フィリピンの沈み込みテクトニクス

フィリピンの地殻構造の概要。オレンジ色の陰影はパラワン小大陸ブロック、灰色の陰影はフィリピン海変動帯を表す。三角形の方向は沈み込みの方向を表す。

フィリピン諸島の地質は、沈み込みテクトニクスによって支配されています。フィリピン地域は地震活動が活発で、複数の方向からプレートが収束することで徐々に形成されてきました。 [1]この地域は、その複雑な地殻構造からフィリピン変動帯としても知られています。[2]

この地域は沈み込み帯に囲まれており、周囲の海洋プレートが東西にずれてフィリピン諸島の中心に向かっている。[3] [2]沈み込みによって、フィリピン海溝やマニラ海溝などの深い海溝が形成され、それぞれフィリピン諸島の東側と西側を区切っている。[4]フィリピン諸島は、フィリピン断層として知られる左横ずれ断層によって縦断されている。[5] [1]

活発な沈み込みにより地殻が乱され、火山活動、地震、津波が発生し、フィリピンは地球上で最も地質災害が発生しやすい地域の一つとなっています。[4] [6]

テクトニックユニット

フィリピン海プレート

フィリピン海プレートは、沈み込み帯に囲まれた海洋プレートである。このプレートは、ユーラシアプレートに向かって、年間6～8cm（2.4～3.1インチ）の速度で北西方向に移動している。[7] [6] Ranken and Cardwell (1984) は、海溝に沿って南に向かうにつれて収束速度が増加することを示した。[8] [5] [4]フィリピン海プレートの北端にあるフィリピン海プレート、ユーラシアプレート、太平洋プレートの三重会合点付近で、プレートは極に対して回転している。[7] [9] [8]回転速度は約0.5˚/百万年であり、第三紀初期から合計約90˚回転している。[7] [9]一般的に、プレートの動きは3～5Ma（百万年前）以来一定であると示唆されているが、[7]一部の研究では、プレートの伝播方向は約1Maで変化したと主張している。[10]

フィリピンモバイルベルト

フィリピン海変動帯（台湾・ルソン・ミンドロ変動帯[11]とも呼ばれる）は、ユーラシアプレート、フィリピン海プレート、インド・オーストラリアプレートの収束帯に位置する複雑な構造帯である。[9]フィリピン諸島全体を覆い、南はモルッカ海とインドネシア東部まで広がっている。[9] [12]この帯は地震活動が活発で、頻繁に地震と火山活動が発生している。[4] [12]

フィリピン海変動帯は、異なる極性の収束帯によって区切られている。西側ではマニラ海溝、ネグロス海溝、スールー海溝、コタバト海溝で東に傾斜する沈み込みが、東側境界ではフィリピン海溝と東ルソントラフで西に傾斜する沈み込みが見られる。[3] [12] [13]この帯は周囲のプレートから地殻構造的に分離されており、フィリピンでは「独立ブロック」または「マイクロプレート」とみなされている。[6] [14]周囲の地殻構造との分離にかかわらず、フィリピン海変動帯はユーラシアプレートとフィリピン海プレートの両方と類似性を持っている。[15] [3]そこには、フィリピン海プレートの火山弧物質とユーラシアプレートの地殻物質が含まれている。[9]フィリピン変動帯に沿った多くの情報は、変動帯を横切る横ずれ断層であるフィリピン断層によって流されてしまうため、明確な地殻境界を定義することは非常に困難である。 [9]

フィリピン変動帯の活動地帯

フィリピン海変動帯は、「西部活動帯」と「東部活動帯」の2つの活動帯に分けられます。西部活動帯は西側がマニラ海溝のような東傾斜の沈み込み帯に接し、東部活動帯は東側がフィリピン海溝のような西傾斜の沈み込み帯に接しています。[6]フィリピン海変動帯は、西側のユーラシアプレートと東側のフィリピン海プレートの双極性沈み込み帯の間に位置するため、東西方向の圧縮を受け、褶曲帯や逆断層帯を形成します。[6]

フィリピン断層帯

フィリピン断層は、沈み込み帯の背後でフィリピン諸島を横切る左横ずれ断層である。北西-南東方向に走る断層で、フィリピン海溝にほぼ平行に伸び、ルソン島北部からミンダナオ島まで伸びている。[4] [1] [6]この断層は、フィリピン海溝系における広域の地質力学と運動学を[どのように？ ]制御する上で大きな影響力を持っている。 [6]

R. ホール（1987）は、横ずれ断層に沿った平均速度は年間0.5cm（0.20インチ）と予測しているが[16]、他のモデルでは年間2～3cm（0.79～1.18インチ）と予測されている。[1] [6]しかし、モデルはフィリピン断層の発生が200万～400万年前であり、南に向かって伝播し、現在のハルマヘラ島北東部の南端まで到達したという点で一致している。[1] [6] [16]

せん断分割機構

フィリピン断層のせん断分割機構（図はAurelio（2000）から改変）[1]

フィリピン海断層・海溝系におけるせん断分割機構は、1972年にフィッチによって初めて提唱された。[17] [1]彼のモデルでは、プレート収束運動は2つの成分に分割される。1つは断層に平行な成分、もう1つは海溝の沈み込みに垂直な成分である。彼は、横ずれ断層がフィリピン海変動帯を取り囲む沈み込み系が吸収できない応力を吸収する役割を担っていると示唆した。[17]フィリピン海溝系の場合、フィリピン海プレートが海溝に向かって斜めに伝播するにつれて、変位ベクトルは2つの成分、すなわちフィリピン海変動帯の「西側活動帯」の北向き横ずれ運動と、フィリピン海プレートの西向き沈み込み垂直運動から構成される。[1]このせん断分割機構の仮説は、Aurelio (2000) によって、全地球測位システム(GPS) データを用いた地殻変動の追跡によって検証された。[1]

海溝と断層は同期して形成されたという仮説が立てられており、[1]中新世中期から後期中新世にかけて、両者とも南方へと伝播した可能性がある。[18] [12] [19]

断層帯の北部と南部ではより多くの分岐が見られ、これはルソン島とミンダナオ・モルッカ諸島地域がより複雑な地殻構造に関連していることを示唆している。[1]

パラワン島マイクロ大陸ブロック

パラワン地塊は、フィリピン海変動帯の西に位置する地震の起こらない微小大陸である。[12]パラワン地塊はユーラシアプレートの南東大陸縁辺部から発生した。パラワン地塊は始新世後期にユーラシアプレートから分離し、[20]漸新世から中新世後期にかけてフィリピン海変動帯と衝突し始めた。[12]

地理的には、ミンドロ島、パラワン諸島、パナイ北西部、ロンブロン諸島もパラワン微大陸ブロックの一部とみなされます。[20]

いくつかのモデルでは、2つの微小大陸の収束が、中新世初期のマニラ海溝とネグロス海溝の東傾斜の沈み込みと、その後のフィリピン断層帯とフィリピン海溝の形成を引き起こしたと主張している。[21] [12]

活発な沈み込みテクトニクス

異なる極性の沈み込みによって区切られたフィリピン海変動帯の断面[19]

フィリピン海変動帯の沈み込み帯は、西側境界への東傾斜の沈み込み帯と、東側境界への西傾斜の沈み込み帯の2つの主要なグループに特徴付けられる。[7] [22] [2]

マニラ海溝

マニラ海溝は、ユーラシアプレート（スンダランド・ブロック）がフィリピン海変動帯の西側で東向きに沈み込むことによって形成された。北向きの海溝に沿った沈み込みは、漸新世後期から中新世前期にかけて始まった。[4] [23] [24]平均沈み込み速度は年間1～2cm（0.39～0.79インチ）で、北に向かうにつれて遅くなっている。[23]発達した前弧盆地における堆積物の厚い層は、圧縮時に海溝沿いに付加ウェッジの形成を促進した。 [24] [23]フィリピン海変動帯の東側では付加ウェッジは確認されていない。[25]

マニラ海溝の南には、東に傾斜した海溝がいくつか発見されている（ネグロス海溝やコタバト海溝など）。これらは中新世中期から後期中期にかけてマニラ海溝の後に形成されたもので、形成の順序は北から南に向かっている。[4]

ルソン火山弧

ルソン火山弧は、台湾からミンダナオ島南部にかけて広がる長さ1,200キロメートル（750マイル）の火山帯です。これは、中新世初期以降、マニラ海溝に沿ってユーラシアプレートがフィリピン海変動帯の下に沈み込むことによって形成されました。[22]

台湾付近の火山は、北部よりも南部で若い。台湾では沈み込みが約1600万年前に始まったが、ミンダナオには第四紀にまで遡る比較的新しい火山が存在する。[4] [26]

パラワン島とフィリピン中部の衝突地帯

パラワン・ブロックとフィリピン海中部の衝突は、中新世前期から中期にかけて始まりました。現在、異なる時期に形成された3つの衝突帯が観測されています。それらは以下のとおりです。[24]

  1. ロンブロン島衝突関連付加体（中新世初期）[24]
  2. ミンドロオフィオライト複合体（中期中新世-鮮新世）[24]
  3. ミンダナオ島南部（現在）[24]

ロンブロン島が衝突の最前線であったことはほぼ一致している。[24]パラワン小大陸塊とフィリピン海変動帯の衝突帯は、時間の経過とともに南西方向への伝播を示している。衝突帯の移動メカニズムは未だ解明されていない。[2]

フィリピン海溝

フィリピンの主要なマグマ弧[4]

フィリピン海溝は、フィリピン海プレートがフィリピン海変動帯の下に西向きに沈み込むことによって生じた。北向きのこの海溝は、ルソン島南東部（北緯15度30分）からハルマヘラ島北東部（北緯2度）まで伸びており、全長は1,800キロメートル（1,100マイル） [19] [16]、最大深度は10,540メートル（6.55マイル）である[27] 。この海溝は、東西方向に走る横ずれ断層を持つ東ルソントラフの北側に広がる別の東傾斜の沈み込み帯とつながっている。フィリピン海溝は、東ルソン海溝の区間を北向きに伝播している[14] [24] [23] 。

フィリピン海溝の年代は明確に定義されておらず、推定では500万年前かそれ以下から[28] [1]、 800万～900万年前までの範囲である。[29] [22]しかし、研究者たちはフィリピン海溝がフィリピン沈み込み帯の中で最も新しい海溝であることに同意している。[19] [30] [6] [1]

フィリピン海プレートは海溝に向かって斜めに移動する。このプレート収束の力は海溝自体だけでは吸収できないため、海溝の活動は横ずれ断層帯と連動している。[1]海溝と断層帯は鮮新世初期に同時に形成され、[2]以来、同期して南下してきたと考えられている。[16] [17] [18] [1] [24]沈み込み速度は南に向かって増加し、ハルマヘラ島北東部の南端付近では年間10cm（3.9インチ）の速度で収束が最も速い。[7]

この海溝の起源は、パラワン小大陸塊とフィリピン海変動帯の衝突に関連しており、この衝突によって最初にマニラ海溝、次にフィリピン海溝が形成されました。[9] [22] [12] [19]

火山弧

フィリピン海変動帯のオフィオライト帯。[31]ベルト1は後期白亜紀のオフィオライト、ベルト2はメランジュを含む前期から後期白亜紀のオフィオライト、ベルト3は西部収束帯に沿った白亜紀から漸新世のオフィオライト、ベルト4はスンダランド・ユーラシアプレート境界由来のオフィオライトを表す。[4] [31]

フィリピン諸島には、古代および現代の火山弧系の両方が確認されています。群島におけるマグマ活動は、岩石の地球化学組成に反映されているように、プレートの沈み込みと関連しています。主要な火山弧に沿った岩石組成は、一般的に石灰アルカリ質からソレアイト質マグマ系列です。また、沈み込み帯における玄武岩成分の部分溶融に関連することが多いアダカイトの産出も報告されています。島弧起源の岩石の年代測定により、海溝形成の時期と地殻変動の発達を新生代に限定することができます。 [ 32]

漸新世以降の島弧形成の地球化学も同様である。火山岩には高カリウムの石灰アルカリ岩も含まれており、これは島弧の起源を反映している。[要説明] [4]火山弧形成は鉱床にも恵まれており、フィリピンには銅、金、ニッケルの鉱山がある。 [33]

オフィオライト帯

オフィオライトは、海洋盆地における沈み込み現象によって形成されたと考えられています。フィリピンではオフィオライトの産出がよく見られます。[34]このオフィオライトの研究は、この地域の地殻構造の進化を解明する上で役立つ可能性があります。[31]

フィリピンのオフィオライトの大部分は白亜紀に形成され、少数は第三紀に形成された。[31]フィリピンのオフィオライトは、地理的に4つのグループに分類される。東部ベルト（1）、中央ベルト（2）、西部ベルト（3）、パラワンベルト（4）。[31] [4]オフィオライト帯の年代測定では、東から西に向かって徐々に新しい地層が形成される傾向が見られる。東部のものは下部白亜紀（最古）に形成され、西部のものは始新世（最新）に形成された。これは、フィリピン海変動帯の西側に沿った付加体形成の順序を反映している。西部の最も新しいオフィオライト帯はスンダランドとフィリピン海変動帯の境界で形成され、東部のより古いオフィオライトはプロトフィリピンプレートで形成され、フィリピン海変動帯の基底岩となっている。[31] [4]

中部ルソン地方のサンバレス州にある保存状態の良いオフィオライト層のひとつは、サンバレス・オフィオライト複合体と名付けられています。

フィリピン諸島の形成

漸新世後期～中新世前期

西傾斜の東ルソントラフは漸新世後期に活動を休止した。中新世前期にはマニラ海溝が形成され、これはルソン島の反時計回りの自転によって引き起こされたと考えられており、その後、パラワン小大陸ブロックとフィリピン海変動帯が衝突した。[12] [23]フィリピン海変動帯は南シナ海ブロックに付加され、マニラ海溝を形成した。このモデルは構造的および地質学的証拠によって裏付けられている。[12]

まず、変成帯として観察される縫合帯は、パラワン地塊とフィリピン海変動帯の境界を示している。[12]これは、中新世にパラワン地塊が北東方向に移動したことを示唆している。さらに、パラワン島の北東に位置する島々では、オフィオライトが大陸縁辺部に溶け込むオフィオライト堆積作用が見られ、これは衝突に関連していると考えられている。さらに、フィリピン海中部には火山活動の空白地帯が記録されており[2] 、これもフィリピン海変動帯の西側で発生した衝突イベントによって引き起こされたことが知られている。そして最後に、衝突と推定される時期にサンゴ礁床が隆起したことは、衝突イベントの存在を裏付けるものである。[12]

フィリピン海溝の形成

フィリピン海溝の海底地形図。海溝は北緯10度付近（中央）で最も深く、北（上）と南（下）に向かって浅くなる傾向を示している。

フィリピン海溝は最近の沈み込みによって形成されたことが知られています。これは、沈み込み板の浅さ（浅部地震活動によって示される）と沈み込み速度を考慮することで推測されました。[19]

フィリピン海溝の形成は、パラワン地塊とフィリピン海変動帯の衝突に関連しているという仮説があります。パラワン地塊の衝突によって生じた応力の出口としてフィリピン海溝が形成されたと主張されています。[35]初期の沈み込みに圧縮応力が加わり、徐々に沈み込み帯へと発達しました。[35]

もう一つの仮説は、フィリピン海溝がビコル付近（北緯約13度）で発生し、南下して現在のハルマヘラ島北東部（北緯2度）で急激に終結したというものである。[7] [16]この仮説は、海溝沿いの火山の年代、沈み込みプレートの深さ、海溝の形状などの証拠によって裏付けられている。[19] [22] [8]

この仮説は、東部マグマ弧に沿った島弧火山活動の年代を示す証拠によって裏付けられている。最古の火山はビコル島にあり、その年代は650万年前である。[22]ビコル島から海溝に沿って南下するにつれて、火山活動は徐々に若くなる傾向が見られ、ハルマヘラ島北東部では、最も新しい沈み込みに関連した火山活動が観測されている。[22]ビコル島から東ルソントラフの北端にかけて、同様の傾向が北上も観測されている。これらの傾向は、ビコル島からフィリピン海溝が南北に伝播したという仮説を裏付けている。[22]

海溝の形状は、北方向と南方向の両方向への伝播説を裏付ける証拠も示している。ラレマンドら（1990）は、海溝はまず北緯9度付近で形成され、その後南北方向に伝播した結果、北緯9度を境に南北で比較的対称的な形状を呈したと提唱している。[19]海溝の最深部は北緯9度付近にあり、海溝の平均深度は10,000メートルを超える。海溝の深さは北と南に向かって徐々に浅くなり、南端では約8,000メートル、北端では約6,000メートルとなっている。[19]

フィリピンの火山

地殻変動による災害

火山

フィリピン諸島は沈み込み帯に囲まれており、火山活動が活発です。フィリピンで最も活発な火山は、ルソン島南東部に位置するマヨン火山です。[36]これは、フィリピン海プレートがフィリピン海変動帯の下に沈み込むことに関連しています。[4]

フィリピンにおける地震（マグニチュード6.0以上）（2019年）
• 青い円はマグニチュード6.0～6.9
• 緑の円はマグニチュード7.0～7.9
• オレンジ色の円はマグニチュード8.0以上

地震

フィリピン諸島は、フィリピン変動帯における複雑な地殻構造のため、地震活動が活発です。地震の発生源は断層と沈み込み帯です。フィリピンの沈み込み帯の中で、フィリピン海溝沿いの沈み込み帯は、この地域で最も活発で頻繁な地震活動を引き起こします。しかし、フィリピン海溝は新しい沈み込み帯であるため、大部分の地震は浅い地震（深さ30km未満[説明が必要]）です。[1]

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