火山 第 61 巻 ( 2016)
第 1 号 69-77 頁

総 説

沈み込み帯での水の循環様式
片 山 郁 夫＊
（2015 年 9 月 16 日受付，2015 年 10 月 25 日受理）

Water Circulation System at Subduction Zones
Ikuo KATAYAMA＊
Water plays an important role for magma genesis and frictional properties; consequently, water circulation systems
contribute to the variation of magmatic and seismic activity at subduction zones. Although subducting plate transports alarge amount of water, most of water is released into the mantle via dehydration reactions at elevated temperature duringsubduction. Aqueous fluids released from the subducting plate then migrate along the plate boundary due topermeability anisotropy developed in the highly sheared serpentinite. Based on laboratory data, we estimated the fluid
migration velocity to be〜7 cm/year, which is close to the descending plate velocity, suggesting that polarity of water
migration can be different in subduction systems. In northeast Japan, fluid migration velocity is slower than the
subduction velocity, and hence water is transported downward into the deeper portions trapped by the mantle cornerflow. In contrast, in southwest Japan where the fluid velocity is higher than the subduction velocity, water could be
returned to the shallow regions along the subducting plate interface. This model can explain the seismic low velocity
anomalies and geochemical signatures in these regions, in which the hydration of the plate interface is observed inshallow mantle wedge in southwest Japan, but is limited to the deeper parts of the mantle in northeast Japan. Watertransported to deep levels could contribute to the active arc volcanism in northeast Japan, whereas water circulating atshallow levels in southwest Japan could trigger slow earthquakes due to fluid pressure build-up at the plate boundary.
Key words : water circulation, subduction zone, volcanic activity, seismic activity, permeability, fluid velocity
1．は じ め にトによって運ばれる水は温度上昇による含水鉱物の脱水

沈み込み帯は地球表層の物質が地球内部へと運び込ま

分解によって上盤側のマントルウェッジへ放出され，マれる唯一の入り口であり，化学的に異なる物質が混ざりントルにおいて含水鉱物が安定な場合には水はさらに深合うため，火山をはじめとした複雑な地質現象が多く見部へ運び込まれるのに対し，含水鉱物が不安定な条件でられる．なかでも水は岩石の融解温度を低下させる特徴

は水は浮力によって上昇するとされている (Fig. 1)．こをもつなど，沈み込み帯での火成活動と密接に関わって

れら含水鉱物の共生関係は地殻とマントル間での水の受いる（例えば，巽，1995 ; Yoshida et al., 2013）．また，地け渡しにおいて重要な役割をするが，含水鉱物の脱水分

震活動においても，水の存在によって岩石の摩擦や流動解によって放出される水は岩石中を移動するなど，流体特性が変化するなど，沈み込み帯で発生する地震と水の自身の動的な振る舞いも沈み込み帯における水循環で重関連性が指摘されている（例えば，笠原・他，2003）．

要な役割を担うと考えられる．そこで本小論では，岩石沈み込むプレートによって地球内部へ運び込まれる水の浸透流に基づいた沈み込み帯での流体循環に関する新の多くは含水鉱物として存在するため，沈み込み帯でのたなモデルを紹介する（詳細は，Kawano et al., 2011 ;

水循環に関する研究の多くは，含水鉱物の安定・不安定

Katayama et al., 2012 を参照されたい）．なお，ここでは関係によって議論されてきた（例えば，Iwamori, 1998 ;沈み込み帯での水循環に焦点を絞るが，二酸化炭素など

Peacock and Wang, 1999）．それらによると，海洋プレーを含めた他の揮発性成分の循環も火山活動や地球表層の＊〒739-8526 広島県東広島市鏡山 1-3-1
広島大学大学院理学研究科地球惑星システム学
Department of Earth and Planetary Systems Science,
Hiroshima University, Kagamiyama 1-3-1, Hiroshima

739-8526, Japan.
e-mail : katayama@hiroshima-u.ac.jp

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片山郁夫

Fig. 1. Schematic cross section showing water circulation
at subduction zone.

環境にとって重要である．それらはまた別の機会，ある
いはすでに発表されている論文を参照いただきたい．

Fig. 2. Fluid flux released from the subducting plate(modified from Hyndman and Peacock, 2003).

れている (Ranero et al., 2003 ; Fujie et al., 2013)．
プレートが沈み込みを開始すると，沈み込み帯浅部では圧密により堆積物中の間隙水がはじめに取り除かれる

2．海洋プレートによる水の輸送と放出（例えば，Saffer and Tobin, 2011）．また，堆積物中ではオ

ここではまず海洋プレートに水が取り込まれる過程をパールから石英への続成作用や，スメクタイトーイライ

紹介し，水を含んだ海洋プレートが沈み込みプロセスのト転移などに関係し，海溝から水平方向に 150 km（深さ

中で水をどのように放出するかを概説する．

にして約 30 km）付近で堆積物中の多くの水が放出され海洋地殻は中央海嶺においてマントルの部分溶融による．なお，その一部は緑泥石や雲母によりさらに深部まり形成されるが，ソースマントルの含水量は 100 ppm 程で運ばれることもある．温度が約 200℃に達すると，海度であるため（例えば，Hirth and Kohlstedt, 1996），玄武

洋地殻中の空隙が崩壊しはじめ，玄武岩中の隙間に取り

岩質地殻の含水量は形成時にはそれほど高くない．しか込まれていた間隙水が吐き出される．さらに温度が上昇

し，中央海嶺では伸張応力により正断層が発達し，断層すると，含水鉱物の脱水分解が進行し，海洋地殻中の水沿いに海水が地殻内に流入する．そのため，玄武岩質地が徐々に上盤側の島弧地殻あるいはマントルに放出され殻は熱水変成作用を被り，多くの水を岩石中に取り込む．

る (Hyndman and Peacock, 2003)．Fig. 2 は 水 の 放 出 フ

掘削試料や陸上に付加した緑色岩などの研究から，海洋

ラックスをこれら脱水プロセスごとにまとめたものにな

地殻上部の含水量は 5 wt% 程度と見積もられている（例るが，脱水する位置や深度は沈み込みの地温勾配による

えば，Staudigel et al., 1995）．また，中央海嶺からある程（Fig. 2 は東北日本の地温勾配に基づく）．これは，続成度遠ざかった領域でも，遠洋性堆積物が海洋底に堆積す作用や変成作用といった脱水プロセスが温度に強く依存るとキャップロックとなり，その下部にある割れ目が多する性質をもつためである．

く発達した玄武岩地殻を流体が移動していることが熱流

比較的深部での玄武岩質地殻の脱水プロセスは含水鉱

量のデータから指摘されている（川田・他，2009）．その物の分解に支配されるため，玄武岩組成の相平衡図は詳ため，海洋地殻は含水鉱物としての他，間隙水としてもしく調べられている（例えば，Poli and Schmidt, 1995 ;多くの水を取り込んでいる．海洋プレート上に堆積する

Okamoto and Maruyama, 1999 ; Hacker et al., 2003）．変成

堆積物においては，続成作用時に海水を空隙に取り込む

作用は含水鉱物を含む複数の鉱物の関与する化学反応でのに加え，火山灰などが堆積した際には変質により粘土あるため複雑だが，海洋地殻中の含水量はおもに変成度

鉱物を多く含む（例えば，Underwood, 2007）．このように依存し，緑色片岩および藍閃石片岩では約 5-4 wt%，に玄武岩質地殻と海洋底堆積物に取り込まれた水は，海角閃岩では約 3-2 wt%，エクロジャイトでは 1 wt% 以下

洋プレートの沈み込みによって地球内部に運び込まれるになる (Fig. 3 a)．このようにそれぞれの変成相境界ではことになる．また近年では，海溝付近でのプレートの折脱水反応により沈み込む海洋地殻から水が放出される．

れ曲がりにより形成されるアウターライズ断層などに

特にエクロジャイトへ相転移する反応では多量の水が排沿って，海水が断層沿いにマントルまで浸透し海洋マン

出され，この反応曲線より高温高圧条件ではほとんどの

トルも一部含水化（蛇紋岩化）している可能性も指摘さ

含水鉱物が不安定になる（少量のローソン石，ゾイサイ

沈み込み帯での水の循環様式

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Fig. 3. Phase diagram of basalt (Okamoto and Maruyama, 1999) and peridotite(Schmidt and Poli, 1998) showing water content in each composition.

ト，雲母などはエクロジャイト相の低温領域でも安定）．

において加水反応が進行している直接的な証拠といえる

地温勾配の異なる東北日本と西南日本を例にとると，こ（例えば，Hermann et al., 2000）．また，蛇紋岩はカンランのエクロジャイト相転移は冷たい東北日本では深さ 95岩とは異なる地震波速度で特徴づけられ，地震波トモグ

km 付近で起こるのに対し，比較的暖かい西南日本では

ラフィーによりマントルでの蛇紋岩の存在が検出されて深さ 50 km 付近で起こる (Peacock and Wang, 1999)．こいる（例えば，Kamiya and Kobayashi, 2000 ; Bostock et al.,のように沈み込み帯の地温勾配によって，海洋地殻中の2002）．なお，蛇紋石にはいくつかの多形があり，低温域

水が放出される深さが異なる．

ではリザーダイトならびにクリソタイトが安定であるのに対し，高温域ではアンチゴライトが安定になる (Fig. 43．マントルウェッジへの水の流入と蛇紋岩化作用a)．これら蛇紋石の種類によって地震波速度が異なるこ

比較的浅部で放出された水の多くは，プレート境界上とには注意が必要である．なぜなら，ある地域の Vp/Vs

あるいは上盤側の付加体内に発達する断層を経由して表が 1.8 であるとすると（速度の比をとることによって温層に還元される．海溝付近の海底断層には冷湧水が多く度などの効果がキャンセルされるため，鉱物相を同定す

みられ，これらは沈み込み帯浅部で圧密により脱水されるには速度比が用いられることが多い），低温型であるた間隙水が起源であるとされている（例えば，Kulm et al.,

リザーダイトが安定な場合には蛇紋岩化の割合は 30 %1986）
．さらに深部では，変成作用による海洋地殻中のであるのに対し，高温型であるアンチゴライトが安定な含水鉱物の脱水分解によって多くの水が放出されるが，場合には蛇紋岩化の割合は 70 % を超えるからである

そのような水は上盤側の島弧地殻あるいはマントルでの(Fig. 4b)．このように，マントルの蛇紋岩化の割合を定

加水反応を引き起こす．沈み込み帯深部から上昇した変量的に評価するには，その領域において安定な蛇紋石相

成岩では，そのような加水作用を受けて含水鉱物が形成を同定する必要がある．なお，マントルウェッジの一部されている産状が多くみられる（例えば，Okamoto andでは著しく高い Vp/Vs>2.0 が報告されており，そのよう

Toriumi, 2005）．

な領域においてアンチゴライトが安定な場合，蛇紋石に

上述のように海洋地殻から大量に水が放出されるエク
ロジャイト相転移は深さ 30 km 以深で発生する．上盤側

加え間隙水も存在している可能性が指摘されている（原田・他，2014）．

のマントルでは，温度条件から蛇紋石が安定であること

海洋地殻により沈み込み帯に供給される水のフラックが多く (Fig. 3b)，マントルウェッジは海洋地殻からの水スを計算すると，1 億年間で約 7.0×106 kg の水が運び込の供給により蛇紋岩を形成すると考えられる．高圧変成

まれることになる (Fig. 5)．これは深さ 100 km までのマ

岩中に蛇紋岩が多くみられることは，マントルウェッジ

ントルウェッジを全て蛇紋岩化させるのに必要な水量を

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Fig. 4. Stability of serpentine minerals (Scambelluri et al., 2004) and Vp/Vs variation as a function ofserpentinization (seismic velocities of serpentinite from Reynard et al., 2007).

れる水が直上のマントルを含水化するだけでなく，プレート境界に沿って排水されるとするモデルを提案している (Fig. 6b)．なぜなら，沈み込みプレート境界付近では剪断変形によって蛇紋岩中に面構造が形成され，流体が剪断方向に沿って移動しやすい性質をもつと考えられるからである．そのような面構造の発達した蛇紋岩層の存在は地震波異方性からも支持される (Katayama et al.,2009)．
4．沈み込み帯での水の移動様式
沈み込むプレートの脱水分解によって放出される水の動的な振る舞いは，岩石中の粒界やクラックを移動する
Fig. 5. Fluid flux released from the subducting plate. In
the calculation, subduction velocity and the lateralcrustal scale are assumed to be 10 cm/year and 1 m,
respectively. The reference fluid flux for complete
hydration of mantle wedge is estimated for the cornerof 100 km depth with subduction dip angle of 30o.

ように，浸透流に支配される．浸透流での流体移動は，流体の圧力勾配を駆動力として，ダルシーの法則で次のように記述される．
q=−

 dP
η dX

ここで，q は単位面積あたりに流体が通過するフラック
ス (m/s)，η は 流 体 の 粘 性 率 (Pa s)，k は 浸 透 率 (m2)，

超える．そのため，海洋地殻からマントルへ放出される

dP/dX は流体移動の駆動力である圧力勾配 (Pa/m) であ

水がすべて蛇紋岩化作用に消費され，沈み込みが数千万り，右辺にマイナスがつくのは流入する側を正としてい年以上継続されると，100 km より浅いマントルウェッジ

るためである．浸透率は岩石中の流体の流れやすさを表の全域が蛇紋岩化していることが予想される (Fig. 6 a)．

す指標であり，浸透率が高い岩石は水を通しやすく，浸しかし，この考えは地震波トモグラフィーなどの観測事透率が低い岩石は水を通しにくい性質をもつ．なお，流実とは合わない．東北日本や西南日本をはじめ多くの沈体の速度が速い場合には乱流になり，ダルシー則が成りみ込み帯では，マントルウェッジの蛇紋岩化は沈み込み

立たなくなる．そのしきい値は，流体の慣性項と粘性項

プレート境界近傍に限られる（例えば，Hirose et al., 2008 ;の比であるレイノルズ数が 1〜10 程度であるが，地下深Tsuji et al., 2008）．そこで私たちは，海洋地殻から放出さ部のように流体速度が比較的遅い場合ではレイノルズ数

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Fig. 6. Schematic cross sections of complete hydration model (a) and localized hydration model along
the plate boundary (b).

ような浸透率の異方性は，プレート境界面のような剪断変形を強く受けた領域には普遍的に生じていると考えられるため，沈み込む海洋地殻からマントルへ放出された
水は，浮力により直上へ移動するのではなく，蛇紋岩の面構造に制約されプレート境界面沿いに移動しやすいことが予想される．
では，沈み込み帯において流体が岩石中を移動する速Fig. 7. Permeability of various rocks measured in ourlaboratory. Hydraulic conductivity is calculated frompermeability using water density and viscosity atambient conditions.

度はどの程度だろうか．Kawano et al. (2011) では，浸透率の実験データを用いて流体の移動速度を見積もることを試みた．ダルシー則では流体の圧力勾配が流体移動の駆動力になると述べたが，地下深部のように流体のネッ
トワークが地表とつながっていない場合，その駆動力は流体と岩石の密度差（浮力）になる．そのため，流体のは 10−4 より小さくなり，ダルシー則が成り立つ条件にある．しかし，浸透率が低いと空隙中を通過する流体が結晶界面とのあいだで構造化するなどしてダルシー則に

移動速度 v (m/s) は次のように表される．
v=


Δ ρg
ηϕ

従わず，流体速度が低下することも考えられる（例えば，

ここで ϕ は空隙率，Δ ρ は岩石と流体の密度差 (kg/m3)，

徳永，2003）．

g は重力加速度 (m/s2) である．なお，上述のフラックス

私たちのグループでは実験室において様々な岩石の浸は体積流量であるため，流体速度は空隙率を用いて補正透率を測定しており，封圧 50 MPa での浸透率は，斑れしてある．沈み込み帯の深さ 30 km 付近での流体速度をい岩で 10−22 m2，蛇紋岩で 10−22 -10−20 m2，花崗岩で見積もるために，実験室で測定された浸透率を，浸透率

10−19 m2，砂岩で 10−17 m2 程度である (Fig. 7)．このよへの圧力効果を用いて高圧 (1 GPa) に外挿した．また，

うに岩石種により浸透率が異なるのは，岩石中の空隙の空隙率は浸透率とのべき乗関係から推定した値を参考に

割合や形状が異なるためであり，花崗岩の浸透率が斑れした．その結果，流体経路の形状がチューブ状である場

い岩などに比べ高いのは岩石中に微小な割れ目が多く含合，蛇紋岩の面構造に平行な方向での流体速度は約 7

まれているためである．また，剪断変形を強く受けた蛇

cm/year，垂直な方向では約 0.5 cm/year となる (Fig. 8)．

紋岩では浸透率が流体の流れの方向によって異なり，面計算ではいくつかの仮定をしているため流体速度の見積

構造に平行な方向の浸透率が垂直な方向に比べ 1 桁ほどもりに不確かさは残るが，流体の移動速度がプレートの高い．これは蛇紋石のような層状珪酸塩鉱物では，結晶沈み込み速度と同程度であることが沈み込み帯での水のの選択的な配向によって，流体径路である粒界の長さが循環様式で鍵となると考えられる．

方向により異なるためである (Kawano et al., 2011)．その

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片山郁夫

Fig. 8. Fluid velocity calculated from permeability ofsheared serpentinite as a function of porosity (modified
from Kawano et al., 2011). In the case of tube model
for pore geometry, fluid velocity is ~7 cm/year in the
direction parallel to the foliation and ~0.5 cm/year in
the direction normal to the foliation.

5．沈み込み帯での水循環の地域性
沈み込み帯での水循環は，これまで相平衡に基づく鉱物の共生関係から議論され，含水鉱物の分解や生成に関連し沈み込み帯での温度構造が最も重要であるとされてきた（例えば，Iwamori, 1998 ; Peacock and Wang, 1999）．
それらによると，冷たいプレートが沈み込む地域では，

Fig. 9. Schematic model of water circulation beneath
northeast and southwest Japan. Fluid released fromthe subducting plate is transported in to the deep
mantle in northeast Japan (a), whereas water circulation is limited in shallow level in southwest Japan (b).

蛇紋石などの含水鉱物がマントルウェッジ深部まで安定に存在するのに対し，温かいプレートが沈み込む地域でcm/の速度で北北西に沈み込んでいる（瀬野，2005）．そは，比較的浅部で含水鉱物が不安定になり，水がマントのため，東北日本では流体の上昇速度が太平洋プレート

ル深部まで運び込まれることはないと考えられている．

の沈み込み速度を下回り，流体はマントル対流に乗ってこのような，沈み込み帯の温度構造による含水鉱物の安深部まで運び込まれるのに対し，フィリピン海プレート

定関係は水循環の地域性の一因になっているが，含水鉱の沈み込み速度がゆっくりである西南日本では流体の上物の共生関係だけで沈み込み帯で見られる火山や地震の昇速度が上回り，マントルへ放出された水はプレート境多様性を説明することは難しい．そこで私たちは，上述界に沿って上昇する (Fig. 9)．地震波トモグラフィーにの岩石中を流れる流体の浸透速度に基づき，次のようなよると，西南日本ではマントルの低速度層が深さ 60 km

沈み込み帯での水循環モデルを考えている．

より浅い領域で連続的に見られるのに対し，東北日本で海洋プレートから吐き出されマントルへ浸透した水の低速度異常は海洋プレートの脱水深度よりも深い側には，プレート境界に沿って上昇しようとするが，マント限られる (Hirose et al., 2008 ; Tsuji et al., 2008)．これは，ルウェッジでは沈み込むプレートにドラッグされた対流両地域においてマントルウェッジ内での水の移動方向がにより下降する流れが生じている．プレート間のカップ

異なることを支持している．なお，フィリピン海プレー

リングが強い場合，マントル下降流の速度はプレートのトの沈み込み速度は地域によって変化し，九州パラオ海

沈み込み速度とほぼ同程度になると予想される (Wada et

嶺より西側の南九州から琉球弧にかけてはプレート速度al., 2008)．日本列島では，2 つの異なる海洋プレートがが比較的速い．そのような地域では，マントルウェッジ

沈み込んでおり，東北日本では太平洋プレートが西北西の深さ 100-200 km 付近に低速度異常が見られるように，に年間 10 cm 程度の速度で沈み込んでいるのに対し，西流体がマントル深部に運び込まれていると考えられる

南日本では比較的若いフィリピン海プレートが年間 3-5(Wang et al., 2008)．

沈み込み帯での水の循環様式

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地表に湧出する流体の化学的性質も，沈み込み帯での2001）．九州から琉球弧にかけても火山活動が活発だが，流体の循環様式が地域によって異なることを示唆していこれはフィリピン海プレートの沈み込み速度が比較的速る（例えば，風早・他，2014）．湧水の化学組成や同位体

いために，これらの地域では流体が深部まで循環していの分析によると，紀伊半島など西南日本の前弧域では，ることが原因と考えられる．なお，沈み込むプレートのヘリウムの同位体異常が見られることから，これら流体

温度が極めて低い場合には蛇紋石は脱水分解するのではの起源はフィリピン海プレートの脱水に関連した深部流

なく，phase A などの高圧下で安定な含水鉱物に水は受体と考えられている (Matsumoto et al., 2003)．その一方，け渡されさらに深部まで運ばれる．沈み込み帯は時代と東北日本の前弧域で湧出する流体にはそのような化学的ともに温度が低下しており，現在はこれら低温高圧下で特徴は見られない．このことは，西南日本では沈み込む

安定な含水鉱物の出現によって，海水の量が徐々にではプレートから放出された水がプレート境界に沿って地表あるが減少しているともいわれている (Maruyama andに上昇するのに対し，東北日本では上昇せずにさらにマOkamoto, 2007)．

ントル深部まで運び込まれるという考えと調和的であ

沈み込み帯のプレート境界で発生する地震にも水は少る．なお，マリアナ弧などでは前弧域に蛇紋岩ダイアピ

なからず影響を及ぼし，地震活動の地域性も流体の循環

ルがみられるように，同じ太平洋プレートが沈み込む領と関係している可能性が高い．マントルの加水作用によ域においても東北日本とは異なる流体循環をしているり形成される蛇紋岩の塑性強度は他の岩石に比べ低く，(Fryer et al., 1985)．これは，海洋プレートの下に海洋プ

蛇紋岩が分布する地域では脆性的な破壊ではなく延性的レートが沈み込むマリアナ弧では，海溝付近での地殻のな流動により地震が抑制されると考えられる（例えば，厚さが大陸プレートに比べ薄く，間隙水などを含めた大Hirauchi et al., 2010）．西南日本の 30 km 以深において地量の流体がマントル浅部で放出されるためと考えられ震が極めて少ないことは，マントルウェッジに蛇紋岩がる．

広く分布することと対応するのだろう．その一方，東北
日本や琉球弧では沈み込むプレートがマントル（深さ6．沈み込み帯での水の役割~30 km）に達する領域でも地震活動が見られるが，これ沈み込み帯での火山や地震の分布は一様ではなく地域

らの地域ではマントルの蛇紋岩化はみられない．なお，によって特徴が異なる．日本列島においては，太平洋プ

東北地方の一部では，沈み込むプレートとマントルの会

レートが沈み込む東北日本では島弧火成活動やプレート合部付近において地震の空白域が見られるが，それらは間地震が多いのに対し，フィリピン海プレートが沈み込

局所的な水の放出と蛇紋岩の形成が原因なのかもしれな

む西南日本ではそのような活動は比較的少ない．ここでい (Fujie et al., 2002)．沈み込み帯のプレート境界では近は，そのような火山や地震活動の地域性を沈み込み帯で年，深部低周波微動やスロースリップなど通常の地震よの流体循環に関連づけて考察する．なお，沈み込み帯でりもゆっくりとしたすべりでエネルギーを解放するスのマグマ活動やマグマの生成プロセスの詳細について

ロー地震が報告されている（例えば，Obara, 2002 ; Ide etは，本特集号の他の論文を参照されたい．

al., 2007）．これらの震源域では地震波の低速度異常や高沈み込み帯では，マントルへの水の付加によりマグマ

ポアソン比が確認されることから，沈み込むプレートかが発生するが，プレート境界付近では温度が低いためマら放出される流体とスロー地震の関連性が指摘されていグマが生成されることは稀である．西南日本では，水循る（例えば，Shelly et al., 2006）．西南日本では，海洋プ環は比較的浅部に限られるためマグマは形成されず，島レートからマントルに放出された水はプレート境界沿い

弧火山活動はあまりみられない (Fig. 9)．その一方，東に上昇するが，モホ面において浸透率の低い層に達する

北日本ではマントルウェッジでのコーナーフローによりと水の移動が妨げられ局所的に間隙水圧が上がると予想

蛇紋岩として取り込まれた水が深部まで運び込まれる．

される (Katayama et al., 2012)．その場合，有効圧が低下

東北日本においても，プレート境界付近は低温のためマすることで延性的な変形から脆性的な変形に移行する．

グマ生成には至らないが，深さ 150 km 付近で蛇紋石な蛇紋岩の摩擦実験によると，熱水条件下ではかなりゆっどの含水鉱物が分解すると放出された水は浮力により上くりとしたスティックスリップ現象が見られる (Okazaki

昇し，マントルウェッジ中心部の高温域に達すると部分

and Katayama, 2015)．そのため，通常は地震を抑制する

溶融を引き起こす (Iwamori, 1998)．そのようなマグマ

働きを持った蛇紋岩が，局所的な間隙水圧の上昇によっは，マントル対流によってやや海溝よりに引きずられなて不安定すべりを開始することで，ゆっくりとしたすべ

がら島弧火山の下に分布するイメージが，地震波の低速りで特徴づけられるスロー地震が発生していると考えら

度異常などで確認されている（例えば，Nakajima et al.,れる．また，スロー地震が東北地方や琉球弧でほとんど

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片山郁夫

見られないことは，上述のようにこれらの地域では流体
はマントル深部に運ばれるため，モホ面付近では間隙水圧が上昇しないことが原因なのかもしれない．
7．お わ り に
本小論では蛇紋岩の浸透率に基づき，(1) 海洋プレー
トからマントルへ放出される水はプレート境界に沿って移動する，(2) 沈み込み帯によって水循環が異なるのは流体の上昇速度と沈み込み速度の競合による，ということを提案した．また，日本列島における火山や地震の地
域性は水循環と関連し，西南日本での水循環は比較的浅部に限られるのに対し，東北日本ではより深部（約 150km）まで循環しているモデルを紹介した．これらは，従来の含水鉱物の相平衡から推定されているモデルとは異なり，間隙水の排出や含水鉱物の脱水分解に関連して岩石中を流れる流体そのものの振る舞いを考慮したものになる．ここでは，このモデルの妥当性を地震波の速度構造や地表で湧出する温泉水の化学的特徴，そして火山や地震活動の地域性などをもとに検証した．今後は，岩石の浸透率や浸透経路のより詳細な解析に加え，地球物理学的な観測結果や地質学的な探査を加え，よりリアリス
ティックな沈み込み帯での水循環モデルを構築していき
たい．
謝

辞

査読者の川本竜彦氏，岡本敦氏からは，本論文の改訂にあたり有益なコメントを多くいただいた．岡崎啓史
氏，平内健一氏ならびに広島大学研究室の学生には，沈み込み帯での物質循環について，日頃から議論させていただいた．また，編集委員の奥村聡氏には，本稿を執筆する機会をいただいた．ここに記して感謝させていただ
く．
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（編集担当

石塚治）