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2022年01月03日02:21
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能登半島の地形・地質の概要と過去の被害地震＜後期中新世の1000〜1500万年前には南北圧縮応力場になり、西南日本の日本海側沿岸に沿って、東—西から東北東—西南西方向の逆断層と褶曲地形が＞
形成され始め、後期鮮新世から完新世には日本列島全体で東西圧縮応力場となり、 能登半島周辺でも南北から北東—南西方向の逆断層や褶曲構造が発達した（岡村, 2007）。≪
1. 能登半島の地形・地質の概要と過去の被害地震
(1). 能登半島の地形・地質
能登半島には、およそ2億年〜2億4000万年前にユーラシア大陸の東縁部に発達した深成岩類を基盤とし、主に新第三紀に形成された火山岩類および堆積岩類が広く分布している（図1.1.1）。
基盤をなす深成岩類である飛騨花崗岩類は、富来、石動山、および宝達山地域に散在的に露出するのみであるが、同じく飛騨帯に区分される岩石は宇奈月、立山、および白川などの周辺に広く分布する（図1.1.1）。
新第三紀の火成活動は約2500万年〜1500万年前の【日本海の形成】に関連した地殻の伸張に伴うものと考えられており、1700〜2000万年前の中新世初期に形成された安山岩類や、一部は漸新世後期に形成されたと考えられる粗粒な堆積岩などが広く分布している。
この火成活動に引き続き、能登半島沿岸部は徐々に沈降すると同時に海域が拡大したことにより、主に能登半島北西部に浅海性の堆積岩類が形成された（図1.1.1）。
日本海の拡大が停止した後のおよそ1400万年前には、熱帯性の化石を産出する石灰質砂岩が関野鼻、輪島崎七尾などの周辺に堆積した。
能登半島の北部には鮮新世および更新世の地層は分布しないが、半島中部から加賀地方にかけては大桑層に代表されるような砂岩ないし泥岩層が分布する（図1.1.1）。
図1.1.1. 能登半島の地質図（産業技術総合研究所地質調査総合センター(2005)に基づく。図はクリックして拡大）。
図1.1.2. 能登半島の地形と活断層分布（実線）。破線は能登半島の地塊境界（太田・平川, 1979）を示す。
今回の地震で最も被害が大きかった石川県輪島市付近の地質は、新生代第三紀漸新世〜中新世の火山岩と堆積岩よりなる（図1.1.1）。
火山岩は北から南（下位から上位）へ高洲山こうのすやま層（漸新世、約28 Ma、Maは100万年前を示す単位）、神和かみわ住ずみ層（中新世前期、約20 Ma）、別所岳層（中新世前期、約17 Ma）などに区分され（�里�せ野の, 1993; 吉川ほか，2002）、安山岩の溶岩や火砕岩を主とするが一部に流紋岩質溶結凝灰岩や玄武岩溶岩を含む。
門前町中心部周辺から北海岸にかけては中新世前期の縄なわ又また層（広義）の堆積岩（砂岩、泥岩、礫岩など）が分布する。
これらの地層には北東−南西方向の断層や褶曲軸が発達するが、縄又層の堆積と変形にはこれらと直交する北西−南東方向の断層も影響している（小林ほか, 2005）。
また、震央に近いヤセの断崖付近には中新世中期(約12 Ma)の関野鼻石灰質砂岩層とそれに貫入(一部被覆)する黒崎安山岩類(約9 Ma、能登で最も新しい火山岩)が存在する。
能登半島北部の海底には火山岩類からなると考えられている水深200mより浅い台地状の高まりが幅50km以上にわたって広がり、日本海の形成時期にはその中にも小規模な東西から東北東—西南西方向にのびた凹地（リフト）が、能登半島北縁部および舳倉島付近を中心として形成された（岡村、2007）。
後期中新世の1000〜1500万年前には南北圧縮応力場になり、西南日本の日本海側沿岸に沿って、東—西から東北東—西南西方向の逆断層と褶曲地形が形成され始め、後期鮮新世から完新世には日本列島全体で東西圧縮応力場となり、 能登半島周辺でも南北から北東—南西方向の逆断層や褶曲構造が発達した（岡村, 2007）。
能登半島の北西部は丘陵ないし丘陵状の山地であるのに対して、東部・南部の大部分は海成段丘からなる（町田ほか, 2006）。
旧汀線高度の測定から能登半島は５つの山地（眉丈山地、桑塚山地、猿山山地、鉢伏山地、宝立山地）と邑知低地帯（邑知平野）に区分でき（図1.1.2）、それらの境界は現在の山地境界にほぼ対応している（太田・平川, 1979）。
各地塊内でも南下がりの傾向が著しく、その傾向に累積性があることから、第四紀において各傾動地塊の成長が続いていたと考えられている（片川ほか, 2005）。山地の配列は能登半島の北半部では北東—南西方向を示し、能登半島の主要な地形の方向を表す。能登半島南部では山地の配列は北北西—南南東ないし北—南方向になる。能登半島の活断層やリニアメントの走向は上記の方向に一致する（太田・ほか，1976）（図1.1.2）。
能登半島周辺の海域においても活断層の存在が報告されている（図1.1.2）。片川ほか（2005）は能登半島地震の余震が広がる能登半島西方海域における探査結果を報告している。それによると、能登半島西方海域では北東から南西方向の断層が雁行状に配列する構造が2列見られ、南側の列の南西側には同方向の褶曲も見られる。これらの断層は南東側隆起の高角逆断層であり、隆起側の地層は南東側へ傾動し、この海域には地質構造的に陸域の傾動地塊山地に対応する2列の傾動地塊（A列傾動地塊（A1とA2）とB列傾動地塊）が存在する。傾動地塊はその北西縁を北東—南西方向の断層群に区画されており、それぞれ長さ10km程度である。Ａ列傾動地塊山地の各地塊は一部を除いて、Ｂ1層（更新世後期）堆積以降の変位・変形がなく、第四紀後期以降静穏な状態にあると考えられている（片川，2007）。それに対して、Ｂ列傾動地塊山地のＦ16地塊、Ｆ14・15地塊は第四紀以降も活動的であるが、Ｂ2層（更新世中期）上面の不連続な分布はこれらが独立的に活動してきたことを示している（片川，2007）。４章で述べるように、このF14・F15断層が能登半島地震の震源断層に対応すると考えられている。
(2). 能登の被害地震
図1.2.1. 能登半島周辺の被害地震。
「まさか、能登で地震が起こるとは思わなかった」という声が地震直後に多く聞かれた。しかし、能登地方でも被害地震が発生していることは歴史記録上に残されている。「最新版 日本被害地震総覧 [416]-2001」（宇佐美, 2003）によると、記録上最も古くかつ規模の大きな地震は1729年8月1日の地震（M6.6〜7.0）であり（図1.2.1）、珠洲郡、鳳至郡で5人の死者の他、多くの家屋の倒壊や山崩れがあった。その他にも死者が出た地震としては、1892年の富来沖の地震（M6.4、M6.3）1933年の七尾の地震（M6.0）がある。なお、1993年の七尾の地震より古い時代の地震については、被害分布等から震央位置や地震規模が推定されているのみであり、その推定位置や規模に不確実性があることに注意を要する。最近では、珠洲市の沖合で1993年に能登半島沖地震（M6.6）が発生し、石川、富山、新潟の3県で被害が報告されている。石川県内では、珠洲市を中心に負傷者29 人、住宅全壊1棟、半壊20棟、一部破損4棟などの被害が生じ、液状化も生じている。また、輪島で26cmの津波が観測された。上記の地震以外にも、海岸線が長い能登半島では1833年の羽前・羽後・越後の地震のように遠い海域で起こった地震による津波により100人にのぼる死者を出したこともあり、1983年の日本海中部地震の際にも2mを超える高さの津波が輪島で観測されている。このように、能登地方では過去100年でM6程度の地震が6回発生しており、被害地震という観点で見れば必ずしも地震活動が低い地域であるとは言えないことが分かる（図1.2.1）。
ーーーーーーーーーーーーーーーーーーーーーーーーーーーーーー以上転載ーー
http://
伊豆・小笠原弧の海底下で、高温のアセノスフェアの流入を確認！
日本海の成因解明に大きな前進！
今からおよそ2000万年前にユーラシア大陸から分裂した日本列島。次第に大陸と日本列島の間で海底が拡大し、日本海が生まれました。
なぜ、大陸が裂けて日本海ができたのか。その成因については長年議論が続いています。このたび、その解明につながる重要な手掛かりが、伊豆・小笠原諸島西部の海底から発見されました。
熱いアセノスフェアの流入が沈み込むプレートに高温をもたらす
―日本海の成因解明につながる、マグマからの証拠を発見―
論文タイトル：Breakdown of residual zircon in the Izu arc subducting slab during backarc rifting.
•日本海の成因は、高温のマントルであるアセノスフェアが大陸地殻の下に流入したことだと考えられている。しかし、日本海での流入は1500万年前に止まったため、現在は検証できない。
•今まさに海底が拡大しつつある伊豆-小笠原諸島西部の海底で採った玄武岩を分析した結果、高温のアセノスフェアが流入していることが明らかになった。
•本成果は、日本海を始め背弧海盆の形成の解明に役立つと期待される。
この論文をGeology誌に発表した平井 康裕 研究生（金沢大学大学院博士後期課程）に話を聞きます。
【目次】
日本海ができたのは、なぜ？
青ヶ島リフト、明神リフト、スミスリフトの海底は、現在拡大中
ドレッジャーで、玄武岩を採取
従来の考えでは説明がつかないジルコニウム量を含んだ玄武岩を発見
研究が楽しくて仕方ない！
日本海ができたのは、なぜ？
こんにちは。日本海の成因解明につながる研究をされたそうですね。そもそも日本海や日本列島は、どのようにできたのでしょうか。
写真1 平井 康裕 研究生。手に持つのは今回研究した玄武岩。
はるか昔、日本はユーラシア大陸の一部でした（図1）。ところがおよそ2000万年前に大陸の縁が東西に引き裂かれ、日本列島の地殻は大陸から離れました。やがてその裂け目は海に達し、中には海水が入りました。これが日本海のもとです。
図1 日本列島の形成のイメージ （『地球の歴史 下』 (中公新書 鎌田浩毅)による図を一部改変）
海底はゆっくりと拡大し、それに伴ってできた割れ目では下からマグマが噴き出して火山活動が行われました。マグマは海底や地上へ噴き出ると溶岩と呼ばれます。その溶岩は冷え固まると岩石となり、堆積していきました。
やがて西南日本は時計回り、東北日本は反時計回りに回り、現在の逆「くの字」型の日本列島の原型ができました。1500万年前ごろに、日本海の拡大は終わりました。
日本列島は、もともと大陸の一部だったのですね。
しかし、「なぜ大陸の縁だけが引き裂かれて、日本海ができたのか」という議論は現在も決着がついていません。様々な説の中で有力視されているのは、アセノスフェアと呼ばれる高温で柔らかいマントルが、数百〜数千�劼發竜霏腓蔑�れとなって大陸地殻の下に流入したことが一因となり、大陸地殻が東西に引き裂かれたという考えです（図2）。
図2 日本海の成因に、高温アセノスフェアの流入が関与？
なぜ、アセノスフェアの流入が考えられたのですか？
玄武岩という岩石に、その痕跡があったのです。
大陸プレートの下に海洋プレートが沈み込んでいくと、次第に高くなる温度と圧力を受けて、沈み込んだ海洋プレート（沈み込んだプレート部分はスラブという）から水を始め様々な物質が絞り出されます（図3）。その水によってマントルは溶けやすくなり、マグマができます。マグマは上昇して、やがて海底や地表へ噴き出て冷え固まると岩石になります。
図3 海洋プレートの沈み込みにおけるマグマのでき方
（『地質学1 地球のダイナミックス』 （岩波書店 平朝彦）による図を一部改変）
この時、冷え方によって岩石の種類が変わります。中でも玄武岩はその源であるマントルに近い物質を留めやすい性質があるので、玄武岩からマントルのことを探ることができるのです。
日本海については、日本列島の日本海側などでとれた玄武岩の分析から、マントルが高温だったことが示されました。
マントルが高温、すなわちアセノスフェアということですね。実際にその流入も確認されたのですか？
日本海での高温アセノスフェアの流入は1500万年前ごろに終わり、日本海の拡大も止まっています。ですから現在の日本海でその検証はできません。
検証するには、現在高温アセノスフェアが流入しているだろう場所を調べるしかありません。そこで私たちが注目したのが、伊豆諸島西部の海底です。
次ページ 青ヶ島リフト、明神リフト、スミスリフトの海底は、現在拡大中
ーーーーーーーーーーーーーーーーーーーーーーーーーーーーーー以上転載ーー
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1. 能登半島の地形・地質の概要と過去の被害地震
(1). 能登半島の地形・地質
能登半島には、およそ2億年〜2億4000万年前にユーラシア大陸の東縁部に発達した深成岩類を基盤とし、主に新第三紀に形成された火山岩類および堆積岩類が広く分布している（図1.1.1）。
基盤をなす深成岩類である飛騨花崗岩類は、富来、石動山、および宝達山地域に散在的に露出するのみであるが、同じく飛騨帯に区分される岩石は宇奈月、立山、および白川などの周辺に広く分布する（図1.1.1）。
新第三紀の火成活動は約2500万年〜1500万年前の【日本海の形成】に関連した地殻の伸張に伴うものと考えられており、1700〜2000万年前の中新世初期に形成された安山岩類や、一部は漸新世後期に形成されたと考えられる粗粒な堆積岩などが広く分布している。
この火成活動に引き続き、能登半島沿岸部は徐々に沈降すると同時に海域が拡大したことにより、主に能登半島北西部に浅海性の堆積岩類が形成された（図1.1.1）。
日本海の拡大が停止した後のおよそ1400万年前には、熱帯性の化石を産出する石灰質砂岩が関野鼻、輪島崎七尾などの周辺に堆積した。
能登半島の北部には鮮新世および更新世の地層は分布しないが、半島中部から加賀地方にかけては大桑層に代表されるような砂岩ないし泥岩層が分布する（図1.1.1）。
図1.1.1. 能登半島の地質図（産業技術総合研究所地質調査総合センター(2005)に基づく。図はクリックして拡大）。
図1.1.2. 能登半島の地形と活断層分布（実線）。破線は能登半島の地塊境界（太田・平川, 1979）を示す。
今回の地震で最も被害が大きかった石川県輪島市付近の地質は、新生代第三紀漸新世〜中新世の火山岩と堆積岩よりなる（図1.1.1）。
火山岩は北から南（下位から上位）へ高洲山こうのすやま層（漸新世、約28 Ma、Maは100万年前を示す単位）、神和かみわ住ずみ層（中新世前期、約20 Ma）、別所岳層（中新世前期、約17 Ma）などに区分され（�里�せ野の, 1993; 吉川ほか，2002）、安山岩の溶岩や火砕岩を主とするが一部に流紋岩質溶結凝灰岩や玄武岩溶岩を含む。
門前町中心部周辺から北海岸にかけては中新世前期の縄なわ又また層（広義）の堆積岩（砂岩、泥岩、礫岩など）が分布する。
これらの地層には北東−南西方向の断層や褶曲軸が発達するが、縄又層の堆積と変形にはこれらと直交する北西−南東方向の断層も影響している（小林ほか, 2005）。
また、震央に近いヤセの断崖付近には中新世中期(約12 Ma)の関野鼻石灰質砂岩層とそれに貫入(一部被覆)する黒崎安山岩類(約9 Ma、能登で最も新しい火山岩)が存在する。
能登半島北部の海底には火山岩類からなると考えられている水深200mより浅い台地状の高まりが幅50km以上にわたって広がり、日本海の形成時期にはその中にも小規模な東西から東北東—西南西方向にのびた凹地（リフト）が、能登半島北縁部および舳倉島付近を中心として形成された（岡村、2007）。
後期中新世の1000〜1500万年前には南北圧縮応力場になり、西南日本の日本海側沿岸に沿って、東—西から東北東—西南西方向の逆断層と褶曲地形が形成され始め、後期鮮新世から完新世には日本列島全体で東西圧縮応力場となり、 能登半島周辺でも南北から北東—南西方向の逆断層や褶曲構造が発達した（岡村, 2007）。
能登半島の北西部は丘陵ないし丘陵状の山地であるのに対して、東部・南部の大部分は海成段丘からなる（町田ほか, 2006）。
旧汀線高度の測定から能登半島は５つの山地（眉丈山地、桑塚山地、猿山山地、鉢伏山地、宝立山地）と邑知低地帯（邑知平野）に区分でき（図1.1.2）、それらの境界は現在の山地境界にほぼ対応している（太田・平川, 1979）。
各地塊内でも南下がりの傾向が著しく、その傾向に累積性があることから、第四紀において各傾動地塊の成長が続いていたと考えられている（片川ほか, 2005）。山地の配列は能登半島の北半部では北東—南西方向を示し、能登半島の主要な地形の方向を表す。能登半島南部では山地の配列は北北西—南南東ないし北—南方向になる。能登半島の活断層やリニアメントの走向は上記の方向に一致する（太田・ほか，1976）（図1.1.2）。
能登半島周辺の海域においても活断層の存在が報告されている（図1.1.2）。片川ほか（2005）は能登半島地震の余震が広がる能登半島西方海域における探査結果を報告している。それによると、能登半島西方海域では北東から南西方向の断層が雁行状に配列する構造が2列見られ、南側の列の南西側には同方向の褶曲も見られる。これらの断層は南東側隆起の高角逆断層であり、隆起側の地層は南東側へ傾動し、この海域には地質構造的に陸域の傾動地塊山地に対応する2列の傾動地塊（A列傾動地塊（A1とA2）とB列傾動地塊）が存在する。傾動地塊はその北西縁を北東—南西方向の断層群に区画されており、それぞれ長さ10km程度である。Ａ列傾動地塊山地の各地塊は一部を除いて、Ｂ1層（更新世後期）堆積以降の変位・変形がなく、第四紀後期以降静穏な状態にあると考えられている（片川，2007）。それに対して、Ｂ列傾動地塊山地のＦ16地塊、Ｆ14・15地塊は第四紀以降も活動的であるが、Ｂ2層（更新世中期）上面の不連続な分布はこれらが独立的に活動してきたことを示している（片川，2007）。４章で述べるように、このF14・F15断層が能登半島地震の震源断層に対応すると考えられている。
(2). 能登の被害地震
図1.2.1. 能登半島周辺の被害地震。
「まさか、能登で地震が起こるとは思わなかった」という声が地震直後に多く聞かれた。しかし、能登地方でも被害地震が発生していることは歴史記録上に残されている。「最新版 日本被害地震総覧 [416]-2001」（宇佐美, 2003）によると、記録上最も古くかつ規模の大きな地震は1729年8月1日の地震（M6.6〜7.0）であり（図1.2.1）、珠洲郡、鳳至郡で5人の死者の他、多くの家屋の倒壊や山崩れがあった。その他にも死者が出た地震としては、1892年の富来沖の地震（M6.4、M6.3）1933年の七尾の地震（M6.0）がある。なお、1993年の七尾の地震より古い時代の地震については、被害分布等から震央位置や地震規模が推定されているのみであり、その推定位置や規模に不確実性があることに注意を要する。最近では、珠洲市の沖合で1993年に能登半島沖地震（M6.6）が発生し、石川、富山、新潟の3県で被害が報告されている。石川県内では、珠洲市を中心に負傷者29 人、住宅全壊1棟、半壊20棟、一部破損4棟などの被害が生じ、液状化も生じている。また、輪島で26cmの津波が観測された。上記の地震以外にも、海岸線が長い能登半島では1833年の羽前・羽後・越後の地震のように遠い海域で起こった地震による津波により100人にのぼる死者を出したこともあり、1983年の日本海中部地震の際にも2mを超える高さの津波が輪島で観測されている。このように、能登地方では過去100年でM6程度の地震が6回発生しており、被害地震という観点で見れば必ずしも地震活動が低い地域であるとは言えないことが分かる（図1.2.1）。
ーーーーーーーーーーーーーーーーーーーーーーーーーーーーーー以上転載ーー
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伊豆・小笠原弧の海底下で、高温のアセノスフェアの流入を確認！
日本海の成因解明に大きな前進！
今からおよそ2000万年前にユーラシア大陸から分裂した日本列島。次第に大陸と日本列島の間で海底が拡大し、日本海が生まれました。
なぜ、大陸が裂けて日本海ができたのか。その成因については長年議論が続いています。このたび、その解明につながる重要な手掛かりが、伊豆・小笠原諸島西部の海底から発見されました。
熱いアセノスフェアの流入が沈み込むプレートに高温をもたらす
―日本海の成因解明につながる、マグマからの証拠を発見―
論文タイトル：Breakdown of residual zircon in the Izu arc subducting slab during backarc rifting.
•日本海の成因は、高温のマントルであるアセノスフェアが大陸地殻の下に流入したことだと考えられている。しかし、日本海での流入は1500万年前に止まったため、現在は検証できない。
•今まさに海底が拡大しつつある伊豆-小笠原諸島西部の海底で採った玄武岩を分析した結果、高温のアセノスフェアが流入していることが明らかになった。
•本成果は、日本海を始め背弧海盆の形成の解明に役立つと期待される。
この論文をGeology誌に発表した平井 康裕 研究生（金沢大学大学院博士後期課程）に話を聞きます。
【目次】
日本海ができたのは、なぜ？
青ヶ島リフト、明神リフト、スミスリフトの海底は、現在拡大中
ドレッジャーで、玄武岩を採取
従来の考えでは説明がつかないジルコニウム量を含んだ玄武岩を発見
研究が楽しくて仕方ない！
日本海ができたのは、なぜ？
こんにちは。日本海の成因解明につながる研究をされたそうですね。そもそも日本海や日本列島は、どのようにできたのでしょうか。
写真1 平井 康裕 研究生。手に持つのは今回研究した玄武岩。
はるか昔、日本はユーラシア大陸の一部でした（図1）。ところがおよそ2000万年前に大陸の縁が東西に引き裂かれ、日本列島の地殻は大陸から離れました。やがてその裂け目は海に達し、中には海水が入りました。これが日本海のもとです。
図1 日本列島の形成のイメージ （『地球の歴史 下』 (中公新書 鎌田浩毅)による図を一部改変）
海底はゆっくりと拡大し、それに伴ってできた割れ目では下からマグマが噴き出して火山活動が行われました。マグマは海底や地上へ噴き出ると溶岩と呼ばれます。その溶岩は冷え固まると岩石となり、堆積していきました。
やがて西南日本は時計回り、東北日本は反時計回りに回り、現在の逆「くの字」型の日本列島の原型ができました。1500万年前ごろに、日本海の拡大は終わりました。
日本列島は、もともと大陸の一部だったのですね。
しかし、「なぜ大陸の縁だけが引き裂かれて、日本海ができたのか」という議論は現在も決着がついていません。様々な説の中で有力視されているのは、アセノスフェアと呼ばれる高温で柔らかいマントルが、数百〜数千�劼發竜霏腓蔑�れとなって大陸地殻の下に流入したことが一因となり、大陸地殻が東西に引き裂かれたという考えです（図2）。
図2 日本海の成因に、高温アセノスフェアの流入が関与？
なぜ、アセノスフェアの流入が考えられたのですか？
玄武岩という岩石に、その痕跡があったのです。
大陸プレートの下に海洋プレートが沈み込んでいくと、次第に高くなる温度と圧力を受けて、沈み込んだ海洋プレート（沈み込んだプレート部分はスラブという）から水を始め様々な物質が絞り出されます（図3）。その水によってマントルは溶けやすくなり、マグマができます。マグマは上昇して、やがて海底や地表へ噴き出て冷え固まると岩石になります。
図3 海洋プレートの沈み込みにおけるマグマのでき方
（『地質学1 地球のダイナミックス』 （岩波書店 平朝彦）による図を一部改変）
この時、冷え方によって岩石の種類が変わります。中でも玄武岩はその源であるマントルに近い物質を留めやすい性質があるので、玄武岩からマントルのことを探ることができるのです。
日本海については、日本列島の日本海側などでとれた玄武岩の分析から、マントルが高温だったことが示されました。
マントルが高温、すなわちアセノスフェアということですね。実際にその流入も確認されたのですか？
日本海での高温アセノスフェアの流入は1500万年前ごろに終わり、日本海の拡大も止まっています。ですから現在の日本海でその検証はできません。
検証するには、現在高温アセノスフェアが流入しているだろう場所を調べるしかありません。そこで私たちが注目したのが、伊豆諸島西部の海底です。
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