holocene Wikipedia（HP/2016/10/26）による『Holocene
glacial retreat』から |
/Image2477.gif) Eight records of local temperature variability on multi-centennial scales throughout the course of the Holocene, and an average of these (thick dark line). Wikipedia（HP/2012/11）による『Holocene glacial retreat』から |
/Image874.gif) 異なった地点で再現された完新世の温度変化とその平均。最も右が現在 ウィキペディア（HP/2011/7）による『完新世の気候最温暖期』から |
/Image871.gif) 最終氷期以降の海水準の変化 |
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| ウィキペディア（HP/2011/7）による『海水準変動』から | |
 Historical sea level changes Azimuth（2011/5/19）による『The Melting of Greenland and West Antarctica』から |
| 日本 |
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| 一木（2012）による『日本における縄文海進の海域環境と人間活動』から | |
佐藤（2008）による『瀬戸内海東部，播磨灘沿岸域における完新世海水準変動の復元』から |
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| 藤（2004/3）による『縄文時代における自然環境（3）自然環境要因の相関性』から | |
表1 日本における後氷期の海水準変動（海進極頂 ・海退） |
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表2 日本各地における縄文海進、完新世初頭期の海水準位及び北陸海退 |
表3 北陸における後氷期海水面変動とそれ等の時期 |
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| 藤（2002/12）による『北陸海退 the Holeurileu Regression－縄文後期～古墳期初頭の海水面低下－の提唱』から | |
松本・久連山（2002/11/10）による『縄文時代前期以降の海水準微変動と地表環境の変化』から |
  〔サイクル機構による地層処分技術に関する研究開発の『第2次取りまとめ報告書』の中の『2.6 気候・海水準変動』から〕 |
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〔サイクル機構による地層処分技術に関する研究開発の『第2次取りまとめ報告書』の中の『2.6 気候・海水準変動』から〕 |
| 海水面上昇 |
/Image868.gif) 世界平均の海面水位の過去及び将来予測における時系列図 (1980-1999年平均を基準とする)、IPCC(2007)より引用 気象庁（HP/2011/7）による『世界の過去および将来の海面水位変化』から |
/Image869.gif) 人工衛星塔載の高度計から求めた世界平均海面水位偏差(65S-65N)の推移 IPCC(2007)より引用 気象庁（HP/2011/7）による『衛星高度計における1993年以降の海面水位変化』から |
/Image870.gif) 要因別の海面水位上昇率 世界平均の海面水位の変化に影響を与える要因の評価（上段の4項目） 気象庁（HP/2011/7）による『海面水位の変動要因』から |
NASA（2005/7/7）による『NASA Science Update: Breakthrough Discoveries in Sea Level Change Research』から |
| 海洋無酸素事変（Oceanic Anoxic Event、OAE） |
/Image2518.gif) |
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地球は過去20億年以上にわたり、温室期（Greenhouse）と氷室期（Icehouse）を繰り返しながら現在に至っている。 現在は比較的寒冷な氷室期に相当するが、近年、人類による産業活動によって地球温暖化が進行しつつあることから、 地球の平均気温の上昇に伴って、将来どのように環境が変化するかを知ることは重要である。 そこで、本研究室では地質学的・古生物学的手法を用いて、“温室期の地球は、どのような環境だったのか”というテーマで研究を行っている。 現在の研究の主要な対象は、ジュラ紀から白亜紀にかけての時代（およそ2億年前～3500万年前）のテクトニクスと古環境変動である。 この期間は、地球史の中でも最も新しい時代に起こった温室期として知られており、現在の平均気温よりも最大で15℃以上も高かったことが知られている。この時期の温暖化の原因としては、スーパープルームと呼ばれる地球内部からの大規模な熱の上昇によって火成活動が活発化し、大量の二酸化炭素が地球表層に放出された結果、温室効果が増加したためと考えられている。 このような温暖な時期のかなでも、とりわけ短期間で急激な温暖化が発生した時期には、海洋の中層から深層に無酸素水塊が広域に発達し、有機物に富む堆積物が堆積したことが知られている。海洋無酸素事変 (Oceanic Anoxic Events: OAE)と呼ばれるこのイベントは、白亜紀で約8回、ジュラ紀で約3回発生した。 このイベントは二酸化炭素を吸収して、有機物として炭素を海底の地中に閉じこめたため、地球表層における二酸化炭素濃度の低下と寒冷化を引き起こし、温室期の地球におけるサーモスタットの役割を果たしていた可能性が高い。また、無酸素水塊の発達により大規模な海洋生物の絶滅を引き起こしただけでなく、堆積した有機炭素の多くは石油根源岩となっており、生物進化や資源の観点からも重要なイベントである。 しかしながら、各海洋無酸素事変の発生メカニズムや規模、地球の気候への寄与などの詳細は未だ解明には至っていない。このような背景から、本研究室では温室期の地球環境や気候変動の原因を解明するため、微化石を用いて、1)ジュラ系～白亜系の年代対比の精度の向上と各地域の海洋無酸素事変層準の高分解能解析、 2)アジア地域の中生代のテクトニクスの解明という2つの方向性で研究を行ってきた。 また、近年では古生代に起こったもう1つの温室期である古生代のデボン紀の無酸素事変に焦点を当てた研究や、生物分野との共同研究であるコケムシを用いた古環境解析の研究も行っている。 |
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| 高嶋（HP/2015/8）による『温室期地球の古環境変動に関する研究』から | |
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海洋無酸素事変（かいようむさんそじへん、Oceanic
Anoxic Events、OAEs）は、海水中の酸素欠乏（無酸素または貧酸素）状態が広範囲に拡大し、海洋環境の変化を引き起こす現象。海洋低酸素事変（かいようていさんそじへん）とも呼ばれる。 ウィキペディア（HP/2015/8）による『海洋無酸素事変』から |
 Figure 7. Model to illustrate the variety of geochemical processes characteristic of OAEs. Volcanism, through the venting of greenhouse gases, initiates global warming; increased acidification of the oceans from dissolution of CO2 and SO2 causes increased carbonate dissolution; and methane release from gas hydrates, triggered either by warming of bottom waters and the subjacent sedimentary pile and/or synsedimentary faulting, produces further increase in temperature in seawater and atmosphere. The hydrological cycle accelerates with increased nutrient flux to the oceans; upwelling intensifies, as does organic productivity. As depicted in this early phase of the OAE, oxygen depletion has advanced to a state where denitrification and the anammox process have reduced nitrate and nitrite, such that nitrous oxide (a potent greenhouse gas that would promote further global warming) and elemental dinitrogen are being lost from the ocean. Organic-rich sediments change from bioturbated to laminated (rich in fish remains) as the benthos is excluded from the sea bottom by the spread of anoxic conditions. Manganese is fixed as early diagenetic carbonate phases at or just below the seafloor; iron is fixed as pyrite below the seafloor. The carbon isotope profile illustrated shows the effect of a global increase in carbon burial, causing a positive δ13C excursion interrupted by a negative excursion produced by the input of isotopically negative methane and its oxidation product carbon dioxide. Inspired by Weissert [2000]. |
 Figure 8. Model to illustrate the variety of geochemical processes characteristic of OAEs. As depicted in this more extreme stage of the OAE, large tracts of the water column have advanced to sulfate reduction (free H2S: euxinic conditions), with the precipitation of pyrite framboids in the water column. In the absence of dissolved nitrate, but in the presence of upwelled phosphate released from organic-rich sediments, nitrogen-fixing cyanobacteria can thrive in near-surface illuminated environments, as can green sulfur bacteria in slightly deeper parts of the photic zone where free H2S is present. Molybdenum and osmium are drawn down into pyritic organic-rich shales under euxinic conditions. The isotopic ratios of osmium, neodymium, and strontium reflect the balance between fluvial input, related to the weathering of continental materials, and fluxes from volcanic and hydrothermal sources. In euxinic bottom waters hydrothermally sourced radiogenic neodymium can be dispersed laterally, rather than being precipitated in metalliferous (Fe–Mn) oxyhydroxides (such phases would not be stable), and find its way into fish skeleta accumulating on the seafloor. An intensified hydrological cycle and increase in continental weathering would stimulate organic productivity not only in oceans but also in large lakes, thereby favoring development of coeval lacustrine organic-rich facies. The carbon and sulfur isotope profiles illustrated show the effect of a global increase in marine carbon burial, causing a positive δ13C excursion, and an increase in global pyrite fixation, causing a positive δ34S excursion. |
| Jenkyns（2010/3）による『Geochemistry of oceanic anoxic events』から | |
/Image2522.gif) Fig. 3. Schematic representation of bacterial respiration versus water-column depth in marine basins experiencing O2 depletion in the bottom water. Profiles of O2, NO3-, NO2-, NH3(NH3 plus NH4+) and H2S (all forms of dissolved S2-) concentrations are representative of all anoxic basins, with depths, zonal thicknesses, maximum oxidant concentrations varying from basin to basin. Maximum values for each in the Cariaco Basin are ca. O2 210 μM, NO3- 12 μM, NO2- 0.1 μM, H2S 40 μM, and NH3 15 μM(Richards, 1975). Half-cell redox reactions are shown for the major electron acceptors. The different colors are intended to identify the oxic photic (light blue) and aphotic zones (dark blue), suboxic zone (orange), and anoxic zone (green). Approximate thicknesses of redox zones in various modern basins depleted in O2 at depth are as follows: oxic (50-150 m), suboxic (50-150 m), and anoxic (200 to 2100 m). Stabilities of trace-element species under the different redox conditions are shown in the center, calculated from thermodynamic constants (see Piper, 2001). In the case of Cr, it precipitates possibly as Cr(OH)3, or is adsorbed onto settling particles, under mildly denitrifying to anoxic conditions, i.e., throughout the O2 depleted region of the water column. Under oxic conditions, Cr is in the oxidized and more soluble CrO42- valence state (Murray et al., 1983). MnO2 responds oppositely; it is reduced to a soluble valence state (probably Mn2+) under anoxic conditions, but is stable within the oxic realm. Depths of several modern basins are shown at far right, together with the estimated depth of the Jurassic Cleveland Basin. Redox conditions in the water columns of each are given by the vertical lines, for which the broken lines represent temporally varying redox conditions in the bottom waters. Piper and Calvert（2009）による『A marine biogeochemical perspective on black shale deposition』から |
/Image2521.gif) 図1．現代の海洋において無酸素水塊が生成されている4つの例．A．海洋表層を淡水が覆って中層以下が嫌気的になった海洋（黒海），B，高い生物生産によって中層の酸素極小層が著しく酸欠になっている海洋（アラビア海北部），C．海底から密度の高い熱水が噴出して海底のくぼみに溜まり，無酸素水塊を形成 している海洋（紅海），D，停滞した内湾環境に陸上から多量の有機物が流入して無酸素水塊が季節的に現れる海洋（東京湾，熱帯の内湾）．図は，Herrle（2002）を簡略化するとともに，新しい図を付け加えた．図中の黒いレンズ状帯は黒色泥の堆積を示す．OMZ；Oxygen Minimum Zone（酸素極小帯）． 北里（2003/9）による『海洋無酸素環境の創成と生物の反応』から |
/Image2519.gif) 図 1．白亜紀中期（121～90Ma）で黒色頁岩もしくはそれに相当する堆積物がみられる地域．但し，古地理図は約90Maの復元図を使用した． |
/Image2520.gif) 図2 ．白亜紀中期における海洋無酸素事件（Oceanic Anoxic Events：OAEs）の地質時代と主要な地地質学的イベント（Leckie et al., 2002 を 改変）． 一般に OAEは，白亜紀中期ではOAE1からOAE3まで認識される．しかし，OAE3の存在が氾世界的であるかどうかは，現在，議論されているところてある．OAE1は，OM1aからOAE1dまでの4つに細分することができ，それらはヨーロッパの各地域でGoguel（フランス），Selli（イタリア）など独自の名前が付けられている．また，これらの黒色頁岩の堆積時には炭素同位対比の正のシフト（高い値になること）がみられることが多い．OAE1a、OAE1b，OAE2はいずれも海底火山活動が活発となった時期とも一致するが，海水準はOAE1bの時期に最も低くOAE2に最も高くOAEの各時期によって異なる． |
| 西ほか（2003/9）による『白亜紀海洋無酸素事変の解明』から | |
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