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セノマニアン-チューロニアン境界事象は、セノマニアン-チューロニアン絶滅、セノマニアン-チューロニアン海洋無酸素事象( OAE 2)とも呼ばれ、ボナレッリ事象またはレベルとも呼ばれ、白亜紀の無酸素 絶滅事象でした。セノマニアン-チューロニアン海洋無酸素事象は、地球の地質学史上最も最近の真に地球規模の海洋無酸素事象であると考えられています。[3]この期間中、大規模な炭素循環の擾乱が発生しました。 [4] これは、大規模な正の炭素同位体偏位によって示されました。[5] [6] [7]しかし、炭素循環の擾乱とは別に、海洋の窒素、[8]酸素、[9]リン、[10] [11] [12]硫黄、[13]および鉄の循環にも大きな擾乱がありました。[14]
背景
セノマニアン期とチューロニアン期は、1843年から1852年の間にドルビニーによって初めて記録されました。この境界のグローバルなタイプセクションは、ミランコビッチ軌道シグネチャで層状に堆積した、コロラド州プエブロ近郊のグリーンホーン層のブリッジクリーク石灰岩メンバーにあります。ここでは、特徴的な有機物が豊富な黒色頁岩は存在しませんが、正の炭素同位体イベントが明確に示されています。同位体シフトは黒色頁岩イベントよりも約85万年長く続いたと推定されており、これがコロラドタイプセクションのこの異常の原因である可能性があります。[15]南チベットの大幅に拡大されたOAE2間隔は、合計期間が820 ±25 kaに達する複数の短期炭素同位体ステージを含む、正の炭素同位体エクスカーションの完全で詳細で微細な構造を記録しています。[16]
この層は、境界を示す1～2メートル（3フィート3インチ～6フィート7インチ）の厚い黒色頁岩層があるため、ボナレッリ・イベントとも呼ばれ、1891年にグイド・ボナレッリ [it]によって初めて研究されました。 [17]黒色頁岩、チャート、放散虫砂が互層していることが特徴で、40万年にわたると推定されています。このボナレッリ層にはプランクトン性有孔虫は存在せず、このセクションに放散虫が存在することは、比較的生産性が高く、栄養素が豊富にあったことを示しています。[18]西部内陸海路では、セノマニアン-チューロニアン境界イベントは、プランクトン性有孔虫に比べて底生有孔虫の密度が高いという特徴を持つベントニックゾーンと関連しているが、ベントニックゾーンの出現時期は海洋無酸素イベントの開始と一様に同期しているわけではなく、したがって、その始まりを一貫して区別するために使用することはできません。[19]
タイムライン
セルビーらは2009年にOAE 2がおよそ91.5 ± 8.6 Maに発生したと結論付けたが[20]、レッキーら(2002)が発表した推定値は93～94 Maとされている。[21]セノマニアン期とチューロニアン期の境界は2012年に93.9 ± 0.15 Maに修正された。[22] OAE2の全期間は0.9 Myr、 [23] 0.82 ± 0.025 Myr、[16]または0.71 ± 0.17 Myrと推定されている。[24]高緯度では、このイベントはより短い期間続き、わずか約60万年であった。[25]
プランクトン性有孔虫の生物多様性パターンは、セノマニアン-チューロニアン絶滅が5つの段階で起こったことを示している。無酸素イベントの開始の313,000年から55,000年前に起こったフェーズIでは、成層化した水柱とプランクトン性有孔虫の多様性が高く、安定した海洋環境を示唆している。重大な環境変動を特徴とするフェーズIIは、OAE2の55,000年前からその開始まで続き、ロータリポリドとヘテロヘリシドの減少、シャコイニドとヘドベルゲリドの絶頂、150ミクロンを超える有孔虫が姿を消した「大型日食」、および多くの有孔虫の矮小化傾向の始まりが見られた。このフェーズでは、酸素極小帯の拡大と表層水の生産性の向上も見られた。フェーズ III は 10 万年から 90 万年続き、ボナレッリ層の堆積と同時期に起こり、放散虫が大量に増殖し、極度の富栄養状態を示していた。フェーズ IV は約 35,000 年続き、ヘドベルゲリッドとシャコイニッドの個体数増加が最も顕著で、フェーズ II と非常に類似しているが、主な違いは、フェーズ IV にはロタリポリッドがいなかったことである。フェーズ V は 118,000 年続いた回復期で、フェーズ II で始まった「大型日食」の終わりを告げた。このフェーズではヘテロヘリックスとヘドベルゲリッドが依然として豊富であり、このフェーズで環境の撹乱が継続していたことを示している。[26]
原因
気候変動
OAE2 が始まる直前、地球は著しく温暖化した。[27]セノマニアン期からチューロニアン期は顕生代全体で最も暑い時期の 1 つであり、[28]白亜紀で最も高い二酸化炭素濃度を誇った。[29] OAE2 以前、セノマニアン期後期でも、熱帯の海面水温(SST) は非常に暖かく、約 27～29 °C であった。[30] OAE2 の開始は、棚海水温の 4～5 °C 上昇と同時期であった。[31] OAE2 期間中の平均熱帯 SST は少なくとも 30 °C と控えめに見積もられているが、36 °C に達した可能性もある。[32]中緯度海洋の最低 SST は 20 °C を超えていた。[33]この例外的な温暖化はチューロニアン期からコニアシアン期の境界まで続いた。[34]
この温室現象の原因として考えられるのは、海洋底火山活動である。白亜紀中期には地殻生成率がピークに達したが、これは新たに形成された大西洋の断層運動と関係があった可能性がある。[35]また、海洋地殻の下、リソスフェアの基底部で高温のマントルプルームが広範囲に溶解したことも原因であり、太平洋とインド洋の海洋地殻が厚くなった可能性がある。その結果生じた火山活動によって大量の二酸化炭素が大気中に放出され、地球の気温上昇につながったと考えられる。温室効果ガスの放出は、火山岩床が侵入した有機物を多く含む堆積物のガス抜きによってさらに増加した。[36] OAE2の頃には、大規模火成岩区（LIP）に関連するいくつかの独立したイベントが発生した。 OAE2の期間中は、マダガスカル、[37] [38]カリブ海、[39] [40] [41]ゴルゴナ、[42]オントンジャワ、[37]高緯度北極圏LIPなど、多数のLIPが活動していた。 [43] [44] [45]この時点でのLIPの多さは、マントル対流の大きな反転を反映している。[46]クロム(Cr)、スカンジウム(Sc)、銅(Cu)、コバルト(Co)などの微量金属がセノマニアン-チューロニアン境界で発見されており、LIPがイベントの寄与に関わる主要な基本的原因の1つであった可能性があることを示唆している。[47]微量金属濃度のピークのタイミングは無酸素イベントの中盤と一致しており、LIPの影響はイベント中に発生した可能性があるが、イベントを開始したわけではない可能性があることを示唆している。他の研究では、 OAE-2 の鉛(Pb)同位体がカリブ海-コロンビアおよびマダガスカルの LIP と関連づけられている。[48] OAE2 と同時期に起きたオスミウム同位体の変動は、海底火山活動がその原因であることを強く示唆している。[49]太平洋では、非放射性オスミウムの急増が OAE2 の発生の約 35 万年前に始まり、OAE2 の発生の約 24 万年後に終了した。[50]南チベットの非常に拡大した OAE2 間隔のオスミウム同位体データでは、複数のオスミウム変動が示されており、最も顕著なものは OAE2 の発生から約 5 万年前に発生しており、これはおそらく約 9450 万年前の海洋の連結性の変化に関連していた。[51] オスミウムのデータはまた、OAE2の発生から約6万年、約27万年、約40万年後に3つの異なる激しい火山活動の波が起こり、OAE2を長期化させたことを明らかにしている。 [52]ネオジム同位体の正の変動は、OAE2の原因として広範囲にわたる火山活動のさらなる兆候を提供している。 [53]亜鉛の濃縮は、広範な熱水火山活動の存在をさらに強化し、強化し、[54] δ 53 Crの極端な負の変動も同様である。 [55] OAE2に起因する地理的に広範囲の水銀（Hg）異常がないのは、海底火山活動によるこの重金属の拡散範囲が限られているためであると示唆されている。[56] 2011年に実施されたモデリング研究では、LIPがこの現象を引き起こした可能性があることが確認されました。モデルでは、火山性のLIPのガス放出による二酸化炭素のピーク放出量が、地球全体の深海の無酸素状態の90パーセント以上をもたらした可能性があることが明らかになりました。[57]
その後、無酸素状態が広まると、硝化と脱窒の速度が上昇したため、二酸化炭素の約265倍の温室効果ガスである亜酸化窒素の生成が劇的に増加しました。この強力な正のフィードバックメカニズムにより、無酸素状態に関連する過充電された有機炭素の埋没にもかかわらず、非常に暑い気温が持続することができたと考えられます。[58]
プレナスクールイベント
大規模な有機炭素の埋没は負のフィードバックループとして機能し、火山からの二酸化炭素放出による温暖化効果を部分的に緩和し、ヨーロッパのアンモナイト生物圏であるメトイコセラス・ゲスリニアヌムの間にプレヌス寒冷事象を引き起こした。[59]世界の平均気温はOAE2以前よりも約4℃低くなった。[30]赤道域の海面水温は2.5～5.5℃低下した。[60]この冷却イベントは、地球の気温上昇を完全に止めるには不十分だった。この負のフィードバックは最終的に無効になり、プレヌス寒冷事象後も火山からの二酸化炭素放出が継続し、地球の気温は急上昇を続けた。 [59]ただし、この理論は批判されており、プレヌス寒冷事象後の温暖化はケイ酸塩の風化の減少によるものとされている。[61]
海洋酸性化
海洋では、SO 2、H 2 S、CO 2、ハロゲンの排出によって水の酸性度が上昇し、炭酸塩が溶解して二酸化炭素がさらに放出されたと考えられる。海洋酸性化の証拠は、絶滅イベントと同時期に起こった δ 44/40 Ca の上昇[62] [63] [64]や、円石の奇形や矮小化[65]から読み取ることができる。炭酸カルシウム濃度が低い岩相は、炭酸塩補償深度の浅瀬化の期間中に優勢であった。[3]海洋酸性化は、生物生産性の高い海域での従属栄養呼吸の増加という正のフィードバックループによって悪化し、海水中の二酸化炭素濃度が上昇し、pHがさらに低下した。[66]
無酸素症と正常酸素症
火山活動が衰えると、この暴走する温室効果は逆転した可能性が高い。海洋のCO 2含有量の増加は、海洋表層水の有機生産性を高めた可能性がある。この新たに豊富になった有機生命体が好気性細菌によって消費されると、無酸素症と大量絶滅が引き起こされる。[67]地球温暖化によって引き起こされた水循環の加速により、海洋への栄養流出量が増加し、一次生産性が促進された。[68] [69] [70]これらの状況をもたらした地球環境の擾乱により、大気と海洋の温度が上昇した。極端な温室状態により、海洋の成層が促進された。[71]境界堆積物は微量元素が豊富で、δ 13 C値が上昇している。[4] [72] [73]セノマニアン-チューロニアン境界で見つかったδ 13 Cの正の偏移は、中生代の主な炭素同位体イベントの1つである。これは、過去 1 億 1 千万年間の地球規模の炭素循環における最大の撹乱の 1 つである。この δ 13 C の変動は、有機炭素の埋没率の大幅な増加を示しており、有機炭素を豊富に含む堆積物が広範囲に堆積および保存され、当時海洋の酸素が枯渇していたことを示している。[74] [75] [76] OAE2 に対応する堆積物中のマンガンの枯渇は、深刻な底層水の酸素枯渇の強力な証拠をさらに提供する。 [54]プランクトン性有孔虫Heterohelixの存在量の増加は、無酸素状態のさらなる証拠を提供する。[77] [52]結果として生じた炭素埋没レベルの上昇は、海盆の黒色頁岩の堆積を説明するだろう。[72] [78]特に、OAE2 の間、原始北大西洋は炭素埋没の温床であり、その後のそれほど深刻ではない無酸素イベントのときも同様であった。[79]酸素欠乏症は期間中ずっと続いていたが、OAE2の間に一時的に再酸素化の期間があった。[5]
OAE2の間に硫酸還元が増加し、[14] OAE2の間に硫酸還元と硫化水素生成によって定義される無酸素症の一種であるユーキニアが発生し、これはδ53Crの負の偏差[ 80 ]、δ98Moの正の偏差[81]、海水中のモリブデンの減少、[82] [83] 、および緑色硫黄細菌の分子バイオマーカーによって明らかにされた。[84] [85] [86]セノマニアン後期にはユーキニアは珍しくなかったが、OAE2自体の間は光層にまで拡大しただけであった。[87]
OAE2 は原北大西洋の南縁で始まり、そこから無酸素状態が原北大西洋の残りの地域に広がり、その後、西部内海路 (WIS) と西テチスの大陸縁海にまで広がった。[88]海洋進入と、北部の降水量と南部の蒸発量の不均衡から生じた強力な低気圧循環により、無酸素水は WIS 全体に急速に広がった。[89]北海東部では特に無酸素状態が激しく、 δ13C値が非常に正であったことからそれが証明されている。[90]持続的な湧昇のおかげで、南大西洋などの一部の海域では、少なくとも断続的に部分的に酸素化された状態を維持できた。[91]実際、海洋の酸化還元状態は、OAE2 中に地理的、水深的、時間的に変化する。[92]
ミランコビッチサイクル
セノマニアン-チューロニアン境界事象は、地球の日射量の変動が非常に小さい期間に発生したという仮説が立てられており、これはすべての軌道パラメータの一致したノードの結果であると理論づけられている。地球と火星の軌道の無秩序な摂動を除けば、地球上の軌道離心率、軸歳差、および黄道傾斜のノードの同時発生は、約245万年ごとに発生する。[93]中期白亜紀の非常に暖かい温室状態を通じて、他の多数の海洋無酸素事象が発生しており、[94]これらの中期白亜紀の海洋無酸素事象は、軌道周期パターンに従って周期的に発生したことが示唆されている。[93]ロタリポラ・クシュマニプランクトン性有孔虫生物圏で発生した中期セノマニアン事象（MCE）は、ミランコビッチサイクルによって支配される定期的な海洋無酸素事象の仮説を支持するもう一つの例であると主張されてきた。[ 94 ] MCEはセノマニアン-チューロニアン海洋無酸素事象の約240万年前に発生しており、そのようなサイクルを考えると無酸素事象が発生すると予想される時期とほぼ同じである。[93]タルファヤ盆地の堆積物コアからの地球化学的証拠は、長期にわたる離心率極小期に発生した主な正の炭素同位体変動を示している。このコアで観察された小規模な炭素同位体シフトは、傾斜角の変動を反映している可能性が高い。[95]ケルゲレン高原の海洋掘削計画地点1138では、堆積物の変化に2万年から7万年の周期性があるという証拠が得られており、これは黄道傾斜か歳差運動が有機炭素の大規模な埋没を支配していたことを示唆している。[96] OAE2の正のδ13Cエクスカーション内では、南チベットからの大幅に拡大したOAE2間隔で、短い離心率スケールの炭素同位体の変動が記録されている。 [16]短い離心率サイクルによってペースが決まる周期的な負のδ13Cエクスカーションは、ユタ州南西部でも容易に検出できる。[97]
強化されたリンリサイクル
海底堆積物のリン保持能力はOAE2の間に低下し、[10] [98] OAE2堆積物内の反応性リン種の減少によって明らかになりました。[99]海底リンのアパタイトへの鉱化は、現在と比較してセノマニアン期とチューロニアン期の海水のpHが大幅に低く、気温がはるかに高かったために阻害されました。つまり、この時期に海底に堆積した後、はるかに多くのリンが海水に戻ってリサイクルされたことになります。これにより、酸素が豊富な水と比較してリンが無酸素の海水に速くリサイクルされるという正のフィードバックループが強化され、それが今度は水を肥沃にし、富栄養化を促進し、さらに海水の酸素を枯渇させます。[11]火山噴火で化学的に風化した硫酸塩が海洋に流入したことで硫化水素の生成が増加し、[100]リンの埋没も抑制され、鉄オキシ水酸化物相への吸着によるリンの埋没が妨げられた。[13] OAE2は、リンの利用可能性を左右する5～6百万年周期のピーク時に発生した可能性がある。この周期のピーク時と他のピーク時には、化学的風化の増加によって海洋リン在庫が増加し、生産性、無酸素状態、リンのリサイクルの増加という正のフィードバックループが引き起こされたが、これは大気中の酸素化と山火事活動の増加による化学的風化の減少という負のフィードバックによってのみ終了した。このフィードバックは、はるかに長い時間スケールで機能した。[12]リンのリサイクルの強化により窒素固定細菌が豊富になり、さらに別の制限栄養素の利用可能性が高まり、窒素固定による一次生産性が過充電されたと考えられる。[101]生物利用可能な窒素と生物利用可能なリンの比率は現在16:1であるが、海洋が好気性で硝酸塩が優勢な状態から無酸素性でアンモニウムが優勢な状態に移行するにつれて急激に低下した。[58]窒素固定、生産性、脱酸素、窒素除去、リンのリサイクルの強力なフィードバックループが形成された。[8]細菌ホパノイドは、OAE2の間に窒素固定シアノバクテリアの個体数が多く、硝酸塩と亜硝酸塩が豊富に供給されていたことを示している。[102]負のδ15N値は、原始北大西洋の再生栄養ループを通じてアンモニウムが優勢であったことを示している。[103]
硫化物酸化の減少
現在では、硫化水は一般に、硫化物を硝酸塩で酸化することで水柱全体に広がるのを防いでいます。しかし、OAE2の期間中、海水中の硝酸塩の量は少なかったため、硫化物を硝酸塩で酸化しても、ユーキシニアの拡散を防ぐのに効果がありませんでした。[104]
海面上昇
セノマニアン後期の海進により平均水深が増加し、浅い大陸棚海域の海水の富栄養化が緩和した。このような大陸棚海域の海洋生物の入れ替わりは、無酸素状態よりも水深の変化によるものだと示唆されている。[105]海面上昇も、浸水した土地から陸上植物質を海側に運び、富栄養化した微生物に豊富な栄養源を提供することで無酸素状態を助長した。[106]
地質学的影響
リン酸の沈着
海洋無酸素症のピーク時にボヘミア白亜紀海盆でリン生成イベントが発生した。海底堆積物と水柱の境界面から数センチメートル下の孔隙水環境でリンが遊離し、微生物による生物学的媒介を通じてリン酸塩の沈殿が可能になった。[107]
風化の増加
ストロンチウムとカルシウムの同位体比はどちらも、OAE2の過程でケイ酸塩の風化が増加したことを示している。地質学的時間スケールでの炭素吸収源としての有効性のため、岩石圏による二酸化炭素の隔離の増加は、地球の気温が急上昇した後、地球の気温を安定させるのに役立った可能性がある。 [108]特に高緯度では、耐候性の増加が非常に顕著であった。[109]
生物的影響
海洋生物多様性の変化とその影響
初期の研究では、セノマニアン期からチューロニアン期に移行した際に観察された海洋生物多様性の減少は、実際の絶滅ではなく、保存のための人工物であると示唆されていましたが、[110]最近の研究では、脊椎動物、 [111]無脊椎動物、[112]微生物で重大な絶滅が起こったことが確認されています。[113]
この出来事はプリオサウルス類とほとんどの魚竜類の絶滅をもたらした。マーストリヒチアン時代の烏口類はかつて一部の研究者によって魚竜類に属すると解釈されていたが、その後は首長竜の要素であると解釈されている。[114]ドリコサウルス類はOAE2以降希少となったが、モササウルス類の多様性はOAE2の余波で開花した。[115 ]テティスクス類は大きな動物相の入れ替わりを経験し、OAE2以降のテティスクス類はOAE2以前のテティスクス類と比較してより暖かい環境に生息する傾向があった。[111]
原因はまだ不明だが、その結果、地球の海洋は50万年近く酸素欠乏に陥り、特定のプランクトン性および底生性有孔虫、軟体動物、二枚貝、渦鞭毛藻類、石灰質ナノ化石を含む海洋無脊椎動物の約27パーセントが絶滅した。 [ 67 ]プランクトン性有孔虫は酸素極小層の拡大の影響を受け、[7]深海に生息していた有孔虫は特に大きな打撃を受けた。[116]エジプトのシナイ半島にあるワディ・エル・ガイブでは、OAE2の期間中の有孔虫群集は多様性が低く、低塩分の無酸素水に極めて耐性のある分類群が優勢であった。[117]オーストラリア沖のインド洋南東部では、プランクトン性有孔虫のMicrohedbergellaが非常に豊富でしたが、[118] Heterohelixは南大西洋の還元水で繁栄し、[77] [52]白亜紀後期にも繁栄しました。[6]底生有孔虫は顕著な減少を経験しました。[2]底生有孔虫のGavelella bertheliniとLingulogavelinella globosaは、ポーランドの脱酸素条件下で優勢でした。[9]石灰質ナノ化石などのさまざまな海洋無脊椎動物種の多様性の変化は、生産性の短いスパイクの後に長い低肥沃度期間が続く環境における貧栄養と海洋の温暖化を反映し、特徴づけています。[119]ドイツのヴンストルフのセノマニアン-チューロニアン境界で行われた研究では、イベント中に存在していた石灰質のナノ化石種であるワッツナウエリアが特徴的でないほど優勢であったことが明らかになりました。中栄養条件を好み、C/T境界イベントの前後で一般的に優勢であったビスカットム種とは異なり、ワッツナウエリア種は温暖で貧栄養条件を好みます。[120]ルーマニアのオハバ-ポノールセクションでは、ワッツナウエリア・バルネサエの存在は温暖な条件を示し、ビスカットム・コンスタンス、ゼウグラブドトゥス・エレクトス、エプロリトゥス・フロラリスの存在は冷涼な期間にピークを迎えます。[119]コロラド州、 イングランド、フランス、シチリアでは、大気中の二酸化炭素濃度と石灰質ナノプランクトンの大きさの間に逆相関関係が見られる。[121] 放散虫もOAE2で大きな損失を受け、白亜紀で最も多様性が失われた場所の1つとなった。[122]二枚貝はOAE2のδ13C有機体ピークに至るまでの期間に多様性が大幅に減少した。 [123] アカガイ類はOAE2中に高い絶滅率と低い発生率に見舞われた。[124]アンモナイト類も危機の間に被害を受けたが、無酸素状態が多様性低下の主な原因ではなかった。[ 125]アンモナイト類の多様性の損失は主にヨーロッパ周辺の海域に集中しており、他の地域ではほとんど影響がなかった。[112]
生痕化石の多様性は、セノマニアン-チューロニアン境界イベントの初めに急激に減少しました。無酸素イベントの終了後の回復期には、プラノライトが豊富に存在し、全体的に高度な生物撹乱が特徴的です。[126]
当時、ボツリオコッカスとプラシノフィテスの緑藻類群の個体数がピークに達し、遠洋堆積と同時期に発生していた。これらの藻類群の個体数は、水柱の酸素欠乏と有機炭素の総含有量の増加に強く関連している。これらの藻類群の証拠は、当時水柱の塩分躍層化のエピソードがあったことを示唆している。淡水ダイノシストの種であるボセディニアも、当時の岩石から発見されており、これは海洋の塩分濃度が低下していたことを示唆している。[127] [128]
陸上生物多様性の変化
OAE2に関連する海洋海退と同時期に陸上生態系に大きな変化があったことは知られていないが、淡水氾濫原の生息地の喪失が、おそらくいくつかの淡水分類群の絶滅をもたらしたのではないかと推測されている。ユタ州南西部の化石を多く含む岩石では、一部の後獣類と汽水脊椎動物の局所的な絶滅が、チューロニアンにおけるOAE2後の海洋退化と関連している。[129]哺乳類では、多様性の変化は、真の絶滅イベントではなく、生息域の移動と生態系の変化を反映している可能性が高い。[130]セノマニアン-チューロニアン境界付近での陸上絶滅の性質と規模がどうであれ、それは主に海面上昇による海面変動以外の要因によって引き起こされた可能性が高い。[129]陸生植物に対する生態学的危機の影響は、陸上の大規模な火成岩地域によって引き起こされた絶滅イベントとは対照的に、重要ではなかったと結論付けられています。[131]しかし、例外的な温暖化の間も陸生植物は生き残りましたが、プレヌス寒冷イベントは被子植物が優勢なサバンナ生態系の顕著な拡大を促進しました。[132]
参照
- セノマニアン期とチューロニアン期の生物多様性
- セノマニアン生活
- チューロニアンの生活
- セノマニアン絶滅
- チューロニアン絶滅
- 絶滅イベント
- 完新世における絶滅のタイムライン
参考文献
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さらに読む
- Lipson-Benitah, Shulamit (2009)。「イスラエル産白亜紀中期（アプチアン-チューロニアン）プランクティックおよび底生有孔虫：帯状構造とマーカー」（PDF）。イスラエル国土基盤省地質調査所。2014年8月23日時点のオリジナル（PDF）からアーカイブ。 2018年5月9日閲覧。