火山 第 61 巻 ( 2016)
第 1 号 1-22 頁

総 説

マントル対流と全地球ダイナミクス
岩森

光＊,＊＊

（2015 年 10 月 7 日受付，2016 年 1 月 5 日受理）

Mantle Convection and Whole Earth Dynamics
Hikaru IWAMORI＊,＊＊
Earthʼs mantle constitutes the largest sub-system of the whole Earth system, involving 70 % of the total mass, ~80 %of the heat capacity, and more than 50 % of the internal heat generation by radioactive decay. Therefore, the mantle andthe inherited dynamics may control the whole system to a great extent, e.g., in terms of convective motion (including
plate motion as its surface expression) and heat transport from the core to the surface, regulating the core cooling anddynamo that eventually affects the surface environment and life. First the basic structures and dynamics of the mantle
convection are described, which demonstrate that the surface cooling dominantly drives the convection, creating
buoyancy of several to 10 times greater than that generated near the core-mantle boundary. This estimate for the muchlarger role of near-surface cooling is consistent with the seismic tomography. Then various types of observations on the
structures and dynamics of mantle, particularly three boundary layers (i.e., the near-surface, mid-mantle around 660 km
discontinuity, and core-mantle boundary) have been reviewed and are compared with the simple estimation. Of these,the ‘geochemical probe’ approach, which utilizes composition (in particular the isotopic composition) of young basalts
that fingerprint geochemical nature of the mantle materials, has been reviewed in conjunction with convective regimes.
The latest result of high spatial resolution has revealed that the mantle can be divided into the eastern and western
hemispheres, in terms of an anciently (several hundred million years ago) subducted fluid-component. The spatial
pattern is strikingly similar to the hemispherical seismic structure of the inner core. Based on these observations, a modelfor ‘top-down hemispherical dynamics’ is introduced, as a result of focused subduction towards the supercontinents thatexisted mostly in the eastern hemisphere from ~900 to 250 million years ago (i.e., Rodinia, Gondwana and Pangea). The
cooled domain of mantle may absorb heat from the eastern hemisphere of the core, resulting in faster growth andvelocity of the eastern half of the inner core. Such ‘top-down’ dynamics is consistent with the various types observations
and arguments (made in the first half of this paper) on mantle convection.
Key words : mantle, convection, continent, core, hemispherical structure
1．は じ め に場シールドの下に，生命の発生と進化をもたらしたユ

地球は，太陽系の近隣の兄弟惑星である火星や金星とニークな惑星である．地球のマントルは，全地球システ

比較しても大きく異なる特徴をもつ : 表層付近に液体のムに対して 70 % の質量，およそ 80 % の熱容量，50 % 以

水，特異な組成をもつ大陸地殻が存在し，プレート運動上の放射性熱源を占め（e.g., Buffett et al., 1996 ; Shubert etとそれに伴う活発な地震・火山活動，液体の外核と自励

al., 2001 ; 岩森，2002 ; およびその中の引用文献），地球最磁場を有する．より長期的には造山運動や大陸成長・移大のサブシステムを構成する．その熱-組成対流の地表動が起こり，表層環境に影響を及ぼしてきた．地球は，表現としてプレート運動を駆動し，沈み込みと湧き上がこれらの内部・表層付近の状態とダイナミクスおよび磁りを通して表層-内部を結ぶ物質循環を引き起こす．ま＊〒237-0061 神奈川県横須賀市夏島町 2-15
海洋研究開発機構地球内部物質循環分野
Department of Solid Earth Geochemistry, Japan Agency
for Marine-Earth Science and Technology, 2-15 Natsushimacho, Yokosuka, Kanagawa 237-0061, Japan.
＊＊〒152-8550 東京都目黒区大岡山 2-12-1

東京工業大学地球惑星科学専攻
Department of Earth and Planetary Sciences, Tokyo
Institute of Technology, 2-12-1, Oo-Okayama, Meguro,
Tokyo 152-8550, Japan.
e-mail : hikaru@jamstec.go.jp

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岩森

光

た，核の冷却強度とパターンを支配しながら地球磁場にき，本稿では，まずマントル対流の特徴を見通し良くと影響を与え，生命を含む表層圏と関わる．これらの点で，らえるために， (1) プラントル数（動粘性率と熱拡散率

マントルは，地球のユニークな構造や営みにおける中心の比）を無限大とし，慣性項を無視する近似， (2) ブジ的な役割を果たしている．

ネスク近似（浮力に関わる部分以外の項での密度変化が同時に，マントルの構造や対流がどのように (i) 表層なく，粘性による発熱を無視）， (3) 温度による密度変化の地殻，プレート，リソスフェア，および， (ii) 深部のコのみを考える近似を用いる．これらの近似のもとに，質アと関わるか，浅部から中心核までを一体化したシステ

量，運動量，エネルギーの保存則を表す方程式を無次元ムとして具体的にとらえることが，全地球ダイナミクス

化すると，の理解には不可欠である．例えば，大陸地殻は，マントル物質と比較して液相濃集元素に富み，マントル物質から直接的あるいは間接的に溶融などの物質分化過程を経て生成・成長してきたと考えられる (e.g., Rudnick andGao, 2003)．その結果として，地球質量の 0.5 % に満たない地殻は全地球の 40 % 前後の放射性発熱を担い（e.g.，∇⋅ v=0(1)∂τ+RaTδ
∂x

(2)

∂T
+v ⋅∇T=∇ T+ϵ∂t

(3)0=−∇P+

岩森，2002 ; Lay et al., 2008），元素分布およびエネルギーを得る．ここで v は速度ベクトル，P は圧力，τij は応力収支の上で重要な存在である．また，マントル物質よりテンソル，x は空間座標，T は温度，δij はクロネッカーも軽いため，高密度のマントルという流体に浮かぶ木片のデルタ（δi3 は i=3［鉛直方向］の時に 1），t は時間でのような存在として，より深部の対流と相互作用する．

ある．Ra はレイリー数，ϵ は無次元化された発熱量を表

さらにマントルよりも平均的に温度が低く硬いため，リす (Table 1)．

ソスフェアあるいはプレートの一部としての役割を担式 (2) の右辺第一項+第三項は，およそ重力場での浮う．従って，大陸，リソスフェア，プレートを含むマン

力・沈降力（以降，単に浮力）に対応し，第二項は粘性

トル-地殻系のダイナミクスを理解するためには，物質力に対応する．すなわち，粘性率が非常に大きいマント

分化，表面冷却による物性変化を内在する熱-組成対流

ルの対流運動においては，慣性項やコリオリ力は影響を系としてマントル対流を扱う必要がある．残念ながら，及ぼさず，対流の原動力は，重力場での密度変化が生み現状ではそのような総合的理解はまだ遠い．これらに迫出す浮力である．浮力が流れを誘起し，流れに伴う粘性

ろうとする試みには，必然的に多様なアプローチ，概念

力と浮力が釣り合うように速度場が決まる．流体に加わを要する．ここでは，まず，マントル対流の基本的性質

る力と変位速度場の関係性は構成則によって決まる．固を整理し，そこから導かれる特徴や問題点について述べ

体の流動が，拡散クリープに支配され，ニュートン流体

る．それらに基づき，上記の総合的描像に制約を与える（力と速度が比例関係）として記述される場合には，運動ための試みについて議論を行う．

方程式を速度に関する線形方程式として解くことができる．それ以外の場合（例えば，固体の流動が転位クリー

2．マントル対流の基本構造

プ等に支配される場合），マントルは非ニュートン流体

マントル対流は，連続体力学の枠組みで取り扱うこととして振る舞い，運動方程式自体が速度に関する非線形が可能である．具体的には，マントルを近似的に高粘性方程式となる．粘性率は温度，圧力，偏差応力，含水量

流体として扱い，その流れに関する質量，運動量，エネ（お よ び 相 組 み 合 わ せ や 鉱 物 粒 径）に 依 存 す る (e. g.,

ルギーの保存則をたてる．さらに，状態方程式と相平

Karato and Jung, 2003)．

衡・化学反応式（温度・圧力・組成に対する物質の状態・流れを生む原因である密度の効果は Ra に含まれてお反応の記述），構成則（力に対する流動応答の記述）を組

り (Table 1)，式 (2) の右辺第三項に従い，水平方向に密み合わせ，これらの基礎方程式を未知変数（例えば，温度変化がある時のみ流れを誘起する．密度変化は（ここ度，応力，組成，流動速度，相組み合わせ）について解には示さないが）状態方程式によって記述され，本来，

く．2 次元および 3 次元空間における時間発展問題は非圧力，温度，相の組合せ，組成の関数である．式 (2) は，線形であり，時空間について上記の基礎方程式を，初期・（ある圧力における）温度効果のみを含んでいるが（Ra境界条件のもとに離散化して計算機で解く必要がある

は温度変化を浮力の大きさに対応させる比例係数の意味（支配方程式の詳細かつ包括的な解説については，次の合いがある），組成の効果も同様に表すことが可能であ

論文や教科書を参照されたい : McKenzie et al., 1974 ; 本

る（例えば，Christensen and Hofmann, 1994）．

多，1997 ; Schubert et al., 2001）．これらの方程式に基づ

マントル物質の相平衡は，遷移層，上部-下部マントル

マントル対流と全地球ダイナミクス

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Table 1. Parameters and their representative values for mantle convection of the Earth (Shubert et al., 2001, andthe references therein).
表 1.

マントル対流に関わる変数と代表的な値（Shubert et al., 2001，およびその引用文献に基づく）．

境界，CMB（コア-マントル境界）付近での主要構成鉱物

いが，温度場を変化させることで，次の瞬間の流れ場をの相転移や，物質分化・元素分別の主要メカニズムであ変化させる．主に式 (3) の移流項を通して非線形性が生る溶融や脱水-加水反応などを記述する上で不可欠であじ，マントル対流の時間発展を複雑なものとしている．

り，一般に，与えられた条件（例えば，ある P，T，組成）

Fig. 1 は，仮想的な 2 次元矩形容積内のマントル熱対での熱力学ポテンシャル最小化問題として扱うことが可流の基本構造を模式的に示す．Fig. 1 では内部発熱はな能である．現状では熱力学データが不十分であり，多成い（式 (3) 中の ϵ=0）と仮定されている．温度は上面温分系としてのマントルに十分な精度で適応可能な段階に度 T0，底面温度 T1 (>T0) で固定され，底面から流入すは な い が，主 に 地 殻 内 部 の 変 成 作 用 を 対 象 と し たる熱が上面から排除される．底面付近で加熱されて浮力

THERMOCALC (Powell and Holland, 1988)，メルトを含むを得た部分が上昇流を形成し，上面に沿う水平流となっ相平衡に対応する pMELTS (Ghiorso et al., 2002)，比較的て冷却されて，沈降流に転じる．沈み込んだ物質は底面

汎用性の高い Perple X (Connolly, 2005) などが用いられに沿って水平方向に流れる間に加熱され，再び上昇流をることがある (e.g., Hebert et al., 2009)．現在，より正確形成する．すなわち，熱輸送と物質循環が起こる．Fig. 1

なパラメターやアルゴリズム (e.g., Ueki and Iwamori,

では，ブジネスク近似が用いられ，また流体の粘性一定，

2013, 2014) が探究されつつあるが，厳密な熱力学的定式

矩形容積の縦横比 ~1 を仮定しているため，流れは容積化から離れ，高温高圧実験データをより忠実に再現するの中心点に関して対称かつ定常である．プレート運動やよう相平衡をパラメター化して対流計算に組み込むこと

大陸移動の時空間における多様性から明らかなように，(e.g., Iwamori, 1998 ; Gerya and Yuen, 2003 ; Schmeling, 2006 ;実際のマントル対流はより複雑である（非対称性，非定Nakagawaet al., 2015) も目的に応じて行われている．

常性が大きい）．そうであるにも関わらず，Fig. 1 に示さ以上の支配方程式と補助方程式（状態方程式および構
成則）に基づき，マントル対流が駆動される様子を述べれる流れの構造，素過程およびそれらの間の関係性には一般性があり，重要である．

る．ここでは温度変化によってもたらされる変化に注目

Fig. 1 (a) において，等温線は，上下境界面に沿って密する．ある瞬間の温度場が与えられると，密度分布が決であり，大きな鉛直温度勾配が存在することを示していまり，式 (2) に従って流れ場が決まる．流れにより温度る．この部分を温度境界層と呼ぶ．これに対し，両側面場および密度分布が時間変化し（式 (3)）流れ場自体も変に沿った上昇流，下降流中での鉛直温度勾配は緩やかで化する．流れ場は，流れ場自身の履歴を直接には負わなあり，断熱的に上昇，下降が起っていることがわかる．

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Fig. 1. Basic structure of mantle thermal convection in the two-dimensional rectangular box (after Honda, 1997 ;Iwamori, 2002). (a) isotherm, (b) horizontally-averaged temperature at each depth, (c) schematic diagram
showing the convective structure. A constant viscosity and shear-free boundary conditions are assumed. T0=0 at
the top boundary. T1=1 at the bottom boundary, adiabatic at the two side boundaries are assumed. The dashedlines in (a) and (b) bound the thermal boundary layers at the top and the bottom.
図 1. 2 次元矩形容積内のマントル熱対流の基本構造 : (a) 等温度線， (b) 各深さでの水平方向の平均温度， (c) 対流構造の模式図（本多，1997 ; 岩森，2002）．粘性率は一定，周囲は自由すべりの境界条件を課している．上面温度 T0=0，底面温度 T1=1 で固定，側面は断熱，底面から流入する熱が上面から排除される． (a) と (b) の点線は，表層と底層の温度境界層（厚さ δ）に対応する．

これらの境界面沿いを除く容積中心部の大部分ではさらに温度変化が小さい．これらの特徴は，Fig. 1 (c) （鉛直δ=Ra  
D

and


u
=Ra 
κ/D

(6)

方向温度分布）にも表れており，上下境界付近の温度境

これらは規格化された境界層の厚さと移動速度に対応

界層と，中心部の等温部分が認められる．温度境界層内

し，いずれも Ra の関数である．この場合，D を一定にでは，鉛直方向の熱輸送は熱伝導のみによって起るため，保ったまま対流が激しくなる（Ra が大きくなる）と，境

直線的な温度勾配となり，この勾配が上面を通して系外界層は薄くなり速度は増加する．熱収支の観点からは，に排出される熱量を決める．Fig. 1 の場合，排出熱量は，対流が激しくなると上昇流および下降流による鉛直方向

温度境界層に移流によって持ち込まれる熱量と釣り合っの輸送熱量が多くなる分，境界層が薄くなって温度勾配ている．下面を通して系内に供給される熱量についてもが大きくなり，伝導による熱流量が大きくなって熱的バ同様の熱収支が成立する．これらの熱収支は，境界層のランスを保つ．逆に Ra が減少すると，境界層は厚くな

厚さと水平方向の広がりを δ，D とすると，り，対流が止まる際には伝導のみで熱が輸送され，全深ρC uδΔT〜

ΔT
D
δ

(4)

ここで CP は定圧比熱，u は境界層内での水平移流の速さで温度勾配は直線的になる．地球のマントル対流のRa は，平均的な物性を代入すると 106 から 108 程度と見積もられる (Table 1)．

さ，ΔT は境界層に対応する温度差，k は熱伝導率を表す．

方程式系 (1)〜(3) は，Ra と ϵ（内部発熱量に対応）のまた，境界層に働く浮力（境界層に沿って水平方向に生2 つの無次元数を含む．Ra の変化が Fig. 1（ϵ=0 であり，じる温度勾配とそれに伴う密度勾配が渦度を発生させて次に述べる Fig. 2 (a) に対応する）の基本的構造にどのよ流れを生む）と粘性抵抗の釣り合いから，α を熱膨張率，

うな影響を与えるかは既に述べた．もう一つの無次元数

g を重力加速度，µ を粘性率として，
ρgαΔTD〜μuδである ϵ の影響を Fig. 2 に示す．ϵ が大きくなると，下(5)面での給熱と上面での排熱とのバランスが崩れ，重力方向の非対称性が生じる．内部発熱の分，上面での排熱がを得る (McKenzie et al., 1974 ; Davies, 1999)．例えば，表多くなり，上面の境界層がより重要な役割を担い，全体層における「境界層に働く浮力」とは，プレートが冷却の流れを駆動する浮力・沈降力の源となる (Fig. 2 (b))．ϵ

されて密度が増し，沈み込もうとする力に相当する．式が十分に大きくなり，下面からの給熱が無視できる場合(4)， (5) および Ra の定義 (Table 1) から，には，温度境界層は上面にのみ発達する (Fig. 2 (c))．

マントル対流と全地球ダイナミクス

5Fig. 2 (b) に示す表面と CMB における境界層の違い
は，地震波のトモグラフィーからも示唆される（Fig. 3 ;Ritsema et al. (2011) のモデル S40RTS）．表層付近は地震
波速度の水平コントラストが大きいが，深さ 670 km の水平面で代表されるマントル内部はコントラストがほとん
どなく，CMB 付近でまた大きくなるものの，その強度は，表層付近に比べると 1/2〜1/3 程度である（Ritsema et al.,2011 に基づく）．地震波速度の変化 (ΔVP,S≡δ log VP,S) お
よび密度変化 (Δρ ≡δ log ρ) が温度変化 (ΔT ) による非調和効果（熱膨張効果）のみに由来すると仮定した場合，
地震波速度変化と密度変化を結ぶ係数 Cah≡(Δρ/ΔVP,S)ahは，−α/(ΔVP, S/ΔT) と表される（唐戸，2000）．熱膨張係
数 α は，深くなるにしたがって小さくなるため (Table1)，同じ ΔVP, S とΔT に対しては，深部ほど CahとΔρ は小さくなり，既に述べた表層と CMB の地震波速度コント
Fig. 2. Effects of internal heating on the basic structure ofmantle convection (modified from Davies, 1999). Black
arrows indicate material flow, and red arrows indicate
heat flow. (a) ϵ = 0 : heated from below and cooled
from above, with no internal heating, (b) ϵ ~1 : heat
supply from below with the same amount of internal
heating, (c) large ϵ : internal heating only (no heat
supply from below).

ラストおよび表面積の違い（いずれも表層付近が数倍大

図 2. マントル対流の基本構造におよぼす内部発熱の効果を示す模式図（Davies, 1999 から改変）．黒い矢印は物質の流れ，赤い矢印は熱の流れを表す．
(a) 内部発熱なし（熱は下面から供給され，上面から排出される）， (b) 内部発熱量と下面からの熱供給量が同程度の場合， (c) 下面からの熱供給なしで，内部発熱量が上面から排熱される場合．

Tromp, 1999) ことも示されており，非弾性効果や組成効きい）を考え合わせれば，CMB 近傍で生じる浮力の絶対値は，表層で生じる浮力の数分の一から 1/10 倍程度と予想される．一方，地震波速度構造と重力異常の観測から推定される Δρ/ΔVP,S は，非調和効果のみの予測 Cah より全体的に低く，かつ，表層と D層では系統的な差は見られないか，または深部では負の値をとる (Ishii and果を考慮する必要性を強く示唆する（唐戸，2000 ; Forteand Mitrovica, 2001）．この場合にも，マントル深部のΔρ/
ΔVP,S の絶対値は表層付近と同等か小さく，従って CMB
近傍で生じる浮力（式 (5)）の絶対値は，表層付近よりも有意に小さいと推定される．以降の章では，これらのおおまかな推定が，他の観測や理論とどのように関連する

実際の地球は，ϵ=1〜10 程度と考えられ (Table 1)，こかを検討する．

れらの値は地球反ニュートリノの観測から制約される値と整合的である (The KamLAND Collaboration, 2011)．ま3．マントル対流の実相たコアには主要放射性元素 (U, Th, K) は含まれにくいこマントルの構造と対流のダイナミクスは，2 章で述べと（例えば，K は 40 ppm 以下，発熱量は 0.17 TW 以下と推た理論や地震波速度構造に加え，さまざまな観測から制定，Watanabe et al., 2014）を考えると，定性的には Fig. 2 (b)約される．ダイナミクスを直接的に反映する現象は，プのような構造を有すると考えられる．CMB を通してコ

レート運動や大陸移動であり，地震の分布や GPS を含アからマントルに供給される熱流量は，5〜15 TW (e.g.,

む宇宙測地学による観測 (e.g., Bird, 2003 ; DeMets et al.,Lay et al., 2008) と見積もり幅が広いが，地表での地殻熱

2010)，複数の大陸に連続する大規模な地質学的構造や流量 46±3 TW に占める割合は約 1/9〜1/3，地殻内発熱

古地磁気による復元などにより，さまざまな時空間ス(~8 TW) を差し引いた熱流量と比べても約 1/8〜1/3 とな

ケールで制約されている (e.g., Scotese, 2004 ; Li et al.,り，定性的には Fig. 2 (b) と整合的である．また，表層の2008)．それらの表層変動はマントル対流の地表表現に

プレートは，大陸の根（テクトスフェア）を除けば，厚他ならないが，アセノスフェア対流のプランフォーム（上さは 100 km 以下であるのに対し，CMB 直上に発達するから眺めたときの表面での動きと構造）には一致しない

D層の厚さは，300〜400 km であり (e.g., Lay and Garnero,と考えられる（後述）．地球内部の温度や地殻熱流量の2007)，境界層の厚さの観点からも，Fig. 2 (b) の構造を支

観測は，温度構造や熱の輸送効率の面からマントル対流

持する．

を制約するとともに，諸物性の温度依存性を評価する上

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岩森

光

Fig. 3. Seismic (shear wave) velocity structure at the depths of (a) 70 km, (b) 670 km, (c) 1,700 km, (d) 2,891 km(based on Model ‘S40RTS’ of Ritsema et al., 2011). Color coding indicates the relative velocity of ±3.0 % (bluefor the faster velocity, and red for the slower velcity).
図 3. 全マントル地震波（S 波）トモグラフィー（Model S40RTS ; Ritsema et al., 2011 に基づく）．各深度での相対速度を示し， (a) 70 km， (b) 660 km， (c) 1,700 km, (d) 2,891 km に対応する．カラースケールは(a)-(d) とも共通で，±3.0 %（青が +（高速），赤が −（低速））を示す．

マントル対流と全地球ダイナミクス

7でも重要である．マントル対流の原動力をもたらす密度
不均質は，地震波や電磁波のトモグラフィーおよびマントルに由来する岩石や鉱物の物質科学に基づいて推定されている．粘性構造を仮定すれば，このようにして推定された密度不均質構造から，流れ場および地表や地球内部境界（660 km 不連続や CMB）の変形およびジオイドが計算できる．転じて，観測されるジオイドをうまく説明する地球内部の粘性構造と流れ場を求めることができる (Hager, 1984 ; Hager and Clayton, 1989)．上 に 挙 げ た
個々の手法とデータは，地球内部のどのような特性，時空間スケール，場所に対して情報を持つかが異なる．例
えば，地殻熱流量，重力，地震波-電磁波トモグラフィー
は，現在の地球の構造についての情報をもたらし，地質や岩石に記録された構造や組成は過去の履歴を示す．一
般には，それらを組み合わせることにより，より厳しい制約が課せられ，実相に近い描像が得られるはずである．
しかし，現状では，次の 3 点に関連する主要な観察結
果でさえ整合的に，あるいは説得力をもって説明するこFig. 4. A sketch of the temperature distribution beneath a
spreading ridge axis, showing passive features underlain
by mantle of a constant potential temperature, rather
than active features with upwelling hot plume (from
McKenzie and Bickle, 1988).
図 4. 海嶺下の温度構造推定図（McKenzie and Bickle,
1988 より）．海嶺下は平均的なポテンシャル温度をもつマントルが受動的に上昇し，マントル深部の高温物質の湧き出し口ではないことを示している．

とが難しい : (1) プレートの実体，その運動の原動力と応力分布， (2) マントル対流の大局的構造（2 層対流か全海溝-海溝）では，拡大しつつある海嶺軸が海溝にぶつか

マントル対流か）， (3) コアとマントルの相互作用，の 3

り，沈み込みつつある．また三重会合点以南でも，過去点である．これらの点は，地球内部の主要な境界面（表数千万年間に海嶺が沈み込んだと考えられる (Cande and面，660 km 不連続面，コア-マントル境界面）とその周辺

Leslie, 1986)．中米，北アメリカ西海岸，パプアニューギに広がる境界層に関連する．以下では，これらの境界のニア島東沖の Woodlark Basin でも海嶺沈み込みが比較的性質に着目しながら上記問題点を説明し，そのことに最近 (~10 Ma) に起こったと考えられる． (3) 海嶺の分よってマントル対流の構造と現状の理解を概説する．

布と地形は，線的かつ多くの断裂帯によってセグメント

3-1

プレート運動とアセノスフェアの対流

Fig. 1 に示される上昇流の湧き出し口から水平流に転化されていること．比較的高い Ra を有する熱対流の典型的な幾何学は，ベナール対流セルにみられるように，じる流れは，一見，海嶺でのプレートの生成とその水平

湧き出し口は点的，沈み込む場所は線的な形状をもつ．

運動に対照させられるように思われる．式 (6) および粘性の温度依存性が高い場合には特にその傾向が認めら

Table 1 に基づけば，この運動速度と温度境界層の厚される (White, 1988)．この観点からは，マントル対流の湧は，数 cm/年から数十 cm/年，および数 km から数十 km

き出し口はホットスポット，沈み込み場所は海溝に対応となり，やや速度が大きく厚さは薄いものの，およそプすると考えるのが妥当である．また，「断裂帯によってレートの運動速度と厚さに一致する．しかし，以下に述セグメント化された拡大軸」の地形的特徴は，パラフィ

べる複数の証拠は，海嶺は熱対流の湧き出し口ではないンを用いた「プレート伸張」のアナログ実験によって再ことを示唆している．

現され，プレート拡大の原動力として，熱対流ではなく，(1) 海嶺下マントルのポテンシャル温度は，平均的なマントルのそれと同じ程度であること．海洋底の地殻熱

受動的な引き伸ばしが重要であることが指摘されている(Oldenburg and Brune, 1972)．

流量は，プレートモデルと温度境界層モデルのいずれの

これらの観察，実験に基づく証拠は，プレート運動と場合にも，一定のポテンシャル温度をもつマントルの冷

アセノスフェアの対流運動が，少なくとも部分的には一却として説明が可能である（例えば，McKenzie, 1967）．

致していないことを示唆する．海嶺は，アセノスフェア

また，海嶺玄武岩 (MORB) の生成温度圧力条件からも，の対流構造とは無関係に，リソスフェアの弱い場所ある

海嶺下マントルのポテンシャル温度は ~1,300 度と，平均いは応力が集中する場所が受動的に引き裂かれ，「平均的なマントルと同程度と見積もられる (Fig. 4 ; McKenzie

的なポテンシャル温度」をもつマントルが引きずり上げ

and Bickle, 1988)． (2) 海嶺は，拡大しながらも沈み込むられている場所であると解釈される．海嶺下の深部に場合があること．現在，南米チリ沖の三重会合点（海嶺-は，「低速度の根」がない (Fig. 3) こともこれを支持する．

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光

リソスフェアとアセノスフェアのデカップルの原因は良

るいは同位体組成において顕著に異なる．従って，沈みく分かっていないが，液体を含む低速度層や両者の含水込むスラブは地球の表層と深部をつなぐ物質循環をもた量差に起因するレオロジーの違いなどの要因が提案され

らし，地球の物質進化とも関わる．

ている (e.g., Kawakatsu et al., 2009 ; Karato, 2012)．これら

マントル対流の大構造については，いくつかの対立すのデカップリングは，ホットスポット系に対して（言いる（あるいは整合的説明が難しい）証拠が存在し，それ換えるなら，アセノスフェアに対して），プレートが全体

らに対応する両極端なモデルとして二層対流（上部と下として西方移動していること，すなわち一次のトロイダ部マントルが独立に対流）と全マントル対流モデルがあル成分を有すること (Minster et al., 1974) と調和的である．

る．この西方移動は，大陸下と海洋下でのマントル粘性

地震波トモグラフィーの結果とその鉱物学的およびダ率の大きな違いに起因し，太平洋西側と東側の沈み込み

イナミクスの解釈からは，現在の地球では，多くのスラの特徴の差（例えば，マリアナ型とチリ型にみられる沈ブは一度 660 km 付近で横たわり（stagnant slab と呼ばれみ込み角度や海溝-島弧-背弧系の構造の違い）を生み出る），その後下部マントルに落下すると考えられているしているというモデルも提出されている (Ricard et al.,(Fukao et al., 2009)．深さ 660 km の地震波不連続面は，

1991)．一方，プレートの沈み込みは，沈み込んだスラブ

鉱物の相転移（カンラン石組成鉱物のスピネル構造-ポの分布や形状から，アセノスフェア内の大規模な流れにストスピネル構造転移）に関係し，その相転移曲線は負合 致 し て い る と 考 え ら れ る が (Hager and Oʼ Connell,のクラペイロン勾配 (dP/dT) をもつため，熱対流を阻害

1978)，沈み込み口（海溝）自身も移動する．これらの観する働きがある (Christensen and Yuen, 1985 ; Nakakuki et

測や推定は，マントル対流の地表表現に他ならないプ

al., 1994)．また，postglacial rebound に伴う海水準変動，

レート運動が，地球内部の運動と単純には一致せず，プ

重力やダイナミックトポグラフィーの観測などから，下レート運動の原動力およびアセノスフェアの対流運動と部マントルの粘性率は上部マントルの 10-100 倍程度大の関係性は，依然として enigmatic であることを示す．

きいと推定されており (Schubert et al., 2001 ; Forte and

硬い殻としてのリソスフェアは，アセノスフェアと力

Mitrovica, 2001)，負のクラペイロン勾配と合わせ，stag-

学的に異なる挙動を示すと同時に，地球内部からの熱排

nant slab 形成要因と考えられている (e.g., Yoshioka and出を妨げるふたとしての役割も大きい．特に，地球史にNaganoda, 2010)．対流の数値シミュレーションおよび下おいて複数回形成されたと考えられる超大陸は，その保部マントル中の高速度領域の分布（沈み込んだスラブと温効果により超大陸下での上昇流の発生および横長の対解釈されている）からは，stagnant slab もいずれは下部マ

流セルの形成を誘起し，地球全体の流れ場やその変動のン ト ル に 沈 む と 推 定 さ れ て お り (Tackley et al., 1993 ;リズム（ウィルソンサイクル）をコントロールしうる

Bunge et al., 1996 ; Fukao et al., 2009)，上記の観測・解釈（e.g., Gurnis, 1988 ; 松 本・竹 広，1999 ; Yanagisawa andの帰結は「660 km 付近での一時停留を含む全マントル対

Hamano, 2003）．近年，大陸の離合集散を含む 3 次元マ流」モデルであるといえよう．

ントル対流シミュレーションも行われるようになり，定上記の「沈み込み」方向の流れに対し，上昇流につい

量的な議論が展開可能となりつつある (e.g., Yoshida,ては基本的な構造さえ未解明である．一般に，いわゆる2013)．大陸域と海洋域での大きなレオロジー変化，プ「ホットスポット」はマントルプルーム（マントル深部か

レート収束と発散に関わる力学の違い，メルトや水溶液

らの，比較的狭い流路をもつ上昇流）に由来すると考えなどの粘性や密度を大きく変化させる液体の働き，超大られているが，プルームを必要としない浅部起源説も主

陸リソスフェアによるブランケティング作用などが重な張されている（両者の討論の一部は，例えば，Hofmann

り合うことにより，表層のリソスフェアシステムとアセand Stanley (2007) を参照）．ホットスポットがプルーム

ノスフェアシステムが相互作用し，対流システム全体にに由来する場合にも，660 km または CMB，あるいはそ大きな影響を及ぼすと考えられる．

の両者に端を発し，温度不均質あるいは組成不均質によ

3-2

二層対流と全マントル対流る浮力によって上昇を説明する様々なモデルが存在する

沈み込んだスラブが地球内部をどのように循環するか(Hofmann, 1997, 2003)．海洋島玄武岩（ホットスポット

は，マントル対流の構造や熱輸送を理解する上で重要でに対応）の同位体組成からは，マントル深部まで沈み込ある．同時に，スラブは物質科学的な不均質をマントル

んだ海洋地殻（主には玄武岩）が，その放射性元素の多に持ち込む : 海洋地殻（変質・水和した海洋玄武岩，堆積

さゆえに発熱して自らを温め，その結果としてプルーム物（陸源および海洋性）を含む）および海洋プレートのを生成するというモデルが有力である (Hofmann and

マントル部分は，いずれも平均的なマントルとは化学あWhite, 1982 ; Christensen and Hofmann, 1994)．一方，地震マントル対流と全地球ダイナミクス

9波トモグラフィーにより検出されるホットスポット下のあたり，マントルダイナミクスに重要な境界条件を課す．

低速度層の分布に基づき，プルームの発生深度，径およ

ここでは，マントルが大きく物性や化学組成が異なる流び形状（径の鉛直方向変化，分岐や水平方向の折れ曲が体（液体の金属）と接するという点で地表に似る（ただりなど）が議論されている (e.g., Montelli et al., 2004 ;し重力に対して逆向きの配置）．地表付近では，温度境

Zhao, 2007 ; Suetsugu et al., 2009 ; French and Romanowicz,

界層が存在するのと同時に，地球内部から比較的軽い物2015)．しかし， (i) ホットスポットごとの多様性が大き質（例えばマグマ）が地表に向かって上昇し，しかし大く，かつホットスポットの性質（噴出量や地球化学的特

気や海水よりは重いために「地殻」という化学的不均質徴）との対応関係などの系統性は不明である， (ii) トモが生成される．一方，マントル中に存在する比較的重い

グラフィーのイメージ自体がモデルごとに異なり，例え物質（例えば沈み込んだスラブ物質）は CMB に向かっば同じホットスポットについても，推定される発生深度て沈降し，しかしコアよりは軽いために CMB 付近に熱が異なるなど，どの深さからどのような原因で上昇して的あるいは化学的不均質を生成すると予想される (e.g.,

くるのかを，十分に制約できてはいない．

Christensen and Hofmann, 1994 ; Nakagawa et al., 2009)．

上昇流の空間分布や発生機構に不明な点が多いもの

地表付近の岩石，地殻物質が水や大気と化学反応を起の，沈み込みが下部マントルに及ぶ限り，マントル全体

こし（風化や熱水変質），その組成を変化させるのと同様が一つの対流システムをなす．一方，地球全体の地球化に，マントル物質と液体金属との化学反応も不均質性を学的な制約（元素のマスバランス，および同位体のバ生む要因となりうる (Maruyama et al., 2007)．そのような

3ジェット（始原的 He の存在を含む）; e.g., Allègre, 1997）

反応が広範に起こっているとすれば，CMB 付近の境界を総合すると，おおまかには，地殻物質と地殻物質成分層からもたらされた可能性のあるプルームと，それに対に枯渇したマントル，および比較的始原的なマントルの応する海洋島玄武岩 (OIB) に，コア-マントル間の反応存在が示唆される．さらに，それらの空間分布や体積をを示す何等かの化学的証拠が残っているかもしれない．

推定すると，二層対流とおよそ整合的であり，前節で述

かつて Oversby and Ringwood (1971) がコアの形成過程をべた「660 km 付近での一時停留を含む全マントル対流」

U-Pb の分別と Pb 同位体比から論じたように，OIB 中のとは矛盾する (Hofmann, 2003)．現在，地球化学的データ

親石性元素と親鉄性元素を親娘（あるいは娘親）元素にと全マントルに及ぶ対流構造を整合的に説明しようとす

もつ 186Os/188Os（Re-Os 分別を反映），あるいは182 W/183 W

る試みがなされている．その一つは，Ra が高い過去に（W-Hf 分別を反映）を調べることで，コアとマントルのおいては二層対流が卓越し，Ra の低下によって，現在は反 応 の 可 能 性 を 調 べ る 試 み が な さ れ て い る (e. g.,

二層対流から全マントル対流へと遷移しつつあるというBrandonand Walker, 2005 ; Hawkesworth and Scherstén, 2007 ;モデルである (Allègre, 1997)．二層対流から全マントル

Takamasa et al., 2009)．現在までのところ，それらの化学対流への遷移は，パラメター化対流モデル（2 章で述べ的特徴は複数の解釈が可能であること，および深部由来た境界層の厚さや熱輸送の関係（例えば，式 (6) に基づと考えられる OIB に有為な異常が見つからない場合もき，熱輸送効率を表すヌッセルト数などの変数をパラメ

多いことなどから，このアプローチからの明瞭な制約はターとして地球内部温度の時間発展を常微分方程式とし得られていない．

て表すモデル）を用いた地球史を通しての熱史の研究か

地震学的観測に基づけば，この CMB 近傍の領域では，らも示唆されている (e.g., Honda, 1995)．しかし，その他

D層を含む P 波，S 波の不連続面，ultra-low velocity zonesにも，比較的始原的な物質は密度が高いためにマントル(ULVZ)，large low S-wave velocity provinces (LLSVP)，強下部に沈積し，全マントル対流によっても部分的にしかい異方性など，様々な特徴が見られる (Lay and Garnero,

上昇しないというモデル (Kellogg et al., 1999 ; Lee et al.,2004, 2007)．これらの特徴に基づいて，温度・化学的不2010)，コアに始原的な成分（主に希ガス成分）を求める

均質，perovskite から post perovskite への相変化とマント

モデル (Porcelli and Halliday, 2001)，含水マントルが上昇

ルダイナミクスへの影響が議論されている (Hirose et al.,する時に 410 km 不連続面で溶融し，水やそれに伴う元2007)．例えば，沈み込んだスラブは，周囲よりも低温で素を濾し取ることで全マントル対流と地球化学データをあると同時に，海洋地殻物質に代表される化学的不均質

同時に説明しようとする「water-filtering model」 (Bercoviciをマントル深部にもたらし，もしそのような下降流がand Karato, 2003) など，さまざまなモデルが提出されてCMB まで達するなら，LLSVP を含む CMB の不均質と過いるがまだコンセンサスを得ていない．

去の沈み込みの蓄積が対応付けられる (Maruyama et al.,3-3

コアとマントルの相互作用

コア-マントル境界 (CMB) は，マントル対流の底面に2007 ; Hirose et al., 2007)．ULVZ の存在は，CMB 近傍での溶融を示唆すると同時に，もし溶融が起こっているな

10

岩森

ら，それは初期地球に存在した可能性のあるマグマオー
シャンの名残りであり，地球化学的リザーバーとしても重要なはずであるという推定がなされている (Labrosse
et al., 2007)．また，CMB が温度境界層として大きな温度

光
Table 2. Comparison between seismic tomography andgeochemical probe.
表 2. 地震波トモグラフィーと地球化学プローブの比較．

勾配をもつ場合には，圧力増加とともに perovskite →post perovskite → perovskite 転移が起こる可能性があり(double［phase boundary］crossing，Hernlund et al., 2005)，
地震波速度構造と温度構造の対比がなされている．
以上の様々な観測や解釈には，不確実要素や矛盾点も多い．例えば，P 波，S 波の不連続面は，地域によって出現する深さや速度変化の極性が異なり，また P 波と S 波

2007, 2012 ; Ritsema et al., 2011 ; and the references therein)．

の不連続が同時に出現するとも限らない (Lay and Garnero,

しかし，これらの LLSVPs がどのような原因で低速度と2004)．太平洋およびアフリカ下に存在する LLSVP は，なっているのか，その化学組成，形成機構と時間発展に「スーパープルーム」の証拠とみなされることもあるが，ついては直接的情報に乏しい．

その成因と役割は未解明である．太平洋下の LLSVP に

一方，地表に噴出する比較的年代の若い玄武岩質マグ

は，double crossing に対応するとされる地震波不連続面

マの組成，特にその同位体比は，溶融時にマグマと残存が検出されているが (e.g., Lay and Garnero, 2007)，もし固相の間でほとんど分別せず，現在のマントル同位体比

LLSVP が高温のスーパープルームに対応するなら，二組成を直接反映し，物質科学的情報を直接得ることがで重の相転移は起こらないはずである．LLSVP 内部の構

きる（本稿では，これを「地球化学プローブ」とよぶ）．

造と物性の詳細な検討や側面のシャープさから，化学的人体に例えるなら，血液検査に相当し，その成分から現不均質，例えば沈み込んだスラブ物質が速度異常が主要在の状態を推定可能であると同時に，何を摂取したのか，因と考えられている (e.g., Ohta et al., 2008 ; Nakagawa et

その履歴も推定可能である．実際，マグマに含まれる放al., 2012)．ただし，同じ温度圧力では，スラブの玄武岩

射壊変起源の同位体比と親娘元素の量比から，マントル

質物質は周囲のペリドタイト質物質よりも大きな地震波

ソースがどのような物質分化を経験したのか，分化後の速度を示し (Xu et al., 2008)，LLSVP が玄武岩のパイルあ

経過時間も含めて推定可能である（後述）．一方，地球化

るいは slab graveyard (Maruyama et al., 2007) に対応する

学プローブの空間解像度は，火成岩の産出場所に限られとすれば，玄武岩の保持する放射性物質により高温を獲るためあまり高くなく，特に深さ方向の解像度は，マグ得し，低速度を呈していることが示唆される (Forte andマをもたらしたマントル物質の起源推定に依存し，不確

Mitrovica, 2001 ; Nakagawa et al., 2012)．いずれの場合に実性が大きい（例えば，海洋島玄武岩をもたらしたと考も，Fig. 3 に示したように，表層よりは不均質性の強度えられるプルームの発生深度の推定に依存する）．従っ

は弱く，部分的に ULVA のように極端に遅い場所も存て，「地震波トモグラフィー」と「火成岩を用いた地球化

在するが，そのグローバル平均強度は±2 % 程度であり，

学プローブ」は相補的な関係にあり (Table 2)，両者を総

表 層 約 100 km 付 近 の 平 均 7 % よ り も 顕 著 に 小 さ い

合することで，より確からしい地球内部の物質循環とダ(Ritsema et al., 2011)．CMB とその周辺のダイナミクス

イナミクスの実像に迫ることができるのである．

の描像は，地震波による観測，高温高圧実験，対流シミュ

Allègre は，このような地球化学プローブの重要性にいレーションなど，さまざまな観点からさらに検証される

ち早く注目し，地球内部物質循環を定量化する「Chem-

べきものといえよう．

ical Geodynamics」 (Allègre, 1982) を提唱した．また，質量分析の技術が進み，同一試料について複数の同位体比

4．地球化学プローブとマントルの不均質構造が測定され，かつグローバルに試料分析が進み，マント

地震波トモグラフィーは，地震波速度の空間変化を 3

ル不均質の実体が把握されるようになってきた．特に，次元的に高解像度でとらえることができ，人体に例える

大陸地殻物質の影響が少なく，マントル組成をとらえやなら，CT スキャンにより骨や内臓の位置や形をとらえすいと考えられる海洋域の玄武岩（海嶺玄武岩［MORB］

ることに相当する．例えば，太平洋や南アフリカの下のと海洋島玄武岩［OIB］）についての解析が進み，地球内マントル最下部付近に存在する低速度領域 (LLSVP) は，部には多様な同位体不均質が存在し，それらは地球表層

具体的手法の異なる複数のトモグラフィーモデルでも共付近や深部における元素間の分別と対流による循環を表通に検出されている (e.g., Lay and Garnero, 2007 ; Takeuchi,

していると解釈されるようになってきた (Hofmann andマントル対流と全地球ダイナミクス

11White, 1982 ; White, 1985 ; Zindler and Hart, 1986)．例 えFig. 5 は，それぞれの不均質モデルに対応する概念図

ば，地球史を通してプレートテクトニクスが起こっていである．モデルの呼称は必ずしも引用文献の著者自身がた と す れ ば，沈 み 込ん だ 海 洋 地 殻 を 構 成 す る玄 武岩

主張しているものではなく，下記の点に注目してここで(MORB) の総量は，マントル全体の 11 % 以上と考えられ分類されたものであることに留意されたい．

る (Komiya, 2004)．この多量の「不均質」物質は，コア-一つの重要な視点は，上記の不均質が良くかき混ぜらマントル境界付近に「砂山」のように沈積しつつ，放射れてマクロには均質化するかどうかである．(a) の two-性元素に比較的富むために自己加熱とプルーム形成を起layered model と (b) の stratified/zoned mantle model は鉛直

こし，海洋島玄武岩となって地表に循環しうる (Hofmann

方向のマクロな不均質構造を含意する．ただし，(a) はand White, 1982 ; Christensen and Hofmann, 1994)．このよ

分離した上部マントル内と下部マントル内の各々では均うな過程を通して，地球内部の構造形成・物質循環に大質化が起こると仮定するが，(b) では，上部-下部マント

きな役割を果たしていると推測されている．

ル間，あるいは想定される層間の物質交換は leaky に起

また，同位体比や化学組成の特徴から，海洋地殻玄武

こり得て，自然にマントル底部付近に高密度の物質が沈岩以外にも，遠洋性あるいは陸源堆積物，大陸の上部地積するという考え方である．(c) の plum-pudding mantle

殻および下部地殻物質，大陸下のリソスフェアマントル

では，特にスケールが述べられておらず（ただし，Zindlerなどがマントル対流に取り込まれ，循環しているのでは

et al. (1984) では，cm から km スケールと推測を述べてと推定されている（e.g., Hofmann, 2003 の review を参いる），plum が注目するサイズより大きければマクロ不照）．さらに，これらの物質が沈み込んでいく際の脱水-

均質，小さければいたるところ同等に不均質をもちうる．

加水過程は，沈み込む物質の親娘元素比を大きく変え，Marble-cake mantle は，対流理論に加えて，次のような実

その後マントル中を循環する過程で大きな同位体比変化

際の岩石産状に基づき，マクロな均質化を含意する : かを生み，グローバルなインパクトがあると考えられていんらん岩岩体中の輝岩（peridotite 中の pyroxenite）の cm

る (Chauvel et al., 1995 ; Kellogg et al., 2007 ; Iwamori andから数十 cm スケールの薄層の繰り返しは，対流に伴うAlbarède, 2008 ; Ikemoto and Iwamori, 2014)．玄武岩とし引き伸ばしと折り畳み（後述の stirring）と解釈されうるて観測される同位体比のうち，極端な組成，あるいはト(Allègre and Trucotte, 1986 ; Toramaru et al., 2001)．ただレンドが集中するように見える組成をマントルの地球化

し，階層構造はどのモデルにも内在される点に注意すべ

学的端成分とよび，DMM［depleted MORB］，EM1 and EM2

きである : 例えば，既に述べた通り，(c) や (d) は plum

［enrichedmantle I and II］，HIMU［high (238 U/204 Pb)t=0］，や薄層がいろいろなサイズや厚さで分布し，長波長構造

and FOZO［focus zone］or ‘C’［commoncomponent］(Zindlerと短波長構造の両方の成分を含みうる．また，これらのand Hart, 1986 ; Hart et al., 1992 ; Hanan and Graham, 1996 ;要素を時空間でハイブリッドすることも可能である :Workmanand Hart, 2005)，などがその代表的なものであplum の数密度が深部ほど増加し，メソスケールでは比る．これらの特徴をもつ試料は，組成が極端 = 元素分

較的均質だがマクロには不均質構造をもつモデルも提案

別過程が「拡大」されてみえるため，注目を集めやすい．

されている (Albarède, 2009)．すでに述べた上部マント

そのような端成分は，過去のある特定のイベント（物質

ル-下部マントル二層対流から全マントル対流への移行

分化）に伴って生成されたと解釈されうる一方，連続的モデル (Allègre, 1997) もその一つである．

な不均質の生成・沈み込みと，それらの循環・撹拌（均いずれの場合にも，固体内の元素拡散は一般に遅く，質化）の釣り合いで同位体不均質構造が決まる，という地球の年齢と同じ時間をかけ，かつ数 % 程度部分溶融

考え方・統計的解析方法もある（後述）．

した系を想定しても，1 km 以上の不均質構造を元素拡散

化学的不均質が存在することは確実である一方，そののみで均質化することは難しいと見積もられている (e.g.,

物理的な大きさや広がりについては様々な解釈が並び立Zindler and Hart, 1986)．パイこねのように，機械的引き伸

ち，コンセンサスを得ていない (Hofmann, 1997 ; Tackley,

ばしと折り畳みにより，マクロには均質化される（しか2000)．例えば，次のようなモデルが提唱されている : (a)しミクロには不均質が残る）作用を stirring と呼ぶこと

two-layered mantle model (e.g., OʼNions et al., 1979 ; Jacobsenがある．数値シミュレーションに基づけば，stirring によand Wasserburg, 1979)，(b) stratified/zoned mantle model

るマクロな均質化の時定数は，数億年から 20 億年程度

(Hofmannand White, 1982 ; Kellogg et al., 1999 ; Tackley,と，対流の境界条件やモデル設定に強く依存し，定量的2008 ; Albarède, 2009)，(c) plum-pudding mantle model

コンセンサスは得られていない (Hofmann and McKenzie,(Morris and Hart, 1983 ; Zindler et al., 1984)，(d) marble-cake1985 ; Davies, 2002)．一方，地球史を通しての表層環境

mantle model (Allègre and Trucotte, 1986)．

の変遷と，それらに対応する表層物質のリサイクリング

12

岩森

光

Fig. 5. Schematic illustrations showing different concepts of mantle geochemical heterogeneity. (a) two-layered
mantle model, (b) stratified/zoned mantle model, (c) plum-pudding mantle model, and (d) marble-cake mantle
model. (a) and (b) illustrate the whole mantle, while (c) and (d) are not-to-scale illustrations. The portions withdifferent (shades of) colors in each model may indicate geochemically distinct materials (e.g., those depleted orenriched in incompatible components), but do not represent specific mantle geochemical end-members (e.g.,
DMM, EM). See the main text for the details and references.
図 5. マントルの地球化学的不均質に関する異なる概念を示す模式図． (a) two-layered mantle model, (b)stratified/zoned mantle model, (c) plum-pudding mantle model, and (d) marble-cake mantle model を示す． (a)と (b) は全マントルスケールの概念図であるが， (c) と (d) はスケールのない概念図であること留意されたい．各図において，色（濃淡）の異なる部分は，地球化学的に区別しうる部分（例えば，液相
濃集元素に乏しいあるいは富む部分）を表すが，特定のマントル地球化学端成分（例えば，DMM やEM）を表すものではない．詳細および対応する文献は本文を参照のこと．

に注目した同位体トレーサーに基づく議論（e.g.，硫黄同を複数回蒙りつつ均質化も複数回蒙った場合では，仮に位体の非質量依存分別 (Cabral et al., 2013)，U の濃度や平均値が同じでも，データ全体の分布およびリサイクリ

同 位 体 比 の 変 化 (Hanyu et al., 2014 ; Andersen et al.,

ングに要する時間見積もりが，両者で異なるからである．

2015)）も存在するが，示唆されるリサイクリング時間に実際，見かけのアイソクロン年代がおよそ 20 億年であは大きな幅があり，一致を見ていない (Woodhead, 2015)．

る 206 Pb/204 Pb-207 Pb/204 Pb のデータ分布とその平均勾配

このような地球化学的特徴を解釈する上で，重要と考は，ずっと短いリサイクリングインターバル（~6 億年）

えられるのは，元素濃度や同位体不均質が，過去の一つを意味する可能性がある (Rudge, 2006)．また，Sr-Nd-Pbのイベントで生じたと考えるのではなく，連続プロセスの 5 同位体比の統計的構造は，2 つの主要な分別機構を（例えば，連続的な海洋地殻の生成と沈み込み）として捉示唆し，かつそのうちの一つ（脱水-加水反応に対応する

えるのが自然だという点である．その場合，ある同位体と考えられる分別）は，数億年の比較的短いリサイクリ

比の極端な値のみに注目するのではなく，データ全体のング時間を示唆する (Iwamori et al., 2010)．

広がりや構造（例えば歪度や尖度のような正規分布から不均質の実体に迫るために，データの全体構造や統計のずれ），および同位体比同士の相関を含めて解析する的性質を見る試みはこれまでにもなされてきた (e.g.,

必 要 が あ る (Rudge et al., 2005 ; Iwamori and Albarède,

Zindleret al., 1982 ; Allègre et al., 1987 ; Hart et al., 1992 ;

2008)．データ全体を対象とした解析結果は，「地球化学

Meibom and Anderson, 2002 ; Rudge et al., 2005 ; Iwamori

端成分と，それに対応する過去の 1 つのイベントを仮定

and Albarède, 2008 ; Iwamori et al., 2010)．これらの研究にする解析」（ある意味でのモデル年代解析）とは大きく異は，いくつかの重要な問題点があった．その一つは空間なりうる : 例えば，一度だけ分別を受けた場合と，分別解像度である．全球の若い玄武岩を対象とした Sr-Nd-

マントル対流と全地球ダイナミクス

13Fig. 6. Index map showing the data distribution for young (mostly Quaternary) basalts (Iwamori and Nakamura,2015). Mid-ocean ridge basalts (MORB, red), ocean island basalts (OIB, green), arc basalts (AB, blue), andcontinental basalts (CB, orange). Solid lines indicate the tectonic plate boundaries (Bird, 2003). Representative
locality names are shown. The central longitude of this map is 160° E.
図 6. データ解析に用いた若い玄武岩（主に第四紀）の分布図 (Iwamori and Nakamura, 2015)．中央海嶺玄
武岩（MORB，赤），海洋島玄武岩（OIB，緑），島弧玄武岩（AB，青），および大陸玄武岩（CB，橙）．
実線はプレート境界 (Bird, 2003)．代表的な（あるいは議論に関連する）産地名が記されている．図の中央は 160° E である．

Pb 同位体比データセットの数は，Zindler et al. (1982) で武岩 (CB) をコンパイルし，海洋-大陸を含めた全球での71, Hart et al. (1992) では 570, Iwamori et al. (2010) では

データセットを構築した (Fig. 6)．若い火山（主に第四4,288 と，約 30 年間で 2 ケタ増加した．しかし，これらは紀）の分布は Fig. 6 にほぼ網羅されており，その点で「血いずれも海洋玄武岩（MORB と OIB）のみを用いている

液検査」の空間解像度はこれ以上大きく上がることはな

ため，陸域の情報が欠如している．もう一つの問題点はい．さらに，独立な基底成分ベクトルを求めるために，

データ解析方法である．従来，マントル地球化学データ

PCA で は な く，独 立 成 分 分 析 (Independent Componentの全体構造と，それを説明する（最低限の）基底成分をAnalysis, ICA) が用いられた．独立成分分析の原理とそ求めるために，主成分分析 (Principal Component Analysis,の玄武岩組成データへの応用や適応限界については，

PCA) が用いられることが多かった (e.g., Allègre et al.,Iwamori et al. (2010) および Iwamori and Nakamura (2015)1987)．PCA は，「データの分散を最大化する基底ベクトに詳しい．ICA は，非正規分布を示す独立な源信号の混ルにより多変量データ空間を張る」ことに相当するが，合を，非正規性を最大化するベクトルを特定することにデ ー タ が 多 変 量 非 正 規 分 布［multivariate non-Gaussian

より解きほぐし，独立成分を回復する手法であり，分散

distribution］を示す場合，抽出された基底は必ず相互依を最大化する PCA とは原理が異なる．この手法は，海存性をもち，互いに独立ではない (e.g., Hyvärinen et al.,

洋域玄武 岩に 応用され，その有 効性が 示さ れていた2001)．若い玄武岩の Sr, Nd, Pb 同位体比は，非正規分布(Iwamori and Albarède, 2008 ; Iwamori et al., 2010) が，（例えば，大きな skewness や bimodal distribution ; Rudge

Iwamori and Nakamura (2015) で は，Fig. 6 に 示 さ れ る

et al., 2005 ; Iwamori and Nakamura, 2015）を示し，PCA か6,854 セットの同位体比データに応用し，陸域を含む全

ら独立な基底成分ベクトルを求めることはできない．

球での稠密な解析を行った．その結果，マントルの Sr-

こ れ ら の 点 を 克 服 す る た め，Iwamori and Nakamura

Nd-Pb に関わる 5 つの放射壊変起源の同位体比からなる(2012) は，海洋玄武岩 (MORB+OIB) に島弧の玄武岩

組成空間（87Sr/86Sr, 143Nd/144Nd, 206Pb/204Pb, 207Pb/204Pb,(AB) を，また Iwamori and Nakamura (2015) は，大陸内玄208

Pb/204Pb の 5 つの観測変数で構成される）は，観測変

14

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Fig. 7.

Hemispherical discrimination of the basalt data, after Iwamori and Nakamura (2015) : (a) 3D view in
Pb/204 Pb-87 Sr/86 Sr-143 Nd/144 Nd space, and (b) 2D view in IC1 (melt component)-IC2 (aqueous fluid
component) space. In (b), the mantle geochemical end-members (DMM, EM1, EM2, FOZO/C, HIMU) are alsoplotted. An approximate range of the Polynesian basalts (South Pacific) are shown by the solid line.
206

図 7. 東西半球ごとの玄武岩データ (Iwamori and Nakamura, 2015)． (a) 206 Pb/204 Pb-87 Sr/86 Sr-143 Nd/144 Ndの 3 次元構造． (b) IC1（メルト成分）-IC2（水溶液成分）の 2 次元構造． (b) には，マントルの地球化学
端成分 (DMM,EM1, EM2, FOZO/C, HIMU)，および実線にてポリネシア（南太平洋）のおよその範囲が示されている．

数よりも少ない 2 つの独立成分（IC1 と IC2）により，全ベクトル）によりデータが表現できるということは，デー体の分散の 95 % が説明できることが分かった．すなわ

タが平面的な構造を持つことを意味する．マントル同位

ちデータの縮約と，対応する解釈（これをスパースモデ

体組成の平面への縮約可能性は，従来研究でも既に認めリングと呼ぶことがある）が可能である．海洋玄武岩

られてきた (Zindler et al., 1982 ; Hart et al., 1992)．しか

データ (MORB+OIB) だけを扱った場合も，ほぼ同じし，その当時すでに提唱されていた多くの「マントルのIC1 と IC2 が得られており (Iwamori et al., 2010)，2 つの地球化学端成分」との関連性がはっきりせず，縮約平面

独立成分は海洋域と陸域の区別なく，グローバルな現象

でのデータ構造やその意味は探究されなかった．このよをとらえているといえる．

うな構造の中では，従来の多数想定されている地球化学

それぞれの独立成分ベクトルの向きは，放射壊変に関

端成分は互いに独立ではなく，2 つの IC がさまざまな割

わる親娘元素（すなわち，Rb-Sr, Sm-Nd, U-Th-Pb）の間合で作用した（すなわち，溶融や脱水・加水反応を任意の分別に対応し，IC1 はメルト成分に富む方向，IC2 は水の割合で蒙ることで，メルトと水溶液成分がさまざまな溶液成分（沈み込むスラブなどから脱水反応で生成され割合で含まれうる），その意味で一連のマントル物質に由る）に富む方向に対応する．例えば，IC1（メルト成分）

来すると解釈される．実際，これらの端成分は，EM2 とは，MORB と OIB を明瞭に区別し，前者が負，後者が正呼ばれる大陸地殻対応する成分を除けば，IC1（メルト成の IC1 の値を示す．このことは，OIB が沈み込んだ海洋分）-IC2（水溶液成分）の平面上にある．さらに，HIMU，

地殻玄武岩のように，メルト成分を多く含む物質に由来

FOZO/C，EM と呼ばれ区別されている端成分は，ほぼ一することを示唆している (Iwamori and Albarède, 2008)．

直線のトレンドをなし (Fig. 7 (b))，沈み込んだ海洋地殻

一方，IC2（水溶液成分）は玄武岩のタイプには依存せず，玄武岩（同程度にメルト成分を含み，そのために IC1 は後で述べるように地域的な違いを示し，IC1 と独立であ

ほぼ一定の正値）が，さまざまな割合で脱水-加水を蒙りることがわかる．例えば，IC2 が正値を示す玄武岩は，（その結果として，IC2（水溶液成分）が負から正まで連

そのソースであるマントルが水溶液成分に富んだまま，

続的に変化する）一連の物質に対応すると考えられる．

比較的長時間（放射壊変の半減期と IC2 の広がりに基づ

実際，ポリネシア（南太平洋）では，これらの HIMU，き，数億年程度と推定される）マントル中を循環して地FOZO/C，EM1 が限られた地域に畳み込まれたように産表に現れたもの，と解釈可能である (Iwamori and Albarède,出し，これらは，もともと空間的に近接する沈み込んだ

2008 ; Iwamori et al., 2010)．
2 つの独立成分（この場合，組成空間での 2 つの基底

スラブの脱水-加水のパッケージをみていると解釈された (Fig. 7 (b) ; Iwamori and Nakamura, 2015)．

マントル対流と全地球ダイナミクス

15

5．Synthesis : 全地球ダイナミクスの理解に向けて

セノスフェアに起源をもつスーパープルームによる「引Fig. 7 (a) は，87Sr/86Sr - 143Nd/144Nd - 206Pb/204Pb の 3 次

きずり」によって起こっているのではなく，リソスフェ

元プロットを示す．後で述べる「東西半球構造」と対比

アの相互作用（例えば，沈み込みによる力）によって起するため，東半球のデータを青，西半球のデータを赤でこっていることを示していると解釈されている (Iwamori

示しているが，Fig. 7 (a) では混在し区別がつかない．こand Nakamura, 2012)．一方，大陸・超大陸を含むマントのような認識（顕著な広域変化は認められない）に基づル対流のシミュレーション（アナログ物質を用いた流体

き，マントル地球化学端成分として表される不均質が，実験および数値シミュレーション）からは，大陸移動のマクロスケールにはよく撹拌されるというモデルが提案

原動力は，プルームやマントルによる「引きずり」が重されてきた (e.g., Zindler et al., 1984)．また，多くの端成要との結果も得られており (Yanagisawa and Hamano, 2003 ;分がマントル中に混在する様子を，Stracke et al. (2005)

Zhong et al., 2007 ; Yoshida and Hamano, 2015)，原動力のは，「mantle zoo」と表現した．しかし，統計的に独立な推定には一層の検証が必要である．

変数を用いてデータを表現したところ，観測変数そのもマントルの地球化学的東西半球構造は，それぞれの半のでは見えない構造が出現した : Fig. 7 (b) に示す通り，

球領域内に産する火成岩は，そのテクトニックセッティ

IC2（水溶液成分）によりデータが東西半球に大別される

ング（海嶺，海洋島，島弧，大陸）によらず，IC2（水溶ことが分かった．この構造を地理的空間にマッピングし液成分）に関して同様の性質を示す（Fig. 6 と Fig. 8 (a)）．

たものが Fig. 8 (a) であり，比較的単純な東西半球構造の定量的制約は難しいものの，MORB が比較的浅所のマン存在が示唆される．Dupré and Allègre (1983) は，インド

トルを代表し，OIB がより深部からもたらされるプルー

洋の海洋玄武岩が大西洋（および太平洋東縁の一部）のムに由来するとすれば，浅部も深部も IC2 の正負が一致

玄武岩とは異なる特徴をもつことを示した．Hart (1984)

することになる．MORB と OIB の組成差を，同じソーはこれを拡張し，南太平洋にも同様の異常があり，南半ス（溶融領域よりも小さな不均質を万遍なく含む plum-

球に存在するこれらの異常を「Dupal anomaly」と総称しpudding あるいは marble-cake mantle）を異なる深さで融た．両地域の特異性は，Fig. 8 (a) にも表れているが，南解させることにより，説明できるとするモデルも提出さ北半球ではなく，むしろ東西半球分割が卓越する．これれている : 深部溶融では，融点の低いパイロクシナイト

は，既に指摘した問題点，すなわち，地球全体の同位体（リサイクルする地殻物質に対応）のみが溶融して「メル比等値線が，主に Zindler et al. (1982) のコンパイルしたト成分」に富む OIB を生産する一方，より浅くまで断熱

わずか 71 のデータセットに基づいて描かれている (Hart,

上昇することで融点の高いペリドタイトも融解し，「メ1984) ことにも起因している．

ルト成分」に比較的乏しい MORB を生産しうる (Ito and

東半球のマントルが IC2 の正値，すなわち水溶液成分

Mahoney, 2005)．この場合，かならずしも MORB と OIBに富むことは，何を表しているのだろうか．東西半球は，が浅部と深部のマントルをサンプリングしていることにおよそ日付変更線を境とする (Fig. 8 (a))．日付変更線は，はならないが， (1) 厚いリソスフェアに阻まれ，深部溶

人の住む陸域と人口の少ない海域のおよそ境界に設定さ融が起こっているハワイでは，「メルト成分」に乏しい玄れ，大まかには陸半球と海半球の境ともいえる．観測

武岩（OIB としては例外的に IC1 が負値を示す）が主体

データの IC2 値に関する分散は，東半球が西半球に比べであり，Ito and Mahoney (2005) のモデルでは説明できなて，相対的に水溶液成分に富むようになってからの年代

いこと (Iwamori and Nakamura, 2015)， (2) 仮に，plum-を反映し，3 億年〜9 億年程度と推定されている (Iwamori

pudding/marble-cake mantle が普遍的であっても（その場and Nakamura, 2015)．そ の 時 代，東 半 球 に は Rodinia，合，ハワイは例外となる），地球を三分する構造を生むた

Gondwana，Pangea と呼ばれる超大陸が存在し (e.g., Scotese,

めには，マントル深部までを含むグローバルな機構が必2004 ; Li et al., 2008)，それらに向かって集中していた沈要であると考えられる．

み込みにより，超大陸下マントルが水溶液成分に富むよ

Fig. 8 (b) は，内核の地震波速度構造を示す．Tanaka

うになったと推定される (Iwamori and Nakamura, 2015)．

and Hamaguchi (1997) により内核半球構造の存在が指摘

Iwamori and Nakamura (2012) は，およそ 2.5 億年前以降，されて以降，いくつかの異なる地震学的手法により，そPangea が分裂し，現在の大陸配置に至ってもなお，当時の存在が繰り返し検証されてきた (e.g., Niu and Wen,の「水溶液に富む領域」があまり分布を変えていないよ2001 ; Cao and Romanowicz, 2004 ; Oreshin and Vinnik,

うにみえることを指摘した．これはリソスフェアの動き

2004 ; Deuss et al., 2010 ; Waszek et al., 2011)．近年の稠密

と，玄武岩のソース領域であるマントルアセノスフェア

な内核速度構造のマッピングと，マントルの IC2（水溶の動きがデカップルしていること，および大陸移動がア

液成分）の分布を比較すると，そのパターンが酷似して

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Fig. 8. East-west hemispherical distributions of (a) IC2 (aqueous fluid component) derived from mantle isotopic
compositions, and (b) the relative seismic velocity of the inner core, after Iwamori and Nakamura (2015). In (a),for each basalt location, the variability is shown by the size of the color-coded symbols (smaller for the higher
IC2 values). Polynesian Islands are enclosed by the grayishcircle. In (b), the color coding represents differential
travel time residuals, ranging from −1.3 s (dark blue) to +1.3 s (dark red), after Waszek et al. (2011). The
central longitude of this map is 160° E.
図 8. 東西半球構造を示す地図 : (a) マントル同位体組成から求められた IC2（水溶液成分）， (b) 内核の地震波速度構造（Iwamori and Nakamura, 2015 より）． (a) において，それぞれの玄武岩データ地点において複数のデータが存在する場合，IC2 の値に応じてプロット円の半径を変えて多様性を表現している（IC2 の値が高い（=赤い）ほど，半径が小さい）．ポリネシア（南太平洋）は灰色円で囲んで示している． (b) は相対的な走時残差を示し，−1.3 秒（濃い青）から +1.3 秒（濃い赤）に対応する (Waszek
et al., 2011)．図の中央は 160° E である．

いることがわかる : 日付変更線付近を境界とし，いずれい一致を示すのである (Iwamori and Nakamura, 2015)．

も東西に分かれ，IC2 の高い（=水溶液成分に富む）東半Fig. 8 (b) の構造は，内核の浅い部分（外核-内核境界面

球マントルと，地震波速度が速い内核東半球の分布が良からの深度<90 km 以下）を示すが，東西半球構造は内マントル対流と全地球ダイナミクス

17Fig. 9. Recycling model for top-down hemispherical dynamics with two overlapping differentiation processes(melting and dehydration/hydration reactions) and focused subduction beneath the super-continent (modified
from Iwamori and Nakamura, 2015). Irregular streaks represent recycling ‘melt component (IC1>0)’, which are
accumulated near the base of the convective system, resulting in IC1 variations. These streaks then ascend due tothermal instability to form plumes at ocean islands. The horizontally divided blue and orange regions represent
those depleted in and those enriched in the ‘aqueous fluid component’, respectively, resulting in IC2 variations.
図 9. 「Top-down hemispherical dynamics」の循環モデル（Iwamori and Nakamura, 2015 を改変）．2 種類の物
質分化過程（溶融，脱水-加水反応）および超大陸への沈み込みの集中を伴う．不規則な形状の筋は循環する「メルト成分に富む物質 (IC1>0)」を表し，対流システムの底に沈積し，IC1 の多様性の原因となる．これらの物質は，自己発熱してプルームを発生し，海洋島玄武岩 (OIB) を生む．水平方向に分割された青と橙の領域は，「水溶液成分に乏しい領域 (IC2<0)」と「富む領域 (IC2>0)」を表す．

核 の 深 部（深 度 ~850 km）ま で 存 在 す る と い う 結 果

り，内核東半球でより効率的な冷却・結晶化がおこり，(Oreshin and Vinnik, 2004) や，深度とともに東西半球の速い地震波速度構造を生む (Aubert et al., 2008)．すなわ

境界が少しずつずれており，内核のスーパーローテー

ち，地球表層の大陸配置と沈み込みの集中が，マントル

ションに対応するのではないかという主張 (Waszek etの長波長対流パターン・温度分布を生み，その分布構造

al., 2011) もあり，内核の内部構造についてさらに研究がが核にまで影響を及ぼすという「情報の top-down 伝達」

進められている．また，内核がどのようにして速度の違による hemispherical dynamics が働いている可能性があ

いや異方性をもちうるのか，その素過程やメカニズムにる．

関 す る 研 究 も 進 め ら れ て お り (Aubert et al., 2008 ;このような top-down のダイナミクスは，2 章で述べた

Alboussiere et al., 2010 ; Monnereau et al., 2010)，それらのマントル対流の大きな特徴，すなわち，冷却による表面

背景となる「半球構造を生み出す地球全体のダイナミク

付近での浮力（向きを考慮すれば沈降力）の生成が，地ス」が要請されている．

球全体の対流と熱輸送を支配し，核や CMB からの熱輸

以上の観測と解析を総合し，Fig. 9 のような「Top-down

送に伴う浮力生成は，それよりずっと小さいことと調和

hemispherical dynamics」が提案された (Iwamori and Nakamura,

的である．また，既に述べたコア-マントル相互作用の2015) : 2.5〜9 億年前の間，主に東半球に分布していた複

化学的証拠に乏しいことや，142Nd/144Nd から推定される数の超大陸に向かっての沈み込みと親水成分の集中がおhidden reservoir（地球形成初期に形成され CMB 付近に沈こり，東半球マントルでの高い IC2 が獲得されるに至っ積している可能性がある ; Boyet and Carlson, 2005），現在

た．沈み込みの集中は，マントル化学組成の改変ととも観測される ULVZ（地球形成初期以来のマグマオーシャに，冷却の効果ももたらした．金属からなる核は，岩石ンの名残である可能性がある ; Labrosse et al., 2007）など

か ら な る マ ン ト ル に 比 べ る と 熱 容 量 が 小 さ く (e. g.,

は，いずれも，CMB の境界層が激しくは剥離せず，マンBuffet et al., 1996)，マントルへの排熱がその構造やダイ

トル対流に取り込まれていないことを示唆し，top-down

ナミクスに大きく影響する．東半球マントルの冷却は，ダイナミクスのシナリオと矛盾しない．そうだとすれ

外核の速いロール状対流を介して速やかに内核に伝わば，地球全体の営みを解きほぐす鍵は，表層付近の構造

18

岩森

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やダイナミクスにある．実際，地震や火山噴火など，大

本稿で述べられた解釈や仮説の正否に関わらず，これきなエネルギー解放や変動は地表付近に顕著であり，硬らの問題に取り組み，地球全体の構造やダイナミクスのいプレートと弱いプレート境界の共存が引き起こすプ実相に迫るには，多様な情報や概念の組み合わせ（それレートテクトニクス，
大陸の生成と離合集散，リソスフェらをくまなくまとめることは筆者の力の全く及ぶところ

アとアセノスフェアの実体と関係性といった，古くからではないが）を必要とすることは，疑いのないことであの，しかし未解決の問題の重要性があらためて浮き彫り

ろう．分析技術や計算機の発達により，統計的手法が有となる．これらの問題に対し，新しい手法や概念に基づ

効な多次元ビッグデータの蓄積やインバージョン，デー

き取り組んで初めて，地球ダイナミクスの全容が明らか

タ同化など，今後ますます定量化や融合が進み，地球がになるであろう．

なぜ生命を育むユニークな惑星たりえたのか，また未来の姿はどうなるのかに迫ることを期待したい．

6．ま

と

め

本稿では，地球内部において，量的に最も重要といえ謝辞るマントルとその対流運動・物質分化に焦点をあて，ま本稿の内容の多く，特に地球化学プローブと半球構造

ず基礎的性質とその帰結として予想される構造やダイナについては中村仁美 博士，吉田晶樹 博士，中川貴司 博

ミクスについて述べた．地球は，表面冷却が卓越する系

士，中久喜伴益 博士，田中聡 博士，大林政行 博士，末であり，内部から強く加熱されて駆動されているのでは

次大輔 博士との共同研究に基づいています．また，中なく，表層付近での密度不均質がマントル対流の主要動

久喜伴益 博士には，マントル対流の基礎から応用まで，力源となっていることを示した．このことは，地震波ト

幅広くお教え頂きました．ここに感謝致します．また，モグラフィーの結果とも調和的である．次いで，諸観測原稿の審査・改訂過程において，多くの有益なコメント

からマントル対流の実相がどの程度制約されるかについ（適切な文献の示唆を含む）を頂いた石塚治 博士，下田て，レビューを行った．特に，物理的現象としての対流

玄 博士および匿名の査読者に感謝致します．最後に，運動と，その結果として起こる元素分別・物質輸送との

本稿執筆の機会を与えて下さった火山学会 60 周年記念

関係を取り上げ，地表に噴出した玄武岩を，地球内部の事業委員会に深く感謝いたします．

組成を探るツール（地球化学プローブ）として用いる研究例について述べた．それらの結果，マントルが同位体
組成上，東西半球に分割されており，その分布が，内核の地震波速度構造と幾何学的に酷似すること，および表層の大陸分布が，マントル-中心核の構造やダイナミク
スを支配しているのではないか，という仮説が紹介された．
第 3 章で述べたように，プレートの実体とその運動の原動力や仕組みは，プレートテクトニクス理論の誕生から 50 年近くたった今日もまだ謎が多い．また，「硬いプレート」と「柔らかいプレート境界」がなぜ共存するのか，その機構については，水の効果が大きいと予想はされるが (e.g., Bercovici, 1998 ; Seno and Kirby, 2014)，その実態は未解明である．大陸の離合集散の機構は，計算機シミュレーションにより理解が進みつつあるものの，まだ恣意的なモデルセットアップなしに，マントル対流の自然な地表表現として再現することはできていない．
従って，超大陸とマントル対流との熱的・力学的相互作用の実体も，その先の課題として残されている．さらには，大陸そのものの形成・発達過程は，初期条件（地球形成過程および冥主代）の直接的証拠が乏しいことを差し引いても，大きくコンセンサスを欠いている (e.g., Fig.
1 of Rino et al., 2004)．

引用文献
Albarède, F. (2009) Geochemistry : An Introduction. Cambridge Univ. Press, Cambridge, 342 p.
Alboussiere, T., Deguen, R., Melzani, M. (2010) Meltinginduced stratification above the Earthʼs inner core due toconvective translation. Nature, 466, 744-747.
Allègre, C. J. (1982) Chemical geodynamics. Tectonophysics,
81, 109-132.
Allègre, C. J. (1997) Limitation on the mass exchange between
the upper and lower mantle : the evolving convection regimeof the Earth, Earth Planet. Sci. Lett., 150, 1-6.
Allègre, C. J. and Turcotte, D. L. (1986) Implications of a twocomponent marble-cake mantle. Nature, 323, 123-127.
Allègre, C. J., Hamelin, B., Provost, A. and Dupré, B. (1987)
Topology in isotopic multispace and origin of themantle
chemical heterogeneities. Earth Planet.Sci. Lett., 81, 319337.
Andersen, M. B., Elliott, T., Freymuth, H., Sims, K. W. W.,
Niu, Y. and Kelley, K. A. (2015) The terrestrial uraniumisotope cycle. Nature, 517, 356-359, doi : 10.1038/nature
14062.
Aubert, J., Amit, H., Hulot, G. and Olson, P. (2008) Thermochemical flows couple the Earthʼ s inner core growth tomantle heterogeneity. Nature, 454, 758-762.
Bercovici, D. (1998) Generationof plate tectonics fromlithosphere-mantle flow and void-volatile self-lubrication.
Earth Planet. Sci. Lett., 154, 139-151.

マントル対流と全地球ダイナミクス
Bercovici, D. and Karato, S. (2003) Whole-mantle convection
and the transition-zone water filter. Nature, 425, 39-44.
Bird, P. (2003) An updated digital model of plate boundaries.
Geochem. Geophy. Geosy., 4, 1027, doi : 10.1029/2001GC
000252.
Brandon, A. D. and Walker, R. J. (2005) The debate over coremantle interaction. Earth Planet. Sci. Lett., 232, 211-225.
Boyet, M. and Carlson, R. W. (2005) 142Nd evidence for early(> 4. 53 Ga) global differentiation of the silicate Earth.
Science, 309, 576-581, doi : 10.1126/science.1113634.
Buffett, B. A., Huppert, H. E., Lister, J. R. and Woods, A. W.
(1996) On the thermal evolution of the Earthʼ score. J.
Geophys. Res., 101, 7989-8006. doi : 10.1029/95JB03539.
Bunge, H. -P., Richards, M. A. and Baumgardner, J. R. (1996)
The effect of depth dependent viscosity on the planform of
mantle convection. Nature, 379, 436-438.
Cabral, R. A., Jackson, M. G., Rose-Koga, E. F., Koga, K. T.,
Whitehouse, M. J., Antonelli, M. A., Farquhar, J., Day, J. M.
D. and Hauri, E. H. (2013) Anomalous sulphur isotopesinplume lavas reveal deep mantlestorage of Archaean crust.
Nature, 496, 490-493.
Cande, S. C. and Leslie, R. B. (1986) Late Cenozoic Tectonics
of the Southern Chile Trench. J. Geophys.Res., 91, 471496.
Cao, A. and Romanowicz, B. (2004) Hemispherical transitionof seismic attenuation at the top of the Earthʼs innercore.
Earth Planet. Sci. Lett., 228, 243-253.
Chauvel, C., Goldstein, S. L. and Hofmann, A. W. (1995)
Hydration and dehydration of oceanic crust controls Pb
evolution in the mantle. Chem. Geol., 126, 65-75.
Christensen, U. R. and Yuen, D. A. (1985) Layered convection
induced by phase transition. J. Geophys. Res., 90, 1029110300.
Christensen, U. R.and Hofmann, A. W. (1994) Segregation of
subducted oceanic crust in the convecting mantle. J. Geophys. Res., 99, 19867-19884.
Connolly, J. A. D. (2005) Computation of phase equilibria bylinear programming : a tool for geodynamic modeling and
its application to subduction zone decarbonation. Earth
Planet. Sci. Lett., 236, 524-541.
Davies, G. F. (1999) Dynamic earth : plates, plumes, andmantle convection. Cambridge Univ. Press, Cambridge,
472 p.
Davies, G. F. (2002) Stirring geochemistry in mantle convection models with stiff plates and slabs. Geochim. Cosmochim. Acta, 66, 3125-3142.
DeMets, C., Gordon, R. G. and Argus, D. F. (2010) Geologically current plate motions. Geophys. J. Int., 181. 1-80,
doi : 10.1111/j.1365-246X.2009.04491.x.
Deuss, A., Irving, J. and Woodhouse, J. (2010) Regionalvariation of inner core anisotropy from seismic normal
mode observations. Science, 328, 1018-1020.
Dupré, B. and Allègre, C. J. (1983) Pb-Srisotope variation inIndian Ocean basalts and mixing phenomena. Nature, 303,
142-146.
Forte, A. M. and Mitrovica, J. X. (2001) High ViscosityDeep
Mantle Flow and Thermochemical StructureInferred From

19

Seismic and Geodynamic Data. Nature, 410, 1049-1056.
French, S. W. and Romanowicz, B. (2015) Broad plumes
rooted at the base of the Earthʼ s mantle beneath major
hotspots. Nature, 525, 95-99.
Fukao, Y., Obayashi, M. and Nakakuki, T. (2009) Stagnant
slab : Areview. Ann. Rev. Earth Planet. Sci., 37, 19-46.
Gerya, T. V. and Yuen, D. A. (2003) Rayleigh-Taylor instabilities from hydration and melting propel ‘cold plumes’ at
subduction zones. Earth Planet. Sci. Lett., 212, 47-62.
Ghiorso, M. S., Hirschmann, M. M., Reiners, P. W. and Kress,
V. C. (2002) The pMELTS : A revision of MELTS for
improved calculation of phase relations and major element
partitioning related to partial melting of the mantle to 3 GPa.
Geochem. Geophy. Geosy., 3. doi : 10.1029/2001GC000217.
Gurnis, M. (1988) Large-scale mantle convection and theaggregation and dispersal of su- percontinents. Nature, 332,695-699.
Hager, B. H. (1984) Subducted slabs and the geoid : Constraints
on mantle rheology and flow. J. Geophys. Res., 89, 60036016.
Hager, B. H. and OʼConnell, R. J. (1978) Subduction zone dip
angles and flow driven by plate motion. Tectonophysics, 50,
111-133.
Hager, B. H. and Clayton, R. W. (1989) Constraints on the
structure of mantle convection using seismic observations,flow models, and the geoid, In Mantle Convection ; plate
tectonics and global dynamics (Peltier, R. W. ed), 657-763.
Gordon and Breach Science Publishers, New York.
Hanan, B. B. and Graham, D. W. (1996) Lead and helium
isotope evidence from oceanic basaltsfor a common deep
source of mantle plumes. Science, 272, 991-995.
Hanyu, T. et al. (2014) Isotope evolution in the HIMU
reservoir beneath St. Helena : Implications for the mantle
recycling of U and Th. Geochim. Cosmochim. Acta, 143,
232-252, doi : 10.1016/j.gca.2014.03.016.
Hart, S. R. (1984) A large-scale isotopeanomaly in theSouthern Hemisphere mantle. Nature, 309, 753-757.
Hart, S. R., Hauri, E. H., Oschmann, L. A. and Whitehead, J.
A. (1992) Mantle plumes and entrainment : isotopic evidence.
Science, 256, 517-520.
Hawkesworth, C. and Scherstén, A. (2007) Mantle plumes andgeochemistry. Chem. Geol., 241, 248-263.
Hebert, L. B., Antoshechkina, P., Asimow, P. D. and Gurnis,
M. C. (2009) Emergence of a Low-Viscosity Channel in
Subduction Zones Through the Coupling of Mantle Flowand Thermodynamics. Earth Planet. Sci. Lett., 278, 243256.
Hernlund, J. W., Thomas, C. and Tackley, P. J. (2005) A
doubling of the post-perovskite phase boundary and structureof the Earthʼs lowermost mantle. Nature, 434, 882-886.
Hirose, K. (2007) Discovery of post-perovskite phase transition
and the nature of D layer. In Post-perovskite : the last
mantle phase transition (Hirose, K., Brodholt, J., Lay, T.
and Yuen, D. eds)，19-35. Geophys. Monogr., 174, Am.
Geophys. Union, 10.1029/174GM04.
Hoffman, N. R. A. and McKenzie, D. P. (1985) The destruction of chemical heterogeneities by differential fluid motions

20

岩森

during mantle convection. Geophys. J. R. Astr. Soc., 82,
163-206.
Hofmann, A. W. (1997) Mantle geochemistry : the message
from oceanic volcanism. Nature, 385, 219-229.
Hofmann, A. W. (2003) Samplingmantle heterogeneity throughoceanic basalts : isotopes and trace elements. In Treatise on
Geochemistry vol. 2 (Carison, R. W. ed), 61-101. Elsevier
Pergamon, Oxford ; Amsterdam ; Tokyo.
Hofmann, A. W. and White, B. (1982) Mantle plumes fromancient oceanic crust. Earth Planet. Sci. Lett., 57, 421-436.
Hofmann, A. W. and Stanley, R. H. (2007) Another nail inwhich coffin? Science, 315, 39-40, doi : 10.1126/science.
315.5808.39c.
Honda, S. (1995) A simple parameterized model of Earthʼsthermal history with the transition from layered to wholemantle convection. Earth Planet. Sci. Lett., 131, 357-369.
本多 了 (1997) マントルダイナミクス II-力学．「岩波講座地球惑星科学 10 : 地球内部ダイナミクス」，73121．岩波書店，東京．
Hyvärinen, A., Karhunen, J. and Oja, E. (2001) Independent
Component Analysis. John Wiley & Sons, New York, 481
p.
Ikemoto, A. and Iwamori, H. (2014) Numerical modeling oftrace element transportation in subduction zones : implications
for geofluid processes. Earth Planet. Space, 66 : 26, doi :10.1186/1880-5981-66-26.
Ishii, M. and Tromp, J. (1999) Normal-mode and free-air
gravity constraints on lateral variations in velocity anddensity of the Earthʼs mantle. Science, 285, 1231-1236.
Ito, G. and Mahoney, J. J. (2005) Flow and melting of aheterogeneous mantle : 1. Method and importance to thegeochemistry of ocean island and mid-ocean ridge basalts.
Earth Planet. Sci. Lett., 230, 29-46.
Iwamori, H. (1998) Transportation of H2 O and melting in
subduction zones. Earth Planet. Sci. Lett., 160, 65-80.
岩森 光 (2002) 地球の熱収支と熱史．「地球環境調査計
測事典 第 1 巻」
（竹内 均監修），648-653．フジ・テク
ノシステム，東京．
Iwamori, H. and Albarède, F. (2008) Decoupled isotopic
record of ridge and subduction zone processes in oceanic
basalts by independent component analysis. Geochem.
Geophy. Geosy., 9, doi : 10.1029/2007GC001753.
Iwamori, H., Albarède, F. and Nakamura, H. (2010) Globalstructure of mantle isotopichet- erogeneity and its implications for mantle differentiation and convection. Earth
Planet. Sci. Lett., 299, 339-351.
Iwamori, H. and Nakamura, H. (2012) East-west mantle
geochemical hemispheres constrained from Independent
Component Analysis of basalt isotopic compositions. Geochem. J., 46, e39-e46.
Iwamori, H. and Nakamura, H. (2015) Isotopic heterogeneityof oceanic, arc and continental basalts and its implications
for mantle dynamics. Gondwana Res., 27, 1131-1152, doi :10.1016/j.gr.2014.09.003.
Jacobsen, S. B. and Wasserburg, G. J. (1979) The mean age ofmantle and crustal reservoirs. J. Geophys. Res., 84, 74117427, doi : 10.1029/JB084iB13p07411.

光唐戸俊一郎 (2000) レオロジーと地球科学，東京大学出版会，東京，251 p.
Karato, S. (2012) On the origin of the asthenosphere. Earth
Planet. Sci. Lett., 321 (322) , 95-103.
Karato, S. and Jung, H. (2003) Effects of pressure on hightemperature dislocation creep in olivine. Philosoph. Mag.,84, 401-414.
Kawakatsu, H., Kumar, P., Takei, Y., Shinohara, M.,
Kanazawa, T., Araki, E. and Suyehiro, K. (2009) Seismic
evidence for sharp lithosphere-asthenosphere boundaries ofoceanic plates. Science, 324, 499-502.
Kellogg, L. H., Hager, B. H. and van der Hilst, R. D. (1999)
Compositional Stratification in the Deep Mantle. Science,
283, 1881-1884.
Kellogg, J. B., Jacobsen, S. B. and Oʼ Connell, J. (2007)
Modeling lead isotopic heterogeneity in mid-ocean ridge
basalts. Earth Planet. Sci. Lett., 262, 328-342.
Komiya, T. (2004) Material circulation model including
chemical differentiation within the mantle and secularvariation of temperature and composition of the mantle.
Phys. Earth Planet. Inter., 146, 333-367.
Labrosse, S., Hernlund, J. W. and Coltice, N. (2007) A
crystallizing dense magma ocean at the base of the Earthʼsmantle. Nature, 450, 866-869.
Lay, T. and Garnero, E. J. (2004) Core-mantle boundarystructures and processes. In The State of the Planet :Frontiers and Challenges in Geophysics (Sparks, R. S. J.and
C. J. Hawkesworth, C. J. eds), 25-41. Geophys. Monogr.,
150, Amer. Geophys. Union, Washington D. C., doi : 10.
1029/150GM04.
Lay, T. and Garnero, E. J. (2007) Reconciling the postperovskite phase with seismological observations of lowermost
mantle structure. In Post-perovskite : the last mantle phasetransition (Hilrose, K., Brodholt, J., Lay, T. and Yuen, D.
eds), 120-153. Geophys. Monogr., 174, Am. Geophys. Union,
doi : 10.1029/174GM11.
Lay, T., Hernlund, J. and Buffett, B. A. (2008) Core-mantle
boundary heat flow. Nat. Geosci., 1, 25-32, doi : 10.1038/
ngeo.2007.44.
Lee, C. -T. A., Luffi，P., Höink, T., Li, J., Dasgupta, R. andHernlund, J. (2010) Upside-down differentiation and generation of a ‘primordial’ lower mantle. Nature, 463, 930933, doi : 10.1038/nature08824.
Li, Z. X. et al. (2008) Assembly, configuration, and break-up
history of Rodinia : a synthesis. Precambrian Res., 160,
179-210.
Maruyama, S., Santosh, M. and Zhao, D. (2007) Superplume,
supercontinent, and post-perovskite : Mantle dynamicsand
anti-plate tectonics on the Core-Mantle Boundary. GondwanaRes., 11, 7-37.
松本淳子・竹広真一 (1999)，大陸プレートの影響により引き起こされるマントル対流の水平セルサイズ，ながれ マ ル チ メ デ ィ ア，http : //www2. nagare. or. jp/mm/99/
takehiro/index_ja.htm.
McKenzie, D. P. (1967) Some remarks on heat flow andgravity anomalies. J. Geophys. Res., 72, 6261-6273.
Mckenzie, D. P., Roberts, J. M. and Weiss, N. O. (1974)

マントル対流と全地球ダイナミクス
Convection in the earthʼ s mantle : towards a numericalsimulation. J. Fluid Mech., 62, 465-538.
McKenzie, D. and Bickle, M. J. (1988) The volume andcomposition of melt generatedby extension of the lithosphere. J. Petrol., 29, 625-679.
Meibom, A. and Anderson, D. L. (2003) The statistical upper
mantle assemblage. Earth Planet. Sci. Lett., 217, 123-139.
Minster, J. B., Jordan, T. H., Moinar, P. and Haines, E. (1974)
Numerical modeling of instantaneous plate tectonics. Geophys. J. Royal Astron. Soc., 36, 541-576.
Monnereau, M., Calvet, M., Margerin, L. and Souriau, A.
(2010) Lopsided growth of Earthʼs inner core. Science, 328,
1014-1017.
Montelli, R., Nolet, G., Dahlen, F. A., Masters, G., Engdahl, E.
R. and Hung, S. -H. (2004) Finite-frequency tomography
reveals a variety of plumes in the mantle. Science, 303,338-343.
Morris, J. D. and Hart, S. R. (1983) Isotopic and incompatible
element constraints on the genesis of island arc volcanics
from Cold Bay and Amak Island, Aleutians, and implications for mantle structure. Geochim. Cosmochim. Acta, 47,
2015-2030, doi : 10.1016/0016-7037 (83) 90217-X.
Nakakuki, T., Sato, H. and Fujimoto, H. (1994) Interaction of
the upwelling plume with the phase and chemical boundary at
the 670 km discontinuity : Effects of temperature-dependent
viscosity. Earth Planet. Sci. Lett., 121, 369-384, doi : 10.
1016/0012-821X (94) 90078-7.
Nakagawa, T., Tackley, P. J., Deschamps, F. and Connolly, J.
A. D. (2009) Incorporating self-consistently calculated
mineral physics into thermochemical mantle convection
simulations in a 3-D spherical shell and its influence on
seismic anomalies in Earthʼ s mantle. Geochem. Geophy.
Geosy., 10, doi : 10.1029/2008GC002280.
Nakagawa, T., Tackley, P. J., Deschamps, F. and Connolly, J.
A. D. (2012) Radial 1-D seismic structures in the deep mantle
in mantle convection simulations with self-consistently
calculated mineralogy. Geochem. Geophy. Geosy., 13, doi :10.1029/2012GC004325.
Nakagawa, T., Nakakuki, T. and Iwamori, H. (2015) Water
circulation and global mantle dynamics : Insight from numerical modeling. Geochem. Geophy. Geosy., 16, 1449-1464,
doi : 10.1002/2014GC005701.
Niu, F. and Wen, L. (2001) Hemispherical variations inseismic velocity at the top of the Earthʼs inner core. Nature,
410, 1081-1084.
Ohta, K., Hirose, K., Lay, T., Sata, N. and Ohishi, Y. (2008)
Phase transitions in pyrolite and MORB at lowermost mantle
conditions : Implications for a MORB-rich pile above thecoremantle boundary. Earth Planet. Sci. Lett., 267, 107117, doi : 10.1016/j.epsl.2007.11.037.
Oldenburg, D. W. and Brune, J. N. (1972) Ridge Transform
Fault Spreading Pattern in Freezing Wax. Science, 178,
301-304.
Oʼ Nions, R. K., Evensen, N. M. and Hamilton, P. J. (1979)
Geochemical modeling of mantle differentiation and crustal
growth. J. Geophys. Res., 84, 6091-6101, doi : 10.1029/JB
084iB11p06091.

21

Oreshin, S. I. and Vinnik, L. P. (2004) Heterogeneity andanisotropy of seismic attenuation in the inner core. Geophys. Res. Lett., 31, doi : 10.1029/2003GL018591.
Oversby, V. M. and Ringwood, A. E. (1971) Time offormation of the Earthʼs core. Nature, 234, 463-465.
Porcelli, D. and Halliday, A. N. (2001) The core as a possible
source of mantle helium. Earth Planet. Sci. Lett., 192, 4556.
Powell, R. and Holland, T. J. B. (1988) An internally consistent thermodynamic dataset with uncertainties andcorrelations : 3 : application methods, worked examples anda computer program. J. Metamorphic Geol., 6, 173-204.
Ricard, Y., Doglioni, C. and Sabadini, R. (1991) Differential
rotation between lithosphere and mantle : a consequence oflateral mantle viscosity variations. J. Geophys. Res., 96,
8407-8415.
Rino, S., Komiya, T., Windley, B. F., Katayama, I., Motoki, A.
and Hirata, T. (2004) Major episodic increases of continental crustal growth determined from zircon ages of riversands ; implications for mantle overturns in the Early
Precambrian. Phys. Earth Planet. Int., 146, 369-394.
Ritsema, J., Deuss, A., van Heijst, H. J. and Woodhouse, J. H.
(2011) S40RTS : a degree- 40 shear-velocity model for the
mantle from new Rayleigh wave dispersion, teleseismic
traveltime and normal-mode splitting function measurements. Geophys. J. Int., 184, 1223-1236, doi : 10. 1111/j.
1365-246X.2010.04884.x.
Rudnick, R. L. and Gao, S. (2003) Composition of thecontinental crust. In The Crust (Rudnick, R. L. ed)，1-64.
Treatise on Geochemistry, 3, Elsevier, Amsterdam, doi : 10.
1016/B0-08-043751-6/03016-4.
Rudge, J. F., McKenzie, D. and Haynes, P. H. (2005) A
theoretical approach to understanding the isotopic heterogeneity of mid-ocean ridge basalt. Geochim. Cosmochim.
Acta, 69, 3873-3887.
Rudge, J. F. (2006) Mantle pseudo-isochrons revisited. Earth
Planet. Sci. Lett., 249, 494-513.
Schmeling, H. (2006) A model of episodic melt extraction forplumes. J. Geophys. Res., 111, doi : 10.1029/2004JB003423.
Schubert, G., Turcotte, D. L. and Olson, P. (2001) Mantle
convection in the Earth and planets. Cambridge Univ.
Press, Cambridge, 940 p.
Scotese, C. R. (2004) A continental drift flipbook. J. Geol.,
112, 729-741.
Seno, T. and Kirby, S. H. (2014) Formation of plate boundaries : The role of mantle volatilization. Earth-Sci. Rev.,
129, 85-99.
Stracke, A., Hofmann, A. W. and Hart, S. R. (2005) FOZO,HIMU, and the rest of the mantle zoo. Geochem. Geophy.
Geosy., 6, doi : 10.1029/2004GC000824.
Suetsugu, D. et al. (2009) South Pacific mantle plumes imaged
by seismic observation on islands and seafloor. Geochem.
Geophy. Geosy., 10, Q11014, doi : 10.1029/2009GC002533.
Tackley, P. J. (2000) Mantle convection and plate tectonics :toward an integrated physical and chemical theory. Science,
288, 2002-2007.
Tackley, P. J. (2008) Layer cake or plum pudding? Nat.

22

岩森

Geosci., 1, 157-158.
Tackley, P. J., Stevenson, D. J., Glatzmaier, G. A. and Schubert,
G. (1993) Effects of an endothermic phase transition at 670
km depth in a spherical model of convection in the Earthʼsmantle. Nature, 361, 699-704.
Takamasa, A., Nakai, S., Sahoo, Y., Hanyu, T., Tatsumi, Y.
(2009) W isotope compositions of oceanic islands basalts
from French Polynesia and their meaning for core-mantle
interaction. Chem. Geol., 260, 37-46.
Takeuchi, N. (2007) Whole mantle SH velocity model constrained by waveform inversion based on three-dimensional
Born kernels. Geophys. J. Int., 169, 1153-1163.
Takeuchi, N. (2012) Detection of ridge-like structures in the
Pacific Large Low-Shear- Velocity Province. Earth Planet.
Sci. Lett., 319-320, 55-64.
Tanaka, S. and Hamaguchi, H. (1997) Degreeone heterogeneity and hemispherical variation of anisotropy in the
inner core from PKP (BC)-PKP (DF) times. J. Geophys.
Res., 102, 2925-2938.
The KamLAND Collaboration (2011) Partial radiogenic heatmodel for Earth revealed by geoneutrino measurements.
Nat. Geosci., 4, 647-651, doi : 10.1038/ngeo1205.
Toramaru, A., Takazawa, E., Morishita, T. and Matsukage, K.
(2001) Model of layering formation in a mantle peridotite(Horoman, Hokkaido, Japan)．Earth Planet. Sci. Lett., 185,299-313.
Ueki, K. and Iwamori, H. (2013) Thermodynamic model forpartial melting of peridotite by system energy minimization.
Geochem. Geophy. Geosy., 14, 342-366, doi : 10.1029/2012
GC004143.
Ueki, K. and Iwamori, H. (2014) Thermodynamic calculationsof the polybaric melting phase relations of spinel lherzolite.
Geochem. Geophy. Geosy., 15, 5015-5033, doi : 10.1002/
2014GC005546.
Waszek, L., Irving, J. and Deuss, A. (2011) Reconciling thehemispherical structure of Earthʼs inner core with its superrotation. Nat. Geosci., 4, 264-267.
Watanabe, K., Ohtani, E., Kamada, S., Sakamaki, T.,
Miyahara, M. and Ito, Y. (2014) The abundance ofpotassium in the Earthʼs core. Phys. Earth Planet. Inter.,
237, 65-72, doi : 10.1016/j.pepi.2014.10.001.
White, W. M. (1985) Sources of oceanic basalts : radiogenic
isotopic evidence. Geology, 13, 115-118.

光White, D. B. (1988) The planforms and onset of convection
with a temperature-dependent viscosity. J. Fluid Mech.,
191, 247-286.
Woodhead, J. (2015) Mixing it up in the mantle. Nature, 517,
275-276.
Workman, R. K. and Hart, S. R. (2005) Major and traceelement composition of the depleted MORB mantle (DMM).
Earth Planet. Sci. Lett., 231, 53-72.
Xu, W., Lithgow-Bertelloni, C., Stixrude, L. and Ritsema, J.
(2008) The effect of bulk composition and temperature on
mantle seismic structure. Earth Planet. Sci. Lett., 275,
70-79, doi : 10.1016/j.epsl.2008.08.012.
Yanagisawa, T. and Hamano, Y. (2003) Experimental study ofthe transition time of convection patterns and its application
to the Wilson cycle. Proc. Japan Acad., 79, Ser. B, 99-104.
Yoshida, M. (2013) Mantle temperature under drifting deformable continents during the supercontinent cycle. Geophys.
Res. Lett., 40, 681-686, doi : 10.1002/GRL.50151.
Yoshida, M. and Hamano, Y. (2015) Pangea breakup andnorthward drift of the Indian subcontinent reproduced by anumerical model of mantle convection. Scientfic Rep., 5,
doi : 10.1038/srep08407.
Yoshioka, S. and Naganoda, A. (2010) Effects of trenchmigration on fall of stagnant slabs into the lower mantle.
Phys. Earth Planet. Inter., 183, 321-329.
Zhao, D. (2007) Seismic images under 60 hotspots : Search
for mantle plumes. Gondwana Res., 12, 335-355.
Zhong, S., Zhang, N., Li, Z. X. and Roberts, J. H. (2007)
Supercontinent cycles, true polar wander, and very longwavelength mantle convection. Earth Planet. Sci. Lett., 261,551-564.
Zindler, A., Jagoutz, E. and Goldstein, S. (1982) Nd, Sr andPb isotopic systematics in a three-component mantle : a newperspective. Nature, 298, 519-523.
Zindler, A., Staudigel, H. and Batiza, R. (1984) Isotope andtrace element geochemistry of young Pacific seamounts :implications for the scale of upper mantle heterogeneity.
Earth Planet.Sci. Lett., 70, 175-195.
Zindler, A. and Hart, S. R. (1986) Chemical geodynamics.
Ann. Rev. Earth Planet. Sci., 14, 493-571.
（編集担当

石塚

治）