琉球弧

琉球弧は、九州南部から琉球諸島に沿って台湾北東部まで伸びる島弧で、長さは約1,200キロメートル（750マイル）です。^{[2] [3] [4]}琉球弧は、フィリピン海プレートが琉球海溝に沿ってユーラシアプレートの下に北西方向に沈み込むプレート収束境界の一部に位置しています。^{[3] [4] [5]}弧は全体的に北東から南西方向に伸びており、太平洋の北西、東シナ海の南東に位置しています。^[6]活火山弧である沖縄トラフおよび琉球海溝と平行に走っています。 ^[7]琉球弧は、その地形に基づいて、北から南に北琉球、中琉球、南琉球に分けることができます。トカラ海峡は東経約130度で北琉球と中部琉球を分けており、慶良間海峡は東経約127度で中部琉球と南琉球を分けている。^{[2] [5] [7]}島弧の地質学的単位には、古生代から新生代にわたる火成岩、堆積岩、変成岩が含まれます。

多くの研究により、琉球弧の範囲は地理的、形態学的に3つの部分に定義されています。大隅諸島を含む北琉球、奄美諸島と沖縄諸島を含む中琉球、宮古諸島と八重山諸島を含む南琉球です。^{[2] [7]}琉球弧の最北端と最南端は、それぞれ九州と台湾で終わっています。^[8]

南琉球の地質学的・構造的特徴は北琉球や中琉球とはかなり異なっており、南琉球と北琉球および中琉球は中期中新世以前には異なる地質学的環境で発達した可能性がある。^{[2]北琉球および中琉球の} 付加体は西南日本外帯の延長であると考えられているが、^{[7] [9] [10]}南琉球の変成岩は西南日本内帯と関連している。^[11]地殻変動が進むにつれて南東方向への移動速度が異なり、鮮新世-更新世に現在の構造に島弧が統合された可能性がある。 ^[2]

沖縄トラフは琉球弧の背弧盆地であり、大陸性ユーラシアプレートのリソスフェア伸張によって形成された。^[3]幅約10km、長さ約50～100kmの伸張性地溝が、雁行状に配列しており、沖縄トラフの中部から南部に分布している。 ^{[3] [5]}沖縄トラフ全体のうち、南部は最も発達し活発であり、最大深度は他の部分よりも深く、約2200mである。^[4]沖縄トラフには、アジア大陸棚と琉球弧からの陸源堆積物が大量に流入している。^[4]

琉球弧は、フィリピン海プレートとユーラシアプレートの継続的な収束により、浅い地震を特徴とする活発な地震活動の場となっている。[8] 地震の地震データは、琉球弧の下の地震構造を検出するために使用されてきた。[12] 活火山と沖縄トラフの^下で^{は、マグマの湧昇に関連する可能性のある} 低地震速度帯が発見されている。^[12]

北琉球ではワダチ・ベニオフ帯（沈み込むプレートと上にのるプレートの境界にある地震活動の平面帯）から100km上に活発な火山フロントがあり、中部琉球と南琉球では徐々に衰退している。^[5]

ここでは、琉球弧の地質学的単位のすべてではないが主要な単位について要約します。

本部層と与那嶺層は、中部琉球の沖縄本島本部半島の基盤を構成するペルム紀の岩石です。^[14] 本部層は主に石灰岩で構成され、チャートと千枚岩が互層しています。^[15]石灰岩にはペルム紀の有孔虫の化石が含まれています。 ^[8] 与那嶺層は、千枚岩、粘板岩、砂岩、石灰岩、緑色岩、チャートが互層する地層で、^[15]本部層の下にあり、 ^[16]ペルム紀のサンゴが含まれています。^[17]

トムル層は、南琉球の八重山諸島の西表島と石垣島に分布しています。 ^{[7] [11] [18]}この層の年代は2億2000万～ 1億9000万年前（三畳紀後期～ジュラ紀前期）で、超塩基性岩と高圧高温（P/T）変成岩、すなわち変斑れい岩と塩基性、珪質、泥質片岩で構成されています。^{[11] [19]}

南琉球の八重山諸島の石垣島と竹富島に位置する富崎層^[18]は、弱変成岩から成り、泥質基質にチャート、泥岩、砂岩、石灰岩の異地性のブロックが埋め込まれている。^[11]この層の変成年代は1億4500万年前から1億3000万年前（白亜紀前期）の範囲であり、K-Arフェンギット雲母年代測定によって決定された。^[11]放散虫データによると、この層はジュラ紀前期のトアルシアンに付加した。 ^[6]この層は、中期ジュラ紀の沈み込み帯の付加体の一部である。^[11] 石垣島では、この層は底原断層に沿ってトムル層の下に押し出されており^[11]、漸新世の花崗岩質岩が貫入しており、オモトプルトンと呼ばれています^{[6] 。}

今帰仁層は、石灰岩、玄武岩、少量の石灰質シルト 岩、凝灰岩、石灰質泥岩からなる厚さ450～500メートルの堆積層です。^{[14]この層の}アンモナイトとハロビッド類の化石記録は、三畳紀後期を示唆しています。^{[14]今帰仁層は、中央琉球、すなわち}瀬底島と沖縄島の本部半島北西部 に分布しています。 ^[14]この層は、逆断層に沿って与那嶺層の上に重なっています。^[14]

四万十層群は、白亜紀前期から中新世前期にかけての変成岩で、四万十帯と関連している。^{[7] [20]四万十帯は、}本州、四国、九州から北部および中部琉球に広がる西南日本外帯の付加体である。 ^{[2]この層群は、}緑色片岩相まで変成した堆積岩と変成堆積岩で構成され、フライシュ型砂岩と苦鉄質緑色岩を含む粘板岩が含まれる。^{[7]中部および北部琉球の四万十層群には、北西傾斜、等傾斜、反転}褶曲、南東向きの逆断層 などの変形が見られる。^[7]

中部琉球の沖縄島では、四万十層群は名護層と嘉陽層に分かれている。^[21]名護層は泥質・塩基性片岩、千枚岩、粘板岩、少量のチャートと石灰岩から成り、^[21]沖縄島北部の大部分を占めている。^{[15]この層では}痕跡化石しか見つかっていないが、島内の他の層との相関関係から白亜紀から始新世初期と考えられている。^[21]嘉陽層は泥岩、砂岩、貨幣石の化石を含むタービダイトの層を特徴とし、始新世中期を示している。^[22]嘉陽層は名護層の下にある。北西傾斜の逆断層に沿っている。^[21]この層の逆褶曲と変成作用は海溝起源であることを示唆している。^{[22] [20]}

始新世の宮良層と野底層は、南琉球の八重山諸島に広がっています。^[7] 宮良層は、石垣島沿岸に堆積した、南南西に傾斜する礫岩、砂岩、頁岩、石灰岩の層です。 ^{[8]石灰岩には、石灰藻、有孔虫、サンゴ、}棘皮動物、コケムシ、腹足類など、多種多様な海洋化石が保存されており、礫岩からは軟体動物も発見されています。^[8]石灰岩に含まれる有孔虫と石灰藻は、始新世後期の時代を示唆しています。^[8]

野底層は、岩脈、岩床、その他の小さな貫入岩を伴う凝灰岩、火山性砂岩、角礫岩、溶岩の300メートルの厚さの層である。^[8]この層は、石垣島北部の野底半島に広く露出している。^[8]また、宮良層の上に整合的に位置している。^{[22]野底層の}古地磁気データは、予想される極から時計回りに約30度磁極方向の平均偏向を示している。^[23]このデータと放射年代を組み合わせると、南琉球は6〜10 Maの中新世にアジア大陸に対して約25度回転した可能性があることが示唆される。^[23]

八重山層群は、主に砂岩と、礫岩、石灰岩、泥岩、炭層が互層する堆積岩で、南琉球の八重山諸島を覆っている。^{[2] [7]}この層の年代は、古生物学的データによると前期中新世である。^[18]炭層、交差層、生痕化石から、この層群は大陸棚の堆積物に由来する可能性があることが明らかになっている。^{[2] [7]}この層群は、南琉球の始新世の層よりも傾斜や褶曲などの変形が少なく、南琉球が前期中新世以来安定していたことを示唆している。^[2]

島尻層群は上部層と下部層からなる。上部層（新里層）は後期中新世または鮮新世に産し、凝灰岩と頁岩から成り、下部層（与那原層）は中新世に産し、頁岩とシルト岩および砂岩が交互に層をなす。^[24] 島尻層群は、北琉球、中琉球、南琉球にまたがって発見された最初の地質学的単位である。^{[2] [7]}北琉球、中琉球、南琉球は、後期中新世（この層群が堆積した時代）以前には、異なる盆地と地質学的環境にあった可能性がある。^[2]この層群は東シナ海、琉球弧およびその前弧に広く分布しているが、沖縄トラフ南部には分布していない。^{[4]沖縄トラフ南部の} 隆起は、層群の堆積に先立って起こった。^[4]

琉球層群は、島尻層群の発達後、完新世の堆積物が堆積する前の更新世の堆積物である。^[25]中央および南部琉球に分布し、島尻層群の上部に明確な不整合がある。 ^[25]この層群は主に、砂と砂利の琉球石灰岩と台地堆積物から構成される。^[25]琉球石灰岩は一般に40～60mの厚さで、堆積後の断層運動が特徴で、その結果、台地とそれに伴う堆積物（台地堆積物）が形成された。^[25] 琉球石灰岩の堆積後、琉球弧を横切る北西-南東方向の断層運動が広まり、琉球諸島の基盤岩がドーム状に隆起する「うるま運動」が起こった。^[26]

琉球海溝に沿って、フィリピン海プレートはユーラシアプレートの下に北西方向に沈み込んでおり、その速度は年間5～7cmと推定されている。^[27]沈み込み角度は南に向かうにつれて弧に対してますます斜めになっている。^[27]全地球測位システムのデータによると、南九州と琉球弧はユーラシアに対して南東方向（琉球海溝方向）に移動し、日本の他の弧は西北西方向に移動している。^[28]

ペルム紀からジュラ紀にかけての付加体は、古代の太平洋プレートが古代のアジア大陸ブロックの下に沈み込んだパンゲアの東側に沿って堆積した。 ^[29]琉球弧を含む日本列島の広大な地域は、ジュラ紀の沈み込みに関連する付加体から発達した。^[29]四万十層群の化石と古地磁気の証拠は、若い海洋プレートの沈み込みが白亜紀後期（約70 Ma）から古第三紀に起こったことを示唆している。^[29]沈み込みと付加は、新第三紀から第四紀の島尻層群の堆積前の始新世後期に停止した可能性がある。^[22]

大陸棚堆積物（八重山層群）の堆積は、当時は安定していて地殻変動がなかった南琉球で、前期中新世に起こった。^{[2] [6] [22]}フィリピン海プレートは、約10～6 Maに沈み込みが停止した後、後期中新世（約6 Ma）から沈み込みを再開し、沖縄トラフの背弧拡大をもたらした。 [30]沖縄トラフ北部の最初のリフト形成は、6 Ma以降、北琉球と南九州の反時計回りの回転を引き起こした可能性がある。 [ ^{30 ]}一方、古地磁気データでは、10 Ma以降、南琉球が時計回りに回転したことが記録されている。^[23] 地震反射調査によると、前期更新世に沖縄トラフ南部の最初のリフト形成が示されており、それが堆積、地殻ドーム形成、浸食、沈下という明確なテクトニックプロセスを引き起こした。^[4]琉球弧の出現は、沖縄トラフの沈降とともに、島尻層群の発達後、琉球層群の発達前の後期更新世（1.7-0.5 Ma）に起こった可能性がある。^[22]沖縄トラフ南部の背弧リフトとそれに伴う堆積作用は2 Ma以来続いている。^[4]

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