筑波大学陸域環境研究センター 電子モノグラフ No.2

環境循環系診断のための同位体トレーサー技術

Sr-Nd 同位体を用いた地圏環境研究
Sr-Nd Isotopic Study on Geo-environmental Science

横尾頼子*
Yoriko Yokoo

Ⅰ はじめに（87Sr/86Sr）を測定し求める。分析に際しては、岩石・鉱物は混酸で溶解し、陽イオン交換カラムに通放 射 性 起 源 の 安 定 同 位 体 で あ る Sr 同 位 体

して、Ca や Rb から分離・精製した Sr の単離物を、（87Sr/86Sr）および Nd 同位体（143Nd/144Nd）は、

表面電離型質量分析計に導入し測定する。実験室間

隕石や地球上の岩石・鉱物の形成・変成年代を知るの 比 較 の た め に 、 国 際 標 準 試 料 NIST-SRM987

ために使われてきたが、その地質学的な背景を元に、（SrCO3）を用いて、87Sr/86Sr=0.71025 に規格化す

地球表層物質の起源を明らかにするためのトレーサる。分析誤差は小数点 5 桁目で 1〜3 程度であり、小ーとしての利用が近年広く適用されてきている。

数点 4 桁目で 1 の差も有意な違いである。

本稿では、Sr-Nd 安定同位体の原理を概説し、地岩石の形成年代は、全岩や岩石の構成鉱物それぞ

球表層特に地圏環境の堆積物や土壌の起源や生成過れの 87Sr/86Sr 比および Rb 量を求め、アイソクロン

程への応用研究について紹介する。

（等時線）を引き、その岩石の初生値（87Sr/86Sri）
および傾き（eλt-1：λ=壊変定数、t=年）から決定することができる。ここでこのアイソクロン概念図

Ⅱ Sr 同位体の原理（第２図）を見ると、同じ岩石・鉱物でも、年代を経る（古いもの）ほど 87Sr/86Sr 比は高くなる。また、ストロンチウム（Sr）には 88Sr、 87Sr、 86Sr、同じ年代を経ていても、カリ長石や雲母などカリウ

84Sr の 4 つの安定同位体があり、このうち 87Sr だけが親元素である 87Rb が放射性壊変（β壊変、半減期488 億年）して生じる放射性起源の安定同位体であ

87

Rb多い

87

Sr多い

る。この壊変速度は一定であり、物理的化学的条件に左右されないため、正確な時計となり、隕石や地球上の岩石・鉱物の形成年代や変成年代を求めるこ87

Rbt = 87Rbi・exp(-λ・t）とができる。これを放射性年代決定法という。岩石・

87

87

Rb少ない

Sr少ない

鉱物中の娘元素 87Sr 量は、 親元素 Rb 量および年代による。すなわち、Rb が多いものほど、年代が古いものほど、87Rb の壊変量が多く、従って生成される

87

87

Sr少ない

Sr多い

時間

87Sr 量も多くなる（第１図）。実際には、87Sr 絶対量を測定することは困難なため、存在度および質量数

第１図87Rb のβ壊変の近い安定同位体である 86Sr に対する同位体比*同志社大学工学部環境システム学科

54

環境循環系診断のための同位体トレーサー技術87

Sr／86Sr

アイソクロンt=b>at=a >0全岩(87Sr／86Sr)i
初生値

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t=0
斜長石

カリ長石

雲母

87

Rb／86Sr(87Sr／86Sr)p = (87Sr／86Sr)i + (87Rb ／86Sr)p ・{exp(λ・t） -1}

第３図 異なる 87Sr/86Sr 比・Sr 濃度を持つ 2 成
第２図アイソクロン（等時線）の概念図

分の混合モデル（Faure、 1986）

ム（K）に富む鉱物は Rb/Sr 比が高く、87Sr/86Sr 比

0.710）炭酸塩岩 CaCO3 は K-Rb をほとんど含まいは高い。一方で Ca に富む斜長石は Rb/Sr 比が低く、ため、Rb/Sr 比は０に近く、生成後の Rb の壊変によ

87Sr/86Sr 比も低い。

る影響も少ないため、その 87Sr/86Sr 比（0.707〜

Sr2+は同じアルカリ土類金属元素である Ca2+と似たイオン半径を示し（Sr2+：1.13Å、Ca2+：0.99

0.709）は炭酸塩岩が生成した当時の環境水（海水）の組成を反映していると考えられる。

Å）、一方で Rb+は同じアルカリ金属元素である K+

このように地球表層を構成する岩石・鉱物はそのと似たイオン半径を示す（Rb+：1.48Å、K+：1.33

年代や Rb/Sr 比によって、幅広い 87Sr/86Sr 比をとる。

Å）。同じ電荷およびイオン半径を持つということは、半減期が 488 億年である親元素 Rb の壊変による値

マグマ中や水溶液中のイオンの性状の指標であるの変化は、現世を見ている限り 87Sr/86Sr 比を変える

イオンポテンシャルがほぼ同じであることを意味し、ことはなく、表層物質において 87Sr/86Sr 比が様々な

Sr は Ca と、
Rb は K と似た地球化学的挙動を示す。

値を示す要因は、それぞれ固有の 87Sr/86Sr 比を持つマグマから火成岩が形成される際の、結晶分化作用

起源物質が保存条件下で混合することである。つまにおいては、初期に結晶化する輝石や斜長石にイオ

り 87Sr/86Sr 比を用いることで、起源物質の特定やそ

ンポテンシャルの高い Ca は入りやすく、一部を同じの混合割合を求めることができる。マグマの結晶分

イオン半径である Sr が置換し、塩基性岩を形成する。

化の例で述べたように、Sr は Ca とイオンポテンシ

一方、イオンポテンシャルの低い K-Rb はマグマ

ャルが同じであり、似た地球化学的挙動を示す。岩（液相）に残りやすく、結晶分化作用の後期に結晶石・鉱物が風化し、Sr2+や Ca2+が土壌水や河川水中化する雲母やカリ長石に取り込まれ、酸性岩を形成に溶存したり、生物体内に吸収されたりといった表する。このため、地球表層を構成している岩石・鉱層生態系での物質循環内でも似た挙動を示す。水素物は様々な Rb/Sr 比をもつ。Ca-Sr に富むマントル

や酸素・窒素など軽元素の安定同位体と違い、Sr 同物質や海底地殻を構成する塩基性岩の玄武岩は

位体は物理過程や代謝過程などでの同位体分別が無Rb/Sr 比が低く、よって 87Sr/86Sr 比も低い（0.703

視できるため、土壌・堆積物などの地質体のみなら〜0.706）。

ず、海水・陸水中の Ca の起源や、生物の殻や骨、細一方、大陸地殻を構成する酸性岩の花崗岩や堆積岩の砂岩・頁岩は K-Rb に富む鉱物から成り、Rb/Sr
比は高く、従って 87Sr/86Sr 比も相対的に高くなる（＞胞壁などを構成する Ca の起源やその混合割合を求めることができる。
二成分の混合の場合、両端成分の Sr 同位体比およ55環境循環系診断のための同位体トレーサー技術

筑波大学陸域環境研究センター 電子モノグラフ No.2

び Sr 濃度が分かれば、混合物の二成分の混合割合を求めることができる（第３図）。

Ⅲ Nd 同位体の原理
ネオジウム（Nd）同位体も、Sr 同位体同様、放射性元素の崩壊を利用し、地球上の物質の形成・変成年代を知る放射性年代決定法に使われる同位体であ

第４図

典型的な花崗岩構成鉱物の Sr 同位体比の時間変る。Nd には 142Nd、143Nd、144Nd、145Nd、146Nd、化。（Kendall and McDonnel.1998）

148Nd、 150Nd の 7 つの同位体がある。 143Nd は親元

縦軸のδ87Sr は各試料の 87Sr/86Sr 比と標準試料値 0.71025

素である 147Sm（サマリウム）が放射性壊変（α壊との千分率偏差。

変、半減期 1060 億年）して生じる放射性起源の安定同位体である。Sm が多いものほど、年代が古いものほど、 147Sm の壊変量が多く、従って生成される
143Nd 量も多くなる。実際には、143Nd 絶対量を測定することは困難なため、存在度および質量数の近い
安定同位体である

144Nd

に対する同位体比（143Nd/144Nd）を測定し求める。分析に際しては、
岩石・鉱物は混酸で溶解し、陽イオン交換カラムに通して、希土類元素（REE）から分離・精製した Ndの単離物を、表面電離型質量分析計に導入し測定する。実験室間の比較のために、国際標準試料 La Jollaなどを用いて、規格化する。分析誤差は小数点 6 桁
目で 5 程度であり、小数点 5 桁目の差も有意な違い

岩の花崗岩は Sm/Nd 比は低く、従って 143Nd/144Nd
比も相対的に低くなる（0.5120〜0.5115）。
REE はいずれも 3 価となり、表層での地球化学的挙動が似ており、また風化での移動が少ない元素であるため、Nd 同位体は Sr 同位体に比べて風化の影
響をあまり受けず、岩石・鉱物を形成したマグマの情報や堆積物の供給源の情報をより良く保持していると考えられる。最近では ICP-MS による極微量定量分析が可能となり、水試料中の REE 濃度や風化による岩石鉱物中の REE 濃度変化をより精密に測定できるようになったため、今後水環境や生態系へのREE 濃度パターンと共に Nd 同位体の適用も進むと
思われる。

である。
REE は La から Lu まで原子番号が大きくなるに従って、ランタノイド収縮を起こすため、原子番号の大きい Sm3+（イオン半径：1.04Å）の方が、Nd3+（1.08Å）よりイオン半径がわずかに小さくなる。
REE は Eu2+と Ce4+になる場合を除きいずれも 3 価となるため、非常に似通った地球化学的挙動を示す
が、イオン半径のわずかな違いを反映し、マグマの結晶分化過程ではイオンポテンシャルの高い Sm3+が結晶（固相）に入りやすく、相対的にイオンポテ
ンシャルの低い Nd3+はマグマ（液相）に入りやすい。
従って、マントル物質や海洋地殻を構成する玄武岩
は Sm/Nd 比が高く、よって 143Nd/144Nd 比も高い

Ⅳ 土壌環境の Sr 同位体研究例
土壌の交換性成分や土壌水、さらに河川水などの地表水中の Sr および Ca の起源は、その流域に分布する土壌・岩石に由来する。注意しなければいけな
いのは、その土壌・岩石の鉱物組成および、それぞれの鉱物の溶解度や風化への抵抗性を考慮することである。流域に石灰岩があれば、炭酸塩鉱物の溶解由来の Sr-Ca が考えられるが、多くの火成岩地域の場合、最も風化しやすく Sr-Ca を供給すると考えられるのは Ca 斜長石の風化である。第４図のように（0.5130〜0.5125）。一方、大陸地殻を構成する酸性56

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Sr-Ca に富む斜長石・角閃石、Rb-K に富む雲母・カて明らかになっている（第５図）。

リ長石の 87Sr/86Sr 比は大きく異なってくる。 Blumand Erel (1995)、Bullen et al., (1997)は、北米の年代の違う花崗岩のモレーン堆積物や氷河のアウトウ

Ⅴ 広域風送塵の Sr-Nd 同位体研究例

ォッシュ上に発達した土壌の交換性 Sr の起源が、土壌母材の年代や生成過程の違いによって異なることを示している。

Kennedy et al.(1998)、 Stewart et al.(2001)らの研究でハワイでも影響が示唆されたアジア大陸内陸

一方で、ハワイのような玄武岩を母材に持つ土壌

部の乾燥地域を供給源とする広域風送塵は、日本でであれば、Rb-K に富む鉱物はほとんど含まれず、まも春先に飛来する黄砂現象として認められるように、た形成年代も若いために、全岩および構成鉱物間の日本の大気・陸域環境に影響をもたらしていると考Sr 同位体比の違いはほとんどない。Kennedy et al.,

えられる。過去の堆積物中の広域風送塵の存在は、(1998)、 Stewart et al.(2001)ではこれを利用して、古気候・古環境研究解析にも役立つとして、石英のホットスポットで形成された様々な形成年代の玄武

酸素同位体組成や ESR 分析などが多くなされてい岩溶岩（島毎に 410 万年から 300 年まえ）を母材とる。

した土壌の交換性 Sr の同位体組成から、古い土壌おYokoo et al., (2001)(2004)は、広域風送塵の供給源

よび降水量の多い低地の土壌ほど、土壌交換性 Sr にである中国表層土の Sr-Nd 同位体組成や元素組成を

母材風化由来以外の大気起源物質（海水およびアジ

調べ、中国黄土（loess）の酸可溶性鉱物（主に炭酸

ア大陸からの広域風送塵）の寄与が大きくなること

塩鉱物）の Sr/Ca 比、Mg/Ca 比、87Sr/86Sr 比は降を明らかにしている。日本もハワイ同様、変動帯の水中に寄与する広域風送塵の指標に、一方難溶性鉱

火成活動に起因する玄武岩・安山岩地質が広く分布

物（ケイ酸塩鉱物）の 87Sr/86Sr 比、143Nd/144Nd 比、する。長野県川上村の筑波大学川上演習林の黒ぼく

REE 組成は日本の陸域堆積物や土壌および海底堆

土は、八ヶ岳地域飯盛山安山岩（5 Ma）を母材とし積物に流入する広域風送塵の指標となることを示しており、70 m の斜面において土壌 A 層の土壌水のた（第６図）。さらに、広域風送塵の供給源である。

Sr 同位体比（0.7048〜0.7069）は斜面下部では安山

日本の火山灰土壌への広域風送塵の寄与は、先ほ岩風化起源（0.704）の寄与が大きいが、斜面上部にどの長野県川上演習林の黒ぼく土中の細粒成分なるにしたがって大気起源（降水：0.7079）の寄与（2µm 以下）においては、Sr-Nd 同位体組成と端成が大きくなることが Nakano et al.,分の基盤安山岩および中国表層土の Sr-Nd 同位体組

(2001)によっ

0.709

Plant
Soil Water
Soil

0.708

Loess

87 Sr / 86 Sr
143 Nd / 144 Nd

Homogeneous

REE : High
Negative Eu /Eu *0.707

Sorting

87

Sr
Sr

Mixing86

Dissolution

0.706

Desert Sand

87 Sr / 86 Sr
143 Nd / 144 Nd

0.705

Regional variation

Fine grain
REE : High
Negative Eu /Eu *
0.704
0

10

20

30

40

50

60

70

Distance (m)SolubleInsoluble

87 Sr/ 86S r : 0.711

87 Sr/ 86S r : 0.719

Sr /Ca : Low
Mg /Ca : Uniform

143 Nd/ 144 N d : 0.5120

Sr /Ca : HighGd CN /Yb CN : Low

第５図 川上演習林の土壌水、植物（ミズナラ、ミ

第６図 北西太平洋地域の大気陸域環境への広域風送ヤコザサ）と土壌の Sr 同位体比の斜面変化（Nakano

塵の影響の指標となる中国表層土の地球化学的特徴

et al 2001）（Yokoo et al. , 2001:2004 をまとめたもの）

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II.Mineralogic and isotopic constraints on the
behavior of Sr,Geochimica et Cosmochimica
Acta,61,pp.291-306.
Blum,J.D., and Y. Erel (1995) : A silicate
weathering mechanism linking increase in
87Sr/86Sr

marinewithglobalglaciation.

Nature.373.pp.415-418.
Capo,R.C.,

B.W.

StewartandO.A.Chadwick(1998) : Strontium isotopes as tracers of
第７図 中国黄土・砂漠土の Sr-Nd 同位体組成（Nakano et al., 2004:2005）

ecosystem processes: theory and methods,
Geoderma,82,pp.197-225.
Dickin,A.P.(1995) : Radiogenic isotope geology,

成と Sr-Nd 濃度から混合曲線を求めることで、約20％と見積もることができた（Yokoo 2000）。また、日本には第四紀の火山灰を母材とする黒ぼく土が広Cambridge University Press,490pp.
Faure,G (1986) : Principles of isotope geology (2rded。),John Wiley & Sons,Inc。、 589pp.

く分布するが、アロフェンと腐植を主体とするアロ

Faure,G and T.M. Mensing (2005) : Isotopes:

フェン黒ぼく土と 2:1 型層状粘土鉱物と腐植を主体

Principles and applications (3rd ed.), Johnとする非アロフェン黒ぼく土に分類される。構成すWiley & Sons,Inc., 896pp.

る粘土鉱物の酸的性格の違いを反映して、非アロフ
ェン黒ぼく土では Al 過剰障害が起こりやすく、農業

兼岡一郎 (1998) :年代測定概論, 東京大学出版会,
315pp.

活動において問題となる。非アロフェン黒ぼく土のKendall, C.and J.J. McDonnell (1998): Isotope

成因については過去の研究において、気候条件、土tracers in catchment hydrology, Elsevier,壌酸性度、テフラの岩質や堆積状況、腐植の集積お839pp.

よび風送塵の付加があげられている（Saigusa andKennedy,M.J., O.A. Chadwick, P.M. Vitousek,

Matsuyama.1998）。Sr-Nd 同位体は運搬、堆積、風L.A.Derry and D.M. Hendricks (1998) :化過程で変化しないので、起源物質の違いを特定す

Changing sources of base cations during

るのに有効であるため、アロフェン黒ぼく土およびecosystem development, Hawaiian Islands,

非アロフェン黒ぼく土の起源物質の違いを Sr-Nd

Geology,26, pp. 1015-1018.

同位体によって明らかできると期待される。
なお、Sr-Nd 同位体を用いた放射性年代決定法の松尾禎士 (1989) :地球化学, 講談社サイエンティフ
ィク, 266pp.

原理や地球表層物質へのトレーサーとしての応用の中野孝教 (1996) :地球表層圏の物質循環と安定同位詳細については、以下の参考文献を参照して頂きた

体：地球環境科学概説（新藤静夫・大原隆編）,

い。

朝倉書店.
Nakano、 T.,Y. Yokoo and M. Yamanaka (2001) :引用文献

Strontium

isotopeconstraint

on

the

provenance of basic cations in soil water andBullen,T.D., A.F. White,A.E. Blum, J.W.Harden

stream water in the Kawakami volcanicand M.S. Schulz (1997):Chemical weathering

watershed,centralJapan,

of a soil chronosequence on granitoid alluvium.

Processes, 15, pp. 1859-1875.

Hydrological58

筑波大学陸域環境研究センター 電子モノグラフ No.2

環境循環系診断のための同位体トレーサー技術
Nakano, T., Y. Yokoo, M. and H. Kobayashi (2004) :and desert sand from the central Loess

Regional Sr-Nd isotopic ratios of soil minerals

Plateau in China as a provenance tracer of wet

in northern China as Asian dust fingerprints,

and dry deposition in the northwestern Pacific,

Atmospheric Environment, 38, pp. 3061-3067.

Chemical Geology, 204, pp. 45-62.

Saigusa 、 M. and N. Matsuyama (1998) :Distributionofallophanic

Andosols

andnon-allophanic Andosols in Japan 、 Tohoku
Journal of Agricultural Research, 48. pp.
75-83.
Nakano, T., M. Nishilawa, I. Mori. K. Shin, T.
Hosono and Y. Yokoo (2005) : Source andevolution of the “perfect Asian dust storm” inearly April 2001: Implications of the Sr-Nd
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pp. 5568-5575.
資源地質学会 (2003) : 資源環境地質学—地球史と環境汚染を読むー, 492pp.
Stewart, B.W., Capo、 R.C., and O.A. Chadwick(1998) : Quantitative strontium isotope models
forweathering,pedogenesis

andbiogeochemical cycling, Geoderma, 82, pp.
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Stewart, B.W., Capo. R.C., and O.A. Chadwick(2001) : Effects of rainfall on weathering rate,basecationprovenance,

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Yokoo, Y. (2000): Geochemical study of desert sandand loess in China: Implications for theprovenance and formation of Japanese soil,
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Yokoo, Y.,T, Nakano, M. Nishikawa and H. Quan
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The

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Yokoo、 Y., T. Nakano, M. Nishikawa and H. Quan
(2004):

Mineralogicalvariation

of

Sr-Nd

isotopic and elemental compositions in loess59