3.2. 対象地域の地質環境
対象地域は奥羽脊梁山地東麓を西縁とし仙台平野の新生代堆積盆地を経て、中央部に仙台湾と大陸棚を配置し、東部は日本海溝を前面とする大陸斜面深海域に至る。南北約100km、東西約150km
の範囲で、陸域が3 分の１である。これを地質的に次の３つに区分して見ることができる。
西側から、①脊梁の東側山地部とその前面の仙台及び石巻平野の新生代堆積盆地域、②南部北上山地の先第三系基盤岩区、③三陸沖大陸棚－大陸斜面域の白亜紀－新第三紀堆積盆区である。図3.2-1 に、この３つの区分における東西方向の地質断面図を示す。
今回の想定宮城県沖地震の震源域は、③の海底深部にあり太平洋海洋プレートが東北日本弧の地殻下にもぐり込んだ部分で、日本海溝より約150km 内側である。陸域における地震動は①の領域の平地部で大きいと予想される。対象地域における地震基盤（Ｐ波速度 5.5km/sec程度）に相当する岩石は、前期白亜紀以前の中生層・古生層と花崗岩類であり、後期白亜紀以降の堆積層が被覆岩層とみなせる。すなわち、東北日本弧では、白亜紀中頃の初めに花崗岩質マグマの貫入を伴う造山運動があってそれ以前の地層が褶曲・固化したことから、中期白亜紀を基盤岩と被覆岩層の境界とする。
陸域の内、①の新生代堆積盆地域における平均的基盤深度は約2km と推定される。しかし、基盤の形状は起伏に富み、鬼首付近や蔵王山周辺には花崗岩が小規模に分布するなど場所によって浅く、数100m 以浅の上げ底型の部分もある。また、阿武隈山地の控える南部では浅くなる。新第三紀層では中新統が厚く、泥岩･砂岩･酸性凝灰岩のほか、種々の火山岩類（溶岩・火砕岩など）を挟み、その下部には安山岩質火山岩が卓越する。中新統のP 波速度は3-4km/sec程度と推察される。第三紀層の基盤は花崗岩一部変成岩で、東部では北上山地と同様な中・古生層と推察される。鮮新統は仙台層群と呼ばれ厚さ200m 以下で、固結度は中新統に比べてかなり低く、Ｐ波速度3km 以下で丘陵と平地下に広がる。仙台市の市街地はほぼＪＲ線の西側が段丘面、東側は沖積低地である。沖積層は通常50m 以下の厚さである。
②の北上川より東側の低い山地－南部北上山地は、古生代・中生代の堆積岩類および花崗岩から構成され、堅固な基盤岩類が分布する。堆積岩類は頁岩または粘板岩と砂岩を主とし、石灰岩・火山砕屑岩・礫岩を従属的に伴う。中・古生層全体の層厚は数千ｍ以上に達し、よく褶曲して鉛直方向のスレート劈開が顕著である。これらの基盤岩は三陸海岸(南部)の沖合20-30km
の大陸棚海底下にまで広がることから、基盤岩が表層をなす領域は幅50km に及ぶ。一方、仙台湾（水深0-130m
前後）の海底地質は、第三紀堆積盆と基盤岩のホルスト状隆起部とがそれぞれ２列交互し、第三紀層は厚さ1.5km
以下、鮮新統は300m程度とみなされている。ただし、仙台湾南部は三陸沖大陸棚の延長部に相当、図3.2-1 に示すように後期白亜紀層以降の厚い堆積層が知られている。
③の大陸斜面－半深海域には少なくとも厚さ2-3km の堆積物の存在が知られている。ここで言う堆積物は北海道の蝦夷層群相当を含む中期白亜紀以降の前弧海盆堆積物で、古第三紀層・新第三紀層及び第四紀層である。本地域南部の相馬沖基礎試錐（加藤ほか(1996)）では鮮新統－中新統が約1500m、古第三紀層－後期白亜紀層が2000m 以上確かめられ、三陸沖の地震探査結果も厚さ数kmの堆積物の存在が示されている。ここでの地層の基盤岩は前期白亜紀以前の中生層・古生層と考えられる。これらの堆積物は日本海溝に向かって単純に傾斜し厚さを増すのではなく、ゆるやかな褶曲構造を持つ。同時に水深1000-1300mに中新統が海底に露出する隆起部（背斜部）があって、その外側の大陸斜面堆積盆へと続いている（本座ほか(1978)）。
参考文献
- 加藤 進・秋葉文雄・守屋成博(1996) 相馬沖海域における上部白亜系・新生界の層序と地質構造。地質学雑誌、vol.102、pp.1039-1051
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本座栄一･玉木賢策・村上文敏(1978) 日本海溝・千島海溝南部およびその周辺広域海底地質図.海洋地質図No.11、地質調査所
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中村光一(1990) 金華山沖海底地質図.海底地質図No.33、地質調査所
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天然ｶﾞｽ鉱業会・大陸棚石油開発協会(1986) 日本における最近の石油開発281p.
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滝沢文教・柳沢幸夫・久保和也・鎌田耕太郎(1992) 20万分の１地質図幅「石巻」（第２版）.地質調査所
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