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地球科学 60巻 185〜⊥96 （2006年）Earth　Soience（Chikyu　Kagaku ） vol ．60，185・196．2DO6 185

太平洋の 地質構造お よび起源＊

Boris　1，　VASILIEV ＊ ＊ （lvan　V．　YUGOV ＊＊ ＊［訳］）

Geological　structUre 　and 　origin　of 　the　Pacific　Ocean＊

Boris　I．　VASILIEV ＊＊

（translated　by　lvan　V 　YUGOV ）＊＊＊

Abstrac吐　Our　study　on 　the　Pacific　ma 曲 e　geology　f｛）r　35　years　is，長）r　the且rst　time　in　the　history　ofgeology ，successfU1 　to　depict　the　geological　map 　of 　the　Pacific　and 　marginal　fold　belt，　It　clarifies　the　fUndamental　stmcture 　and

most 　probable　origin　ofthe 　mega −basin，

　 The　fUndamental　structure 　ls　constructed 　of　the　fbllQwing　three　geologic−structUral　stages 血 ascending 　ordcr ：1）The　first　stage 　is　represented 　by　ultrabasic 　and　metamorphiC 　rockS 　with 　traces　ofplastic 　flow，　back　to　the　Archean　in

age，　which 　rocks 　Qccur　as　nodules　ill　oceanic 　island　basalts　and 　at　outcreps血 trenGhes，丘actures 　and 　plateaus．2）The

second　stage 　is　the　trap　foTmation　of　layered　basic　intmsiens　and 　basahic　efiilsivcs　around 　the　Triassic　to　Jurassjc，undcrlying 　the　most 　part　of 血e　mega −basi几 3）T』e　th註d　stage 　is　the　late　Jurassic　to　recent 　volcanios 　and 　sediments　of

oceanic 　floors，　seamountg ．　and 　plateaus，　recording 　the　process　ofconsiderable 　deepening　by　block　movements ．

　Tlie　Pacific　mega−basin　is　the　biggest　and 　mique　strし置cture 　on 　thc　Earth，　under ］ain　with　the　crust　mostly　of　mafic

composlUon ．　The　pro｛o・Pacinc　might 　appear 　through 　a　rare　cosmic 　cvcnt 　fi〕r　the　gene凪 tion　ofthe 　Earth−Moon 　systcm

ca．4．5　Ga．　A　1arge　amount 　ofterrigenous　material ．s　from　surrounding 　continents 　for　billions　ofyear ，　as　well 　as　efTUsjve

rocks 　and 　mafic 　crust　of　the　mega −bash1，　were 　metamorphosed 　and　partj．ally　moltcn 　to　differentiate　a　small 　amount 　of

acidic 　rocks ．　The　Meso・Cenozoic　global　processes。f　ocean 　fomiation　brouglit　ab 。ut　the　trap　forrnation　alniost　over

the　mega −basin　around 　the　Triassic　to　Jurassic，　and 　subsequently 　completed 　the　present　deep　and 　complex 　ocean 　basin

through　block　subsidence 　and 　volcanism 　since 　the　late　Jurassic．

Ke7 　Words ：Pacific　mega −basin，　geological　map 　ofthe 　Pacific、　geologic　structure　of　the　Pacific，　origin 　ofthe 　Pacific

まえが き

　活発な造構運動が 現在まで つ づ い て い る 周縁摺曲帯に か こ

まれ た太平洋は，地球上 に 1つ だ け存在す るユ ニ ーク な構造

で あり，ほか に類例がみあたらない ．地球表面積 の 1〆3以 Eを占め る この 巨大構造は

“太平洋区

’ともよばれ，地球規模

の 造構的対蹠性を代表す る．この 対蹠性に した が っ て，地 球

は太平洋海洋造構区 とア フ リカ大陸造構区に 2分される．

　こ れ まで に得られ た データ を分析す る と，太平洋区は次 の

よ うな固有の 構造特性をもつ こ とがわ かる （第 1図）．  太

平洋の 平面形状 は isometric（等軸的）で あ る．  東太平洋海

膨 は，他 の 中央 海嶺 とは ち が っ て，非対称に配置されて い る．

  海溝 一島弧 一縁海シス テ ム を備えた活動縁が西側に偏在す

る （Vasiliev　et　al．2001），  地殻お よ び上 部マ ン トル の 地球

物理学的性質が特異で あ る，  玄武岩類の 化学組成が，大西

洋や イ ン ド洋の ソ レ ア イ ト とは お お きく異な る （VasMev

1992）．さらに．  周縁 に発達する環太平洋帯は，鉱床形成，

放射 一同心状の 巨大断層シ ス テ ム などに よ っ て特徴づ け られ

る リ ン グ構造を形成する．

　以下で は．海洋地質研究の 現況を概観したうえで．環太平

洋褶曲帯の 基本的特徴 と太平洋巨大海盆 の 地質特性 を記述す

る．そ して ，それ らを基礎 に して ，太平洋の 地質構造を解明

し，太平洋の 起源を考察する．

海洋地質研究の 現況

　よ く知られて い るよ うに，地質図とい うもの は，体系化さ

れた地質一地球物理学データ をもっ とも見や すく，もっ と も

集約的に表現するもの で，地球 や惑星 のあ る領域もしくは全

体の 地 質を表示す る．地質図づ くりは，地質学，地球物理学，

地球化学をは じめ，あ らゆる 分野 の 深い 知識がもとめられる

　2004年 5月 3 日受付．2005年 ll月 6 日受理．＊ 地学団体研究 会第 57回総会学術シ ン ポ ジ ウ ム 皿で 講演，＊ ＊

ロ シ ア科学 ア カデ ミー極 東支部　v．1，Il’ichev太平洋海洋研 究所

　　　 V．1．Irichev　Pacific　Oeeanological　Institute．　Far　Eastem　Braneh，　Russian　Acadcmy　of　Seiences，　Vladivostok、690041　Russja＊” ラ ッ ク ス マ ン ・

エ ン タープラ イ ズ ・

ジ ャ パ ン 　〒 914−0058　福井 県敦賀市三 島町 2−12−14

　　　 Luxman 　Entcrprise　Japan，　2−12−14Mishima，　Tsuruga，914−0058　Japan

（11）

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186 Bolis　I．　Vasil正ev 〔lvan　V，　YUgov．茜尺）

60°

30°

O’

30回

60°

60国

30°

0°

30°

60°

第 1 図 太．平洋の 海．底地形構 造 （Vassiliev　and 　Choi　2001を簡略化〉

Fig．1Submarine　geomorphologic　structure 　of 　the　Pacific（simplified 　f士om 〜Vassiliev　and 　Choi　2001）

（12）

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太平洋の 地質構造およ び起源 187

独特な科学研究で ある，

　陸 ヒで は，18 世紀’トばに最初 の地質図がつ くられて 以来，

厖大な地質研究が蓄積され，今 H で は 地質発達史をあ る程度

まで 理解で きる よ うに なっ た．い っ ぽ う1 海洋地質の 研究に

本格的に着手され た の は 20世紀後半で あり，その理解は著

しく不 i』分な状況に あり，地質図の作製が可能 に なっ た の も

ごく最近の こ とで ある．こ の よ うな海陸に お ける相違 は，海

洋地質研究に は，試 料採収 （ドレ ッ ジ，深海掘削，ピス トン

コ ア リン グなど），音波探査，海上 測位を は じめ とする特殊

技術の 開発や，高価な機器の 設備 と高額な船舶運行 をは じめ

とす る莫大な資金が 必 要で あっ た こ とに 由来す る．近年，海

洋地質研究が急速 な進歩を遂げつ つ あるにもかかわらず，海

底の 地質に 関す る私たちの知識 は，陸 ヒの それ に比較すると，お よそ 200年前の 段階にあ る．たとえば 世界の 大洋中で も

っ ともよ く研究 され た 領域で さえ，その 調査密度は，200〜

250 年前に 陸上で お こ な わ れ た ひ と とおりの 下見程度の調査

に比べ て もはる かに貧弱な状態に ある （ワ シ リエ フ 1991）．

　こ れ まで の 海洋研究に おおきな影響をあ た えて きた の は，

堆積層が海洋底 の ほ ぼ全域 に ひ ろ が っ て い て ，基盤岩類が被

覆されつ くされてい る，とい う概念 で あっ た．その 結果 T 海

洋底研究で主導的な役割をはたす こ とに なっ たの が，地球物

理学的方法であっ た．すなわ ち，磁力計，重力計，地 震 計な

ど，海洋底研究の た め の さ まざまな機器の 発達が，磁場と重

力場，堆積層 の 層厚と構造，熱流量 な ら び に主 要地形要索の

深部構造な どの 研究を比較的短期間の うちに可能に し，お お

くの 重要な発 見が あ っ た．そ の なか に は，中央海嶺の 中軸谷

を境 に 対称的な縞状地磁気異常 の 発見も含まれる，また，海

陸に お ける地殻の 地球物理学的パ ラ メータに 重要な相違がみ

い だされ る に もか か わ らず，地殻熱流量が ほ ぼ 同等で あ る こ

と も観測され た．こ れ らの 発 見 は，造構運動の 側面で，グ ロ

ーバ ル テ クトニ クス の新 しい 概念一プレートテ ク トニ クスー

の成立 に と っ て 大きなよりどこ ろ となっ た，そ の 後 こ の 新

しい 概念は，半世紀に わ た っ て 地球科学に おけるパ ラ ダ イム

で ありつ づ けた，

　い っ ぽ う，この ような地球物理学的研究の 優勢さが，海洋

底研究を最終的に は袋小路 に追い 込ん で しまっ た．とい うの

も，地球物理 学的 方法が地 質の 複雑性を平均化して とらえる

もの で しか なく，地質学的方法に よ る検証なしには，それら

をきちん と解釈するこ とが で きない からで あ る．こうして ，

海洋地質研究の ため に は，や は り独自の 手法を開発す る こ と

が どうして も必要に なり，陸．ヒ地質研究の 場合 と 同様，地質

図を作製す る こ とが海洋地質学 における当面の 主要課題にな

っ て い るの で ある，

　海洋地質学の 主要な調査方法は，なが ら くドレ ッ ジで あっ

た．これ は，海洋底 に露出する岩石を採取す る比較的簡便 で

安価な方法で あり，鋼製 ワ イヤー

で つ りさげた 円筒形の バ ケ

ッ トを海底 に お ろ し，特殊 な牽引ウ イ ン チで まきあげる とい

うもの で ある ，現在 の 調査船に は，衛星 測位 と任意の 深度で

（13）

の ドレ ッ ジを可能にする機器と技術が装備さ れて い て，ドレ

ッ ジの 位置と深度 に関して信頼で きるデー

タをうるこ とがで

きる．実際 に，陸上 地質調査 と同 じ視点で 丹念に ドレ ッ ジ を

お こな っ た と こ ろ，後述す る よ うに太平洋各地の 大陸斜面，

海溝，海山や海台，断裂帯に基盤岩が露出 してい て，被覆層

下の 海洋地殻の 構成岩石 と構造に 関する貴重な情報をうるこ

とが で きた．ドレ ッ ジ に 加えて ，海洋底 の 地質研究に きわ め

て貴重な貢献をした の は，深海掘削計画 （DSDP ・ODP ）で

ある．こ の 40年間 に 2，000本以上 の ボーリ ン グ孔が海洋底

に掘削され，堆積物 の 層序学的研究や，場所 に よっ て は伏在

する火 山性岩石 や結晶質基 盤iに 関する研究 を可能に した．

　こ の ような調査 と得られ た データの解析が詳細にすすめ ら

れた結果，北西太平洋 の 縁海 に 関す る 地質図 （日 本海 ：

Bersenev　and 　Krasnyi　1984，ベ ーリ ン グ海 ：Egiazarov　and

Dund 　1985，お よび オホーツ ク海 ：Krasnyi　et　al．1986）が ソ

連に お い て 出版さ れ た．さ ら に 2000年に は Tl ：15，000，000

世界地質図 （Jatskevich　2000）がサ ン ク トペ テ ル ブ ル グで 出

版され た，こ の 地質図は，陸 と海底の 地質 を同一

の 凡例で 表

示した もの で，人類史上初め て作製され た“th球の地質図

”

で ある．「世界地質図」の 出版は，ロ シ ア と海外の 学界にた

い へ ん 大きな関心をよび お こ した．残念な こ とに，発行部数

が 限られ て い る ため，購入 で きたの は きわ め て 少数の 人 々 で

あっ た，

　「世界地質図」の 太平洋区は，筆者を代表とする ロ シ ア科

学 ア カ デ ミー極東支部の 太平洋海洋学研究所に 所属す る 多数

の研究者に よっ て 編纂された．こ の た め に 私た ちは，深海掘

削コ ア，ドレ ッ ジ試料，島々 と環礁の 地質構造，火成岩類の

地質年代 と化学組成 地形 とテ ク トニ クス ，な どに関する厖

大 なデ ータ を収集・分析 し，体系化 をお こ な っ た．同時 に，

地球物理 データ （お もに音波探査 お よび地磁気測定データ）

も，解釈 しなお して利用 した．以下の 記述は，こ の ような包

括的な基礎デー

タ お よび考察に もとつ くもの で あり，それ ら

の 詳細 につ い て は，文献欄にか か げた既刊 の 地質図や筆者ら

の著書を参照され た い ．

環太平洋褶曲帯

　環太平洋褶曲帯は，太平洋巨大海盆 と古期卓状地群との 問

を占め る リ ング状 の地帯を構成する特異な造構 シス テ ム で あ

る．褶曲帯の 内縁 は海溝軸によっ て 示され，海溝が存在 しな

い とこ ろで は 大 陸斜面 の 麓 に位置する．い っ ぽう，外縁 は古

期卓状地の 太平洋側 の 端で も っ て 示 され，卓状地が存在しな

い とこ ろで は褶曲帯 の 外縁を明確にきめ るこ とがで きない．

　環太平洋褶曲帯の 古期棊盤は，どこ でも先カ ン ブ リア 紀の

岩層で で きて い て，島弧で も同様で ある．鉛，ス トロ ン チ ウ

ム お よ びネオ ジウ ム 同位体の 研究結果はたい へ ん 重要で あ

り，千島弧 日本弧 マ リア ナ弧の ほ か，い くつ かの 地形構

造 （morpho −structure ）の 下 に は始生代 （3，6Ga）に さか の ぼ

る大陸地殻 の 存在が確か め られ た （Volobuev 　et　al．1987）．こ

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188 B ・1is・1．・Vasiliev（【van 　V．　Yug・v 訳 ）

の ように T 環太平洋褶曲帯は，古期卓状地を構成する 大陸地

殻 の 断片化と後続する 諸作用 に よ っ て，先リーフ ェ イ紀

（pre−Ripheian）基盤 の 上 に形成された褶曲帯で ある．

　褶曲帯は，環太平洋褶曲帯における後続の 変動をつ うじて，

古期卓状地 の 断片を 蚕食 しなが ら外側 （大 陸側）へ 拡大する

と と もに，太平洋巨大海盆の 周縁部をまきこ み つ つ 地向斜を

形成した．い っ ぽ う，褶曲帯の 内縁はおおきく移動する こ と

なく，ほぼ同じ位置に存在しつ づ けた，こ の ように，環太平

洋褶曲帯の 大部分は大 陸 に と っ て か わ っ て形成 され た もの で

あり，褶曲帯 ドに は厚 い シ アル 質地殻 が存在す るが，太平洋

巨大海盆 を構成する」」良質

’な海洋地殻に比べ るとより可塑的

で ある．

　リーフ ェ イ紀 （Ripheian）〜顕 生代を通 じて、環太平洋褶

曲帯は，圧縮と引張による激しい 造構運動をこ うむっ た．そ

の ため，地向斜の 発達過程は単純で は なく，早期 に形成され

た地質構造の 改変　シ ア ル 質地 殻中 へ の シマ 質地 殻の 混 入 な

ど，複雑な変動が発生 した，

　環太平洋褶曲帯における造構運動の 活性化は，古期卓状地

の 破壊お よ び地向斜の 発生 に よ っ て 特微づ け られ．これ らの

事象 は，惑星規模 の 地球造構サ イ クル に 対応す る．個 々 の サ

イクル は平均して 約 2億年間に わた っ て 持続 し，全般的海進

に は じまり，海退に お わ る．しかしながら，おおくの 研究者

が認 め てい る とお り，太平洋区お よびア フ リカ区の 造構サ イ

ク ル が相互 に同期されて い る わけで はない ．

　造構運動に全地球的なリズ ム が存在する理由は，よくわか

っ て い ない ．お お くの科学者は，そ れ が宇宙の特性にか か わ

る 現象に 関連す るの で はない か，と考えて い る，

太平洋巨大海盆の 地質特性

地形一地質特性

中央海嶺

長大な断裂

長大 な火 山列

大規模な海膨・海台

島弧・縁海

火山

海盆 の平均深度

地磁気異常の 特徴

玄武岩質基盤の 年代

モホ面の平均深度

海洋地殻第2 層表面のP波速度

ジオイ ド異常

　 　 西 部　 　 　 　 　 　 東部

　 　 無 　 　 　 　 　 　 　有

　 　 無　　 　　　　 　有

　 　 有　 　　 　 　 　 　 無

　 　 有　 　　 　 　　 無

　 　 有　 　　 　 　 　 　 無

　 　 多い　　 　　　 少ない

　 5．5km 　　　　　　4．5　km　 等軸的　 　 　　 線状，対称的

ジ ュ ラ紀〜臼亜紀　 　　 新生代

　 13、Okm 　　　　　 11．2km　 4．6km ／s　　　　　 5．1　km／s

　 ＜ 十80m 　 　 　 　 ＞−60m

　太平洋 とい う巨大海盆 は，地球上で 最大の 地形一構造単元

で あ る．そ の 面積 は 165x106km2 （地球表面積 の 約 lf3）

で あ り，そ の うち 68％が海盆，32％が海嶺や海山で ある．

太平洋巨大海盆の縁は，ほ とん どの場合．深い 海溝や大陸の

海岸線 （北 ア メ リカ と南極）に沿 っ ての びて い る．唯一

の 例

外 は，西側 の 赤道 部 （ほ ぼ北緯 10°〜南緯 15D） で あ り，そ

こ で は ，太平洋底 と大陸一大洋遷移帯との 問に 明瞭な境界が

認め られない （第 1図）．

　太平洋形成の 原因とメ カニ ズム は，地球科学の 最重要課題

（た とえば，地球の 成 因や 地球史の 解明）につ ぐ第 2 ラ ン ク

の 重要課題 の 1つ で あ る．こ の課題 につ い て は，お お くの仮

説が存在し，同じデー

タにもとづ きながらも別個の 仮説が発

想され る こ ともしば しば で ある，

　太平洋巨大海盆 は東部と西部に 区分 され，そ れ ぞ れ，地形，

地球物理特性，岩石化学組成，形成年代などが異なる （第 1

表）．両者の境界は お よそ，天皇断層，ハ ワ イ海嶺お よ び ラ

イ ン諸島海嶺を通過 し，南緯 45°以 南で は不 明瞭 に な る （第

1図）．太 平洋海盆 の 西 部 と東部 の 違 い は，深部に お ける 諸

要因 （とくに，液体核の表面起伏）に よ っ て決定され て い る

（14）

第 1 表 太平洋 巨大海盆 におけ る地形 ・地質構造の 東西比較

Table　l　East−wcst 　comparison 　of 　thc　geomorphologic−geologicstmcture

こ と は明 らか である．それゆ え，地表に は両者をわ ける 明瞭

な境界 はな く，きわめ て 幅広い 遷移帯に な っ て い て，とくに，

赤道以 南で は しだ い に不明瞭 にな る．

　太平洋巨大海盆の地質の 全容を記述する こ とは T 紙数 の 都

含上で きない ため，代表的事例 の い くつ かを以下 に紹介する，

　　　　千島 一カム チ ャ ッ カ海溝中央部の海側斜面

　千島一カム チ ャ ッ カ海溝は もっ ともよく研究された海溝 の

1つ で，6，000　m の 等深線 に か こ まれた 海溝底の 総延長は

2，000　km に達す る．海溝中央部の 陸側斜而 に は，横断方向

の 地溝 （ブソー

ル 帯 ：幅 20km ）が存在し，その 北西延長上

に ある ブ ソール （Bussol）海峡が千島列島の 最低部をなす．

　ブソー

ル 帯 に対面する海側海溝斜面は，詳細な音波探査 と

ドレ ッ ジ調査 が お こ な わ れ た 海域 の 1つ で ある （第 1 図 ：

Fig2の 指示範囲）．この 海域 の 地質構造図 （第 2図）と地質

断面図 （第 3図）に 示される とお り，もっ とも広く分布する

の は枕状玄武岩溶岩で あり，粗粒玄武岩，ハ ン レ イ岩一粗粒

玄武岩，斑 レイ岩一斜長岩な どの 貰入岩が随伴す る．海溝近

くの断層隆起帯 におけ る ドレ ッ ジ H4−23 によ る と （第2，3

図），こ の 断層地塊は，ザ ク ロ 石 一白雲母結晶片岩 と，おそ

ら くこ れ に貫入 して い る含金雲母輝岩で 構成 され，千枚岩〜

粘板岩を と もなう．以 上 の 事実 に もとつ くと，千島一カム チ

ャ ッ カ海溝の 海側斜而 を構成する の は，厚い 枕状玄武岩類 （最

大層厚 2〜3km ）お よ び，それに 被覆された 変成岩〜堆積

岩類 で あ る と推論 され る．

　　　　　 小笠原海嶺と小笠原海台の連結部

　小笠原海溝とマ リ ア ナ海溝北部 （火山海溝）は，最大水深

約 3，000m の 隆起部に よっ て 隔て られ る （第 1図 ；Fig，4の

指示範囲）．この 隆起部は，小笠原海嶺 （伊豆 一小笠原弧南

部をつ くる 2列の隆起帯の 東列）の 南端部 と太平洋側の 小笠

原 海台を連結す る 鞍部で ある （第 4 図）．

　この 海域 で も詳細 な調査が お こ なわれ，おお くの ドレ ッ ジ

データ に もとつ い て ，鞍部を北東 一南西方向に斜断す る地質

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太平洋の 地質構造お よび起源 189

45°

圏Pleis量ocene 　8ediment

鬮　Neogene　sediment

　　　八　　　　　　A　　　L　　「　　　L　　t　　　♪　　　　　｝　　　》A　　　　＞A

Ac［dlC量o　lntermeCtiatevolcanic 　rock 　al電erated　 ln　greenish−color

囚Ba8alt　plllow　　Iava@ 　wi

　gabbrelC　lntrusi

  　Metamorphic　ro　with　pyroxeni

  　　Fault（inferre

p囹 　Geologlc　boundy 　　　〔interr

｝圏 　1 「owing 　of　dre

e 　　　　囲 　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　15 § ・ 　 　 　　　　Bathymetric　c。 n

Eur 第2図 　

一 「 ． 島 一 カムチ ャッカ 海溝 中央部における 海側斜面の 地質 構 造図 （ ワシリエフ1991 ） ．位 置は

1図参照 Fig．2Structural　map 　ofoccanward 　trench 　slope　in 　the　central　part　of 　the　Kuri1 − Kamuchtka　Trench（after　Vas．　iliev　1991 ）．　See 　 Fig」f

　theloc

io

DNW6

0 　1 　Kuril −Ka aSEm

k68 　 　 　 　 　 　 　 　 　 　 　 　 　 　 　 　 　 　 　 　 　 　 　 　 　 　 　 　 　 　 　 　 　 　 　 　 　 　 　 　 　 　 　 　 　 　 　 　　

　　　　10 　　0　　　　　　　　　　　　10　　　 　　　　　　　　20　　　 　　　　　　　　30　　　　　　　　　　　　40　　　　　　　

　　　50km 　　匡ヨ 　 　　匿函　　　　鬮　　 　　　 匿 銅　　　 匹］　　驪　 　

壓　　匚 o 　　 國 鷄 溜 ne 黥

宦蜘s鱗攤齢・瓢騾離「lte ・　 pill ・w・…1 ・ ・… m ・ ・P・ ・…kp…x ・・t ・Fau ・・ 一・・

g ・・d・edg ・ 第 3 図　千島一カムチ ャツカ 海溝［ll 央部におけ る海側 斜面 の 地質断面図

ワシリエフ1991） Fig ．3Geologic 　profile 　ofoceanward　trcnch 　slope 　in　the　central 　part　ofthc　Kuril− Kannuchtka 　Trcnch （aftcr 　Vas

icv 　1991 ） ． 断面図が作製され た （ca 　 4 ，5 図 ）

その結果 ，こ の 海域 の 地 質 が次 の8 つの 年代 グ ル ー プ の

石群で構 成 され てい

こと

明 ら かに なった． （15 ）

ﾎレン石 一角閃岩相の結 晶片岩類 　鞍部の北 西に 位 置 する H

|85 （ 第4 図）で ド レッジされた 緑レン 石一角閃岩相

塩基性結 晶片 岩の多数の 岩片，ならび に， 含ザク ロ石珪

片岩（酸性火 山 署 起 源 ） の 少数 の岩片に N 工工一

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190 Bohs 　l．Vaslljev（lvan　V．　Yugov 訳）

142° 143“ 144°　‘

14se

29°

28°

’　 　 　 v

　、　　

Ooh

昂Ukollma　8丶

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一 ■

d「ed9 ｝ng 　statlon

一

protlllng　llne

一 ● ● ● 一

trench　axts　　

’3°°°）

bathymetric　contour

第 4 図　小笠原海嶺 と小笠原海台 の連結部の 海底地形 図 〔ワ シ リエ フ 1991＞．位 置は第 1図参照

Fig．4Submarinc　gcomorphology　ofthe 　saddle 　connecting 　the　Ogasawara　Ridgc　and 　the　Ogasawara　Platcau（after　Vasiliev　l991）．　See　Flg．lfor　the　location，

SWD2

4

6km

　 8

NE

　　↑28°30’N124“40’E

襃Sediment

驪SerpentFnlte（harzburgate）

國TurraoeousS

的 lme （Pa岡 ene ）

　　　　嬲

　　　鬮 　　　塵

輝騰 濃leib，黜 lt織 ，e）

　MetamorphiC　reck　otepidote ・amphibolrletacies

団FOSSil

囚PIIbw　basal宦

国TOWEng　ot　dredge

鬮　Basaltic　Iava＆h．yaleclaStite．zanthSllloeOUS　carbonate

国Fautt（bnierrad 〕

第 5 図　小笠原海嶺と小笠原 海台の速結部の 地質断面 図 （Vassiliev　and 　Chor　2001）断面位置は 第 4 図参照

i靂

Lavered　basucln 廿ロ蜘 n

Cultrabas障 rock，9flbOrdCi　 and 　q凵ertzd ゆ r碇e｝

図　Geologlc　boundary

　　　（ln「erred）

6

　　　8km

　　令28°451N143°291E

Fig．5Submarine　geomorphology　of 　the　saddle 　connecting 　the　Ogasawara　Ridge　and 　the　Ogasawara　Plateau（after　Vassiliev　and 　Choi　2001）．See　F19．4fbr　the　looation　ofprQfiling．

（16）

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太平洋 の 地質構造お よび起源 191

代表さ れ る，これ らは，優地 向斜活動 と変成作用の 産物で あ

る ．

蛇紋岩化 したハ ル ツバージャ イ ト・ダナ イ ト

　顕著 な変成作用 と塑 性流動をこ うむ っ たハ ル ッ バ ージ ャ イ

トとダ ナ イ トが，さ ま ざ まな程度 に蛇 紋岩化した もの で ある．

占期マ ン トル の 構造的隆起 ブ ロ ッ ク をなす もの と考えられ

る．

層状塩基性貫入岩類

　超塩基性岩〜塩基性岩コ ン プ レ ッ ク ス で，レー

ル ゾラ イ ト，

ウェー

ル ライ ト，ウ ェ ブス テ ラ イ ト，斜方輝岩，ハ ン レ イ岩一

ノーラ イ ト，ハ ン レ イ岩，ハ ン レ イ岩 一輝緑岩，輝緑岩，閃

緑岩などか らな る．これ らの うち，斜長石 ウ ェール ラ イ トと

成層ハ ン レ イ岩 一ノーラ イ トが もっ とも広 く分布する．

玄武岩質溶岩 一ハ イア ロ クラ ス タ イ ト

　マ グ ネシ ウ ム に 富 む カ ル ク ア ル カ リ玄武岩か ら な り，ソ レ

ァ イト質の 玄武岩お よび ド レ ラ イ トを と もなう．溶岩 ・ハ イ

ア ロ クラ ス タイ トの ほか，凝灰岩として産出し，さまざまな

程度に熱水変質して い る．こ れらは上記 の 塩基性貫人岩類 に

密接 に ともない ．両者は オ フ ィオラ イ トコ ン プ レ ッ クス を構

成す る と考えられ る．

玄武岩質枕状溶岩

　 カル クア ル カ リ玄武岩の 枕状溶岩 ・ピ ロ ーブ レ ッ チ ャ か ら

なり，熱水変質作用 が 顕著で ある．海溝の 延長線よ りも，海

側 に 分布す る，

礁性石灰岩

　生物砕屑性石灰岩 （生物遺骸片は軟体動物 ・サ ン ゴ ・棘 皮

動物 ・コ ケ ム シ など）か らな り，石灰砂岩／石灰泥岩 ：々層や

フ リ ン トをと もなう．化石年代は，白亜紀後期 （Sant。nian −

Campan ｛an ）お よび暁新世を示す．

ボニ ナイ トお よび凝灰岩 ・砕屑岩

　ボ ニ ナ イ トは ハ イ ア ロ ク ラス タ イトや溶岩 として 産出し，か なり新鮮 で ある，凝灰岩や砂質〜泥質砕屑岩を と もない ，

古第三紀の 化石年代を示す，

凝灰岩〜砕屑岩

　凝灰岩〜砂岩 ・泥岩か らなり，成層凝灰岩がもっ とも卓越

する．暁新世後期，鮮新世および更新世の 化石 年代が えられ

て い る．

　　　　　　　　　　東赤道太平洋

　赤道太平洋東部の クラ リオ ン （Clurion）断裂帯 とク リ ッ パ

ートン （Clipperton）断裂帯には さ まれ た広大な海域 におい て，

音波探査 （5km 間隔の グ リ ッ ド測線） と緻密な ドレ ッ ジ調

査 が行われ た （第 1 図 ： 陰影部）．その 結果 こ の海域 の 地

質が，次の 4 つ の年代グ ループの 岩石群で 構成されて い る こ

とが 明 らか に な っ た ：  花崗岩一変 成岩類 ：片麻岩，花崗片

麻眷 グ ラ ニ ュ ラ イ ト．結晶片岩，角閃岩な どか らな る，年

代 は未確定で ある が 先カ ン ブ リ ア 紀に さかの ぼ る可 能性が

ある，  地向斜性珪質堆積岩類 ：礫岩，凝灰岩，砂岩，放散

（17）

虫類を含む珪質〜粘十質岩類な どで，お そ らく中生界 とみ ら

れ る（花崗閃緑岩・閃緑岩をともなう）．  先始新世の 玄武岩，

お よび  始新 liト 中新世の 玄武岩・安山岩

・流紋岩．

　ちな み に，こ の 海域 の チ キ （Tiki） トラ フ か らも花崗岩 と

斜長花崗岩が採取され，大規模断裂帯には海洋地殻の 深部層

準が露出す る場合がある こ とを示唆す る （第 1図）．

エ ル ター

ニ ン 断裂

　甫西太 平洋の エ ル タF．・ニ ン （Ettanin）断裂は，東太 平洋海

膨と太平洋南極海嶺の境界部に位置する断裂帯で，総延長が

7，200km以上 に達す る地球上で もっ とも長 い 断裂の 1 つ で あ

る （第1 図）．こ の 断裂帯を構成す る Heezen 断裂 は太平洋南

極海嶺軸 の 北端近 くに位1 し，北東向きの 巨大斜面 を形成す

る．

　海嶺軸 の 北東端か らおよそ 300km 北西 で は （第 1図 ：

Fig．6 の 指示），こ の 巨大斜面 の 平均勾配 は 40°，比高 は

5，500m に達する （第 6図）．そ こ で実施され た一連の ドレ ッ

ジ調査 に よっ て，斜面に露出す る海洋地殻断面 の 岩石層序が

解明された．構成岩石 は，下位から角閃片岩，輝石 一斜長石

片岩，カ ン ラ ン 岩類，ハ ン レイ岩類，玄武岩・ド レラ イ トか

らな り，最上位に白亜紀の礁性石灰岩が不整合に重 な る．

被覆堆積層の 広域的欠如

　北西太平洋海盆の 南部や 中央海盆の 北部 で は新生代堆積物

が ほ ぼ 完全 に 欠如す る．同様に，北 東海盆 で は 北Pt　20D と

北緯 45°の 間の 広大な海域で，新第三 紀〜第四紀堆積物が 欠

如 して い る こ と も確実になっ た，こ れらの 事実には，まだ，

説得性の あ る解釈 は与 え られ て い な い ．

巨大断裂系

　太平洋巨大海盆 に は，長さ 3，000〜4，000　km に達する大

規模リニ ア メ ン トが多数存在す る （第 7図）．それ らは直交

して発 達 し，い か な る大 規 模水平変位 も示 さ ない ．この 事実

は，プレートテ ク トニ ク ス概念とは相容れ ない ．

太平洋巨大海盆 の地質特性

　 E述 した 海域 の ほか，太平洋の 全域 で 実施した厖大な地質

調査 に もとつ くと，断裂帯，海溝お よび海台の 斜面 で は，変

成岩や 塑性変形をこ うむっ た超塩基性岩が発見され，花崗岩

類 グ ラ ニ ュ ラ イ トや角閃岩も含まれ る．また，浅海性動物

化石 群 を含 む礁性石灰 岩 に 覆 わ れ た 玄武 岩 お よ び ドレ ラ イ

ト，ハ ン レ イ岩類お よ び超塩基性岩も採取され た．これ らの

事実は，太平洋底 の 地質構造が，こ れまで 考えられてい たよ

りもは る か に 複雑で あ る こ とを示す．い ずれ の 海域 に お い て

も，詳細 な調査研究が 行 なわ れ る な らば，まちが い な く同様

に複雑な地質構造が解明される で あろう．

太平洋の基本構造

　35年問に わた っ てつ づ けて きた筆者らの 太平洋の 地質研

究 に よっ て，この 巨大海盆の 地質構造 に関して 着想 して い た

多くの仮説を統合 し，十分に体系化す る こ とが で きた，そ の

なか で も，海盆底の 最上部マ ン 1・ル〜地殻 の 構造 に 3 つ の 地

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192 Belis　1．　Vasiliev（lvan　V．　Yugov 訳 ）

km　 O

2

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6

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80

2179 NE21752 雪74　　　　　2172　　Z η 　　　　　　21蔦 　　　2176

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12

囲Gabbro 　　　　 Peridotite

16

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24

国Pyroxene　 　 　 　 　 　 　 　 　 　 　 　 　 　 　ToWing　of　 　 　 　 Amphiboli伽9　 　 　 　 　 　 　 　 　 1nterred　teultPl臼910d8ge　 　 　 　 　 　 　 　 　 　 　 　 　 　 　 drodgo　 　 　 　 　 gchl8 匙

　 sdli訊

第 6 図　エ ル ターニ ン 断裂帯の ヒ

ーゼ ン断裂 におけ る地質断面 CVasiliev　19．　92）

Fig．6GeologicaE　profile　at　the　Heezen 　fractUre　in　the　Eltanin　fracture　zone （after　Vasilicv　1992）

28

国Nomber  

drege 　gtation

30 

質一構造 ス テージ を識別で きた こ とが最大の 成果で あ る （第

8 図）．

　．ヒ述 した い くつ かの 事例をはじめとす る著者 らの 厖大な調

査結果．な らび に，こ れ まで に蓄積され た 地形一地質お よび

地球物理 一化学データ に もとつ くと，各ス テージの 特徴は 次

の よ うに ま とめ られ る．

　　　　　　　 第 1 地質一構造ス テージ

　千島 一カ ム チ ャ ッ カ 海溝，ゼ ン ケ ビ ッ チ （Zenkevich ）海

膨 ［千島・カム チ ャ ッ カ海溝の trcnch　outer 　swell ］．マ ッ ソー

（Mussau ）海溝，ク ラ リオ ン お よびエ ル ターニ ン断裂帯な ど

におい て，また，ハ ワイ，タ ヒ チ，サモ ア諸島など （第 1図〉

の 溶岩中の ゼ ノ リス と して ．それぞれ発見された変成岩類 ・

超塩基性岩類 に代表され る．第 1地質一構造 ス テージの 変成

岩類に は，ハ ル ッ バ ージャ イト起源 の蛇紋岩 （塑性変形を履

歴），角閃Ji’岩お よび緑 レ ン石角閃片岩，緑 レ ン石角閃石岩，

輝石 一斜長石変成岩，緑泥石 一滑石岩で 構成 され る，とい う

規則性が認め られ る，ハ ワ イに お ける溶岩中の 包有物の なか

で，第 1 ス テー

ジの 岩石 は，ダ ン カ ン ラ ン 岩，レール ゾラ イ

ト，ウ ェー

ル ライ ト，ザ ク ロ石 カ ン ラ ン岩お よ びザ ク ロ 石輝

石岩に よっ て代表され る．こ れ らの 包有物 はすべ て，化学組

成の うえで は，未分化 （primitivc）ソ レ ア イ トマ グマ と成因

的関係をもっ て い る こ と を示唆する．ちなみに，第 1 ス テー

ジ に は酸性岩も含ま れ るが，量 的 に は きわ め て わず か で ある．

　 こ の ス テージの 岩石の うちで最11fの もの は始生代に さか の

ぼ る こ とが，フ ラ ン ス 領ポリネシ ア （最大島 Tahitiをふ くむ

Society諸島，　 Tuamotu 諸島お よ び Tubuai諸島か らなる ），サ

モ ア （Samoa ）諸島．ハ ワ イ諸島，マ ーケ サ ス （Marquesas）

諸島，オ ン トン ージ ャ ワ （Ontong −Java）海台な ど （第 1図）

（18）

の 噴出岩の 鉛，ス トロ ン チウ ム およびネオジ ウム 同位体組成

に よ っ て証拠 づ け られ る （Sun　l980）．これ らの 噴出 岩マ グ

マ を分離 したマ ン トル 母岩の 年代は約 3．5Ga と見積もられ，

同 じ年代は，ハ ワ イ火山の 溶岩中に発見された レール ゾ ライ

ト包有物 か らも得 られた （Morioka　and 　Kigoshi　l975），

　　　　　　　 第 2 地質一構造 ス テージ

構造的不整合 （structural 　 unconforrnity ）によっ て，第 1ス

テージか ら区別され る．第 2 地質一構造ス テージ の 岩石 は変

成度が著しく低 く，塑性流動の 微候が ない ．また，蛇紋岩中

にハ ン レイ岩質微細岩脈が発達す る こ とも，1 つ の 特徴にな

っ てい る．第 2ス テージは，成因的関連 を もつ 2 つ の サ ブ ス

テージ に 区分 され る，

下部サ ブス テージ

　層状塩基性貫入岩類か らなり，主要な地形隆起部に は例外

なくみ い だ される．岩石層序の ド半部を構成す るの は，沈積

岩 （斜長石 ウ ェー

ル ラ イ ト，ウ ェ ブス テ ライ ト，斜方輝石岩

お よび トロ ク トラ イ ト）で ある．上半部は塊状岩類に代表

され，カ ン ラ ン 石ハ ン レ イ岩 一ノーラ イ ト，ハ ン レイ岩，ハ

ン レ イ岩一輝緑岩，お よび，そ れ らが変成した変ハ ン レ イ岩

類，輝緑岩起源の 緑 レ ン石角閃岩からなる．

上部サ ブス テ ージ

　基底部の 枕状溶岩，お よ び，凝灰岩，角礫岩，凝灰質堆積

岩な どか らな る．副次的な地下 火山岩およ び半深成岩 （ドレ

ライ ト，ハ ン レ イ岩 一ドレ ラ イ ト，輝緑岩な ど）を と もない ，

こ れらは下部サブ ス テージの 岩石に類似する．

　上 部サ ブ ス テージの 火山岩層は，太平洋巨大海盆底をほ ぼ

完全 に覆 い つ くし，第 3 ス テージの 火山岩類とともに

‘梅

洋地殻第 2 層1t

を構成す る．そ の 層厚は こ の 広大な領域 の

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太平洋の 地質構造お よび起源 193

60°

30°

00

30°

60°

120° 150° 180° 150° 120’ 90°

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目　Nega 電iVe　graVi電y　anOmaly

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／ 　　Linear　featu旧　　　 ｛FraCture飢o，｝

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　　　鑼 瞬 錢 癡 了 離 鼕學150°　　　　　　　　　　　　180°　　　　　　　　　　　150°　　　　　　　　　　　　120

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30°

0°

30°

60°

第 7 図　 太平洋巨大海盆に お ける 重力異常分布と交差断裂群 〔Choi　2000）

Fig．7　Gravity　anornalies　and 　crossed 　fractuエcs　in　the　Pacific　mega −basin（sjmplified 　from　Choi　2000）．

ほ とん どで 2〜3km で あ るが，大規模な隆起地形部で は 2〜3倍 に なる．噴出岩の 大部分は，ソ レア イ ト〜サ ブ ア ル カ

リ玄武岩組成 を示 し，地域 ご とに い くらか の 変異が あ る，上

部サ ブ ス テージの 上半部には，まれで はあるが，火山海溝 （マ

（19）

リア ナ海溝北部）の ようにサブア ル カ リ質ナ トリウ ム 岩系の

岩石 （ア ル カ リ玄武岩 ・サブ ア ル カ リ玄武岩〜パ ン テ レ ライ

ト・粗面流紋岩）が 産出す る こ と もある．

　岩石 の 構造や 組織に もとつ くと，上部サブス テージの 火山

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194 Bolis　l．　Vasiliev（lvan　V．　Yugev 訳）

Geologlcal・structuraI

　　stageGeologic　　age

凵thOIOgiC　StrUCtUre Consti量uent Componen ヒr  ks Remarks

THIRD

　　　　　reef 　limestone

　　　　　　　　　　　　　　　VV

seamount 、　plateaU＆　v　 　 　 　 　 　 　 　 　 　 　 　 　 　 　 　 　 V　 　 　 　 　 　 　 　 　 　 　 rlse

　　　　　　　　　　　　　　 V　V

sea　water

一

fOrmlng　the　preSent　tOpographlC−geologlc　structure 　of 　lhe　mega ・baSin

block　subsidence 　o「the　Paclfトc　mega ・basin（≦6k而

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VV「abenVVVVVVVVVvvolcaniCS

Plllow　basalい yalocia就ite、　tu”△ ▽ △ ▽

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olivlnegabbro −noritel 　gabbroI

gabbrO・dlabase，　metagabbro ，epidote   phrbollte〔o 而gl冂ated

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plagioclase　wehrlite ，　webs ヒerite ，O丘hOpyrOXenlte，　trOCbllte

a   umulated　h　shallow 　marineenvironments

U冖der脚 g　mO 就pa霞Of　thePaClflc　mega −basin

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2

話

80

Cenozoic

　　　〜

Jurassic

　　　〜

Triassic

　　　〜

Archean

　　〔35 （預）

【コq ロコ唱 口 周 口 筒 　ロ 鹽 【コ 筒

　 ロ ： ⇔ 【コ聖 コ 匚 謳 ミ哥 口 周 　口 ⇔ 【コ＝ ：に陶 ロ 笥 ロコ　　 ＝ 幽　　 ＝コ　　　昭ヨ

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amphibollte，　pyroxene・plagloclase　metamOrphiC 　rOCk ．Ghlorite −talG　rOCk ，　Serpentlnlte（ganlte、　gnelSS．　granUlite）

dUnlte、　lerzollte，　weMlte ．　garnetpendotite，　garnet　pyrOxenite

　　　　　団ruαural　u冖ODnformity

outCrO ρping　a宦trenChes，「raα Ure　zoneS

and 　Plateaues

occurring　as 　nodules 　In　volcan 鑒c　rocks

on 　oceanic 　lsトa 冂ds二φ

φ囎丶   づ 3葦 蕘

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：：：噂≒冫二：：ξ轄ultrabasiCS

第 8図　太平洋巨大海盆の 基本構造 （模式断面図）

Fig．8Fu 皿 damcntal　structure 　of 　the　Pacific　mega ・basin（a　generalized　profilc）

岩類が浅海環境で形成された こ とは明らかで あ る，また，化

学組成 地質構造お よび構造的位置な どか ら判断すると，こ

れ らの 火山岩類 は大陸の 玄武岩 トラ ッ プ の もの にた い へ ん よ

く似 て い る，

　　第 3地質 ・構造ス テージ （後期ジュ ラ紀〜新生代）

　 こ の ス テージの 地質お よび 地質構造 は，同時的に 進行 した

2 つ の 作用に よっ て形成された．それらは，太平洋 の さまざ

まな海域 に おい て 発生 した複雑な火山活動と堆積作用で あ

り，持続期間もさまざまで あ っ た，また，造構運動の 性格と

強度の ちが い が，変化 に とむ 太平洋巨大海盆の 地形構造を形

成 し，給源マ ン トル 組成や マ グマ 発生 深度の ちがい が構成岩

石に多様性 をもたらした．新生代火山活動の岩石化学組成は

著し く多様で，た とえば イー

ス ター

（Eastcr）島な ど （第 1図 ）

にみ られ る ように，未分化 （primitive）ソ レ ア イ トか ら粗面岩・

流紋岩まで変化す る場合もある，

　第 3地質一構造ス テージの 堆積相の おおくは，深海掘削 と

音波探査 に よっ て研究され て きた，堆積層は基盤岩の 起伏を

埋 め たて て ほぼ 水平に堆積して い るが，地塁 一地溝構造によ

っ て複雑化して い る と こ ろ もあ る，堆積層 の 層厚 は一

般 に

200〜500m，平均で 約 300m で あ る が，地 溝 な どで は

1，200　m に 達する こ ともあ る，海 1】1の 麓に近づ くと薄 くなり，

完全 に 尖滅する 場合もあ る．また，堆積物の 層厚と組成は，

お もに気候帯とそ れ に関連する水塊 の 生 物生産力に よ っ て決

定され，海底地形や 再移動堆積物の 供給量 に も依存する，

（20）

　地形学および古生物学的データ にもとつ い て ，太平洋底の

堆積物 の 層厚と堆積相が分析され た，そ の結果 後期ジュ ラ

紀以 降に，この 海域 が著 し く沈降した こ とが解明さ れ た．こ

の 沈降事件は ブロ ッ ク運動 の 様式 をと り，沈降運動 の 時期，

速度お よび振幅 はそれぞれの ブ ロ ッ ク ご と に異なっ て い た．

もっ とも初期の 沈降事件は巨大海盆 の 西赤道海域 で起 こ り，

堆積層の 基底が 中期ジ ュ ラ紀堆積物で 構成されて い て，積算

沈降量は 6  に達する．

太平洋の起源

　以上 の こ とが らに もとつ くと，太平洋の 構造的特徴 と形成

過程 は次の ようにまとめ られる，

1）太平洋巨大海盆 は，地球上に お ける最大 の 地形 一地質構

造で あ り，そ の 原 型は地球発達史の 初期段階に 形成された．

2 ）太平洋巨大海盆 で は，そ の 全 発達史を つ うじて活発 な造

構運動が継続した．とくに，そ の周縁褶曲帯は，海盆域 よ り

も著 しく可塑的な挙動をつ づ けて きた．

3）太平洋巨大海盆の 地殻は，お もに苦鉄質な組成をもつ ，

4）深海盆の 形成は，ジュ ラ紀に は じ まり現在まで つ づ い て

い る．こ れは，全地球的規模の 海洋形成作用の一

環で ある．

深海盆の 形成過程 で は，周縁の 大陸に お ける古生物地理 一古

地理的変遷 に示 され る ように，大 規模な 隆起運動と沈降運 動

が くりか えし起 こ っ た で あろう．

　以上の 構造的特徴 と形成過程 に もとつ くと，太平洋巨大海

盆 の 起源お よび進化史は次の ように推論される．

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太平洋の 地質構造お よび起源 195

　地球上にただ 1 つ だけ存在するこ の ユ ニ ーク な巨大構造物

の 起源 と して ，現在の とこ ろ もっ と も信憑性があるの は，約

45億年前に起こ っ た 稀有な天休事件 （初期地球か らの 月 の

分離，あるい は，大きな微惑星の衝突）に よっ て月一地球系

が誕生 し，それにともなっ て太平洋が形成された，とい う仮

説 で ある．こ の一

連の プ ロ セ ス に よっ て ，太平洋巨大海盆 に

固有な造構特性一  等軸性 の 平面形状   かなり苦鉄質な地

殻組成，  活発な造構一火成活動，お よ び  等軸的な周縁変

動帯 （古期卓状地縁辺部 の 断片化と，そ れ に つ づ く多サ イ ク

ル の 地 向斜 一造山 運動 の 結果 と して 形成 さ れ た）一

がうみ だ

され た．

　こ の ような“tsN太平洋

”の形成の後も，この 領域 に は，造構 一

火成活動が くりか えし起こ っ た．周縁 の 褶曲帯 に くらべ る と，

超塩基性マ ン トル が よ り浅所に伏在して い る海盆域はより’‘剛性的

”に ふ る まっ て きた．この ような特徴に注目する と，

海盆域 は tha ］assocraton （海洋性剛塊）として性格づ けられる，

数 10億年間に わ た っ て 周縁の 大陸か ら供給された厖大な量

の 陸源物質は，海盆にお ける火山噴出物や伏在する超塩基性

岩類 とともに変成作用や溶融 一分化作用を こうむ り，少量な

が ら も酸性岩類を形成した．

　以上 の よ うに，地 球物質由来 とす る 月起源説に は相応 の 論

拠が あり，しか も，太平洋巨大構造の 起源を説明する こ とが

で きるの は，今の とこ ろ こ の 仮説だけで あ る，それ は，原始

地球へ の 隕石衝突 に よ っ て 形成された 巨大 リ ン グ構造 （直径

2，000　一　4，0eo　km ）の 成因論 と原理的 に類似する．太平洋区

の 発達史に関す る筆者の仮説は．新しい 地球造構学説の創造

に大きな前進をもたらすで あろ う．また，地質学的および天

文学的研究に もとつ く現代数学の 手法 に よ っ て 証明される可

能性をもつ こ とも，他の 仮説に は ない 優れた側面で ある．

結　論

　こ の 論文 で は，海洋 地質研究の 現況 を概観す る と と もに，

環太平洋褶曲帯と太平洋巨大海盆の 地質特性を記述 し，太平

洋の 地質構造 と起源 につ い て 考察した．おもな結論は，次の

2 つ で ある．

　1）太平洋巨大海盆の基本構造は，3 つ の 地質 一構造 ス テ

ージからなる （第 8図）．第 1ス テージは，始生代に さ か の

ぼ る超塩基性岩類 （塑性流動履歴をもつ ） と変成岩類 に代表

され，そ れ ぞ れ，海洋島火山岩中の 包有物 と して 産出し，海

溝 ・断裂帯 ・海台な どに露出する．第2 ス テージ は，三 畳紀

〜ジ ュ ラ紀を中心 とす る海洋性 トラ ッ プ層 （層状塩基性貰入

岩類と玄武岩類の コ ン プ レ ッ ク ス ）で あり，海盆下の ほ ぼ 全

域 に伏在す る．第3 ス テージ は，海盆底や 海山 ・海台 を構成

す る ジュ ラ紀後期〜現世の 火山岩類と堆積層であり．ブ ロ ッ

ク運動に よ る深海化過程を記録す る，

　2）太平洋巨大海盆 は，地球上最大 で，た だ 1 つ 存在す る

ユ ニ ーク な地形 一地質構造で あ り，お もに苦鉄質な地殻をも

つ ．  その 原型は，地球 一月 シ ス テ ム をうみ だ した約 45億

（21）

年前の 犬体事件によっ て 形成され，その後，  数 10億年問

に わたっ て 周縁 の 大陸か ら供給さ れ た厖大な量の 陸源物質

は，海盆底の 火 山噴出物や伏在す る超塩基性伏在岩類 と と も

に変成 一溶融し，少量なが らも酸性岩類を形成した，さらに，

中一新生代における全地球的海洋形成作用 に ともなっ て， 

三畳紀〜ジ ュ ラ 紀 には 海盆 の ほ ぼ全域 に トラ ッ プ層が形成さ

れ，  ジ ュ ラ紀後期に は じまる ブ ロ ッ ク沈降に よる深海化 と

火山活動一堆積作用が現海盆 の 複雑な地形 一地質構造を形成

した，

　以 上 の よ うな太 平洋の 地 質構造 と起源は，筆者 らが 編纂し

た世界地質図 （Jatskevich　2000）や 北西太平洋の 縁海 の 小縮

尺地質図 （Bersenev　and 　Krasnyi　1984；Egiazarov　and 　Dund

1985；K エasnyi 　et　al，1986） と ともに，広域的および全地球的

テ クトニ クス の 構築ならびに鉱物資源探査の もっ と も基本的

な データ になる こ とは確実で ある，しかしながら，これ らの

成果は，未だ太平洋 とその 海洋底の 地質研究の第一

歩にす ぎ

ない．近い 将来 に は，私 た ちの 惑星 の 2！3の 面積を占め る 「海

の 下の 陸」の 詳細な地質調査と地質図づ くりが必要に なる だ

ろう，とい うの は，そ うしない かぎり，客観的で科学的論拠

をもっ た地球造構学説 を構築する こ とは不可 能で ある か らで

ある．

　こ の 課題 は，全世界の科学者が協力するこ とによっ て はじ

め て達成で きる もの で ある．そ して，日本の 科学者が 主導的

役割をはた す新 しい 深海掘削計画が，こ の 課題 に大きく貢献

する こ と は確実であろ う．

謝辞　D ．R ，　Choi博士 に 図面 （第 7図）の転載をご諒解い た

だ い た　氏 に，厚 く御礼申し上 げる．

　　　　　　　　　　　文　献

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＊ ＊：in　Russian　with　English　contents

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（Chlkyu　Kagaku），60，185−196．

要　　旨

　35年間に お よ ぶ海洋地質研究に もとつ い て ，太平洋の 基本構造を解明 し，もっ とも信憑性 の ある 太平洋の 起源

論を提案する．

　太平洋巨大海盆の 基本構造は，3 つ の 地質一構造 ス テージ からなる．第 1 ス テ

ージ は，始生代 に さかの ぼる超塩

基性岩類 （塑性流動を履歴）と変成岩類に代表され，それぞれ，海洋島火山岩中の 包有物 と して 産出し，海溝 ・

断裂帯 ・海台な どに露出する．第 2 ス テージ は，三畳紀〜ジュ ラ紀を中心 とする海洋性 トラ ッ プ層 （層状塩基性

貫人岩類と玄武岩類 の コ ン プレ ッ クス）で あ り，海盆下の ほ ぼ全域に伏在す る，第 3ス テージは，海盆底や海山

・

海台を構成するジ ュ ラ紀後期〜現世の 火 山岩類 と堆積層で あ り，ブ ロ ッ ク運動 に よ る深海化 を記録す る．

　太平洋巨大海盆は，地球最大の ユ ニ ーク な地形 一地質構造 であ り，おもに苫鉄質な地殻をもつ ．  その 原型は，

地球 一月 シス テ ム をうみ だした約 45億年前の 天体事件に よ っ て形成 され．その 後   周縁 の 大陸か ら数 10億年

間に わ た っ て供給 された 厖大な量の 陸源物質が，海盆底の 火 山噴出物や伏在する超塩基性岩類とともに変成 一溶

融 し，少量 の 酸性岩類 を形成した．さらに，中一新生代に お ける全 地球的海洋形成作用に ともな っ て，  三 畳紀〜ジュ ラ紀を中心に海盆 の ほ ぼ全域 に トラ ッ プ層が 形成 さ れ，  ジ ュ ラ紀後期 に は じ まるブ ロ ッ ク沈降に よ る深

海化 と火山活動 一堆積作用が 現海盆の 複雑な地形 一地質構造を形成した．

（22）

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