火山 第 61 巻 ( 2016)
第 1 号 23-36 頁

総 説

プレートの沈み込みと島弧マグマ活動
中 島 淳 一＊（2015 年 11 月 13 日受付，2015 年 12 月 17 日受理）

Plate Subduction and Arc Magmatism
Junichi NAKAJIMA＊
The subduction zone system on the Earth is over 40,000 km long, comparable to the circumference of the Earth.
The active processes ‒brittle deformation, metamorphism, convection and volcanism‒ beneath volcanic arcs orcontinental margins are all linked with fluids derived from subducting oceanic plates. Here I review recent geophysicalobservations in subduction zones and organize our thoughts on ongoing magmatic processes, focusing on a lowvelocity, high-attenuation, and low-resistivity zone in the mantle wedge as an indicator of melt migration paths. In
subduction zones where a plate at moderate to old age is subducting, two types of melt migration paths are observed,
with an inclined migration path for a gently dipping slab and a sub-vertical migration path for a steeply dipping slab.
These observations suggest that melt transportation is primarily governed by the geometry of a mantle upwelling flow
developed sub-parallel to the down-dip direction of the slab. However, melts appear to migrate sub-vertically tovolcanoes in young subduction zones. Release of slab-derived fluids at shallow depths would produce partial melting
only in the fore-arc tip of a mantle upwelling flow, and hence melts may migrate sub-vertically by buoyancy, instead ofeffective transportations through the upwelling flow as observed in relatively old subduction zones. An understanding of
subduction zone processes with reference to the more quantitative integration of all earth science categories(seismology, volcanology, geodesy, petrology, mineralogy, geochemistry, geology, geomorphology, etc.) will be
required to improve our knowledge of arc magmatism.
Key words : subduction-induced flow, low-velocity zone, melt, buoyancy

1．は じ め に水を多く含んだ堆積層が形成される．また，海溝より海沈み込み帯は，1 つ以上のプレート（主に海洋性プレー

側では沈み込む直前のプレートが上に凸の形になり（ベト）が別のプレートの下に沈み込む「プレート収束境界」

ンディングと呼ばれる），それによる引張応力場によりであり，地球上で地震・火山活動が最も活発な地域の一

多数の正断層が形成される．正断層はマントル最上部まつである．沈み込み帯では，島弧または大陸縁辺の海側で達しているものもみられ，断層に沿って海水が地殻とに地形的に深い海溝やトラフが発達し，沈み込むプレー

マントル最上部に浸透していくと考えられている（例えト（スラブ）内部では陸側に向かって傾斜する活発な地

ば，Ranero et al., 2003）．地殻やマントル最上部まで浸透

震面（和達-ベニオフゾーン）がみられる．地表では海溝

した水は含水鉱物を生成し，沈み込むプレート内には大にほぼ平行に火山列が存在し，明瞭な火山フロントがみ

量の水が含水鉱物として蓄えられる．

られる場合が多い．

含水化したプレートの沈み込みにより火成活動が引き海嶺で生成された海洋性プレートは数百万年〜1 億年起こされる過程は以下のように考えられている．1) プ

以上をかけて海底を移動し，沈み込み帯に到達する．プ

レートの沈み込みに伴う温度，圧力の上昇により含水鉱

レート生成時はその表面は玄武岩に覆われているが，海物は脱水分解し，高温の楔型マントル（マントルウエッ

底面を移動している間に堆積物が積もり，最上部には海ジ）に水を放出する．2) 放出された水はカンラン岩の融＊〒152-8551 東京都目黒区大岡山 2-12-1 石川台 2 号館
東京工業大学大学院理工学研究科地球惑星科学専攻
Department of Earth and Planetary Sciences, Graduate
School of Science and Engineering, Tokyo Institute ofTechnology, 2-12-1 Ookayama, Meguro-ku, Tokyo, 1528551 Japan.
e-mail : nakajima@geo.titech.ac.jp

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中島淳一

点を下げ，マントルウエッジの中心付近でメルトが生成行である．冷たいプレートが沈み込む領域で火山が多い

される．3) メルトはマントル上昇流によりモホ面直下という特徴は，火成活動とプレートの沈み込みには密接まで運ばれる．4) モホ面直下に蓄積したメルトは結晶な関係があることを示している．1980 年代の世界中の分化を起こしながら地殻内に貫入し，マグマ溜まりを形

火山のコンパイルによれば，沈み込み帯の火山は主に 2成する．5) マグマ溜まりから供給されたマグマが地表

つの火山列（火山フロントに沿う火山と背弧側の火山）に到達し，火山噴火を引き起こす．この一連の過程うち，に分類され，それぞれの火山列下のプレートの深さは

1) は熱力学平衡に基づく理論計算やスラブの沈み込み

100-120 km, 160-180 km である（例えば，Gill, 1981 ; Tatsumi,の温度数値シミュレーションにより脱水分解反応の深さ

1986）．Tatsumi (1986, 1999) は，スラブ起源流体によりが推定され，スラブ内地震分布との比較もされるなど，

スラブ直上に形成される含水層に注目し，火山フロント

その現象の理解が徐々に進んでいる（例えば，Hacker etに沿う火山は深さ 110 km での角閃石，背弧火山は深さ

al., 2003）．また，4) と 5) は火山岩の分析や火山噴火の150-200 km での金雲母の脱水分解反応により，異なる深数理的計算などにより，マグマ溜まりの深さや噴火の素さで効率的に流体を供給するモデルを提唱した．このモ過程，固液複合系の物理・化学プロセスが徐々に明らか

デルに基づけば，火山フロントと背弧火山の直下には二にされつつある（例えば，小屋口・他，2011）．一方で，

つの独立したカーテン状の部分溶融域がマントルウエッ

2) と 3) については，沈み込み帯ごとに構造推定の分解

ジ内に存在することになる．このモデルは地表の火山分能が異なるという問題もあり，その理解が進んでいる沈布と流体の供給位置が空間的に対応することから，地表み込み帯とそうでない沈み込み帯が存在する．また，その火山分布を説明する有力なモデルの一つと考えられてれぞれの沈み込み帯においてメルトの生成・上昇過程がいた．

異なるかどうかという問いにも十分に答えることができていない．

一方，1990 年代以降の地震観測網の整備，および震源の深さに敏感な後続波を用いた震源決定方法の採用など

そこで本稿では，地震波トモグラフィで得られているにより，沈み込み帯において地震の震源決定精度が格段

世界の沈み込み帯におけるマントル不均質構造をレに向上し（例えば，Engdahl et al., 1998），世界中のプレー

ビューし，マントルウエッジにおけるマグマ生成・上昇

ト上面の深さがモデル化されるようになってきた．その過程について現在までの知見を整理する．世界中の沈みような新しいプレートモデルを用いた解析によれば，火込み帯の不均質構造を概観することは，マグマ生成・上山フロント下のプレートの深さは沈み込み帯によって大昇過程の差異を明らかにし，その背後にある共通の物理きく異なり，その深さ範囲は 60-130 km (England et al.,プロセスの理解の進展に寄与すると考えられる．なお，

2004) (Fig. 2)，または 72-173 km (Syracuse and Abers, 2006)

地震波トモグラフィの分解能は地震の分布や観測点の配と，従来のデータと比べて大きな幅がある．また，熱力置に依存するが，空間分解能は最も高くても〜10 km で学的平衡条件から計算されたスラブ内の玄武岩やカンラある場合が多い．したがって，本稿で述べる深部構造はン岩の相平衡図によれば，スラブでは比較的広い温度・個々の火山体ではなく，ある広がりをもつ火山群へのマ

圧力範囲で脱水反応が起こることがわかり（例えば，

グマ供給系を論じていることに注意してほしい．また，

Hacker, 2008），ある特定の深さにおいて脱水反応が集中

本稿では論じない地殻内のマグマ溜まりについては，

して起こることはないと考えられるようになってきた．

Lees (2007) でレビューされている．Lees (2007) ではト

つまり，スラブ起源流体のマントルウエッジへの放出はモグラフィの原理や分解能，誤差なども紹介されており，火山形成の重要なプロセスの一つであるが，その供給位

本稿とあわせて読むことで，マントルウエッジから地殻置が地表の火山分布と一対一に対応するわけではないよ

までのマグマ供給系の理解が深まると期待される．火山

うである (Syracuse and Abers, 2006)．

の成因を理解するためには，地表で得られる火山岩の化学組成も重要である．地球化学的な知見に基づくマグマ

3．マントルウエッジでのカンラン岩の溶融と温度生成モデルについては，多くの書籍や論文（例えば，巽，

沈み込みに伴う温度・圧力の上昇により，スラブ内の1995 ; 高橋，2000 ; Stern, 2002）で論じられているので参含水鉱物は脱水分解反応を起こし，マントルエッジに水考にしてほしい．

が放出される．水が放出される深さは沈み込むプレートの温度構造に強く依存し，冷たい沈み込み帯では深さ2．火山分布120-200 km 付近，若く温かい沈み込み帯では深さ 40-80

Fig. 1 にみられるように，地表の火山は沈み込み帯（プkm 付近で大部分の水がマントルウエッジへ放出される

レート収束帯）に多く，その分布は海溝の走向とほぼ平と考えられている（例えば，Iwamori, 1998 ; Kawakatsu

プレートの沈み込みと島弧マグマ活動

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Fig. 1. Age-area distribution of the ocean floor (Müller et al., 2008). Continental margins are light gray, andcontinents are white. Black lines denote plate boundaries and red triangles are volcanoes. Subduction zones
described in the text are shown by arrows with names.

and Watada, 2007 ; van Keken et al., 2011）．無水カンラン

マントル物質との間に粘性カップリングがあることによ

岩の融点は圧力に強く依存し，深さ 40 km で約 1200℃，り，スラブ直上の物質がスラブの沈み込み方向に引きず深さ 100 km で 1400℃以上であるが（例えば，Hirschmann,

り込まれ，その隙間を埋めるように高温で低粘性の物質

2000），スラブ起源流体がマントルウエッジに付加されが深部から上昇するという機構が働いている (McKenzie,

ることにより，カンラン岩の融点は約 1000℃まで低下す1969)．この深部からの高温物質の流れはマントル上昇

ることが知られている（例えば，Kawamoto and Holloway,

流と呼ばれ，スラブの沈み込みに伴って生じる 2 次的な

1997）．注目すべきは，含水カンラン岩の融点（約 1000

対流である．マントル上昇流の形状はマントルの粘性や℃）は圧力（深さ）にはほとんど依存しないということ

スラブと直上のマントル物質との粘性差，スラブの沈みであり，流体の供給によりカンラン岩の融点は深さ 40

込み角度などの物理条件に加え，計算の初期条件や境界

km で約 200℃，深さ 100 km では 400℃以上も低下する

条件によっても変わるが，これまでに得られている数値ことになる．

シミュレーションによれば，背弧側のマントルウエッジ

では，実際の沈み込み帯の温度はどのくらいであろう

では広範囲で 1000℃以上の温度を維持し続けることがか．マントルウエッジの温度を直接測ることはできない

できるようである（例えば，Eberle et al., 2002 ; Wada etが，いくつかの方法によりその温度分布が推定されていal., 2008 ; van Keken et al., 2011）．一方，室内実験結果をる．一つの方法は，スラブの沈み込みに伴うマントル対流用いた地震波不均質構造の解釈からは，背弧側のマントの数値シミュレーションである．沈み込むスラブ表面とルウエッジの温度は 1100-1300℃と見積もられている

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中島淳一
まり，メルトは，例え少量であっても地震波速度や比抵抗を大きく低下させる要因となる．さらに，少量のメルトが存在すると地震波の減衰は大きくなることが知られている (Jackson et al., 2004)．そこで本稿では，マントル
ウエッジの低速度・高減衰・低比抵抗域は加水融解により生成されたメルト分布域を示すと仮定し，その形状か
らメルトの上昇経路を考察する．
本章では世界の主要な沈み込み帯で現在までに得られている観測事実を参考に，マグマ生成・上昇モデルについてその共通点と相違点をまとめてみる．沈み込み帯の類型化にはプレートの年代や傾斜角などいつかのパラメータが考えられるが，ここではスラブ内の含水鉱物の脱水反応位置を支配する温度構造と密接な関係のあるプ
レートの年代 (Müller et al., 2008) により沈み込み帯を分類し，その構造の特徴をみていくことにする (Fig. 1)．

Fig. 2. Distribution of depths to the top of the intermediatedepth seismicity beneath individual volcanoes, adjusted
to the location of their volcanic fronts (Figure 28 ofEngland et al., 2004).

なお，プレート年代による分類はこれから沈み込もうとする海洋底の年代を基準にしているため，すでに沈み込んでしまったプレートの年代とは必ずしも一致しないことに注意してほしい．
4-1

古い年代のプレート沈み込み帯

北西太平洋では年代が 80-140 Ma 程度の古い年代の太（例えば，Nakajima and Hasegawa, 2003 ; Rychert et al., 2008）．

平洋プレートの沈み込みが進行しており，カムチャッカ

さらに，マントル捕獲岩の分析からは，例えば東北地方

半島から千島弧，東北日本弧，伊豆・小笠原弧を経て，の背弧のモホ面直下の温度は 850-1000℃と推定されてマリアナ弧までの全長 5000 km 以上の長大な沈み込みシいる (Michibayashi et al., 2006)．いずれの見積もりにおステムが形成されている．これらの領域では明瞭な火山

いても，マントルウエッジの温度は無水カンラン岩の融フロントがみられるが，島弧下でのスラブの沈み込み角点よりは低いことから，島弧下でマグマが生成されるた度は，東北日本弧では約 30 度，伊豆・小笠原弧では約 45

めには水の付加による融点の低下（加水融解）が不可欠

度，マリアナ弧ではほぼ鉛直であり，沈み込み帯によりであると考えられる．なお，ここでは触れないが，マン

大きく異なることがわかっている．北西太平洋以外でトル物質の断熱的な上昇による減圧融解も島弧下でのメ80 Ma より古いプレートが沈み込む島弧には，トンガ-ケルトの生成に重要な影響を与えていることも知られてい

ルマディック弧やスンダ弧などがある．

る（例えば，Conder et al., 2002）．

Fig. 3 は東北地方を島弧横断方向に切る S 波速度，P
波減衰構造の鉛直断面図である．東側から沈み込む太平

4．地震波トモグラフィと島弧火山の深部構造

洋プレートは高速度・低減衰域を示す一方，マントルウ

メルトの生成にはスラブからの流体の供給と高温のマエッジには背弧側の深さ 100 km 付近から火山フロント

ントル上昇流が深く関与していることが実験・数値シ

直下のモホ面まで連続的につながる斜めの低速度・高減

ミュレーションなどから示唆されるが，その上昇流は地衰域が存在する (Nakajima et al., 2001, 2013)．太平洋ス球物理学的にはどのようにイメージングされるであろう

ラブが高速度・低減衰域としてイメージングされている

か．多くの沈み込み帯のマントルウエッジでは，マグマのは，周囲よりも温度が低いことに起因する．一方，マ活動と関係する構造として，地震波低速度・高減衰，低ントルウエッジの斜めの低速度・高減衰域の原因は何で比抵抗（高電気伝導度）が観測される．一般に，100℃のあろうか．室内実験結果を参考にすると，観測された斜高温異常に対する速度低下率は約 1 %（例えば，Duffy

めの低速度域は，周囲に比べ 100-200℃の高温と数 vol%and Anderson, 1989），比抵抗の低下率は約 30 %（例えば，のメルトの存在で説明できる．低速度域の速度低下率かConstable, 2006）であるが，メルトが数 % 存在する場合，

ら は メ ル ト の 形 状 を あ ら わ す 等 価 ア ス ペ ク ト 比 (α)

速度は数〜10 数 % も低下し（例えば，Takei, 2002），比(Takei, 2002) も同時に推定でき，Nakajima et al. (2005) の抵抗は桁で小さくなる（例えば，McGary et al., 2014）．つ

見積もりによると，深さ 90 km では 3-5vol% のメルトがプレートの沈み込みと島弧マグマ活動

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Fig. 3. Across-arc vertical cross-sections for (left) S-wave velocity (Nakajima et al., 2001) and (right) P-wave
attenuation structures (Nakajima et al., 2013) beneath Tohoku along three lines in the insert map. Black bars andred triangles on the surface denote the land area and volcanoes, respectively. Black dots represent earthquakes,
and red and white circles denote low-frequency earthquakes. Black lines represent the Conrad and Moho
discontinuities and the upper surface of the subducting Pacific slab.

チューブ状 (α〜0.1) に，深さ 65 km では〜0.1 vol% のメ

モホ面直下まで効率的に運ばれることを示している．な

ルトが薄いクラック状 (α〜0.001) に，深さ 40 km では

お，日本海に設置された海底地震計を用いたトモグラ

1-2 vol% のメルトがクラック状 (α〜0.01-0.05) に存在す

フィ解析によれば，能登半島の沖合では，マントルウエッ

る．深さ方向のメルト量の変化は，メルトを含むポアのジで見出されている斜めの低速度域は少なくても深さ

形状とそのサイズの違いを反映していると解釈されてい300 km まで連続的に確認できる (Nakahigashi et al., 2015)．

る．このような斜めの低速度・高減衰域は，北海道東部

この結果は深さ 300 km 付近でも沈み込むスラブに平行や伊豆弧の北部も見出されている（例えば，Miller et al.,なマントル上昇流が存在することを示す重要な観測事実

2006 ; Wang and Zhao, 2008 ; Kita et al., 2014）．

である．

地震波のスプリッティング解析によれば，背弧側のマ

カムチャッカ半島には 160 以上の第四紀火山が分布す

ントルウエッジではスラブの最大傾斜方向の異方性が卓る．それらの火山は半島の中部から南部にかけて多く存

越し (Nakajima and Hasegawa, 2004 ; Nakajima et al., 2006)，

在し，明瞭な火山フロントが形成されている．一方で，その異方性の方向はスラブの沈み込みによるマントル上半島の北部では活火山は存在せず，第四紀の火山フロン

昇流の方向とほぼ一致する (Wada et al., 2015)．これらの

トが存在しない．カムチャッカ半島下ではスラブ内地震

結果は，斜めの低速度・高減衰域はメルトを含む，高温が活発であり，少ないながらも地震観測点が配置されてで低粘性のマントル上昇流であり，それによりメルトがいることから，地震波トモグラフィの研究が行われてい

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中島淳一

る（例えば，Gorbatov et al., 1999）．その結果によれば，ていない．カムチャッカ半島における観測事実は，スラ半島南部では沈み込むスラブにほぼ平行な斜めの低速度

ブの沈み込みによるマントル上昇流が火成活動を引き起域がマントルウェッジの中央部にみられ，それは火山フこす重要な条件であることを示している．

ロント直下まで連続的に分布している．一方，すでに火

マリアナ海溝での沈み込みシステムの大きな特徴は，

山活動を終えてしまった半島北部ではその直下には太平

上盤側のプレートも海洋性プレート（フィリピン海プ

洋スラブが存在せず（例えば，Jiang et al., 2009），半島北レート）であり，活発な背弧拡大が進行中であることで部ではスラブの沈み込みによる明瞭な上昇流は形成されある．また，先に述べたように太平洋スラブの傾斜角が急であり，深さ 200 km 以深ではその角度はほぼ 90 度になる．マリアナ海溝に沿って火山弧が形成されているが，グアム島やサイパン島など島嶼部の面積は非常に小さく，地震観測が困難な沈み込み帯の一つであることから，
その深部構造はこれまであまりわかっていなかった．
しかしながら，この地域は前弧域の蛇紋岩海山の存在，
島弧火山，背弧拡大など地球科学的に興味深い現象がみられるため，最近では高性能の海底地震計を用いた観測が精力的に行われ，上部マントルまでの地震波不均質構造が明らかにされつつある．その結果によれば，火山フ
ロント下では地震波低速度・高減衰域が深さ 30-100 kmの範囲に分布すること，背弧拡大軸では火山フロントに比べて大きい地震波減衰異常が観測されること，海溝軸陸側に形成される蛇紋岩海山下には深さ約 50 km まで地震波低速度域が存在することなど (Fig. 4 a)，マントルウ
エッジにおいても地表でみられる構造と対応する特徴的

Fig. 4. (a) Cross sections of (top) P velocity structure(Barklage et al., 2015) and (bottom) P attenuation(1/Qp) structure (Pozgay et al., 2009) in the Marianaarc. The triangles (from left to right) represent thelocations of the back-arc spreading center (SC), thevolcanic front (VF), and Big Blue serpentinite
seamount (BB). White circle represent earthquake
locations. Red triangles, black curve and blue line in
the insert map denote active volcanoes, the trench axis,
and an approximate location of the cross section,
respectively. (b) A schematic model for magmatism inthe central North Island, New Zealand, viewed fromthe east‒northeast (Figure 8 of Reyners et al., 2006).
Grey arrows in the mantle wedge denote corner flow,
and the pink region denotes partial melt. Blue arrows
show fluid flow, resulting from both dehydration of the
subducting plate and solidification of ponded magmaat the base of the thicker crust. (c) An across-arc
vertical cross section across the Toba Caldera, Sumatra,Indonesia, together with a qualitative interpretation(Koulakov, 2013). SF is the Sumatra Fault. The redcircle depicts the cluster of earthquakes, which isthought to be responsible for the activation of arc volcanoes in the area of the Toba Caldera. The migrationof fluids and melts is schematically depicted by arrows.

プレートの沈み込みと島弧マグマ活動

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な構造が確認できる（例えば，Pozgay et al., 2009 ; Barklage

山の周辺では臨時地震観測が何度か行われており，それet al., 2015）．なお，火山フロント下の低速度・高減衰域

らの観測点のデータを用いて地震波速度・減衰・異方性の形状は高角で，それはスラブの傾斜角が急なことと対構造の解析が行われ，島弧マグマ生成モデルが提唱され応しているようにみえる．

ている（例えば，Koulakov et al., 2007, 2009 ; Bohm et al.,トンガ-ケルマディック弧では太平洋スラブ内の地震

2013 ; Koulakov, 2013）．Koulakov (2013) は，スマトラ島活動が極めて活発であり，世界で一番深発地震が多い沈

北部のトバカルデラ周辺の地震波速度構造を推定し，深み込み帯として知られている．この地域では，島嶼部がさ 140 km 付近のスラブ内地震の活動が活発であること少ないため定常地震観測網は十分ではないが，活発な深から，その深さで流体がマントルウエッジ供給され，ほ発地震を海底地震計で収録した波形データを用いて，上ぼ鉛直にメルトが上昇するマグマ供給系を提唱した部マントルまでの構造が求められている．例えば，トン(Fig. 4c)．このモデルではメルトの上昇経路はスラブのガからラウ海盆，フィジー諸島にいたる領域では，沈み傾斜と平行でないことに注意する必要がある．また，込む太平洋スラブの直上に大規模な地震波低速度域が存

ジャワ島のメラピ火山下においても，マグマ活動に関係在し，背弧拡大軸の直下で特に Vp/Vs が大きいことがわすると考えられる地震波低速度・高減衰異常域が観測さかっている (Conder and Wiens, 2006)．また島弧下には背れている．しかし，メラピ火山下のメルトの分布域とし弧に行くに従って深くなる低速度域がスラブ表面とほぼては，深さ約 120 km 付近のスラブから火山に向かって

平行に深さ 400 km 程度まで存在し，それはメルトを含伸びるほぼ鉛直な形状 (Bohm et al., 2013) と前弧域の深む含水化したマントルウエッジであると考えられている

さ約 80 km のスラブ直上から火山フロントに向かって浅(Zhao et al., 1997 ; Wiens et al., 2008)．この地域では地震くなる形状 (Koulakov et al., 2007) が指摘されており，メ

波異方性構造の推定やマントル対流の数値計算なども精ルト供給系についてはよくわかっていない．あくまでも力的に行われており，一連の成果は Wiens et al. (2008)

推測ではあるが，ジャワ島は島弧の幅が 100 km 程度とにまとめられている．

狭く，背弧マントルを長く伝播する地震波を観測できな

ニュージーランドは北島と南島でテクトニクスが異ないことから，背弧側のマントルウエッジのイメージング

り，北島下では太平洋プレートが東側から斜めに沈み込精度が十分ではない可能性が高い．地形的な制約によりんでいるが，南島の中部から南部では太平洋プレートは難しい問題ではあるが，背弧側の海域に海底地震計を設

沈み込まず，オーストラリアプレートの間で左横ずれの置するなど観測を工夫することで，背弧側のマントルのトランスフォーム断層（アルパイン断層）を形成していイメージング精度が向上することを期待したい．

る．北島の中央部には火山活動が活発なタウポ火山帯が4-2中程度の年代のプレートの沈み込み存在する．ニュージーランドでは北島，南島とも日本列

ここでは中程度の年代（おおよそ 40-80 Ma）のプレー島と同様に密な地震観測網が整備されており，特に地震

トが沈み込む地域の地下構造の特徴をみてみよう．この活動が活発な北島下の地震学的構造については多くの研年代のプレートの沈み込みは世界中に比較的多く，日本

究がなされている．Reyners et al. (2006) は定常点と臨時列島周辺では九州から琉球弧に沈み込むフィリピン海プ

点のデータの併合処理により北島下の詳細な最上部マンレートがその年代の範囲にある．また，アラスカ西部か

トル構造を推定し，マントルウエッジには沈み込む太平

らアリューシャン列島，中部アンデスやスマトラなどに

洋スラブにほぼ平行に斜めの低速度域が存在すること，も中程度の年代のプレートが沈み込んでいる．

その領域の Vp/Vs 比がやや大きい (>1.80) ことを明らか

アリューシャン列島下には太平洋プレートが斜めに沈にした．Reyners et al. (2006) で提唱された北島のマグマ

み込み，全長約 2000 km に及ぶ島弧が形成されているが，生成・上昇モデル (Fig. 4b) は，スラブからの脱水範囲お列島に沿っては地震観測点が少なく，マントルウエッジ

よび上昇流の形状において東北日本のモデルと類似点が構造を明瞭にイメージングした研究は多くない．臨時地

多い．なお，地震波減衰トモグラフィ（例えば，Eberhart-

震観測網で得られた初動到達時刻データを用いてアPhillips and Chadwick, 2002 ; Eberhart-Phillips et al., 2008）

リューシャン列島東部の P 波，S 波速度構造を推定したでもマントルウエッジの中央部には高減衰域がイメージ

研究 (Abers, 1994) によれば，臨時観測網の中央の比較的ングされており，タウポ火山地域の直下で減衰が大きい

空間分解能がよい領域では，沈み込むスラブに平行な斜ことも明らかになっている．

めの S 波低速度領域が深さ 30-100 km の範囲でイメージ

インドネシアのスンダ弧は全長 4000 km 以上あり，
ジャワ島のメラピ火山はほぼ一年中噴煙を上げるなど，火山活動が極めて活発な島弧の一つである．活動的な火ングされている (Fig. 5 a)．東北日本やカムチャッカ半島と似た構造の特徴をもつ．
九州から琉球列島下に沈み込むフィリピン海スラブの

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中島淳一
傾斜角度は南部九州では約 70 度であり，台湾に近づくにつれてやや緩くなる．九州の火山は火山フロント沿いの火山（阿蘇，霧島，桜島など）と背弧側の火山（雲仙）に大別されるが，火山フロント下ではスラブの深さが80-120 km 程度の領域からモホ面直下まで続くほぼ鉛直
な，スラブの傾斜と平行な地震波低速度・高減衰・低比
抵抗域が見出されている（例えば，Xia et al., 2008 ; Hata
et al., 2012 ; Saita et al., 2015）(Fig. 5b)．この低速度・高減
衰・低比抵抗の領域は，数値シミュレーションで得られたスラブ流体の分布 (Zhao et al., 2000) とも対応する．
なお，九州の前弧域では深さ 60 km 以浅にも顕著な地震
波低速度・高減衰域が見出されているが，この異常域直上には火山は分布しないことから，スラブ起源流体によりマントルカンラン岩が変成作用を受け，蛇紋岩化していると解釈されている（例えば，Abe et al., 2011）．
九州の南から台湾の東まで続く琉球弧のマントルウ
エッジには地震波低速度域が分布するが (Nakamura etal., 2003 ; Wang et al., 2008)，構造の推定分解能が高くないためその形状・広がりを議論するのは現段階では難しい．また，諏訪之瀬島以西に分布する活火山は硫黄鳥島と西表島付近の海底火山のみであり，島弧の長さに比べて活火山の分布が極めて疎であるという特徴がある．さらに，背弧では沖縄トラフの拡大も進行中であり，そのテクトニクスは複雑である．このような特徴的なテクト
ニクスをもつ琉球弧の詳細な深部構造の推定は今後の重要な研究課題であると考えられる．
中部アンデス（南緯 20 度付近）では年代が約 50 Ma 程
度のナスカプレートが沈み込んでいる（ナスカプレートの年代は南緯 20 度付近が一番古く，その南北ではそれよりも若い）(Fig. 1)．南緯 15-25 度の範囲では沈み込む
スラブの傾斜は約 30 度であり，深さ 300 km 以深まで地Fig. 5. (a) Across-arc vertical cross section of S-wave
velocity structure in eastern Aleutians (Abers, 1994).
Open circles and a large triangle denote hypocenter
locations and a volcano. Small triangles represent
station locations. (b) Schematic interpretation of fluid(aqueous and / or melt) upwelling in south Kyushu
based on magnetotelluric model (Hata et al., 2012).
‘AF’ and ‘PM’ indicate aqueous fluids released fromthe subducting slab and partial melting, respectively.
‘ST’, ‘OM’, and ‘CM’ represent the slab top, oceanic
Moho, and continental Moho, respectively. ‘VF’ is thevolcanic front. (c) Across-arc cross section of P-wave
attenuation in central Andes (Schurr et al., 2003). Earthquakes (circles), volcanoes (triangles), and stations(small squares) within 20 km of the section are plotted.
The thick white contour indicates regions of goodresolution as measured by the spread value.

震活動がみられ，地表に多くの火山が分布する．この地域でも臨時観測点のデータを用いたトモグラフィ解析が行われており，活火山直下の最上部マントルには地震波の低速度・高減衰域が存在することがわかっている（例えば，Schurr et al., 2003, 2006 ; Koulakov et al., 2006）．背弧側に観測点が多くマントルウエッジの推定精度が高いと考えられる領域で得られた減衰構造からは，スラブの深さ 150-200 km 付近でマントルウエッジに流体が供給されること，メルトは火山フロントに向かってスラブの傾斜とほぼ平行に斜めに上昇すること，一方で背弧側の火山へ至るほぼ鉛直のメルト供給系もみられるという特徴が認められる (Fig. 5c)．なお，スラブが約 30 度の傾斜
角で沈み込む領域（南緯 15-25 度）の南北では，ナスカ
海嶺やファンフェルナンデス海嶺などの浮揚性の海嶺が沈み込んでいることが知られている．浮揚性海嶺が沈み

プレートの沈み込みと島弧マグマ活動31

込んでいる場所では，スラブの傾斜角が深さ 100-150 km

背弧に至る比較的広い範囲でマントルウエッジ構造が推でほぼ水平になるという興味深い特徴がみられ，その領定されている（例えば，Rychert et al. 2008 ; Syracuse et al.

域の直上には火山は形成されておらず，第四紀火山の噴2008 ; Dinc et al. 2011）．この領域では，火山フロント下

出物は確認できない．この非火山地帯の原因は，ほぼ水にはスラブ直上からモホ面付近にまで伸びる地震波低速

平なスラブの沈み込みのためにマントルウエッジに高温度・高減衰域が連続的に分布し，その形状は研究によりのマントル上昇流が形成されないためと考えられているやや異なるが，ほぼ鉛直に分布しているようにみえる（例えば，Marot et al., 2014）．中部アンデスでみられるス(Fig. 6b)．なお，ニカラグアとコスタリカの国境付近でラブ形状と火山活動の関係は，火山の形成にはマントル

は十数キロという非常に狭い範囲で，火山フロントに約ウエッジの上昇流が本質的な役割を果たすことを示す観40 km のオフセットがあり（コスタリカ側の火山フロン

測事実の一つである．

トがより海溝に近い），両地域では火山岩の化学組成が4-3

若く温かいプレートの沈み込み

大きく異なることが知られている（例えば，Sadofsky et

若いプレートの沈み込みは，西南日本（フィリピン海al. 2008）．地震波解析によれば，コスタリカよりもニカ

プレート），カスカディア（ファンデフカプレート），中

ラグアの方がスラブ，マントルウエッジとも含水量が数

央アメリカ（ココスプレート）などにみられる．多くの倍多いことがわかっており（例えば，Abers et al., 2003），

沈み込み帯では，沈み込むスラブの傾斜角度は 10-30 度

地下での含水量の違いが火山の分布に影響を与えているであり，スラブ内の地震活動は深さ 50-100 km 以深でみと考えられる．

られなくなることが多い．また，西南日本に代表される

最後に若く温かいプレートの沈み込みの代表とされる

ように明瞭な火山フロントが形成されていない領域もあ中部〜西南日本をみてみよう．太平洋スラブの影響を強る．なお，15-25 Ma 程度の年代のココスプレートが沈みく受けている中部日本の火山を除くと，活火山に分類さ込む中央アメリカでは，地震活動は深さ 200 km 程度まれるのは中国地方の日本海沿岸にある三瓶山と阿武火山で存在し，明瞭な火山フロントが存在する．この点から群のみであるが，数 Ma まで遡ると中国地方では活発な

いえば，中央アメリカは東北日本弧などの古いプレート

火山活動があったことが知られている．Iwamori (1992)が沈み込む島弧の特徴を示すが，ここでは沈み込むプ

は，火山岩の化学組成の空間変化から，火山活動の原因

レートの年代に基づき，若いプレートの沈み込み帯としとして日本海沿岸に中心をもつ上部マントルの含水プて扱う．

ルームを提唱している．一方で，火成活動が徐々に北にファンデフカプレートが沈み込むカスカディア沈み込

移動し，1.7 Ma 以降にはアダカイトを含む火山岩が日本

み帯は地球物理学的観測が精力的に行われている領域で海沿岸に認められることから，中国地方の火山は北進すあり，バンクーバー島周辺ではプレート境界での微動やるフィリピン海スラブの地殻の溶融に起因するというモ

スロースリップ，マントルウエッジの蛇紋岩化などに関デルも提唱されている (Kimura et al., 2005)．

する数多くの研究がある．一方，スラブ内地震は深さ 60

これまでに得られている地震学的な結果からは，フィ

km 程度までしか発生しないため，火山直下のマントル

リピン海スラブは日本海沿岸までは達していないこと

構造についての研究例はそれほど多くない．しかし，最（例えば，Honda and Nakanishi, 2003），フィリピン海スラ

近の電磁気探査により（例えば，McGary et al., 2014 ;ブの北限を回り込む大規模な低速度域が存在すること

Wannamaker et al., 2014），北部と南部カスカディアにお(Nakajima and Hasegawa, 2007) が示唆され，これらはといて火山直下のスラブ表面（深さ約 100 km）付近からほもに含水プルームモデルを支持しているようにみえる．

ぼ鉛直に深さ 10 km 程度まで連続的に分布する明瞭な低一方，遠地地震と日本列島下の地震データを用いた最新

比抵抗域が存在することが明らかになった (Fig. 6 a)．得のトモグラフィにより，三瓶山の周辺では海岸線から約ら れ た 低 比 抵 抗 域 は 1-10 vol% の メ ル ト で 説 明 で き

200 km 北方までフィリピン海スラブが沈み込んでいる(McGary et al., 2014)，この値は東北日本弧のマントルウ（最深の深さは約 400 km）ことが示唆される (Zhao et al.,

エッジで得られているメルト量 (Nakajima et al., 2005) と2012)．そのような深さまでフィリピン海スラブが沈み同程度である．カスカディア沈み込み帯ではほぼ鉛直な込んでいるのであれば，中国地方の火山は島弧的な火山

メルト上昇系が発達していることが示唆される．

である可能性も否定できない．なお，沈み込むフィリピ

ニカラグアからコスタリカにかけての中央アメリカで

ン海スラブと解釈できる高速度域の東西方向の幅は 150

は明瞭な火山フロントが存在し，スラブ内地震が深さkm 程度であり，その両側では高速度異常域はみられな

200 km 程度まで連続的に発生している．その活発なス

い．幅 150 km の高速度域の両側にはフィリピン海スラ

ラブ内地震と臨時観測点の組み合わせにより，前弧からブが沈み込んでいないのか，それとも沈み込んでいるが

32

中島淳一

Fig. 6. (a) Magnetotelluric model in Cascadia with a thermal profile (contours in degrees Celsius) and earthquake
hypocenter locations (red circles) within 20 km (McGary et al. 2014). A red triangle denotes the location of
Mount Rainier, which is not shown in the insert map. (b) Vertical cross section of P-wave velocity structure in
Nicaragua (Dinc et al., 2011). Earthquakes (white circles), stations (black triangles), a volcano (red triangle),
trench (T) and coast (C) are projected on to the section. Black and dashed lines denote the inferred upper surfaceof the Cocos plate and the continental Moho, respectively.

高速度異常を示さないのか区別できないが，いずれにしする大陸縁下のマントルウエッジでは，深さ約 100 km

ろこれまで考えられていたよりも北側までフィリピン海以浅に顕著な地震波低速度域がみられ，それは火山フロ

スラブが存在することを示す観測事実は，西南日本の火

ント下のモホ面直下または下部地殻まで連続的に分布す

成活動の成因やフィリピン海プレートの復元など，日本るという共通の特徴がみられる．一部の沈み込み帯で列島のテクトニクスを理解する上で極めて重要である．

は，その低速度域は高減衰・低比抵抗を示すことも明ら

今後の研究により，日本海沿岸の火山の深部構造とメルかになっている．しかし，低速度域の形状（角度）は，

トの生成・上昇過程の理解が進展することを期待したい．

沈み込むプレートの年代により異なっているようである．スンダ弧を除く古い年代のプレート沈み込み帯と中5．沈み込み帯の比較とメルトの上昇経路

程度の年代のプレート沈み込み帯では，マントルウエッ

これまでみてきたように，火山弧下または火山が存在

ジの低速度域はスラブが低角の場合には斜め，高角の場

プレートの沈み込みと島弧マグマ活動

33

合にはほぼ鉛直に分布するのに対し（いずれの場合もスが低角の場合には，上昇流とメルトの上昇経路が一致せラブの傾斜と低速度域の傾斜はほぼ平行），若い沈み込ず，メルトは主として浮力のみで鉛直に上昇することにみ帯ではスラブの沈み込み角度によらず低速度域はほぼなる．つまり，スラブの傾斜が高角の沈み込み帯では，鉛直である．

メルトは上昇流の助けを借りて浅部まで輸送されるた沈み込み帯では，プレートの沈み込みによりマントル

め，地表で活発な火山活動が生じる可能性があるのではウエッジにはスラブにほぼ平行な 2 次対流（上昇流）がないだろうか．なお，地震波速度や比抵抗は高温異常よ生じている．古い年代のプレート沈み込み帯では，深さりもメルトの存在により敏感であることから，若いプ

120-200 km 付近でスラブ起源流体がマントルウエッジ

レート沈み込み帯では，スラブの沈み込み角度によらず，に放出されるため，マントル上昇流の高温部分に流体が浮力で上昇するメルトの分布を反映したほぼ鉛直な異常付加されることになる．そのため，マントル上昇流中で域がイメージングされると考えられる．

メルトが生成され，その部分の粘性率が小さくなり流れ（変形）が局在化する．流れが局在化するとその部分の6．お わ り に

温度上昇が大きくなるため，さらに粘性を下げる．この

本稿では，世界の主要な沈み込み帯における 2 次元断ような上昇流の低粘性化を引き起こす正のフィードバッ

面をもとにメルト分布域を類型化し，スラブ流体の放出クが働いていると推測される．そのような局在化した対深度とマントル上昇流を関係づけてメルトの上昇経路を流により，メルトをモホ面直下まで効率的に輸送するこ考察した．その際，沈み込み帯での共通の特徴を抽出すとができる．局在化した上昇流による強制的な浅部へのることを目的としたため，メルトの上昇に重要な役割を

メルト輸送は，古い年代のプレート沈み込み帯において果たす応力場やメルトの集積や連結などの複雑な力学・活発な火成活動を引き起こしている主要な原因であろ

物理プロセスは考慮しなかった．そのため，本稿での類う．スラブの傾斜にほぼ平行な低速度域が明瞭にイメー型化は現象を単純化し過ぎているかもしれない．また，ジングされるのは，固相の流動である高温のマントル上

本稿で示したトモグラフィ結果を概観すると，メルトの昇流の局在化とその内部を移動するメルトの存在の両方

上昇経路は沈み込むプレートの年代に関係なく，深さの影響を反映しているためと考えられる．

〜60 km 以浅では形状はほぼ鉛直，それ以深ではスラブ中程度の年代のプレートが沈み込む領域では，沈み込の傾斜にほぼ平行であるようにもみえる．しかしながむスラブの傾斜角が高角，低角いずれの場合もマントルら，背弧側のマントルウエッジの不均質構造については，

ウエッジのメルト分布域はスラブにほぼ平行であり，古東北日本弧やニュージーランドなど，地震観測網が十分いプレート沈み込み帯と同様の特徴がみられる．沈み込に整備されている一部の島弧を除いてはその分解能が十むプレートの温度が多少高温であっても，スラブからマ分でない可能性がある．メルト上昇経路の深さ方向の系

ントルウエッジに流体が放出される深さは比較的深く

統的な変化については，不均質構造の空間分解能も考慮（例えば，van Keken et al., 2011），上昇流の高温部分でメした慎重な検討が必要であろう．

ルトが生成されると考えると，スラブの傾斜とほぼ平行

沈み込み帯のマグマ供給系の深さ方向の変化や島弧走な低速度域の分布を説明できる．つまり，中程度の年代

行方向を含む 3 次元的なメルトの生成・上昇過程を理解のプレート沈み込み帯では，古い沈み込み帯と同様に，するためには，沈み込み帯ごとの特徴的な構造（背弧拡上昇流によりメルトがモホ面直下まで効率的に輸送され大やプレート傾斜角の深さ変化，海溝の移動など）やマると考えられる．

ントルウエッジ内の小規模対流，スラブ起源流体の物性，

若いプレートが沈み込む領域では，スラブから流体がメルトの粘性，マントルウエッジでの応力場や圧力勾配，

放出される深さが浅い (40-80 km)．そのため，沈み込む固液複合系の力学などを考慮に入れることが不可欠であ

スラブと平行に形成されるマントル上昇流の主要部分のる．そのためには，背弧側のマントルウエッジにおける影響をあまり受けずに，流体はマントルウエッジ内をそ

地球物理学的な観測の高精度化に加え，スラブでの脱水の浮力でほぼ鉛直に上昇すると考えられる．その上昇過反応や生成された流体の化学反応のモデル化，マントル

程で含水カンラン岩の溶融温度（約 1000℃）を越える高ウエッジ対流モデルの高度化，複雑な力学・物理プロセ

温部分があればメルトが生成され，地表で火山活動を引スの素過程の理解，火山岩の化学的性質の解釈など，広き起こすのであろう．この考えに基づけば，スラブの傾い研究分野の知見の統合が必要であろう．沈み込み帯の斜が高角の場合には，マントル上昇流による固相の流れ

マグマ活動に関する今後の研究の進展に期待したい．

と浮力によるメルトの上昇はともにほぼ鉛直であり，浅部への効率的なメルト輸送が行われるが，スラブの傾斜

34

中島淳一
謝

辞

本稿の執筆の機会を与えてくださった日本火山学会
60 周年事業委員会の方々に感謝いたします．京都大学の川本竜彦氏と匿名の査読者のコメントは本稿の論旨を明確にする上で有益でした．また，東北大学の市來雅啓
氏には電気伝導度に関する情報を提供して頂きました．
感謝いたします．
引用文献
Abe, Y., Ohkura, T., Hirahara, K. and Shibutani, T. (2011)
Water transportation through the Philippine Sea slab subducting beneath the central Kyushu region, Japan, as
derived from receiver function analyses. Geophys. Res.
Lett., 38, L23305, doi : 10.1029/2011GL049688.
Abers, G. A. (1994) Three-dimensional inversion of regional
P and S arrival times in the East Aleutians and sources ofsubduction zone gravity highs. J. Geophys. Res., 99, 43954412.
Abers, G. A., Plank, T. and Hacker, B. R. (2003) The wet
Nicaraguan slab. Geophys. Res. Lett., 30, 1098, doi : 10.
1029/2002GL015649.
Barklage, M., Wiens, D. A., Conder, J. A., Pozgay, S., Shiobara,
H. and Sugioka, H. (2015) P and S velocity tomography of
the Mariana subduction system from a combined land-sea
seismic deployment. Geochem. Geophy. Geosy., 16, 681704.
Bohm, M., Haberland, C. and Asch, G. (2013) Imaging fluidrelated subduction processes beneath Central Java (Indonesia) using seismic attenuation tomography. Tectonophysics, 590, 175-188.
Conder, J. A. and Wiens, D. A. (2006) Seismic structure
beneath the Tonga arc and Lau back-arc basin determinedfrom joint Vp, Vp/Vs tomography. Geochem. Geophy.
Geosy., 7, Q03018, doi : 10.1029/2005GC001113.
Conder, J. A., Wiens, D. A. and Morris, J. (2002) On the decompression melting structure at volcanic arcs and back-arc
spreading centers. Geophys. Res. Lett., 29, doi : 10. 1029/
2002GL015390.
Constable, S. (2006) SEO3 : A new model of olivine electricalconductivity. Geophys. J. Int., 166, 435-437.
Dinc, A. N., Rabbel, W., Flueh, E. R. and Taylor, W. (2011)
Mantle wedge hydration in Nicaragua from local earthquake
tomography. Geophys. J. Int., 186, 99-112.
Duffy, T. S. and Anderson, D. L. (1989) Seismic velocities inmantle minerals and the meneralogy of the upper mantle. J.
Geophys. Res., 94, 1895-1912.
Eberhart-Phillips, D. and Chadwick, M. (2002) Threedimensional attenuation model of the shallow Hikurangi
subduction zone in the Raukumara Peninsula, New Zealand.
J. Geophys. Res., 107, 2033, doi : 10.1029/2000JB000046.
Eberhart-Phillips, D., Chadwick, M. and Bannister, S. (2008)
Three-dimensional attenuation structure of central andsouthern South Island, New Zealand, from local earthquakes. J. Geophys. Res., 113, B05308, doi : 10.1029/2007
JB005359.

Eberle, M. A., Grasset, O. and Sotin, C. (2002) A numerical
study of the interaction between the mantle wedge, subducting slab, and overriding plate. Phys. Earth Planet. Int.,
134, 191-202.
Engdahl, E. R., van der Hilst, R. and Buland, R. (1998) Global
teleseismic earthquake relocation with improved travel
times and procedures for depth determination. B. Seismol.
Soc. Am., 88, 722-743.
England, P., Engdahl, R. and Thatcher, W. (2004) Systematic
variation in the depths of slabs beneath arc volcanoes.
Geophys. J. Int., 156, 377-408.
Gill, J. G. (1981) Orogenic andesite and plate tectonics.
Springer-Verlag, New York, 390 p.
Gorbatov, A, Dominguez, J., Suarez, G., Kostoglodov, V.,
Zhao, D. and Gordeev, E. (1999) Tomographic imaging of
the P-wave velocity structure beneath the Kamchatka
peninsula. Geophys. J. Int., 137, 269-279.
Hacker, B. R. (2008) H2O subduction beyond arcs. Geochem.
Geophy. Geosy., 9, Q03001, doi : 10.1029/2007GC001707.
Hacker, B. R. Peacock, S. M., Abers, G. A. and Holloway, S.
D. (2003) Subduction factory 2. Are intermediate-depth
earthquakes in subducting slabs linked to metamorphic
dehydration reactions?. J. Geophys. Res., 108, 2030, doi :10.1029/2001JB001129.
Hata, M., Oshiman, N., Yoshimura, R., Tanaka, Y. and Uyeshima,
M. (2012) Fluid upwelling beneath arc volcanoes above thesubducting Philippine Sea Plate : Evidence from regional
electrical resistivity structure. J. Geophys. Res., 117, B07203,
doi : 10.1029/2011JB009109.
Hirschmann, M. M. (2000) Mantle solidus : Experimental constraints and the effects of peridotite composition. Geochem.
Geophy. Geosy., 1, doi : 10.1029/2000GC000070.
Honda, S. and Nakanishi, I. (2003) Seismic tomography of theuppermost mantle beneath southwestern Japan : Seismological constraints on modeling subduction and magmataim
for the Philippine Sea slab. Earth Planets Space, 55, 443462.
Iwamori, H. (1992) Degree of melting and source compositionof Cenozoic basalts in southwest Japan : Evidence formantle upwelling by flux melting. J. Geophys. Res., 97,
10983-10995.
Iwamori, H. (1998) Transportation of H2 O and melting in
subduction zones. Earth Planet. Sci. Lett., 160, 65-80.
Jackson, I., Faul, U. H., Fitz Gerald, J. D. and Tan, B. H.
(2004) Shear wave attenuation and dispersion in meltbearing olivine polycrystals : 1. Specimen fabrication andmechanical testing. J. Geophys. Res., 109, B06201, doi : 10.
1029/2003JB002406.
Jiang, G., Zhao, D. and Zhang, G. (2009) Seismic tomographyof the Pacific slab edge under Kamchatka. Tectonophysics,
465, 190-203.
Kawakatsu, H. and Watada, S. (2007) Seismic evidence fordeep-water transportation in the mantle. Science, 316, 14681471.
Kawamoto, T. and Holloway, J. H. (1997) Melting Temperature and Partial Melt Chemistry of H2 O-Saturated Mantle
Peridotite to 11 Gigapascals. Science, 276, 240-243.

プレートの沈み込みと島弧マグマ活動
Kimura, J.-I., Stern, R. J. and Yoshida, T. (2005) Reinitiationo subductioin and responses in SW Japan during Neogene
time. Geol. Soc. Am. Bull., 117, 969-986.
Kita, S., Hasegawa, A., Nakajima, J., Okada, T., Matsuzawa, T.
and Katsumata, K. (2012) High-resolution seismic velocity
structure beneath the Hokkaido corner, northern Japan :Arc-arc collision and origins of the 1970 M 6.7 Hidaka and1982 M 7. 1 Urakawa-oki earthquakes. J. Geophys. Res.,
117, B12301, doi : 10.1029/2012JB009356.
Kita, S., Nakajima, J., Hasegawa, A., Okada, T., Katsumata,K., Asano, Y. and Kimura, T. (2014) Detailed seismic attenuation structure beneath Hokkaido, northeastern Japan :Arc-arc collision process, arc magmatism, and seismotectonics. J. Geophys. Res., 119, 6486-6511.
Koulakov, I. (2013) Studying deep sources of volcanism using
multiscale seismic tomography. J. Volcanol. Geotherm. Res.,
257, 205-226.
Koulakov, I., Sobolev, S. V. and Asch, G. (2006) P - and S velocity images of the lithosphere-asthenosphere system in
the Central Andes from local-source tomographic inversion.
Geophys. J. Int., 167, 106-126.
Koulakov, I. et al. (2007) P and S velocity structure of thecrust and the upper mantle beneath central Java from local
tomography inversion. J. Geophys. Res., 112, B08310, doi :10.1029/2006JB004712.
Koulakov, I., Jakovlev, A. and Luehr, B. G. (2009) Anisotropic
structure beneath central Java from local earthquake tomography. Geochem. Geophy. Geosy., 10, Q02011, doi : 10.1029/
2008GC002109.
小屋口剛博・鈴木雄治郎・小園誠史 (2011) 火山噴火のダ
イナミクス，ながれ，30, 317-324.
Lees, J. M. (2007) Seismic tomography of magmatic system.
J. Volcanol. Geotherm. Res., 167, 37-56.
Marot, M., Monfret, T., Gerbault, M., Nolet, G., Ranalli, G.
and Pardo, M. (2014) Flat versus normal subduction zones :a comparison based on 3-D regional traveltime tomography
and petrological modelling of central Chile and western
Argentina (29-35 S)．Geophys. J. Int., 199, 1633-1654.
McGary, R. S., Evans, R. L., Wannamaker, P. E., Elsenbeck, J.
and Rondenay, S. (2014) Pathway from subducting slab tosurface for melt and fluids beneath Mount Rainier. Nature,
511, 338-340.
McKenzie, D. P. (1969) Speculations on the Consequences
and Causes of Plate Motions. Geophys. J. Roy. Astr. S., 18,
1-32.
Michibayashi, K., Abe, N., Okamoto, A., Satsukawa, T. andMichikura, K. (2006) Seismic anisotropy in the uppermost
mantle, back-arc region of the northeast Japan arc : Petrophysical analyses of Ichinomegata peridotite xenoliths. Geophys. Res. Lett., 33, L10312, doi : 10.1029/2006GL025812.
Miller, M. S., Kennett, B. L. N. and Gorbatov, A. (2006)
Morphology of the distorted subducted Pacific slab beneaththe Hokkaido corner, Japan. Phys. Earth Planet. Int., 156,
1-11.
Müller, R. D., Sdrolias, M., Gaina, C. and Roest, W. R. (2008)
Age, spreading rates, and spreading asymmetry of theworld’s ocean crust. Geochem. Geophy. Geosy., 9, Q04006,

35

doi : 10.1029/2007GC001743.
Nakahigashi, K., Shinohara, M., Yamada, T., Uehira, K.,
Sakai, S., Mochizuki, K., Shiobara, H. and Kanazawa, T.
(2015) Deep slab dehydration and large-scale upwelling
flow in the upper mantle beneath the Japan Sea. J. Geophys.
Res., 120, 3278-3292.
Nakajima, J. and Hasegawa, A. (2003) Estimation of thermal
structure in the mantle wedge of northeastern Japan fromseismic attenuation data. Geophys. Res. Lett., 30, 1760, doi :10.1029/2003GL017185.
Nakajima, J. and Hasegawa, A. (2004) Shear-wave polarization anisotropy and subduction-induced flow in the mantle
wedge of northeastern Japan. Earth Planet. Sci. Lett., 225,
365-377.
Nakajima, J., Matsuzawa, T., Hasegawa, A. and Zhao, D.
(2001) Three-dimensional structure of Vp, Vs, and Vp/Vs
beneath northeastern Japan : Implicatins for arc magmatism
and fluids. J. Geophys. Res., 106, 21843-21857.
Nakajima, J. and Hasegawa, A. (2007) Tomographic evidence
for the mantle upwelling beneath southwestern Japan and its
implications for arc magmatism. Earth Planet. Sci. Lett.,
254, 90-105.
Nakajima, J., Takei, Y. and Hasegawa, A. (2005) Quantitative
analysis of the inclined low-velocity zone in the mantle
wedge of northeastern Japan : A systematic change of meltfilled pore shapes with depth and its implications for melt
migration. Earth Planet. Sci. Lett., 234, 59-70.
Nakajima, J., Shimizu, J., Hori, S. and Hasegawa, A. (2006)
Shear-wave splitting beneath the southwestern Kurile arc
and northeastern Japan arc : A new insight into mantle
return flow. Geophys. Res. Lett., 33, L05305, doi : 10.
1029/2005GL025053.
Nakajima, J., Hada, S., Hayami, E., Uchida, N., Hasegawa, A.,
Yoshioka, S., Matsuzawa, T. and Umino, N. (2013) Seismic
attenuation beneath northeastern Japan : Constraints on
mantle dynamics and arc magmatism. J. Geophys. Res.
Solid Earth, 118, 5838-5855.
Nakamura, M., Yoshida, Y., Zhao, D., Katao, H. and Nishimura,S. (2003) Three-dimensional P- and S-wave velocity structures beneath the Ryukyu arc. Tectonophysics, 369, 121143.
Pozgay, S. H., Wiens, D. A., Conder, J. A., Shiobara, H. and.
Sugioka, H. (2009) Seismic attenuation tomography of theMariana subduction system : Implications for thermal structure, volatile distribution, and slow spreading dynamics.
Geochem. Geophy. Geosy., 10, Q04X05, doi : 10.1029/2008
GC002313.
Ranero, C. R., Morgan, J. P., McIntosh, K. and Reichert, C.
(2003) Bending-related faulting and mantle serpentinization
at the Middle America trench. Nature, 425, 367-373.
Reyners, M., Eberhart-Phillips, D., Stuart, G. and Nishimura,Y. (2006) Imaging subduction from the trench to 300 km
depth beneath the central North Island, New Zealand, with
Vp and Vp/Vs. Geophys. J. Int., 165, 565-583.
Rychert, C. A., Fischer, K. M., Abers, G. A., Plank, T.,
Syracuse, E., Protti, J. M., Gonzalez, V. and Strauch, W.
(2008) Strong along-arc variations in attenuation in the

36

中島淳一

mantle wedge beneath Costa Rica and Nicaragua. Geochem.
Geophy. Geosy., 9, Q10S10, doi : 10.1029/2008GC002040.
Sadofsky, S. J., Portnyagin, M., Hoernle, K. and Bogaard, P.
(2008) Subduction cycling of volatiles and trace elements
through the Central American volcanic arc : evidence frommelt inclusions. Contrib. Mineral. Petr., 155, 433-456.
Saita, H., Nakajima, J., Shiina, T. and Kimura, J-I. (2015)，
Slab-derived fluids, fore-arc hydration, and sub-arc
magmatism beneath Kyushu, Japan, Geophys. Res. Lett.,
42, 1685-1693.
Schurr, B., Asch, G., Rietbrock, A., Trumbull, R. andHaberland, C. (2003) Complex patterns of fluid and melt
transport in the central Andean subduction zone revealed byattenuation tomography. Earth Planet. Sci. Lett., 215, 105119.
Schurr, B., Rietbrock, A., Asch, G., Kind, R. and Oncken, O.
(2006) Evidence for lithospheric detachment in the central
Andes from local earthquake tomography. Tectonophysics,
415, 203-223.
Stern, R. J. (2002) Subduction zones. Rev. Geophys., 40, 1012,
doi : 10.1029/2001RG000108.
Syracuse, E. M. and Abers, G. A. (2006) Global compilationof variations in slab depth beneath arc volcanoes and implications. Geochem. Geophy. Geosy., 7, doi : 10.1029/2005
GC001045.
Syracuse, E. M., Abers, G. A., Fischer, K., MacKenzie, L.,
Rychert, C., Protti, M., González, V. and Strauch, W.
(2008) Seismic tomography and earthquake locations in the
Nicaraguan and Costa Rican upper mantle. Geochem. Geophy.
Geosy., 9, doi : 10.1029/2008GC001963.
高橋正樹 (2000) 島弧・マグマ・テクトニクス．東京大学
出版会，322 p.
Takei, Y. (2002) Effect of pore geometry on Vp/Vs : Fromequilibrium geometry to crack. J. Geophys. Res., 107, 2043,
doi : 10.1029/2001JB000522.
Tatsumi, Y. (1986) Formation of the volcanic front in subduction zones. Geophys. Res. Lett., 12, 717-720.
Tatsumi, Y. (1989) Migration of fluid phases and genesis ofbasalt magmas in subductoin zones. J. Geophys. Res., 94,
4697-4707.
巽 好幸 (1995) 沈み込み帯のマグマ学 : 全マントルダ
イナミクスに向けて．東京大学出版会，200 p.

van Keken, P. E., Hacker, B. R., Syracuse, E. M. and Abers, G.
A. (2011) Subduction factory : 4. Depth-dependent flux of
H2 O from subducting slabs worldwide. J. Geophys. Res.,
116, B01401, doi : 10.1029/2010JB007922.
Wada, I., Wang, K., He, J. and Hyndman, R. D. (2008)
Weakening of the subduction interface and its effects on
surface heat flow, slab dehydration, and mantle wedge
serpentinization. J. Geophys. Res., 113, B04402, doi : 10.
1029/2007JB005190.
Wada, I., He, J., Hasegawa, A. and Nakajima, J. (2015) Mantle
wedge flow pattern and thermal structure in Northeast
Japan : Effects of oblique subduction and 3-D slab geometry. Earth Planet. Sci. Lett., 426, 76-88.
Wang, J. and Zhao, D. (2008) P-wave anisotropic tomography
beneath Northeast Japan. Phys. Earth Planet. Inter., 170,
115-133.
Wang, Z., Huang, R., Huang, J. and He, Z. (2008) P-wave
velocity and gradient images beneath the Okinawa Trough.
Tectonophysics, 455, 1-13.
Wannamaker, P. E., Evans, R. L., Bedrosian, P. A., Unsworth,
M. J., Maris, V. and McGary, R. S. (2014) Segmentation ofplate coupling, fate of subduction fluids, and modes of arc
magmatism in Cascadia, inferred from magnetotelluric
resistivity. Geochem., Geophy. Geosy, 15, 4230-4253.
Wiens, D. A., Conder, J. A. and Faul, U. H. (2008) The Seismic
Structure and Dynamics of the Mantle Wedge. Annu. Rev.
Earth Pl. Sc., 36, 421-455.
Xia, S., Zhao, D. and Qiu, X. (2008) Tomographic evidence
for the subducting oceanic crust and forearc mantle serpentinization under Kyushu, Japan. Tectonophysics, 449, 85-96.
Zhao, D., Y. Xu, D. A. Wiens, L. M. Dorman, J. Hildebrand,
and W. Spahr (1997) Depth Extent of the Lau Back-Arc
Spreading Center and Its Relation to Subduction Processes.
Science, 278, 254-257.
Zhao, D., Asamori, K. and Iwamori, H. (2000) Seismic
structure and magmatism of the Young Kyushu Subduction
Zone. Geophys. Res. Lett., 27, 2057-2060.
Zhao, D., Yanada, T., Hasegawa, A., Umino, N. and Wei, W.
(2012) Imaging the subducting slabs and mantle upwellingunder the Japan Islands. Geophys. J. Int., 190, 816-828.
（編集担当

中道治久）