火山 第 61 巻 ( 2016)
第 1 号 91-100 頁

総 説

プレートの沈み込み開始と火山弧創成モデル
石塚治＊（2015 年 10 月 4 日受付，2015 年 12 月 25 日受理）

Subduction Initiation and Arc Formation
Osamu ISHIZUKA＊
How subduction begins and its consequences for global tectonics remain one of the essential outstanding problemsof plate tectonics. Two different endmember mechanisms for subduction initiation have been hypothesized :spontaneous, and induced (or forced). Numerical models suggest that subduction initiation is induced by externallyforced compression along a preexisting discontinuity in an oceanic plate such as a fracture zone or transform faults.
However, it has been pointed out that spontaneous subduction must have occurred at some points in Earthʼs history toinitiate plate tectonics, and recent numerical models demonstrated that lateral thermal/compositional buoyancy contrast
along plate discontinuity or within lithosphere can cause spontaneous subduction initiation.
Recent geological and geophysical surveys in the Izu-Bonin-Mariana fore-arc have revealed igneous processes in
the initial stages of subduction. The oldest magmatism after subduction initiation generated MORB-like fore-arc basalts,
which was associated with seafloor spreading caused by onset of sinking of slab into mantle. Then boninitic magmatism
followed by tholeiitic to calc-alkaline arc lavas collectively makes up the extrusive sequence of the fore-arc crust. Thismagmatic evolution from initial basaltic magmatism to establishment of normal arc magmatism took several million
years.
Fore-arc stratigraphy observed in the Izu-Bonin-Mariana arc shares some of the key geologic and petrologic
characteristics with many supra-subduction zone ophiolite, which implies that fore-arc crustal section produced in theinitial stage of oceanic island arc formation could correspond to in-situ section of supra-subduction zone ophiolite prior
to obduction.
Recent ocean drilling projects targeting initial stage of the Izu-Bonin-Mariana arc inception revealed that
subduction initiation to form the Izu-Bonin-Mariana arc took place spontaneously. The drilling results also revealed thatthe whole arc was established on the ocean crust produced associated with subduction initiation.
Key words : oceanic plate, subduction initiation, fore-arc, ophiolite, seafloor spreading
1．は じ め にぞれの沈み込み帯が形成されたのか，については，極め

沈み込み帯はいかにして形成されるのか．これはプて限られた知識しか得られていない．これは，プレート

レートテクトニクス理論における第一級の問題であり続沈み込み開始という現象が過渡的なプロセスで，現行過けている．1960 年代後半にプレートテクトニクスの概程を観察することが困難であることによる．

念が提唱され，多くの地質現象がこれにより説明されてこのテーマに取り組むための最良の方法の一つは，島いる．その中で最も重要なプロセスの一つが，沈み込み弧形成最初期の火山噴出物の層序及びその時期に形成さ帯においてプレートが他のプレートの下に沈み込む現象

れた地殻断面が保存されている地域を調査することであである．沈み込み帯における様々な地質現象，たとえばる (Stern et al., 2012)．そのような場所の一つが，海洋性

島弧火山活動や，海溝型地震の発生については，これま

島弧の前弧域である．例えば伊豆小笠原弧では，小笠原で膨大な研究が行われ，その特徴や成因が明らかにされ諸島に代表される，現在の火山フロントと伊豆小笠原海てきた．しかしながら，そもそもいつ，どのようにそれ

溝の間の地域に相当する．この地域では，島弧最初期以＊〒305-8567 茨城県つくば市東 1-1-1 中央第 7
産業技術総合研究所 活断層・火山研究部門
Geological Survey of Japan, AIST, Central 7 1-1-1 Higashi,

Tsukuba, Ibaraki 305-8567, Japan.
e-mail : o-ishizuka@aist.go.jp

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降の火山活動のオーバーラップがなく，沈み込み開始から島弧創成にいたる時期のマグマ活動の記録が保存されている．近年この地域においてドレッジによる岩石採取や潜水船による海底観察が実施され，初期島弧の火山噴出物層序と，これに基づくこの時期のマグマ活動の変遷を議論できるようになりつつある (Ishizuka et al., 2006,2011)．またこの時期に形成された島弧地殻構造についても，地震探査によりその地震波速度構造が明らかにされつつある (Takahashi et al., 2009 ; Kodaira et al., 2010)．
これら調査観測結果に基づき，これまで提唱されてきた
概念的な沈み込み開始モデルや数値シミュレーションによるモデルの検証と高度化も進展している．本稿ではこれらの現状を概観し，今後の課題も抽出する．
2．プレート沈み込み開始モデル
プレートテクトニクス理論において，プレートを生産する中央海嶺系の形成に比べて，新たな海溝を作る，すなわち新たにプレートの沈み込みを開始させることはよ
り困難であるという指摘がされた（例えば McKenzie,
1977）．これは沈み込み開始の際の 2 枚のプレート間の摩擦力や，プレートを曲げる際に必要な大きな弾性力に

Fig. 1. Conceptual models for subduction initiation (after
Stern, 2004). The models can be classified into 2
groups based on types of trigger for subduction
initiation : (A) induced and (B) spontaneous.

打ち勝つ力を与える必要があると考えられるためである(McKenzie, 1977)．しかしながら同時に，現在の地球上の沈み込み帯の約半分は新生代に形成されたものであ側のプレートが一旦急速に上昇，その後伸張場に転じ沈り，形成された環境もかつての断裂帯やトランスフォー

降することを数値シミュレーションにより論じた．

ム断層，拡大軸，沈み込み帯と多様であり，プレートの一方自発的な沈み込み開始モデルの場合 (Fig. 1B)，主沈み込み開始に必要な力は通常みられるプレートの進化

たる沈み込み開始要因は，古く，冷却により密度を増し過程の中で得られるとする主張もされている (Gurnis et

た海洋リソスフェアのマントルに対する重力不安定とすal., 2004)．現在に至るまで，様々な沈み込み開始モデル

る例は多い（例えば Matsumoto and Tomoda, 1983 ; Gurnis,が提案されているが，明確な決着を見ていない．

1992）．この場合，断裂帯，トランスフォーム断層，非活

沈み込み開始モデルはそのメカニズムによって大きく

動的縁辺域 (passive margin) 等で沈み込みが開始しうる

2 つに分けられる (Stern, 2004)．強制的沈み込みモデルと考えられる（例えば Stern, 2004）．最初の自発的沈みと自発的沈み込みモデルである (Fig. 1)．

込みの二次元モデルは Matsumoto and Tomoda (1983) に強制的な沈み込み開始は (Fig. 1 A)，当該プレートに大より提出された．彼らは，四国海盆の海洋リソスフェア

きな外力が働くことにより沈み込みが開始される場合でとユーラシアプレートの大陸リソスフェア間の密度差がある．例えば海台等の沈み込みにより一旦停止した沈み南海トラフでの沈み込み開始に寄与したことを示唆して込み帯や，プレート運動方向の変化によりプレート境界

いる．

やデタッチメント断層等でこのメカニズムによって沈み数値シミュレーションにより，既存の断裂帯において，込みが開始され得ると考えられる（例えば Stern, 2004 ;その幅と深さが条件を満たせば，外力が加わらなくてもMaffione et al., 2015）．数値シミュレーションにより，自発的にプレート沈み込みが開始される可能性が示されToth and Gurnis (1998) や Doin and Henry (2001) らは，既ている（例えば Gerya et al., 2008 ; Nikolaeva et al., 2008）．

存の断層帯等を利用して通常想定される程度のプレート

さらに Regenauer-Lieb et al. (2001) では，非活動的大陸縁にかかる力で沈み込みが開始されるとした．Hall et al.

辺域で海洋リソスフェアへの堆積物の堆積による荷重と(2003) や Gurnis et al. (2004) で は，100-150 km 程 度 プ

海洋リソスフェアが含水しているという条件下で自発的レートが沈み込めば，その後は継続的にプレート沈み込

沈み込みが開始しうることを示した．一方 Nikolaeva et

みが維持されうること，沈み込みが開始される際，上盤

al. (2010) では，組成上枯渇して比重の軽い大陸下のリプレートの沈み込み開始と火山弧創成モデル

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ソスフェアが何らかの原因（マントルプリュームの上昇

前弧域の層序とカリフォルニアのジュラ紀のオフィオラ

等）により温度上昇，薄化した場合，沈み込み開始の条イト層序の比較から，島弧形成最初期に起きた火成活動件が整うとし，これまで重要視されていた海洋プレートとその当時のテクトニクスに関する概念的なモデルを提の年代は副次的な要因であるとした．このため，非活動

案した．そのモデルで重要なポイントは，1) 沈み込み開的縁辺域では，形成後比較的早い時期（形成後 2,000 万年

始時に上盤側のプレートで海底拡大が起きた可能性があ程度）に沈み込み開始が起きなければ，極めて発生が困る，2) 現在の島弧におけるマグマティズムに比べてより難とした．自発的沈み込み開始の場合，強制的な沈み込

枯渇したマントルが融解してマグマが生産された（たとみ開始モデルで予測された上盤側での圧縮場の出現と急えばボニナイト），3) 現在の島弧の幅より広い範囲でマ

速な上昇は必ずしも起きず，当初より伸張場での海底拡グマの生産が起きていた可能性がある，等である．これ

大が起きる可能性が指摘されている (Nikolaeva et al.,らは，その後の研究により検証されている．一方オフィ

2008 ; Zhu et al., 2009 ; Gerya, 2010)．

オライト層序については，個々のオフィオライトについ

最近提案されたモデルとして，マントルプリュームのてその成因や形成されたテクトニクスについて議論が続

上 昇 に よ る 沈 み 込 み 開 始 が あ る (Whattam and Stern,

いており，三重会合点に関わる中央海嶺系で生産された

2015)．これは，カリブ海地域での島弧形成についての

海洋地殻層序を起源とするもの等，沈み込み開始プロセ

地質学的データに基づく概念的なモデルで，上昇したプスとは関係しないオフィオライトも存在するとされていリュ ー ム と 海 洋リ ソス フ ェ ア間 の密 度 差 により，プる（例 え ば チ リ の Taitao ophiolite : Sturm et al., 2000 ;リュームヘッドとリソスフェアの境界に沿って沈み込み

Dilek and Furnes, 2014）．オフィオライト層序を使用してが開始するとするものである．このモデルを支持する数

島弧形成最初期のプロセスを研究するには，慎重な検討

値シミュレーション結果も公表され，この沈み込み開始が必要であることに変わりがない．

メカニズムが，プレートテクトニクス成立以前のプレー

今世紀に入り，伊豆小笠原前弧域及びマリアナ前弧域

ト沈み込み開始過程に適用できる可能性を指摘しているで主に日米の研究者により，新たな調査が提案，実施さ(Gerya et al., 2015)．

れた．これらの地域で，地形調査，ドレッジによる試料採取に引き続き有人及び無人潜水船により露頭観察，試3．海洋性島弧における研究の進展

料採取が行われた．これにより，初めて前弧地殻層序が3-1

確 立 さ れ た (Fig. 2 : Ishizuka et al., 2006, 2011, 2014 a ;地殻層序

伊豆小笠原マリアナ弧や，トンガ弧等海洋性島弧の前Reagan et al., 2010, 2013)．ここで明らかになった前弧地弧域の島々には，それぞれの島弧でそれまで知られてい域の地殻層序は，マントルかんらん岩上にガブロ，シー

る最も古い時期の地質，火山噴出物の記録が露出していト状岩脈群，玄武岩の枕状溶岩 (fore-arc basalt, FAB)，ボ

ることが知られていた（例えば，Reagan and Meijer, 1984 ;ニナイト系列の溶岩，そして次第に現在の島弧火山岩に

Duncan et al., 1985 ; Umino, 1985）．このため，これらの近い火山岩類がのる，というものであり，後述のように島々と海溝の間の海溝陸側斜面に，島弧形成最初期の地

キプロスの Troodos 等 supra-subduction zone ophiolite の質，
火山噴出物の記録が保存，露出している可能性があっ層序と類似点が多い (Fig. 2)．ここで特に重要な成果は，た．すでに 1980 年代に Bloomer らによりドレッジによ

1) 小笠原諸島やマリアナの島々に露出している火山岩

る岩石試料採取が，マリアナとトンガの前弧域で実施さ類よりも下位でしかも下部地殻直上に位置する玄武岩類れた (Bloomer, 1983 ; Bloomer and Fisher, 1987)．その結を確認したこと，2) 前弧地殻層序が確かに一部のオフィ

果，ボニナイトやその他火山岩類に加え，ガブロやマン

オライト層序に極めて類似していることが明らかになっトルかんらん岩が採取された．年代決定ができなかったた (Fig. 2)．すなわち海底拡大が起きていたことを強くことや，層序関係が不明であったため，その島弧形成過示唆するシート状岩脈群と玄武岩溶岩の上位にボニナイ程の中での位置づけは不明であった．しかし，採取されト に 代 表 さ れ る 初 期 島 弧 火 山 岩 類 が 産 す る こ と，3)た岩石種の類似性から，いわゆる supra-subduction zone

2,000 km 以上離れている伊豆小笠原前弧とマリアナ前弧

ophiolite (Pearce et al., 1984) の層序に対応する可能性がで基本的に同じ層序が得られたこと，である．この結果指摘された（例えば Bloomer and Fisher, 1987 ; Bloomer

により，プレート沈み込み開始時に，陸上に露出していand Hawkins, 1987）．Supra-subduction zone ophiolite 層序るボニナイトマグマの活動より前に，上盤側（潜り込まの特徴は，海洋地殻層序（さらにその下位のマントルかれる側のプレート）で海底拡大とそれに伴う玄武岩の活んらん岩）とその上位に初期島弧火山噴出物がのる，と動が起きていたことが明らかになった．

いうものである．さらに Stern and Bloomer (1992) では，

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がほとんど認められない (Fig. 3)．これは，この時期の玄武岩に沈み込むスラブ由来の物質の寄与がないためと解釈される (Reagan et al., 2010 ; Ishizuka et al., 2011, 2014a)．またこの玄武岩を中央海嶺玄武岩やフィリピン海の海洋地殻を構成する玄武岩と区別する特徴として低い
Ti/V を持つことが指摘された (Fig. 3 : Reagan et al., 2010 ;Ishizuka et al., 2011)．これは，マグマ生成に寄与したマントルがより枯渇したものであったか，より酸化的な状態でマグマが生成された可能性を示している (Reagan etal., 2010)．また同位体組成も，フィリピン海地域の海洋地殻を形成したアセノスフェリックマントルとは明確に異なる (Ishizuka et al., 2011)．玄武岩マグマ生成の主要因としては，新たにプレートが沈み込みを開始することによるマントルの反流（上昇流）による減圧融解が考えら れ て い る（Reagan et al., 2010 ; Ishizuka et al., 2011 ;Stern et al., 2012 等）．この場合，安定したプレートの沈み込みの状況下ではマグマ形成に寄与しない，より枯渇したマントルも溶融した可能性が指摘されている(Reagan et al., 2010)．
玄武岩の上位に位置するボニナイト溶岩については，
海洋性島弧やオフィオライト層序での観察結果から，島弧形成の最初期に特徴的に活動したマグマであると見なされることが多かった．しかし，トンガ弧で現在ボニナ

Fig. 2. Schematic columnar stratigraphic section of the IzuBonin fore-arc in comparison with Troodos ophiolite
in Cyprus (modified from Ishizuka et al., 2011, 2014a). FAB ; fore-arc basalt ; LPL : Lower Pillow Lava ;UPL : Upper Pillow Lava. The fore-arc stratigraphyshows remarkable similarity to stratigraphy of suprasubduction zone ophiolite section. Even though there
are differences in detail (e. g., there seems to be nolavas free from subduction component in Troodos),
overall stratigraphy and petrography of igneous rocks
are remarkably similar, i.e., early arc volcanics including boninite overlying basaltic crust produced by seafloor spreading. Fore-arc crustal section produced in
the initial stage of oceanic island arc formation could
correspond to in-situ section of supra-subduction zone
ophiolite prior to obduction.

イトマグマを噴出している活動中の海底火山が発見され3-2

ボニナイトで 1,415-1,428℃，0.74-0.96 GPa，低 Si ボニナ

るなどして（Cooper et al., 2010 他），条件さえ満たされれ
ば，島弧最初期以外でも生産されることが明らかになり，
ボニナイトマグマが島弧初期に活動したことの意味については再検討されている．Umino et al. (2015) では，ボニナイト由来の Cr スピネル中のメルト包有物に未分化なメルトが捕獲・保持されていると考え，詳細な検討を行った．高 Si および低 Si ボニナイトはそれぞれハルツ
バージャイト及びレールゾライトの融解実験で生成されたメルトと近い組成を示し，Si に富んだボニナイトほど高枯渇度のソースマントルの融解で生じたと考えられる(Falloon and Danyushevsky, 2000 ; Hirose and Kawamoto,1995)．Umino et al. (2015) では，初生的ボニナイトマグ
マと考えられるメルト包有物についてハルツバージャイ
トと共存可能な温度圧力条件を推定したところ，高 Si

岩石

プレート沈み込み開始直後に，海底拡大に伴って活動

イトで 1,343-1,347℃，0.54-0.59 GPa であった．これらした玄武岩マグマ (fore-arc basalt) はユニークな特徴をの初生マグマの MgO 量からマントルポテンシャル温度持つ．主成分組成では，ソレアイト系列でかつ低カリウム

Tp を計算したところ，高 Si ボニナイトは 1,430-1,450℃，の玄武岩に分類される．一方微量元素組成には，この玄低 Si ボニナイトは 1,400℃であり，特に前者はプリュー

武岩より後に活動した火山岩類に共通する特徴，すなわ

ム起源マントルと同程度 (Herzberg and Gazel, 2009) であ

ち中央海嶺玄武岩の組成 (N-MORB : Sun and McDonough,ることを示した．高 Si ボニナイトのソースマントルと1989) と比較して LIL (large-ion-lithophile) 元素に富む特徴

しては，前弧域蛇紋岩海山から採取されているハルツ

プレートの沈み込み開始と火山弧創成モデル

95

Fig. 3. (A) N-MORB (Sun and McDonough, 1989) ‒normalized incompatible trace element patterns for freshglasses of basalts associated with seafloor spreading at subduction initiation (fore-arc basalts, FAB) from theBonin and Mariana fore-arcs (modified from Ishizuka et al., 2011). Example of a boninite is also shown (datasources : Reagan et al., 2010 ; Ishizuka et al., 2011). (B) V-Ti systematics for volcanic rocks from the IzuBonin-Mariana fore-arc. Data sources for fore-arc basalts and boninite are the same as in Fig. 3 A. For other data
sources, see Ishizuka et al. (2014b).

バージャイト (Parkinson et al., 1998) からその存在が示唆

トから放出される物質がマグマ生成に寄与する，より現されているもともと存在していた高枯渇度マントルが，在の島弧に近いマグマ生成環境へと変化したことが明ら

低 Si ボニナイトのソースとしては，ボニナイトマグマかになった．また伊豆小笠原弧とマリアナ弧で沈み込みの活動に先立つ玄武岩マグマを生産した溶け残りかんら開始に伴う玄武岩マグマの活動は同時期に起きていたこん岩として矛盾ないとした．高枯渇度マントルは，沈みと が 明 ら か に な り (Ishizuka et al., 2011 ; Reagan et al.,込み開始に伴う周囲のマントルの上昇とともに断熱上昇

2013)，約 3,000 km にわたる沈み込み帯がほぼ同時期にし，さらにスラブ由来流体が付加されることにより，島形成されたと考えられている．

弧最初期の一時期にのみ溶融，ボニナイトマグマが形成3-4されたとした．

伊豆小笠原弧とマリアナ弧で明らかになったプレート

3-3

タイムスケール

他の初期島弧地殻層序との関連

沈み込み開始直後に形成された島弧地殻層序は，海底拡

プレート沈み込み開始に伴う火成活動時期，継続期間

大に伴って形成された，海洋地殻の特徴を持つ地殻の上について，伊豆小笠原弧においては，前弧域の地殻層序に初期島弧火山噴出物がのるという点においてキプロスに含まれる火成岩の年代測定により明らかになった．

の Troodos ophiolite のような，いわゆる supra-subduction

40

Ar/39Ar 年代測定により，最初期の海底拡大に伴う玄武

zone ophiolite に類似する (Fig. 2)．これは，オフィオライ

岩マグマの活動は約 5,200 万年前に開始したことが明ら

ト層序の中には，初期島弧地殻がその後の構造運動によかになった (Ishizuka et al., 2011)．ガブロについては，ジり，衝上，露出したものがある可能性を強く示唆する

ルコンの U-Pb 年代測定により玄武岩と同時期に形成さ(Ishizuka et al., 2014 a)．

れたことがわかった．その後約 400 万年程度経過してか一方でトンガ弧前弧域でもドレッジによりマントルから（約 4,800 万年前）ボニナイトマグマの活動が始まり，んらん岩，ガブロ，玄武岩，ボニナイト等伊豆小笠原マ

さらに 300-400 万年後により現在の島弧の特徴に近いソ

リアナ前弧域の火山岩類が採取されている．火成岩につレアイト及びカルクアルカリ系列のマグマの活動が始

いて 40Ar/39Ar 年代測定及びジルコンの U-Pb 年代決定をまったという島弧最初期の火成活動の時間変遷が明らか行った Meffre et al. (2012) は，この地域でも沈み込み開に な っ た (Ishizuka et al., 2006, 2011 ; Kanayama et al.,

始時期は伊豆小笠原マリアナ弧とほぼ同じ 5,200 万年前

2012, 2014)．すなわち，プレート沈み込みは約 5,200 万頃の可能性を指摘しており，現在の西太平洋縁辺部に相年前か少しそれより前に開始し，その後 700-800 万年間

当する地域で沈み込みがほぼ同時期に始まった可能性がの間に，海底拡大に伴うマグマ生成から，沈み込むプレー

ある (Fig. 4)．西太平洋縁辺域では，トンガ以外にア

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Fig. 5. Seismic velocity structure of Izu-Bonin fore-arc(after Kodaira et al., 2010).

類似する (Fig. 5)．このことは，沈み込み開始直後の玄武岩やボニナイトが活動していた時期には，上盤側のプレートに伸張場が発生，海底拡大が起きていたことを強く示唆する (Kodaira et al., 2010)．さらに母島周辺海域で地殻が厚いことは，ボニナイトマグマの活動終了後，約4,400-4,500 万年前以降の島弧火山活動により急速に地殻が成長した（母島周辺では漸新世以降の火山活動は知Fig. 4. Oldest ages of volcanic rocks reported from island
arcs along the Western Pacific margin. Data sources :Aleutian fore-arc : Jicha et al. (2006), Izu-Bonin andMariana fore-arcs : Ishizuka et al. (2011), Tonga forearc : Meffre et al. (2012).

られていない）ことを示すと解釈された (Kodaira et al.,2010)．
このように，沈み込み開始期に海底拡大が起きていたことは，地質学的な観察のみならず地殻構造からも支持
される．
3-6

伊豆小笠原マリアナ弧でのモデル

リューシャン弧前弧域でも約 4,600 万年前まで遡る火山

島弧形成最初期の火山噴出物の層序の概略が明らかに岩が報告されており (Jicha et al., 2006)，その時期以前のなり，この時期のマグマ活動の変遷を議論できるように沈み込み開始を示唆している (Fig. 4)．しかし Meffre et

なった．これまで提案されてきた，概念的あるいは数値

al. (2012) は，玄武岩類の成因については，沈み込み開始

シミュレーション等によるプレート沈み込みモデルを改時の海底拡大により形成されたものではなく，背弧拡大

訂することにより，現段階で，最も多くの観察事実を説の結果形成された海洋地殻が沈み込み方向の反転により明できる島弧創成モデルとして以下のようなモデルが提前弧域に取り残されたものである可能性が高いとした．

案されている (Fig. 6 : Ishizuka et al., 2006, 2011 ; Kanayama

今後潜水調査等により地殻層序の確立が行われれば，トet al., 2014)，(1) 約 5,200 万年前に，接していた時代の異ンガ前弧域の成り立ちも明らかになると考えられるが，なる 2 枚のプレートのうち，古くて密度の大きいプレー

海洋性島弧前弧地殻の成因については調査研究がなされトが若くて密度の小さいプレートの下に潜り込む．これている地域は限られている．今後の調査の進展により，が沈み込みの開始に相当し，潜り込まれたプレート上で前弧地殻の成因の理解と，沈み込み開始プロセスに関す伸張場が発生し，海底拡大がおきる．加えて，プレートる新たな知見が得られることが期待される．

の沈降に伴うマントルの反流としての上昇流に伴い，減

3-5

地殻構造

圧融解によるマグマ生成がおきて，中央海嶺玄武岩に類

プレート沈み込み開始時の海底拡大に伴う地殻の形成

似の特徴を持つ（すなわち沈み込むスラブ由来物質の影

は，前弧域を縦断する側線により実施された地殻構造探

響を全く，あるいはほとんど持たない）玄武岩の活動が査の結果からも支持される (Fig. 5 : Kodaira et al., 2010)．

起きた．(2) 引き続いて，4,400-4,800 万年前の期間，ス聟島列島及び父島列島の東側の地域では，潜航調査によ

ラブの沈み込みに起因する反流によるマントルの上昇り玄武岩やボニナイトが分布していることが明らかにと，沈み込み始めたプレートの脱水，融解がおき，通常のなっているが，その地域では，海洋地殻類似の薄い地殻

島弧マグマより浅所でかつより高温でボニナイト質マグ（7-8 km 程度）しか存在しないことが明らかになったマが生成される，(3) プレートの沈み込みとマントル(Fig. 5)．一方母島周辺の，より若い約 4,400 万年前以降

ウェッジでのマントルの対流が次第に安定し，通常の島の時代の島弧火山岩類が分布する地域では，約 20 km 程弧火山活動へ漸移していく（4,400 万年前以降）．この過度の厚さを持ち，地震波速度構造も現在の島弧のものに程でマグマの生成はより海溝から遠い地域（またより深

プレートの沈み込み開始と火山弧創成モデル

97

Fig. 6. Summary of model showing the processes at
subduction initiation (modified after Ishizuka et al.,2006, 2014b). The Bonin Ridge fore-arc basalt can be
regarded as a product of decompression melting ofdepleted MORB mantle which has experienced melt
extraction, and more depleted than the source for the
backarc basin basalts in the Philippine Sea area. Thismelting is supposed to have been caused by extension
associated with slab sinking and associated counterflow
of asthenospheric mantle. These basalts have no or
limited contribution of material from the slab if any,because sinking slab has not reached the depth wherematerial released from slab can reach the melting region.
On the other hand, all boninites have significant concentrations of slab-derived components such as water and
LIL-elements. This implies that about 2-4 million years(m.y.) is required for fluid/melt released from subducting slab to start causing flux melting of depleted
harzburgitic mantle. Another about 4 m.y. appears to
be required for normal tholeiitic to calcalkaline arc
magmatism to occur after boninitic magmatism. Thus,
about 7-8 m.y. is required after subduction initiation
for mantle flow to cease upwelling and to be dragged
downward by the slab to 100-150 km, the range of
depths for slabs beneath arc volcanic fronts.

い位置）で起きるようになった．
(1) のプレート沈み込み開始時の状況については，関して IODP（国際深海掘削計画）による掘削提案がなされ，2014 年に掘削が実現した．掘削は 1) 伊豆小笠原弧

与したプレートの特定等解決すべき問題が残されてい前弧域 (IODP Exp. 352 : Expedition 352 Scientists, 2015)，

る．このモデルはあくまで伊豆小笠原マリアナ弧での研

2) 奄美三角海盆 (IODP Exp. 351 : Arculus et al., 2015) の究結果に基づくものであり，今後このモデルの他の島弧

2 カ所で行われた．Exp. 352 では前述の沈み込み開始直への適用の可否が検討されてくことが望まれる．

後の海底拡大に伴い活動した玄武岩溶岩とボニナイト溶

3-7

検証へ向けて岩のそれぞれについて連続セクションの回収に成功し，上述のモデルは，前弧域の陸上及び海底の露頭観察，分析が進められている．一方 Exp. 351 で掘削が行われ試料採取，
地殻構造探査に基づき構築されたものである．

た奄美三角海盆は古伊豆小笠原マリアナ弧の背弧域に相特に海底の露頭は断片的であり，火山活動の高時間分解当する．ここでの掘削により，前弧で確認されているプ

能での変遷は明らかではない．また地殻構造に関してもレート沈み込み開始に伴う玄武岩類の活動が背弧側にま海溝近傍は大深度であるため使用可能な地震計は限らで及んでいたこと，また強制的沈み込み開始モデルで予れ，詳細なデータは必ずしも得られていない．さらにこ測されているような上盤側の急激な上昇を記録した堆積れまで得られているデータの多くは，現在の前弧域に限物は存在せず，伊豆小笠原マリアナ弧の沈み込み開始はられ，沈み込み開始期の火山活動，構造運動の広がり，

自発的に開始された可能性が高いことなどが明らかに空間的なバリエーション等不明な点が多い．

なった (Arculus et al., 2015)．今後採取試料の分析によ

このため，プレート沈み込み開始モデルの検証を目指り，島弧最初期における火成活動，地質環境の変遷の詳

98

石塚

細が解明され，沈み込み開始モデルが検証されることが期待される．
4．今後に向けて
以上プレート沈み込み開始と火山弧創成モデルの概観と，特に伊豆小笠原マリアナ弧での最近 10 年程度での研究の進展を紹介してきた．今後取り組むべき課題について個人的には，1) プレート沈み込み開始がおきたテク
トニックセッティングの復元，2) 他の島弧にも適用可能な普遍的なモデルの構築と検証，3) 沈み込み開始プロセ
スの多様性の検討，といった点が挙げられると思う．これには，世界の他の島弧，特に海洋性島弧において島弧最初期の地殻，火山層序が解明されると同時に，それらの知見とプレート復元モデルをフィードバックさせながら，プレート沈み込み開始にいたったテクトニックなプ
ロセスを解明していく必要がある．さらに島弧創成プロセスを記録している可能性が指摘されているオフィオラ
イト層序について，海洋性島弧の層序に記録されている
火成活動史との共通点，相違点を明確にすることで，沈み込み開始時の地殻，マントルの物理化学条件の共通点や多様性の理解につながることが期待される．
謝辞

谷健一郎，海野進，金山恭子，針金由美子，坂本泉，森下知晃の各氏には日頃から多くのコメントや議論をしていただいた．査読者の道林克禎氏，匿名査読者の方及び編集担当の前野深氏から，本論文の改訂にあた

り有益なコメントをいただいた．ここで紹介した一部の研究には学術振興会科学研究費補助金基盤研究 (B) 課題
番号 25287133（代表 : 石塚治）を使用した．ここに記して感謝申し上げる．
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（編集担当

前野

深）