火山 第 57 巻 ( 2012)
第 1 号 1-18 頁

論 説

中部マリアナトラフ拡大軸における火山活動位置についての考察
─深海曳航式サイドスキャンソーナーと「しんかい 6500」
による高解像度観察の記録から
浅 田 美 穂＊・富士原敏也＊・海 野進＊＊（2010 年 11 月 10 日受付，2012 年 1 月 30 日受理）

Implications of Volcanic Activity in the Central Mariana Trough Median Valley,
Based on the Deep-Towed Side-scan Sonar Imagery
and Manned Submersible Observations
Miho ASADA＊, Toshiya FUJIWARA＊ and Susumu UMINO＊＊
We collected high-resolution sidescan sonar imagery over the central part of active back-arc spreading basin,
Mariana Trough, at 17° North (“Seg-17”). Spreading center is situated in the eastern side of the Mariana Trough, which
divides the trough into approximately 3:2 in the west and east of the axis. Multi-scale observations, which are shipboard
multi-beam bathymetric survey using R/V Yokosuka, the deep-towed side-scan sonar survey using Wadatsumi, andvisual observation using submersible Shinkai6500, show that two predominant trends in geological features (fault,
fissure, and volcanic ridge) are developed on the axial valley floor in either scale of observations. These two trends oflinear features are almost parallel to each trend of “V-shaped ridge” developed along centerline of the axial valley floor.
One trend is N15° W subparallel to the trend of the axial valley itself. Another trend is almost NS. There are no obvious
differences in age between these two trending features. Volcanic activity is dominant in the western-half of the axial
valley floor, which is indicated by the backscatter intensity pattern and by visual observations.
Key words : Back-arc basin, Asymmetric seafloor spreading, Side-scan sonar imagery, Ground reference, Volcanic
activity
1．は じ め に系の理解が不可欠である．

プレート発散境界では，マントルの減圧融解によって一組のプレートが単純に離れる境界である中央海嶺系

マグマを生じ，火山活動が発生する (Macdonald et al.,に対して，プレートが沈み込む境界に沿って発達する拡

1988; Perfit and Chadwick, 1998)．プレート発散境界にお大系を背弧拡大系という．背弧拡大系では，沈み込まれいて地球内部の物質が上昇するシステム全体を拡大系とる（上盤側の）プレートに形成される島弧火山列と拡大

呼び，プレート間の境界線を拡大軸と呼ぶ．地球表面の軸が比較的近く，火山活動の様式や岩石化学組成が中央3 分の 2 を覆う海洋底のほとんどはこの拡大軸における海嶺系とは異なるが，その原因として島弧火山列の活動

火山活動で形成され，地球上で発生するマグマのおよそ

あるいは沈み込むプレート由来成分や沈み込むプレート

75% を占めている (Wadge, 1980)．したがって地球上のに起因するマントル対流などの影響が考えられている

火山活動や陸地形成の理解には，海洋底を形成する拡大（例えば，Volpe et al., 1987; Fryer, 1996; Gribble et al., 1996;＊〒 237-0061 神奈川県横須賀市夏島町 2-15
独立行政法人海洋研究開発機構地球内部ダイナミク
ス領域海洋プレート活動研究プログラム
Institute for Research on Earth Evolution, Plate Dynamics
Research Program, Japan Agencyfor Marine-EarthScienceand Technology, 2-15 Natsushima-cho, Yokosuka, 2370061, Japan

＊＊〒920-1192 石川県金沢市角間町
金沢大学理工研究域自然システム学系
Earth Science CourseDivision of Earth and Environmental
Sciences, Kanazawa University, Kakuma-machi, Kanazawa,
920-1192, Japan
Corresponding author: Miho Asadae-mail: asadam@jamstec.go.jp

2

浅田美穂・富士原敏也・海野進

Fig. 1. Index map of the survey area. (a) Bathymetry map of the Mariana Trough. Bathymetry data is based on ETOPO1(Amante and Eakins, 2009). (b) Bathymetry map of the Seg-17 area. The bathymetry data is obtained by SeaBeam2112
system during KR03-12 cruise in 2003. Note that there are V-shaped axial volcanic ridges (white dotted-boxes) trending
N15° W and NS directions. A black box indicates the area observed by side-scan sonar Wadatsumi, shown in Figs. 2 and4. Gray lines and boxes indicate the submersible Shinkai6500’s dive tracks and areas shown in Figs. 7, 8 and 9.

Taylor and Martinez, 2003; Becker et al., 2010）．例 え ば

マルチビーム測深機により作成する地形図，深海曳航型

Volpe et al. (1987) は，北部マリアナトラフと火山弧から

サイドスキャンソーナーにより得られる高精度の海底地

採取した岩石の分析結果から，背弧では中央海嶺の拡大

質情報，および有人潜水船を用いた目視観察の結果をも

軸よりも島弧成分に富むことを示した．また，Becker etとに議論する．

al. (2010) は，地震波探査によって南部マリアナトラフ
拡大軸直下に捉えたマグマ溜まりを報告し，島弧の火山

2．地質学的背景

活動あるいはプレート沈み込み由来の揮発性成分の影響2-1を受けて，拡大軸における火山活動が拡大速度から推測

マリアナトラフは，太平洋プレートが沈み込むフィリ

されるよりも活発であると提案した．
本研究対象であるマリアナトラフは，現在拡大中の背中部マリアナトラフ概説

ピン海プレート上に発達し，およそ 6.3 Ma 以降低速〜中速（年間 3〜4 cm）で海洋底を生産している活動的な背弧拡大系のひとつである (Fig. 1)．マリアナトラフは弓弧拡大系である (Yamazaki et al., 1993, 2003; Iwamoto et形の海盆であり，南北に連なる拡大軸が海盆の東側にal., 2002; Kato et al., 2003; Kitada et al., 2006)．マリアナト

寄っていることから，非対称な拡大を生じている (Fryer,

ラフは東の島弧火山列と西の西マリアナ弧に挟まれ，北

1996; Martinez et al., 2000)．剛体であるプレートが拡大

緯 12 度 30 分から北緯 22 度まで 1100 km 超にわたって

軸にこのような特徴を形成する過程を解明するために拡大軸が断続的に連なる．マリアナトラフの東に併走すは，そこで起こる火山活動の結果として生成される海洋る火山弧は，グアム島などを含む古い島弧火山列と，ア

底の拡がりあるいは変形過程を考えなくてはならない．

ナタハン島などの活火山を含む新しいマリアナ島弧火山

本論文では，マリアナトラフにおける非対称的な海洋底列からなり，両者の場所は一部で重複する（例えば，生産がどのように進行しているかについて，船舶搭載型

Ishizuka et al., 2006; Reagan at al., 2008; Tamura et al.,

中部マリアナトラフ拡大軸における火山活動位置についての考察3が見られる (Figs. 2a-c)． Deschamps et al. (2005) による

2010）．
拡大軸はトランスフォーム断層や剪断帯，走向の急遷点などによって分断されたセグメントに区分される

地磁気観測結果は，Seg-17 の中軸谷部分が，少なくとも0.78 Ma 以降に形成されたことを示す．

(Macdonald et al., 1991)． 一般にセグメント中心では火山 活 動 が 活 発 で，セ グ メ ン ト 端 で は 不 活 発 で あ る

3．観測方法(Macdonald et al., 1988)．拡大系では理論的には拡大軸対

3-1

観測データ取得

称な海洋底を生じることが期待されるが，背弧拡大系で“Seg-17”において，2003 年に海洋調査船「かいれい」

は明らかな地形的非対称性が見られることが多い（例え（（独）海洋研究開発機構）に搭載した SeaBeam2112 シス

ば，Yamazaki and Murakami, 1998; Okino et al., 1998;

テムを用いるマルチビーム地形測深と，海底面の音響後

Zellmer and Taylor, 2001）．マリアナトラフにおける非対方散乱強度観測を行った．マルチビーム地形測深では，称性は特に顕著で，たとえば拡大軸を挟む両側の中軸谷

音波周波数 12 kHz，船速およそ 5 ノットで走行し，分解壁の比高や傾斜角度の違い，一定期間内に形成された海能〜50 m の地形図を作成した (Figs. 1b, 2a)．また，セグ底の面積が拡大軸対称ではないなどの特徴がある

メント中心からセグメント北端にかけて長さ 20 km 程度(Yamazaki and Murakami, 1998; Asada et al., 2007)．拡大軸

で中軸谷に平行な 10 本の測線を設定し，深海曳航式サはトラフの中心よりも東に片寄っており，拡大軸からト（東京大学海洋研究所）
イドスキャンソーナー「わだつみ」

ラフ東端の島弧火山列と西端の西マリアナ弧との距離のによって海底面の後方散乱強度データ，受信波の位相差

比 は お よ そ 2 : 3 で あ る (Fig. 1a)．Deschamps andデ ー タ，お よ び 海 底 下 堆 積 構 造 デ ー タ を 取 得 し たFujiwara (2003) は，中部マリアナトラフ拡大軸近辺の地(Deschamps et al., 2005)．「わだつみ」は，音波周波数約磁気観測によって，ブルンヌ期 (＜ 0.78 Ma)における拡100 kHz，発信間隔 1 秒，平均速度 1.7 ノットで，海底か大速度が拡大軸の西側で東側の 2〜3 倍あることを示し，

ら 300 m の高度を保つよう曳航した．その結果理論的なその原因として，拡大軸より東側にある火山弧のマグマ

分解能が測線方向で 87.4 cm，測線直交方向で 50 cm と溜まりからマグマ供給および応力の影響を受けているこ

なる後方散乱強度分布図を得た (Fig. 2b)．ただし本研究とや，フィリピン海プレートの北西方への移動が，拡大における観測では，「わだつみ」の電子機器を収めた耐圧

軸西側により大きな海洋底生産を促していることを提案

容器への浸水と天候不良が重なり，後方散乱強度およびした．

地形データにおけるノイズレベルが上昇して実効分解能

本研究では，海洋底生産時の火山活動における非対称が理論値を下回り，最終的に抽出することができた線状性を捉えるために，中部マリアナトラフの中軸谷底にお構造は長さ 16 m 以上であった．また「わだつみ」が装備

いて精密な音響観測と目視観察を行った．

している二本のハイドロフォンレシーバーにより，受信

2-2

北緯 17 度セグメント (Seg-17) の特徴

北緯 17 度セグメント（以降“Seg-17”と呼ぶ）は北緯 16した音波の位相差から地形図を作成したが (Fig. 2c)，高いノイズレベルのために右舷側の比高データは得られな

度 23 分付近から 17 度 30 分の地形的低地で区切られ，かった．更に周波数 4〜6 kHz のサブボトムプロファイ

延長約 98 km，幅 20 km に及ぶ．拡大軸の走向は北北西

ラーによる海底下堆積構造のデータを取得した．その後(N15° W)で，拡大軸に沿って谷地形（中軸谷）が発達す

2008 年に「わだつみ」の調査エリア内で有人潜水船「しる．中軸谷の東壁は急崖をなすが，西壁は緩やかな斜面

んかい 6500」による三回の潜航調査を行い，周波数 10となっている．中軸谷底は平坦で，セグメント中心の水

kHz のサブボトムプロファイラー StrataBox (R)による海深はおよそ 3000 m で谷幅は約 7 km であるが，南北のセ底下堆積構造データを取得して，「わだつみ」搭載型およグメント端で水深＞ 4000 m，谷幅＞ 20 km と，セグメン

び StrataBox (R)による両サブボトムプロファイラーのト端へ向けて広がる砂時計状構造を呈する (Fig. 1b)．中

データ比較を行った (Fig. 3)．いずれも海底が厚い堆積

軸谷壁が東西ともおよそ N15° W 走向であり，中軸谷底物に覆われている場合には海底下最大 30 m 程度までのには N15° W 走向の尾根に加えて NS 走向の尾根が複数堆積構造を観察できる．本研究結果においてはごく薄い発達している．セグメント中心から北側の中軸谷には，堆積物が堅い溶岩を覆っており，「わだつみ」に搭載した

北に延びる N15° W 走向の尾根と，中軸谷東壁に向かっサブボトムプロファイラーではほとんど堆積物を認識して伸びる NS 走向の尾根が V 字型の地形を形成しているなかったのに対し，「しんかい 6500」に搭載した Strata-(Figs. 1b, 2)．V 字尾根沿いと東壁の麓部および西壁斜面

Box (R)では数十 cm〜2 m 程度の厚さの堆積物を認識しには，比高 100〜250 m 程度の海丘が複数分布する．更た (Fig. 3) （Fujiwara et al., 2008; 小池・他，2008)．

に西壁斜面には比高 250 m，直径 2 km 程度の平坦な海丘

以上のように，本研究で扱う観測手法は，それらがど4

浅田美穂・富士原敏也・海野進

Fig. 2. Bathymetry and deep-towed Wadatsumi sidescan sonar data of the survey area. (a) Bathymetry map based on the
shipboard multi-beam echo sounder data. Solid line indicates the survey area of the side-scan sonar Wadatsumi. Whitelines and gray boxes indicate Shinkai6500’s dive tracks and areas shown in Figs. 7, 8 and 9. Dotted-boxes indicate
position of V-shaped ridge. Solid circles indicate conical hills. (b) The Wadatsumi backscattering strength map. Darker
color indicates higher backscattering strength. See caption in Fig. 2a for gray boxes, dotted-boxes, and solid circles. (c)Fine-scale bathymetry data obtained by the Wadatsumi sonar system. Colors on map indicate 15 cm each-relative
elevations. See caption in Fig. 2a for dotted-boxes and solid circles.

中部マリアナトラフ拡大軸における火山活動位置についての考察

Fig. 2.

5

Continued.

の程度まで微細な特徴を認識できるかによって 3 つの段

50〜80 m）である．目視観察では，地形図にも現れる断階に分類される．潜水船による目視観察（期待分解能：裂の一部から，溶岩が急冷・膨張する際に発達する拡張

数 mm から数 cm），サイドスキャンソーナーを用いる高型割れ目や，小規模な重力崩壊など局地的な構造まで，

精度音響観察（期待分解能：数 m から数十 m），そして幅広い情報が入手できる．一方で低分解能音響観察で比較的低分解能の音響観測（ここでは地形図を作成する

は，小規模な構造が繰り返し同じ特徴（走向や分布）をための船舶搭載型測深機による音響観測，期待分解能：

持って発達し増幅した結果としての大規模な構造のみが

6

浅田美穂・富士原敏也・海野Fig. 2.

観察される．
3-2

サイドスキャンソーナー観測の特徴

進

Continued.

を跳ね返す値と解釈でき，岩石露頭のように高密度な海底では大きな値が，堆積物に覆われた低密度な海底では

サイドスキャンソーナーは，観測機器から発信した音

小さな値が得られる．またサイドスキャンソーナーに面波が観測対象に当たって散乱する際の，音波の圧力を捉した地形からの後方散乱強度が大きくなり，逆にソーえる機器である．これにより得られるデータを音圧ある

ナーから陰となる面で後方散乱強度はゼロとなる．

いは後方散乱強度という．後方散乱強度は観測対象が音

海底の線構造には，両側の岩盤に落差がある断層と凹中部マリアナトラフ拡大軸における火山活動位置についての考察

7

Fig. 3. Examples of two sub-bottom profilers’ data obtained by the deep-towed Wadatsumi system and the submersible’s
StrataBox(R). (Upper) Representative sub-bottom profiler data obtained by Wadatsumi crossing the Shinkai6500’s no.
1089 dive track. The survey line (line 6) is shown in Fig. 8. The vertical and horizontal axes show depth and elapsed
time, respectively. (Bottom right) StrataBox(R) sub-bottom profiler data during traverse a seamount in the no.1089 dive.
The vertical axis indicates relative distance from the transducer of StrataBox(R). Note that the seafloor morphology is
distorted because the submersible moves up- and downward. The horizontal axis indicates elapsed time. (Bottom left)
An extended image of sub-bottom profiler data obtained by StrataBox(R). The display range coincides with the range ofa white-box in the right figure. Thickness of layered sediments is indicated by black arrows.

地を作る開口割れ目がある．例えば引張場にある背弧拡

Gregg and Fink, 1995; Umino et al., 2002; Tominaga and大系と中央海嶺系を含めた海洋拡大系では，正断層が卓Umino, 2010)．また，シート状溶岩流が流下する過程で，越する（例えば，Perfit and Chadwick, 1998; Buck et al.,

表面の溶岩クラストが破砕し，表面は凹凸に富むものの

2005)．本研究の中軸谷東壁のように急峻な地形が存在

地形的変化には乏しい溶岩が生じることもある．本研究する場合は，海洋底の拡大に伴う正断層とは別に，地滑で取得した「わだつみ」サイドスキャンソーナーの分解り地塊などの崩落地形の表面にも開口割れ目が発生す

能では，このようなシート状溶岩の表面の違いまでは判る．また，地下浅所に岩脈が貫入した場合にも，岩脈直別できない．一方で，大小の後方散乱強度が入り乱れ，上の海底面に開口割れ目が発生することがある

表面が微細な凹凸に富むパターンは，枕状溶岩が積み重(Macdonald et al., 1988; Perfit and Chadwick, 1998; Poliakov

なった小丘であることが多い．個々の枕状溶岩ローブはand Buck, 1998)．サイドスキャンソーナーは微細な地形

直径数十 cm〜数 m 程度で，火口周辺に累積して高さ数変化を捉え，後方散乱強度のパターンによりそれらが断十 ｍ の 小 丘 や 尾 根 を 形 成 し や す い (Fox et al., 1988;

層か開口割れ目かの判別を可能にする．

Griffiths and Fink, 1992; Gregg and Fink, 1995; Soule and

音波の散乱強度分布は，海底面（とくに溶岩が海底にCashman, 2004)．

露出している地帯）が起伏に富んでいるか，比較的平坦

本研究では「わだつみ」のサイドスキャンソーナー画

かの違いを示す．サイドスキャンソーナーが示す音響画

像をもとに断層と開口割れ目を識別し，後方散乱強度が像パターンが海底のどのような状況を反映しているかと高い場所を，堆積物で覆われていない比較的新鮮な溶岩

い う 検 討 が な さ れ た 例 が あ る (Smith and Cann, 1992;が露出している海底と解釈して，線構造抽出と表面形態

Smith et al., 1995; Head et al., 1996; Sauter et al., 2002)．例

分類を行った (Fig. 4)．また，溶岩の表面形態の分布とえば後方散乱強度が一様に高い画像は，表面が滑らかな各線構造の長さ，走向，分布密度などを Table 1 に示した．

シート状溶岩流であることが多い．シート状溶岩流は高
噴出率，低粘性，低傾斜で生じ，地形的に平らな領域を作りやすい (Auzende et al., 1996; Griffiths and Fink, 1992;

8

浅田美穂・富士原敏也・海野進

Fig. 4. Geological interpretation map based on the Wadatsumi backscattering strength map (Fig. 2b). Red line: fault, blue
line: fissure, light-colored area (yellowish): smooth bathymetry (I-type), grayish area: rough bathymetry (II-type),
checkered area: extremely high backscattering strength indicating relatively younger volcanic activity. Gray lines andboxes indicate Shinkai6500’s tracks shown in Figs. 7, 8 and 9. The dotted-boxes and solid circles indicate positions of
the V-shaped ridge and conical hills, respectively.

中部マリアナトラフ拡大軸における火山活動位置についての考察
Table 1.

9

Measurement results of linear structures which are recognized on the Wadatsumi side-scan sonar imagery.

4．サイドスキャンソーナーによる観察結果

W 走向の線構造は，中軸谷西部のⅠ型分布域に多い (Fig.

4-15)．一方でⅡ型分布域や東壁では，NS および N15° W 走

溶岩の分類と分布「わだつみ」サイドスキャンソーナーによる観察では，向の短い線状構造が高密度に発達する (Fig. 6)．東壁急

溶岩形態が確認できないほど厚い堆積物は認められな斜面には，走向が異なる線構造が連結してジグザグに発かったため，サイドスキャンソーナーの後方散乱強度分達している (Fig. 6c)．

布図を，後方散乱強度が一様に高い表面が平らな溶岩で覆われる海底と，後方散乱強度の大小が入り乱れる表面
形態が凹凸に富む溶岩が分布する海底とに区分した．以下，前者を「Ⅰ型」，後者を「Ⅱ型」と呼ぶ．

5．「しんかい 6500」による海底観察結果
潜航では，①中軸谷中央付近に発達する V 字の尾根から中軸谷西部のⅠ型分布域（第 1088 次潜航），②中軸谷

Seg-17 において，セグメント中心付近は広くⅠ型が分東部に発達するテラス状溶岩で覆われたⅡ型小海丘（第布する．一方でⅡ型の分布域は拡大軸方向および直交方

1089 次潜航），③中軸谷西部のⅠ型分布域のうち，新し向にセグメント中心から離れるほど多い (Figs. 2b, 4)．V

い溶岩に囲まれて古い溶岩が露出する (kipuka)と考えら字型の尾根はⅡ型によって形成されており，尾根の西側れる区域（第 1090 次潜航）を観察した．その結果，目視（西翼）はⅡ型が連続的に分布するが，尾根の東側（東翼）

観察とビデオ映像，高精度磁気異常データと，「わだつみ」

では連続性が悪い．V 字尾根上には海丘が散在するが，よりも高分解能の堆積層厚など，新たな情報が得られた．

西翼では比高 100〜150 m，直径 1.5 km 程度，東翼では比5-1

高 250 ｍ，直径が 1.5 km 程度であり両者に違いがある

V 字尾根の南端接合部付近から中軸谷西部のⅠ型溶岩第 1088 次潜航：拡大軸中心から西側平原ルート(Figs. 2a-c)．海丘は，セグメント中央付近から中軸谷西に至る直線上の航路に沿って 3.4 km にわたり観測した部のⅠ型溶岩分布域にも見られる．Ⅰ型が広く分布する(Fig. 7)．

中軸谷西壁の緩斜面上には，比高 50〜200 m で直径 1 km

潜水船が着底した V 字尾根の東翼裾部はⅡ型分布域

前後の小海丘が密集する．中軸谷東壁麓部には，比高 50にあたり，溶岩じわが発達したシート状溶岩流 (Fig. 7a)m 程度の比較的小さな海丘がある（第 1089 次潜航地点，と直径 1 m 以上の球根状の枕状溶岩が露出する．ごく薄Fig. 2b)．この小海丘は船舶搭載型マルチビーム測深でい堆積物に覆われ，ほとんどマンガン被覆は見られなは不明瞭だが，サイドスキャンソーナー画像上では明瞭

かった．この場所で高い磁化強度を観察したことから，に，Ⅰ型の優勢な地域にⅡ型が孤立して発達したように

若 い 溶 岩 流 を 観 察 し た と 考 え ら れ る (Fujiwara et al.,見える．セグメント端のⅡ型に見られる凹凸パターン

2010)．V 字尾根東翼の斜面中腹では堆積物被覆が厚く（小丘）の直径がおよそ 100〜250 m 程度であるのに対しなり，マンガン被覆層が数ミリの厚さで発達する．尾根て，こ の小 海 丘 を 覆う 凹 凸 パ タ ー ン は差 し渡 し 直 径の頂部付近は，船舶搭載型マルチビーム測深による海底200〜300 m のテラスが積み重なった地形をなす．

地形図には現れていない崖によって，東西が切られてい4-2線状構造の分類と分布

先に述べた通り，線構造には岩盤に落差がある断層とる．頂部西側の崖の麓には，崖から崩落したと推測される，マンガン被覆層がごく薄く一辺が 10 cm 程度，厚さ凹地を作る開口割れ目がある．抽出総数 2494 本のうち数 cm 程度の角張った溶岩片が分布する (Fig. 7b)．堆積

54.5% が開口割れ目である (Table 1)．

物被覆を欠く溶岩片の分布域は，平均 0.7 ノットで航行

いずれの線状構造も広範囲に分布し，Ⅰ型分布域にはした 7 分間に渡って連続して観察されたことから，幅

まばらで比較的長い線構造が目立つ (Fig. 4)．断層の多150 m に渡って分布する．頂部東側を切る崖の上部には

くは中軸谷走向と同じ N15° W 走向であるが，それらと断面の見える枕状溶岩が，尾根頂部には堆積物にほとんは明らかに斜交する NS 走向の断層も見られる． N15°ど覆われていない枕状溶岩が分布する．西側の崖の壁面

10

浅田美穂・富士原敏也・海野進

Fig. 5. Examples of rose diagram tectonic feature azimuth, after Asada et al. (2007). The size of each box is 0.5-min by 0.5min, and linear features that touch the boundary of each box are counted. Numbers in each box indicate the total numberof lines (upper) and average azimuth (bottom). Black boxes indicate that the average azimuth is less than 10°, and grayboxes indicate that the average azimuth is 10°-15°. Two types of diagrams are output: N15° W trending features (bottom
left) and both NS and N15° W trending features (top right).

中部マリアナトラフ拡大軸における火山活動位置についての考察

11

Fig. 6. Close-up of the Wadatsumi side-scan sonar imagery. (a) An example of linear features which are developed on thesmooth-surface lava field. Both NS and N15° W trending linear features are developed, (b) N-S trending linear features
densely developed on the central part of the axial valley floor, and (c) an example of apparent zigzag patterns linked tolinear features developed on the foot of the eastern axial valley wall. Note that the zigzag pattern is divided into NS
trending fissures and N15° W trending faults.

12

浅田美穂・富士原敏也・海野進

Fig. 7.

Fig. 8.

Fig. 9.

Fig. 10.

中部マリアナトラフ拡大軸における火山活動位置についての考察
および脚部は潜水船の視界の問題で観察できていない．

13(Fig. 8)．

V 字尾根の西部では，堆積物に覆われた枕状溶岩が広範

海丘の裾野近くには，「しんかい 6500」視程内で明ら囲に分布する．堆積物の上に，幅 97 m に渡って堆積物かに厚さが変化する堆積物が観察できた．厚い堆積物がをほとんど被らない溶岩片の帯が分布する．この溶岩片広範囲で溶岩表面を覆うが (Fig. 8a)，小海丘裾部には直の帯は平地に現れることから，流下する溶岩が自破砕し径 10 m 程度の溶岩表面が露出する場所が散在する．サて形成されたものと考えられる．更に西側の溶岩平原でイドスキャンソーナーでは，後方散乱強度分布が短周期

は，StrataBox (R)では検出できない程度のごく薄い堆積に変化する場所にあたり，直径数十ｍ規模で堆積物が局物（〜6 cm 以下）で覆われたⅠ型溶岩が分布する (Fig.

所的に薄くなることを示している（Fig. 8 左中，下）．海7c)．潜水船からの視程 10 m 程度の中で溶岩が流れた表丘の尾根沿いに海丘山頂へ向かうにつれて，堆積物は厚面構造を複数箇所で確認でき，それらは深度が大きくな

くなる．溶岩テラスでは，テラス面では厚い堆積物のたるおよそ北西方（セグメント端）へ向けて伸長すると考めに溶岩の表面構造を観察できないが，テラスをつなぐえられる．中軸谷西部を覆う溶岩は，表面の凹凸が数 10

斜面ではチューブ状の枕状溶岩が垂れ下がる様子を観察

cm 以下のなだらかなシート状溶岩流と，表面が cm ス

できる (Fig. 8b)．ハワイの海底リフトゾーンや東太平洋

ケールに細かく破砕している溶岩からなる．

海膨周辺では，シート状溶岩からなる平頂部と枕状溶岩V 字尾根の東西翼境界の判別は困難であり，両尾根のからなる斜面で構成される階段状の構造をもつ溶岩テラ

形成順序は明らかにできなかった．なお，V 字尾根を形スの例が報告されており (Clague and Dixon, 2000; Geshi

成するⅡ型と中軸谷西部に分布するⅠ型の前後関係も解

et al., 2007)，また，モデリング研究からも深海底での溶明できなかった．地磁気の計測結果は尾根の東側斜面で岩流出に伴うチューブ状溶岩の形成過程について報告さ最も高い値を示し，西側平原の溶岩片の帯で次に高い値れている (Gregg and Fornari, 1998)．こうした研究との比を示した (Fujiwara et al., 2010)．

較をもとに，本潜航で確認した海丘の階段状構造は，深5-2

第 1089 次潜航：中軸谷東壁下の海丘

海底での溶岩流活動の結果生じた特徴的な構造と解釈で

中軸谷東壁の急斜面裾部に発達する海丘は比高 50 m

きる．海丘の頂上付近における堆積物被覆は，テラス上程度であるために船舶搭載型マルチビーム測深による地面に観察される堆積物被覆よりも薄い (Fig. 8c)．本潜航

形図上では目立たないが，サイドスキャンソーナー画像

を通して採取した岩石のマンガン被覆層はどれも同程度

ではテラス状の溶岩棚が階段状に連なる特徴的な地形をに数ミリ程度であり，他の二潜航で採取した岩石よりも呈する．このテラス状溶岩を観察し，溶岩の記載岩石学

厚い．本海丘は後方散乱強度も低く，相対的に古い溶岩的特徴を明らかにするために第 1089 次潜航を行ったであることが示唆される．一方で海丘裾部や頂部は局地

Fig. 7. Close-up images of submersible Shinkai6500’s dive no.1088 site and photos. Left top: bathymetry map obtained by
YK08-08 cruise. Solid line in subfigures indicates a dive route. Circles and numbers indicate locations where Shinkai6500ʼsvideo camera images were taken as shown in right side. Left center: Wadatsumi backscattering strength map. Darker colors
indicate higher backscattering strength. Left bottom: geological interpretation map based on the backscattering strength map.
See legend in Fig. 4 for symbols. Right: clipped images of Shinkai6500’s video camera. Locations of the images are shown in
the left and top side of this figure. (a) Wrinkled sheet flow, (b) fragmented sheet flow, (c) partly fractured sheet flow.
Fig. 8. Close-up images of submersible Shinkai6500’s dive no.1089 site and photos. Left top; bathymetry map. Left center:
Wadatsumi backscattering strength map. Dotted-box indicates lava terrace. The “Line 6” indicates a location of survey line of
sub-bottom profiler data shown in the upper image of Fig. 3. Left bottom: geological interpretation map. See legend in Fig. 4
for symbols. Note that several small high-backscattering areas (checked area) are found around the lava terrace. Right:
clipped images taken by Shinkai6500’s video camera. (a) Lava covered by sediment, (b) lava tubes covered by thin sediment,and (c) large pieces of fragmented lava.
Fig. 9. Close-up images of submersible Shinkai6500’s dive no.1090 site and photos. Left top: bathymetry map. Left center:
Wadatsumi side-scan sonar imagery. Left bottom: geological interpretation map. Right: clipped images taken by
Shinkai6500’s video camera. (a) Sharp fissure covered by thick sediment, (b) sharp fissure surrounded by pillow lava andcovered by thin sediment, and (c) finely fragmented lava flow. See legend in Fig. 7 for each symbol.
Fig. 10. Bathymetry Map based on data obtained with Seabeam 2112 system during YK08-08 cruise (high resolution part) andETOPO1 (low resolution part, Amante and Eakins, 2009). The map indicates the basin floor which has been formed since
about 3 ma (Iwamoto et al., 2002). Transparent blackish lines roughly indicate trends of off-axis ridges (abyssal hills). Notethat there are many ridges trending various directions over the off-axis area (thin lines) including the axial valley wall (boldlines).

14

浅田美穂・富士原敏也・海野進

的に堆積物が薄いことから，海丘を含め潜航海域周辺にの地域においては局地的に堆積物層厚が違う溶岩が隣接

は，小規模で比較的若い溶岩の噴出があったと考えられ

し，直径数十 m 程の低後方散乱強度のスポットが点在る．

することから，年代差のある小規模な火山活動があった

5-3

第 1090 次潜航：中軸谷西部溶岩平原の溶岩の窓と考えられる．これらの観察事項は，Seg-17 の中軸谷底(kipuka)の最近の火山活動は，西側の広範囲で若く，東側でもよSeg-17 の中軸谷西部は広範囲にわたって後方散乱強度が大きいが，一部に後方散乱強度の低い微少な範囲がり小規模な火山活動が繰り返し起こっていたことを示唆する．

存在する（Fig. 9 左中，下）．「わだつみ」が取得した微地形データによれば周囲より 5 m 程度低い海底が露出して6．議いると考えられ，これは若い溶岩に囲まれた古い溶岩が6-1

顔を出している窓のような場所 (kipuka)である可能性が論
新旧溶岩流分布から見る中軸谷周辺の火山活動
位置ある．第 1090 次潜航は，これら新旧溶岩の前後関係を

中央海嶺系における拡大速度の差は，火山活動の違い，確認し，溶岩の化学組成や生成年代の違いを確かめるた

すなわち拡大軸の地形的特徴を生む主要因のひとつであめに行われた．

る．年間 10〜15 cm（両側）で海洋底が拡大する高速拡

周囲よりも地形が低い海底では，高密度に発達した開大軸は，プレート同士が離れることによる地殻の拡大量

口割れ目が厚い堆積物に埋積されており，溶岩は露出しに対しマグマの供給による地殻形成量が大きな割合を占ていない．ここでは中軸谷に平行な N15° W 走向の断層めるため，拡大軸部が盛り上がる蒲鉾形の地形を形成すと開口割れ目に加え，ほぼ NS 走向である開口割れ目がる．年間 8〜5 cm 程度の地殻を形成する中速〜低速拡大確認できる．どちらの走向の断層や割れ目にも，新鮮な軸は，マグマ発生量に対して地殻が引き延ばされる割合

溶岩断面が露出する比較的新しいものと，断層面や割れが大きくなり，拡大軸部に深い谷地形が発達し，中軸谷

目の壁自体が堆積物に覆われた比較的古いものがあるに火山活動が集中する．一方，年間 2 cm 以下の超低速(Figs. 9a, b)．このことはいずれの走向の断層・割れ目系

拡大軸では限られたマグマ発生量に対して地殻の伸張量もほぼ同時期に形成されたことを示唆する．「kipuka」かが大きく，堆積物に埋積された広く平らな中軸谷が発達

ら更に西側のⅠ型分布域では，局地的に後方散乱強度がする (Perfit and Chadwick, 1998)．

高い領域（若い溶岩の露出と解釈している領域）周辺で，背弧拡大系では，沈み込んだスラブ由来物質の循環な堆積物にほとんど覆われない溶岩片が分布する帯を確認

ど，島弧火山活動の影響により，拡大軸速度から期待さできる (Fig. 9c)．この地帯は幅 10 m 程で，深度が大きくれる以上のマグマが生産されるなど活発な火山活動が考なる北西方へ向けて伸長する．

えられる（例えば，Volpe et al., 1987; Gribble et al., 1996;

5-4

潜水船による観察のまとめ

Becker et al., 2010）．しかし，中軸谷内における火山活動

中軸谷中央線付近に発達する V 字尾根の東西両翼との様式は，火山活動の大小にかかわらず，同じ拡大系でもに枕状溶岩が認められる．V 字尾根の東翼裾部に最もある中央海嶺と同様のプロセスが支配的であると考えら

若い（堆積物とマンガン被覆層が薄く地磁気強度が大きれる．したがって，同じ拡大速度を持つ中央海嶺系と背い）と思われる溶岩を観察した．中軸谷西部の平坦な溶弧拡大系を比較することによって，両者の共通点と相違

岩平原には，ごく薄い堆積物に覆われマンガン被覆層が点をよりよく理解することができる．

ほとんどない角張った溶岩片が，比較的厚い堆積物に覆アイスランドは低速（年間 3 cm 程度）で拡大する大西

われたシート状溶岩の上に分布する．更にサイドスキャ

洋中央海嶺の拡大軸が，陸に上がった場所である．アインソーナーでは V 字尾根から西側平原にかけて線構造

スランドにおけるテクトニクスや火山活動は低〜中速拡

空間密度が低くなる．これらのことから，中軸谷中央線

大系のアナログとして扱うことができ，ほとんどの部分に沿った V 字尾根頂部から中軸谷西部の溶岩平原にかが海底にあって詳細な履歴を追うことができない中央海

けて，より若い溶岩が広範囲に分布していると考えられ

嶺の火山活動を知ることができる重要なフィールドである．

る（海野, 1994）．アイスランドでは幅 50 km 程度の広い

中軸谷東壁下部のテラス状溶岩からなる海丘は，他の中軸谷の中に複数の活火山帯が雁行配列しており，数千

地域よりもマンガン被覆層が厚いため，相対的に古い溶年〜数万年に一度それらのいずれかに大きなマグマ供給岩を観察したと言える．中軸谷中央から東部にかけてはがある (Sinton et al., 2005)．

後方散乱強度が低い地域が広がっており，全体的に中軸アイスランドと同じように，幅 7〜8 km の低〜中速拡

谷西部よりも堆積物が厚い場所が多いと考えられる．こ大軸（拡大速度 3〜4 cm）で特徴づけられる Seg-17 中軸

中部マリアナトラフ拡大軸における火山活動位置についての考察

15

谷底においても，火山活動は中軸谷の中央だけに限られ悪い．一方，西翼（N15° W 走向）は定常的な火山活動にず，時間とともに変動している．Seg-17 に認められる比

よって形成されたために尾根の連続性が良い．あるい較的若い溶岩は，中軸谷西側では広範囲を覆うのに対しは， (2)Seg-17 は 0.78 Ma 以降に，N15° W 走向の構造をて，東側では局所的に小規模な分布をしていると考えら形成する応力場から NS 走向の構造を形成する応力場にれる．

変化しつつある (Abelson and Agnon, 1997; Clifton et al.,6-2構造の走向変化

2000; Bellahsen et al., 2003) 場合：V 字尾根西翼の構造はサイドスキャンソーナー観測と目視観察から，V 字尾

中軸谷全体の走向と同じなので，中軸谷の形成とともに根は東翼，西翼ともに枕状溶岩からなり，それぞれの走

長期間かけて発達し，その後東翼を形成する応力場の支向と平行な構造群が中軸谷底の広い範囲に分布すること配下に移行しつつあるという可能性である．東翼の連続がわかる．小規模・中規模構造には，溶岩チャンネルや性の悪さは火山活動の期間が西翼ほど経過していないた

地滑り構造などの局所的な走向のぶれを含むが，大局的めと考えられる．また地形観測時に得られ，Deschampsには V 字尾根に代表される二走向の構造が発達していet al. (2005) が報告した Seg-17 南東部の高い音波後方散る．それら二走向の構造間には，活動の前後関係が見ら

乱強度は，火山活動そのものが東側の軸谷外に移動しつれない．二走向の構造ともに新鮮な亀裂が観察されたこつある可能性を示しており，非対称的海洋底の形成過程とから，N15° W と NS 両走向の構造ともに比較的最近の解明に重要な役割を果たすかもしれない．

活動したものを含むと解釈できる．また火山活動は中軸6-3構造に見られる 2 つの走向の成因

谷西側でより広範囲に，相対的に古い溶岩を埋めて分布

二つの走向が同時に発達する理由として，Seg-17 軸谷するために，西側の線構造密度が低くなったと考えられ走向に対して太平洋プレートが斜めに沈み込むために背る．

弧海盆にトランステンションが働き，異なる走向を持つ

船舶搭載型測深機を用いた地形観測からは，現在の中構造が同時に発生する可能性が考えられる (McCoss,

軸谷と東西のオフアクシス（中軸谷外側のマリアナトラ

1986)．あるいは，背弧海盆の拡大に伴い島弧が回転運

フ海底面）を区切っている地形的高まりの走向がともに動をする（例えば，Nishimura et al., 2004）ことで背弧側N15° W 程度であり，また，軸谷内部に発達している N15°の応力場が不安定に変化する（主応力の走向が短時間でW 走向（西翼）と NS 走向の尾根（東翼）が V 字尾根を入れ替わる）可能性や，現在支配的な応力場が中軸谷形形成していることがわかる (Fig. 10)．V 字尾根の東翼の成当時の古い応力場を反映した構造の再活動を促してい

連続性がより悪いことは，NS 走向の尾根を形成する火る可能性などが考えられる．本研究結果からいずれかに山活動が N15° W 走向を形成した火山活動よりも劣勢で特定することはできないが，いずれにしても，オフアク

あったか，NS 走向の尾根を形成する期間が N15° W 走

シスに見られる尾根走向のばらつきが示すように，中部向を形成する期間に比べて短いか，あるいは尾根の東西

マリアナトラフではトラフ拡大初期から走向を変化させ翼を形成する溶岩の形態が異なるなどの可能性が考えらる応力場が支配していたことが示唆される．

れる (Fig. 1b)．

応力場変化の歴史やその原因究明には，オフアクシス

地形図からはオフアクシスにも尾根地形が複数存在しに分布する尾根地形の形成年代を詳細に調べ，かつ陸上ていることがわかる (Fig. 10)．オフアクシスの尾根地形

火山活動の観測と密接な連携をもって研究を進めること

は走向が様々で，中には異なる走向の尾根が接合して Vが必要である．

字を形成しているものもある．このことは，現在の中軸谷に見られるような構造の走向の変化が中部マリアナト

7．結

ラフ拡大の歴史を通じて存在したことを示す．このよう

中部マリアナトラフ北緯 17 度付近の海洋底拡大軸でに頻繁な構造の走向変化は，著者らが知る限り，中央海

ある中軸谷底を，船舶搭載型マルチビーム測深器，深海嶺系の中軸谷内部およびオフアクシスでは報告されてい曳航型サイドスキャンソーナー，潜水船による三通りのない．

手法で観察したところ，以下のことが明らかになった．

このことから，Seg-17 における火山活動の特徴について，二つの相容れない可能性が考えられる． (1)Seg-17

論(1)V 字尾根の東西翼走向に代表される，N15° W 走向および NS 走向の構造が中軸谷底に広く分布する．

は，そ の 軸 谷 が 形 成 さ れ た 少 な く と も 0. 78 Ma 以 降(2)いずれの走向をもつ構造も新鮮な断面と堆積物に(Deschamps et al., 2005) 定常的に，N15° W 走向と NS 走埋積された断面を併せ持っており，前後関係の判断はで向の構造を形成しうる応力下にある場合：V 字尾根東翼

きない．

（NS 走向）は断続的な火山活動のために尾根の連続性が(3)中軸谷の広域で新しい火山活動が見られる．ただ16

浅田美穂・富士原敏也・海野

し西側ではより新しい溶岩が広範囲を覆うのに対し，東側では小規模で局地的な火山活動が散在して見られる．
このために，西側では古い構造が溶岩に埋められ，線構造の密度が小さい．
オフアクシスの尾根地形が様々な走向を持っていることを考えると，Seg-17 に見られる二走向の構造群の発達
は，中部マリアナトラフの拡大史を通じて常に複数走向をもつ構造群が発達してきた現象を継承しているものと考えられる．中央海嶺系では見られないこの特徴は，非対称的な中部マリアナトラフの形成に重要な役割を担っているかもしれない．
謝辞

深海曳航体「わだつみ」を用いた観測を行うにあたり，
多くのトラブルに見舞われた KR03-12 では，山本富士夫氏 ( (株)海洋先端技術研究所，当時．現在（独）海洋研
究開発機構)および Blackinton 氏（FUGRO，当時）の多大なる努力なくしてはデータ取得さえ困難であった．またYK08-08 では「しんかい 6500」潜航において運航チームの皆さまに強力なご支援を頂いた．本研究内容の議論には東京大学海洋研究所（当時）徳山英一教授，沖野郷子
准教授，東京大学理学系研究科の浦辺徹郎教授のご助言が深く影響している．また匿名の査読者と平野直人氏（東北大学）には，厳しく有益な数々のご意見を賜り，本稿の構成に大きな影響を与えた．本稿がここにあるのは，繰り返し細部に至る丁寧なご指導を下さった，編集担当の前野深氏のお陰に他ならない．以上の方々に，ここに深く感謝の意を表する次第である.
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（編集担当

前野

深）