バシキーリアンとは？わかりやすく解説

地質時代・古生代^{[* 1]}^{[* 2]}
累代	代	紀		世	期	基底年代 Mya^{[* 3]}
顕生代	新生代					66
	中生代					251.902
	古生代	ペルム紀		ローピンジアン	チャンシンジアン	254.14
				ローピンジアン	ウーチャーピンジアン	259.1
				グアダルピアン	キャピタニアン	265.1
					ウォーディアン	268.8
					ローディアン	272.95
				シスウラリアン	クングーリアン	283.5
					アーティンスキアン	290.1
					サクマーリアン	293.52
					アッセリアン	298.9
		石炭紀	ペンシルバニアン亜紀	後期	グゼリアン	303.7
				後期	カシモビアン	307
				中期	モスコビアン	315.2
				前期	バシキーリアン	323.2
			ミシシッピアン亜紀	後期	サープコビアン	330.9
				中期	ビゼーアン	346.7
				前期	トルネーシアン	358.9
		デボン紀		後期	ファメニアン	372.2
				後期	フラニアン	382.7
				中期	ジベティアン	387.7
				中期	アイフェリアン	393.3
				前期	エムシアン	407.6
					プラギアン	410.8
					ロッコヴィアン	419.2
		シルル紀		プリドリ		423
				ラドロー	ルドフォーディアン	425.6
				ラドロー	ゴースティアン	427.4
				ウェンロック	ホメリアン	430.5
				ウェンロック	シェイウッディアン	433.4
				ランドベリ	テリチアン	438.5
					アエロニアン	440.8
					ラッダニアン	443.8
		オルドビス紀		後期	ヒルナンシアン	445.2
					カティアン	453
					サンドビアン	458.4
				中期	ダーリウィリアン	467.3
				中期	ダーピンジアン	470
				前期	フロイアン	477.7
				前期	トレマドキアン	485.4
		カンブリア紀		フロンギアン	ステージ10	489.5
					ジャンシャニアン	494
					ペイビアン	497
				ミャオリンギアン	ガズハンジアン	500.5
					ドラミアン	504.5
					ウリューアン	509
				シリーズ2	ステージ4	514
				シリーズ2	ステージ3	521
				テレニュービアン	ステージ2	529
				テレニュービアン	フォーチュニアン	541
原生代						2500
太古代^{[* 4]}						4000
冥王代						4600
^ 基底年代の数値は、この表と本文中の記述では、異なる出典によるため違う場合もある。 ^ 基底年代の更新履歴 ^ 百万年前 ^ 「始生代」の新名称、日本地質学会が2018年7月に改訂

バシキーリアン（英: Bashkirian）は、国際層序委員会によって定められた地質学用語である、地質時代名の一つ。3億2320万年前（誤差40万年）から3億1520万年前（誤差20万年）にあたる、石炭紀ペンシルバニアン亜紀（後期石炭紀）を三分した前期である。前の期は前期石炭紀を三分した後期サープコビアン、続く期は後期石炭紀中期モスコビアン^[1]。模式地はロシアの沿ヴォルガ連邦管区バシコルトスタン共和国に位置する^[2]。

層序

バシキーリアンの最上部、すなわちモスコビアンの基底はコノドントの種 Declinognathodus donetzianus（英語版） と Idiognathoides postsulcatus（英語版） の初出現^[3]あるいはフズリナの Aljutovella aljutovica の初出現^[4]に近い。

バシキーリアンの基底はコノドントの種 Declinognathodus noduliferus の初出現にあたる^[5]。基底の国際標準模式層断面及び地点(GSSP)はアメリカ合衆国ネバダ州のアロー・キャニオンに分布するバトルシップ・ウォッシュ・累層にある^[6]。

環境

後期デボン紀の大量絶滅で衰退した生物礁はバシキーリアンで回復を見せた。日本の山口県美祢市に分布する秋吉石灰岩において、生物礁の形成過程が研究されている。サープコビアン - バシキーリアン境界直後の安定段階では、先駆者として外肛動物が出現して Donezella石灰岩を基盤に成長した後、塊状群体四射サンゴや床板サンゴが成長し、十数センチメートル程度の小規模な礁が形成された。この段階の後には各種サンゴや堆積物を成長基盤として、層孔虫様生物や造礁性海綿類ケーテテスが主体となって最大数メートル規模の大規模礁が形成された。ケーテテスは強固な基盤を必要としたが、層孔虫様生物は堆積物の直上から成長を可能とした^[7]。

ケーテテスはバシキーリアンから前期モスコビアンまで繁栄していたが、後期モスコビアン以降は秋吉帯から衰退することとなる^[8]。モスコビアンまでにゴンドワナ氷床の拡大による気候の寒冷化が始まっており、秋吉海山の位置していたパンサラッサ海はパンゲア大陸辺縁の低緯度地域よりもその影響が遅れ、バシキーリアンではまだ生物相の変化に至っていなかったことが示唆されている^[9]。

秋吉帯でバシキーリアンやモスコビアンで礁中核をなす石灰岩はP₂O₅の含有量が高い。ストロンチウムやナトリウムの減少、亜鉛や鉄およびマンガンの増加が大きく見られなかったため、このP₂O₅含有量の高さは続成作用に起因するものではないと考えられている。また、Fe₂O₃やAl₂O₃と相関がないため、二次的な沈着が要因でもないと考えられている。リンが初生的なものである場合、同時期の北部秩父帯の緑色岩形成に代表されるスーパープルームを熱源とした海洋循環が起こり、豊満な栄養塩が浅海域に供給されたことによると考えられる^[10]。

日本において

山口県美祢市に分布する秋吉帯石灰岩のバシキーリアン階 - 下部モスコビアン階からは、微生物由来と考えられる微小質方解石と紅藻類とされる ungdarellids が互いに層をなして成長した粒子が産出している。ungdarellids はこの時代のバインドストーン（生物の遺骸を含む炭酸カルシウムの岩石の一種）の構成成分としても多産するため、粒子はその時代の主要な被覆性造礁生物を反映していると考えられる^[11]。

脚注

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出典

^ “INTERNATIONAL CHRONOSTRATIGRAPHIC CHART（国際年代層序表）”. 日本地質学会. 2020年4月15日閲覧。
^ “地質調査総合センター研究資料集 No.486 地質図─地質用語（TS図案:2008）”. 地質調査総合センター. p. 14. 2020年4月15日閲覧。
^ Nemyrovska, T.I (1999). “Bashkirian conodonts of the Donets Basin”. Ukraine. Scr. Geol 119: 1–115.
^ Solovieva, M.N (1986). “Zonal fusulinid scale of the Moscovian Stage based on a revision of the type sections of intrastage subdivisions”. Vopr. Mikropaleontol 28: 3-23.
^ Javier Sanz-López; Silvia Blanco-Ferrera (2013-02-27). “Early evolution of Declinognathodus close to the Mid‐Carboniferous Boundary interval in the Barcaliente type section (Spain)”. Palaeontology 56 (5): 927. doi:10.1111/pala.12025. https://doi.org/10.1111/pala.12025.
^ Lane, H.R; Brenckle, P.L; Baesemann, J.F; Richards, B (1999). “The IUGS boundary in the middle of the Carboniferous: Arrow Canyon, Nevada, USA”. Episodes (4): 272–283.
^ 増井充、江﨑洋一、長井孝一、杦山哲男、足立奈津子「秋吉石灰岩層群で見られる石炭紀バシキーリアン期の生物礁の発達過程」『日本地質学会学術大会講演要旨第125年学術大会（2018札幌-つくば）』、日本地質学会、2018年、doi:10.14863/geosocabst.2018.0_484。
^ 中澤努、上野勝美「秋吉帯石炭―ペルム紀石灰岩における造礁生物としての海綿類の消長」『日本地質学会学術大会講演要旨第122年学術大会（2015長野）』、日本地質学会、2015年、doi:10.14863/geosocabst.2015.0_177。
^ 佐野弘好、杦山哲男、長井孝一、上野勝美、中澤努、藤川将之「秋吉石灰岩から読み取る石炭・ペルム紀の古環境変動－美祢市（旧秋芳町）秋吉台科学博物館創立50周年記念巡検－」『地質学雑誌』第115巻補遺、日本地質学会、2009年、76-77頁、doi:10.5575/geosoc.115.S71。
^ 坂田健太郎、中澤努、岡井貴司、上野勝美「秋吉帯の海洋島起源の石炭紀—ペルム紀石灰岩におけるリンの偏在」『地質調査研究報告』第66巻第11/12号、産業技術総合研究所、2015年12月25日、207-211頁、doi:10.9795/bullgsj.66.199。
^ 中澤努、上野勝美、藤川将之「秋吉帯石灰岩におけるオンコイドの産出層準と形態及び形成生物について」『日本地質学会学術大会講演要旨第120年学術大会（2013仙台）』、日本地質学会、2013年、doi:10.14863/geosocabst.2013.0_167。

[1] 基底年代の数値は、この表と本文中の記述では、異なる出典によるため違う場合もある。

[2] 基底年代の更新履歴

[3] 百万年前

[4] 「始生代」の新名称、日本地質学会が2018年7月に改訂

[5] “INTERNATIONAL CHRONOSTRATIGRAPHIC CHART（国際年代層序表）”. 日本地質学会. 2020年4月15日閲覧。

[6] “地質調査総合センター研究資料集 No.486 地質図─地質用語（TS図案:2008）”. 地質調査総合センター. p. 14. 2020年4月15日閲覧。

[7] Nemyrovska, T.I (1999). “Bashkirian conodonts of the Donets Basin”. Ukraine. Scr. Geol 119: 1–115.

[8] Solovieva, M.N (1986). “Zonal fusulinid scale of the Moscovian Stage based on a revision of the type sections of intrastage subdivisions”. Vopr. Mikropaleontol 28: 3-23.

[9] Javier Sanz-López; Silvia Blanco-Ferrera (2013-02-27). “Early evolution of Declinognathodus close to the Mid‐Carboniferous Boundary interval in the Barcaliente type section (Spain)”. Palaeontology 56 (5): 927. doi:10.1111/pala.12025. https://doi.org/10.1111/pala.12025.

[10] Lane, H.R; Brenckle, P.L; Baesemann, J.F; Richards, B (1999). “The IUGS boundary in the middle of the Carboniferous: Arrow Canyon, Nevada, USA”. Episodes (4): 272–283.

[11] 増井充、江﨑洋一、長井孝一、杦山哲男、足立奈津子「秋吉石灰岩層群で見られる石炭紀バシキーリアン期の生物礁の発達過程」『日本地質学会学術大会講演要旨第125年学術大会（2018札幌-つくば）』、日本地質学会、2018年、doi:10.14863/geosocabst.2018.0_484。

[12] 中澤努、上野勝美「秋吉帯石炭―ペルム紀石灰岩における造礁生物としての海綿類の消長」『日本地質学会学術大会講演要旨第122年学術大会（2015長野）』、日本地質学会、2015年、doi:10.14863/geosocabst.2015.0_177。

[13] 佐野弘好、杦山哲男、長井孝一、上野勝美、中澤努、藤川将之「秋吉石灰岩から読み取る石炭・ペルム紀の古環境変動－美祢市（旧秋芳町）秋吉台科学博物館創立50周年記念巡検－」『地質学雑誌』第115巻補遺、日本地質学会、2009年、76-77頁、doi:10.5575/geosoc.115.S71。

[14] 坂田健太郎、中澤努、岡井貴司、上野勝美「秋吉帯の海洋島起源の石炭紀—ペルム紀石灰岩におけるリンの偏在」『地質調査研究報告』第66巻第11/12号、産業技術総合研究所、2015年12月25日、207-211頁、doi:10.9795/bullgsj.66.199。

[15] 中澤努、上野勝美、藤川将之「秋吉帯石灰岩におけるオンコイドの産出層準と形態及び形成生物について」『日本地質学会学術大会講演要旨第120年学術大会（2013仙台）』、日本地質学会、2013年、doi:10.14863/geosocabst.2013.0_167。

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