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Volcanological Society of Japan

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火山　第 2 集　第 34 巻（1989）火山学の基礎研究特集号 S157 − Sl68頁

地球化学的判別図によるマグマ型の推定

一東北日本中新世玄武岩類への適用例

一

氏　家　　治＊

　　　　 Geochemical 　 Magma − Type 　 Discrimination　 Diagrams ：

ACase 　 Study 　 on 　 Mi ene 　 Basaltic　 Rocks 　 from 　 NQrtheastem 　 Japan

　　　　　　　　　　　　　　 Osamu 　 UJIKE 申

　 1．はじめに

　本論の第 1の目的は，地質時代にどのようなマグマ型の火山活動があったのか，ひいてはそこが

どのようなテクトニクス場であったのかを火山岩類の化学組成に基づいて推定する方法を紹介する

ことにある．そこでまず地球化学的判別図（Geochemical 　 discrimination　 diagrams ）の概略を

説明する，また東北日本の第三紀中新世前期ないし中期の玄武岩質火山岩類にそれらを適用したと

ころ，ホットスポット（あるいはホットリージョン：MIYASHIRO， 1986）の火山活動が日本海の形

成・拡大に密接に関連したことが強く示唆されたので，その事例研究を後半で紹介する．

　火山岩を用いたテクトニクス場の推定法には，本論で述べる地球化学的な方法のほかに，その産

状に基づく地質学的な方法や造岩鉱物の化学組成に基づく鉱物学的な方法がある．他の方法と比べ

ての地球化学的方法の利点は，侵食作用のために火山岩の残存量がわずかしかなくても火成作用

の本質を探り出し得ること，変質・変成作用のために火山岩の造岩鉱物が消滅していても，しば

しば適用可能なことなどにある，欠点は，殆どの場合，高額な分析機器を用いなくては有用な

データが得られず，さらにときに，複数の機器によるデータを組み合わせなければ十分な判別が

できないことにある．

　2，地球化学的判別図の概略

　火山岩の性質を全岩化学組成だけに基づいて判別するための図を地球化学的判別図と呼ぶ，従っ

て記載岩石学的情報がなくてもアルカリ岩と非アルカリ岩とを分類できるアルカリー

シリカ図（例え

ば MACDONALD 　 and 　 KATSURA ，1964）も地球化学的判別図と呼ぴうる．しかし一

般には火山岩

の化学組成に基づいて，その火山岩の形成された場所の地質学的・テクトニクス的位置付けを判別

できる図に限って地球化学的判別図と呼ぷ．以下においては後者の（狭義の）判別図について述べ

る．すなわちここでいう地球化学的判別図とは，ある火山岩の化学組成かどのようなテクトニクス

場で生じた火山岩の化学組成と類似しているかということを“絵合わせ

”的に判定し，ひいてはそ

れが形成されたテクトニクス場を類推するのに役立つ図のことである，比較的よく用いられる地球

化学的判別図のうちで，本論で図示しないものを Table 　 I に示す．

＊　〒 930 富［b市五福 3190，　寵山大学理学部地球科学科．

　 Department 〔＞f　Earth　Sciences，　Toyama 　University．　Gofuku ，　Toyama 　 930，　Japan．

N 工工一Eleotronlo 　Llbrary 　



▽ oloanologioal 　Sooiety 　of 　Japan

Sl58 氏家　　治

Table　 1．　 Some　 discrimination　 diagrams　 pOpular　 but　not 　used 　 in　 this　 case　 study

Diagram Grouping Usable　 R k　 Reference

La ／Yb − Sc／Ni

La ／Yb − Th

Ti − VCe

／Yb − Ta ／Yb

Ti／Y − Nb／Y

Zr／Y − Zr

Th ／Yb − Ta ／Yb

OcA ，　Cnt，

　Andean

OcA，　Cnt，　 Andean

MORB ，　OIB，　ArcTH

SHO ，　CAB ，　TH ，（MORB ＋ WPB ）

WPB ，（VAB ＋ MORB ）

OcA ，　CMA ，

　MORB ，　O肥

OcA ，（CMA ＋ AlkOcA ），

（MORB ＋ WPB ）

Andesite　　　BAILEY，1981

Andesite　　 BAILEY ， 1981

Basalt　　　　 SHERvA1S．1982

Basa且t　　　　 PEARCE ，1982

Basa！t　　　　 PEARcE， 1982

Basalt　　　　 PEARcE ， 1983

Basalt　　　　 PEARcE ，1983

Grouping ：AlkOcA ≡ alkalic eanic 　 arc ；ArcTH 茜 arc 　 tholeiite；CAB ＝ calc−

a 玉kali

　　 basalt；Cnt　＝＝continenta1 ；CMA 胃 continental 　margin 　arc ；MORB 謁 mid − oceanic

　　 ridge 　basalt；OcA ＝oceanic 　arc ；OB ＝ ean 　island　basalt；SHO 鬲 shoshonite ；TH

　　＝ tholeiite；VAB ＝ volcanic 　 arc 　 basalt；and 　 WPB ＝ within − plate　 basalt．

　地球化学的判別図には， Table　 1 にも見られるように古典的化学分析法では信頼性の高いデータ

の入手が困難で，むしろ蛍光 X 線分析法（例えば Zr，　Y ）や中性子放射化分析法（例えば Th，　Ta ）が

得意とする化学成分が多く用いられる．従って地球化学的判別図が発達した背景としては，まず

近年の機器分析法の発達があげられる．また“絵合わぜを行うには，その原図に関するデー

タが

十分に揃っていなければならない．すなわち地球上のテクトニクス場についての知見が進歩・整

理されたことと様々なテクトニクス場の火山岩の分析値が大量に蓄積されたことも，種々の判別

図が提唱された背景として重要である．それゆえ当然のことながら，夫々の図における火山岩の類

別にはそれが提唱された時代の我々の認識レベルが反映されるので，殆ど同一のデータを用いて設

定された組成域に対して，判別図によって異なったマグマ型の名称が与えられていることがある．

　例えば 1973 年に PEARCE と CANN が提唱した Zr − Ti − Y 図で海洋底玄武岩（OFB ＝ Ocean

floor　 basalt）と呼ばれた岩石群は，後年の Th − Hf ・一

・Ta 図（W ∞ D ， 1980）や Nb − Zr − Y 図

（MESCHEDE ，1986）においては，　 N 型中央海嶺玄武岩（N − MORB ＝ N − type 　 mid

−oceanic

ridge 　 basalt）と呼ばれている．通常の（N 。mal ）中央海嶺の玄武岩が N − MORB であり，　 MORB

としては液相濃集元素に富んでいる（Enrich している）玄武岩が E − 　MORB である．　 E − MORB

は，アイスランドのように中央海嶺とマントルプリューム（Mantle　plume ）の活動が重複した場

所で生じると考えられるので，P − MORB と呼ばれることがある．また N − MORB と典型的な E

− MORB の中間的な玄武岩は，漸移的（Transitional）中央海嶺玄武岩（T − MORB ）と呼ばれる

ことがある．海洋底に分布する玄武岩の大部分は通常の中央海嶺で生産されたであろうから， 1970

年代に提唱された判別図での“

海洋底玄武岩（OFB ）”

は“

N − MORB”

と読み替えて大きな誤りは

ないであろう．

　現在では地球上の玄武岩マグマは，テクトニクス場の観点からは，基本的に次の 3 つの型に分類

されることが多い．すなわち MORB （中央海嶺玄武岩）・ WPB （Within − plate 　 basalt：プレート

N 工工一Eleotronio 　Library 　




地球化学的判別図によるマグマ型の推定一東北日本中新世玄武岩類への適用例一 S159

内玄武岩）および VAB （Volcarlic　 arc 　 basalt ：火山弧玄武岩）である，さらに MORB は N −

MORB とE − MORB に，　 WPB は WPT （プレート内ソレアイト）と WPA （プレート内アルカリ岩）

に，そして VAB は IAB （Island　 arc 　 basalt ：島弧玄武岩）と ACMB （Active　 continental

margin 　 basalt ：活動的大陸縁玄武岩）に細分されるのが一般的である，

　地球化学的判別図を使用する際に注意すべきことは，いかなる図も　　・匕’

の高いマグマ型を

示すにすぎず，完全塾マグマ型を示すものは存在しないということである．また上の例でも

分かるように，原典に当り組成域を決定するために用いたデータソー

スと判別対象となりうる

岩石の組成範囲を確認することが望ましい．これを怠ると見当はずれの結論を得ることになりかね

ない．しかし逆に，用いられている成分の地球化学的挙動が分かっていれば，その図の本来の適用

範囲を超えてのマグマ型の判定や，火成岩の成因の検討に応用できることもある．

　地球化学的判別図は，その適用範囲が広いほど便利である．そのためにマグマ中での全固相一

液

相間の分配係数の似た液相濃集元素の含有量比が用いられることが多い．それは結晶相の分別の程

度が異なっても，液体マグマ中のそれらの量比が著しくは変化しないからである．しかしそれで

も，殆どの地球化学的判別図は適用範囲が限られている（例えば Table　 l）．　 Ni ・Cr ・Co などの固

相濃集元素は，一

般に結晶相の種類によって固一液間の分配係数が大きく異なる，このため条件次

第で全固相一液相間の分配係数も大きく変化し，液相中でのその濃度は，同程度の結晶分化作用を

経た場合でも様々に変化しうる．従ってそれを用いた地球化学的判別図は信頼性があまり高くない．

　地球化学的判別図は本来，古い時代の火山岩に適用するために開発されたものである．ところが

そのような岩石はしばしば変質・変成作用を蒙っている．故に変質・変成作用で移動しやすい成分

（おもに LILE ＝ Large 　 ion　 lithophile　 elements ：K ・Rb ・Sr など）を含む判別図（例えば K −

Ti − P 図： PEARCE 　 e 亡 al ．，1975）は有用性が低い，一方，稀土類元素（La ・Ce ・Yb など）や

電価／イオン半径の値の大きい High 　 field　 strength 　 elements （＝ HFSE ： Ta ・ Nb ・Zr ・ Hf な

ど）は， 2次的作用で移動しにくい．これが稀土類元素や HFSE が判別図に多用される理由である．

　収束型のプレート境界すなわち広義の島弧の火山岩類は， LILE や Th に富み HFSE に乏しいのが

一般的特徴である．そして火成岩中の Th は，　 LILE と違い，中程度までの変質・変成作用では移動

しにくい（例えば CONDIE 　 et　 aL ，1977）．そこで島弧型の火山岩であるか否かの判定には HFSE

と Th を含む図が有効である（例えば Th − Hf − Ta 図： WOOD ，1980）．

　スパイダー

グラム（Spidergram または Spider　 diagram ）は，よく知られている稀土類元素の

コンドライト規格値パター

ンから発展したものであって，他の地球化学的判別図が少数の化学成分

の量比だけを用いる（例えば Table　 1）のに対し，多数の成分の含有量を用いるという点で異質で

ある．この図の特長は，検討対象の全岩化学組成の全体像を一目で見渡すことができることにあ

る．判別図としての欠点は，マグマ型の境界が明瞭でなく使用者の主観によって判別結果が変わり

うることにある．このためスパイダーグラムを地球化学的判別図と考えない立場もありうる．規格

化に用いる組成と化学成分の配列法は一

定でなく，目的により様々でありうるが，本論では

PEARCE （1983）に従う．なお“スパイダーグラム

”は通称なので，論文中で用いるのは好ましく

なく，その代わりに例えば“N 型中央海嶺玄武岩規格値パターゾなどのように呼ぷべきであるとの

考えもある．





S160 氏　家　　治

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O．1Sr　K 　Rb 　 Ba 　Th　丁a 　 Nb 　Ce　P 　Zr 　Hf　 Srn　 Ti　Y 　Yb 　Sr 　K 　Rb 　 Ba 　丁h　Ta　Nb 　Ce 　P　Zr　 Hf　 Sm 　 Ti　 Y　Yb

Fig．1．　 Spidergrams 　 of　 representative 　（a ）　 within − plate　 basalts　 and 　 E − MORB’s　 and 　（b）arc

　　　　basalts，　 N − MORB 　 mrmalizing 　 factors： PEARcE　 e ¢ ai，（1981）．　 Data　 sources ： WPA 　（＝

　　　　 within−plate　 alkalic 　 basalt．　G　 l　11，　Gough） from　 SuN 　 and 　 McDoNouGH （1989）；WPT 　（；

　　　　within −plate　tholeiite，　BHVO − LHawaii）from　 ABBEY （1982）；E − MORB’s （lceland） from

　　　　WooD 　e 亡 aJ．（1979）；continental 　 arc （Savalan − 127，工ran ） from　 DOsTAL 　 and 　 ZERBI （1978 ）；

　　　　 and 　 oceanic 　 arc （Tonga − 698） from　 GORTON （1977）．

　 N 　一　MORB の組成で規格化したスパイダーグラムの例を Fig．1に示す．　 Fig．　la には，プレー

ト

内ソレアイト（WPT ）・プレー

ト内アルカリ岩（WPA ）および E − MORB の組成パター

ンを挙げて

ある．同図に見られるように，これらの玄武岩類は Th 付近を頂点とする上に凸の単調なパター

ン

を描く．そして WPT のパターンが 2本の E − 　MORB のパターンの中間に位置することから分かる

ように，プレート内ソレアイトと E − MORB は識別できない．

　 Fig ．　 l　b には，広義の島弧型火山岩類として，活動的大陸縁の火山弧（Continental　 Arc ）の安

山岩と海洋中の火山弧（Oceanic　 Arc）の玄武岩の例を挙げてある．前者は，プレー

ト内アルカリ

岩（WPA ）と似た上に凸のパターンを描くが、　 Ta と Nb の位置に浅い谷を持つ．後者は，やはり Ta

と Nb の位置に谷を持つがその谷が深く，　 HFSE （Ta ・Nb ・Zr ・Hf など）と Yb の高さがほぼ等し

いことを特徴とする．なお‘Ta と Nb

’

および‘Zr とHf

’

の 2組の成分のそれぞれにおいて，いずれ

か一方だけの含有量が判明しているときは，本論中では他方の値として

‘Ta ：Nb 　・＝　O．043　：　O．62

’と

‘

Zr ； Hf ＝ Il ：0．35’

の比率で求めた計算値を用いる．これらの比は原始マントルの推定値である

（WOOD 　 e亡 al．， 1979），主成分組成による判別図も幾つか提唱されている．ところが主成分組成に

よる地球化学的判別図には 2 次的作用のために移動しやすい成分を含むものが多い（例えば K − Ti− P 図： PEARCE 　 e 亡 aJ．， 1975）ため，分析試料が新鮮でないと誤った判別がなされる危険性が高

い．変質作用を受けた岩石は揮発成分量が増大することが多いので，本論での主成分組成による判

別では，その危険性を軽減するために揮発成分量の合計が L5 ％以下の分析値だけを引用した．






　3 ，東北日本の中新世前期ないし中期の玄武岩類への適用例

　東北日本に分布する中新世前期ないし中期（24〜 11Ma 頃）の火山岩類は，日本海の形成・拡大と

関連して，そのマグマ型が注目されるところである（例えば高橋，1986 ；能田・巽， 1989 ；周藤，

1989）．すなわちそれらのマグマ型の判別結果は，背弧海盆形成時の火成活動の特徴を解明する上

で重要な手がかりとなるであろう，ここでは便宜的に，柏崎一銚子構造線以北の本州に分布する玄

武岩質火山岩類に論点をしぼり，全岩分析値が MgO ＞ 5．0％の（MgO 値が示されていないときは原

著で“玄武岩

”と記されている）公表データに対して地球化学的判別図を機械的に適用した結果に

ついて述べる．また同じく便宜的に第四紀の火山フロントを境とし，その西側を背弧側，東側を海

溝側と呼ぶ．本論で検討した玄武岩質試料の産地を Fig．2 に示す，

　 3 − 1．主成分組成による判別

　海溝側では泊（周藤ほか， 1988；TATSUMI 　e 亡 aL ，1988），霊山（吉田ほか、 1985 ； TATSUMI

et　 aL ，1988），いわき（一

色 1974）および茂木（周藤ほか， 1985 ；伊崎ほか， 1985）の 4地

域の，そして海溝側では竜飛崎（周藤ほか， 1988）と飛島（周藤， 1988）の 2地域の玄武岩類を検

討する．微量成分データの比較的豊富な秋田・山形地域（青森・新潟両県下からの試料も含む）の

玄武岩類（EBIHARA 　 et 　 aL ，1984 ；吉田ほか， 1986 ；土谷， 1988）は，

一般に変質が激しく地

球化学的判別に使える主成分デー

タが殆ど皆無なので，主成分組成による検討対象から外す．

　主成分分析値を用いた判別図（K 、O − TiO、

− P、0 、図とMnO − TiO 、

− P 、0 ，図）を Fig．3 に示す．

　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　 K 、O 　一　TiO ，− P20s 図（Fig ．3a）は非アルカリ質

Fig．2，　 Map 　showing 　the　l ations 　 of　early

　　　　 to　 middle 　 Miocene 　 basaltic　 r ks

　　　　 referred 　 to　 in　 the　 text．　 F − F 置ine：

　　　　 Quaternary　volcanic 　front，　 More

　　　　 than 　20　1 ations 　distribute　in　the

　　　　 Akita − Yamagata 　 area ．

の中央海嶺玄武岩（図中では Oceanic）と大陸内

の玄武岩（図中では Non − oceanic ）だけを念頭に

おいた判別図である． MnO − TiO 、− P、O 、図

（Fig．3b）は，点線で囲んだ組成域を占める大陸

内のソレアイト質玄武岩を対象外としたときに有

効な判別図である．従って両者を組み合わせる

と，いわき地域と茂木地域の大部分（元古沢層中

の玄武岩）および竜飛崎の一

部の玄武岩質岩石は

N − MORB 型であり，また霊山の玄武岩類の一

部が島弧のカルクーアルカリ岩の組成であると判

断される．その他の玄武岩類については判別でき

ない。

　 3 − 2 ．微量成分組成による判別

　Th − Hf　一

　Ta 図（Fig．4a）によると，秋田 t

山形地域の玄武岩類は，飛島（Fig．4a の白四角〉

など数個は広義の島弧型（DPM ）の組成である

が，その他は E − MORB またはプレート内玄武

岩（WPT と WPA ）的な組成である．いっぽう吉

田ほか（1986）による同一

地域の玄武岩類の分析





Sl62 氏　家　　治

K20 P205一ゆ　 MnO 實10

ide

MO 丁EGI

　 sideMA

P205翼 10

Fig． 3 ，（a ） K20 − TiO2 − P205　 and 　（b） MnO − TiO2 − P205　 diagrams．　 Compositional　 fields：

　　　　 PEARcE　 e亡 a1．（1975）　 for　（a）　and 　 MuLLEN 　（1983） for　（b）．CAB 　＝ calc 　− alkali

　　　　 basalt，　 IAT ＝ island　 arc 　 tholeiite，　 OIA ＝ ean 　island　 alkali 　 basalt，　 OIT ＝ ocean

　　　　 island　 tholeiite，　and 　 TB ＝ tholeiitic　 basalt．

値（白逆三角）は， Zr − Ti − Y 図（Fig．4b）では島弧型玄武岩または N 　一

　MORB の組成域にプ

ロットされ， Zr − Nb − Y 図（Fig．4c）ではプレート内ソレアイトまたは島弧玄武岩の組成域にプ

ロットされる．故に Fig．4b と c の共通解として，吉田ほか（1986）の分析した秋田・山形地域の

玄武岩は島弧型であるように思われる．しかしプレート内ソレアイト（WPT ）は Zr − Ti − Y 図に

おいてしばしば‘

LKT ＋ OFB 　＋　CAB’

の領域にプロットされるので（MESCHEDE ，1986），これ

らの岩石がプレー

ト内ソレアイト型である可能性も残る．いずれにしろ秋田・山形地域には，プレー

ト内玄武岩型と島弧型の 2種の玄武岩が存在し， N − MORB 型のものは存在しないと言える．海溝

側に関しては， Fig．4 に適用できる微量成分データが少なく，わずかに霊山の玄武岩類の分析値が

あるにすぎない．それらの多くは島弧型または N − MORB 型である（Fig．4b と c の白丸），

　 Fig．5はこれまで検討してきた岩石の中で代表的なもののスパイダーグラムである．　 Fig． 5a

では， Fig．4a において非島弧的な組成域（E −・MORB ＋ WPT とWPA ）にプロットされた分析値

を，同時代（約 18Ma ： UTO 　 et ∂L ， 1987）に四国の新宮に貫入した玄武岩質岩脈の組成

（NAKAMURA 　et　 aL ， 1990）と比較している，新宮の岩石は，西日本新生代アルカリ火山岩類に属

し，プレート内（原著では海洋島）玄武岩型である（NAKAMURA 　 et　 aL，1990）、例示した 5 個

のパター

ンは，いずれも新宮の岩石と似ているが，新宮のものよりなだらかである． Fig．1 との比

較で明らかなように，これらの岩石は，スパイダーグラムによってもプレート内玄武岩型または

E − MORB 型であると判断される．

　Fig．5b には Fig．4a において島弧的な組成を持つと判断された岩石の組成域を示してある．同組






B 1発；

臼

Th　　　　　　　　　 To一レ　　　　　　　　　　　　　　　　　　 Zr！4　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　 Y

　　 Tronch 　side ：　RYOZEN 冨O ［YOSHIDA 　ot 　oL ，1985｝

　　 Bqck一αrc　side ：　AKITA −YAMAGATA 冨▼ CTsucHIYA、1988 ｝，▽ （YosHIDA 　et　at ，1986｝、　qnd 　■ （EB［HARA 　■忙σ【．1984，　　　　　　　　　 TOBISHIMA ＝ロ〔TSUCHIYA ，1988｝、　▲ ζ5HUTO ，1988 】．　qnd 　国（EBIHARA 　 ot　 aL ，1984）

　 Fig，4．　（a ） Th − Hf − Ta，（b） Zr − Ti − Yand 　（c） Zr − Nb − Ydiagrams ．　 Cornpositional　fields　：

　　　　　 WooD （1980） for　（a），　PEARcE　 and 　 CANN （1973） for　（b） and 　 MEscHEDE （1986） for

　　　　　（c），DPM ＝ destructive　 plate　 margin 　 basalts，　LKT ＝工ow 　K 　tholeiite，　OFB ‘ocean 　floor

　　　　　 basalt，　 and 　 other 　 abbreviations 　 as 　 in　 Fig．　 l　 and 　 Table　L

成域の上限は，全体として上に凸の曲線を描くが極めて浅い Nb の谷間を持つ．すなわちプレート

内アルカリ岩（Fig．1a）と活動的大陸縁（広義の島弧）の玄武岩（Fig．　 lb）の中間的なパターン

を示す．一方下限のパターンは Nb や Zrが Yb とほぼ同じ高さにあり，海洋性の島弧に特徴的なもの

である（Fig．　 lb）．故に秋田・山形地域に島弧型玄武岩が存在することは確実であろう．

　 Fig ．5b には海溝側の霊山の玄武岩類の代表的なパターンも示してある．番号 2 は Fig，4c 中で

最も Nb に富む分析値である，この岩石は Sr から Yb へとほぼ単調に低下する奇妙なパターンを描

く．データの欠落している Ba や Th がもしも K よりも高ければ，それは N − MORB 型のマグマが

石英閃緑岩を同化したときに生じうるパターンである（PEARCE ，1983）．故にこの玄武岩は本質的

には N − MoRB 型のマグマに由来した可能性がある．番号 5 は Fig．4c 中で最もNb に乏しい分析

値である、この玄武岩のパターンは Nb が Ce よりも顕著に低く，明らかに海洋性島弧のそれ（Fig，

lb）と判断される．すなわちスパイダーグラムからは，霊山地域に N −　MORB 型と島弧型の 2種の

玄武岩が存在することが示唆される．

　 3 − 3．考察

　Fig．6 は上記の検討結果をまとめて地図上に示したものである．今回扱った岩石のうちで，竜飛

崎（周藤ほか， 1988）・霊山（吉田ほか，1985 ）・いわき（高橋， 1986）・茂木（周藤ほか， 1985）

および飛島（周藤， 1988）の各地域については，すでに N − MORB 型ないしそれに類似した玄武

岩が存在することが指摘されている，また泊と竜飛崎（周藤ほか，1988）および霊山（吉田ほか，

1985 ）の各地域に対しては，島弧型の玄武岩の存在が指摘されている，他の地域に関しては，現在

の東北日本弧上に位置するのであえて“

島弧型”

と強調されていないのかもしれない．

　秋田・山形地域の玄武岩類については，第四紀の火山活動とは質的に異なった火山活動に由来す





S164 氏　家　　治

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O ．1Sr　K 　RbBaThTaNbCe 　 P 　ZrHfSmTI 　 Y 　YbSr 　K 　RbBaThTqNbCe 　 P 　ZrHfSrn 丁i　 Y　 Yb

Fig，5．　　 Spidergrams　 for　 early 　 to　 middle 　 Miocene 　 basaltic　 rocks 　 from　 NE 　 Japan．　 Some

　　　　　analyses 　 in　‘E − MORB ＋ WPT

’and 　WPA

’fields　 in　Fig ．　 4a 　 are 　compared 　with

　　　　　a　WPA 　 type 　 dike　 rock 　 frorn　 Shingu ，　 Shikoku　 in　（a）； and 　 those　 in　’DPM （＝

　　　　　arc 　 type）　field　 and 　 Ryozen　 basa］ts　are 　 shown 　 in　（b）．Data　 sollrces ： Nos ．　 70，

　　　　　 135，　 35 ，　 87and 　 l　l　l　 from 　 TsucHIYA 　（1988 ），　 SHINGu　 from　 NAKAMuRA 　 e亡 al ．

　　　　　（正990），　 shaded 　 area 　 from　 EBIHARA　 e 亡 al ．　（1984）　and 　 TsucHIYA 　（1988），　 and

　　　　　Nos ， 2and 　 5　 from　 YosHIDA 　 e亡 al．（1985）．ALK ．　 W ，　 JPN ．＝ Cenozoic　 alkalic

　　　　　volcanic 　 rocks 　 in　 west 　 Japan ．

るだろうとの指摘がすでに EBIHARA 　 et 　 al，（1984）によってなされている．その後“沈み込みス

ラブによりあまり汚染されていない（あるいは枯渇していない） MORB マントルに由来する”

との

考え（吉田ほか，1986）や，“プレ

ート内玄武岩または漸移 MORB をもたらすような起源物質から

供給されたt「

との考え（土谷， 1988）が出され，さらに具体的には“アイスランド… と同様の組

成のマントルダイアピルから生成された”

との考え（周藤・茅原，1987 ；周藤，1989）も公表され

ている，今回の検討では，同地域では島弧型玄武岩マグマとプレート内玄武岩（または E・一

・MORB ）

型マグマが活動したと判定された．

　以上を要約すると，今回の検討結果は夫々の地域の先学者の主張を大筋において追認したことに

なる．なお E　一

　MORB とプレー

ト内玄武岩とは，地球化学的判別図でしばしば識別不可能であり，

またこれらの識別は本論においては重要でない（後述），故に以下においては単に“プレ

ート内玄

武岩”

の用語で議論を進める．なお土谷（1988 ）の“漸移 MORBn はアルカリ質とソレアイト質の

中間的な MORB を指し，本論での用語法で言えば E − MORB にほぼ対応する．

　Fig．6 の基礎となった判別結果には，分解能の劣る主成分組成だけによるもの（霊山を除く海溝

側の諸地域と竜飛崎）や，主成分と微量成分のデータが異なったマグマ型を示唆するものが含まれ

る．後者の例としては，飛島［微量成分（土谷， 1988）では島弧型（Fig．4a の DPM ）だが主成分

（周藤，1988）では N ・一

・MORB 型］や土谷（1988）の No ．57 ［飛島の対岸：微量成分では島弧型だ





地球化学的判別図によるマグマ型の搓定一東北日本中新世玄武岩類への適用例一 S165

が島弧型火山岩としては Tio ，（＝ L44 ％）と P 、o ，（ニ o．42％）が多い］などが挙げられる．この

ように幾つかの疑問点は残るものの大筋において判別結果は信頼できると思われので， Fig，6から

は次のことが読み取れる，まず背弧側ではプレート内玄武岩型の岩石が卓越し， N − MORB 型の

玄武岩の産出は 2 ヵ所（竜飛崎と飛島）に限られ，逆に海溝側では N − MORB 型の玄武岩が卓越

し，プレー

ト内玄武岩（WPB ）型の岩石は存在しない．そして広義の島弧（＝火山弧： VAB ）型

玄武岩は，全域に散在し，分析データ数の多い地域では他のマグマ型の岩石と重複して産出する．

　以上から，日本海の形成・拡大期頃（中新世前期ないし中期：例えば能田・巽， 1989）には，背

弧側では主にプレート内玄武岩型マグマが活動し，海溝側では N − MORB 型マグマが活動したと言

えよう．同一

地域内に散点する島弧型玄武岩は，同時期に島弧型火山活動が重複していたことを表

わすか，またはそれ以前のユーラシア大陸縁における島弧型マグマ活動の名残を表わすものと考え

られる．ここで多くの研究者が信じているように（例えば KANEOKA，1983 ），

マントル上部には

N − MORB の源物質があり深部にはホットスポットの玄武岩すなわちプレート内玄武岩の源物質

が存在するものと仮定すると，背弧側にマントル深部からプレート内玄武岩の源物質がダイアピル

（またはプリューム）的に上昇してきたと考えざるをえない．そしてそれまで背弧側のマントル上部

を占めていた N 　一　MORB （と島弧玄武岩）の源物質の大部分は海溝側の浅所に押し上げられ，一

部

の断片は背弧側の浅所に押し上げられたのであろう．これらはいずれも断熱的に上昇し，同時にプ

　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　レート内玄武岩の源物質によって加熱されたであ

Fig．6．　 Map 　 showi τlg 　 the　distribution　 of

　　　 early 　to　 middle 　Miocene 　basalts　 with

　　　 N − MORB ，　 WPB 　（within−

plate

　　　 basalt）　　and 　 VAB 　（volcanic 　 arc

　　　 basalt）　 characteristics ，　 No 　analyses

　　　 for　symbols 　 in　parentheses 　 in　the

　　　 Iegend．

ろうから，部分溶融して N − MORB （と島弧玄武

岩）型のマグマを発生し，海溝側の各地と背弧側

の竜飛崎や飛島などに噴出しても不思議ではな

い．西日本にも同時代のプレート内玄武岩型岩石

が存在するので（例えば新宮：Fig．4a），背弧側

のマントル上部に貫入したプレー

ト内玄武岩の源

物質は大規模なものであったと思われる．

　さきに E − MORB とプレート内玄武岩との識

別はここでは重要でないと述べたが，それは既存

の N − MORB の源物質と上昇してきたプレー

ト

内アルカリ岩の源物質とが混合すればマントル上

部に E − MORB 型のマグマ根源物が生じると考

えられるからである．すなわち背弧側の玄武岩が

E − MORB とプレート内玄武岩のいずれであって

も，上のマグマ成因モデルの枠組みは変わらな

い．

　以上の議論を要約すると，地球化学的判別図の

適用結果は，マントル深部に由来するホットスポ

ット（あるいはホットリー

ジョン： MIYASHIRO ，

1986）の火山活動が日本海の形成・拡大に密接に





S166 氏　家　　治

関連したことを極めて強く示唆すると言える．この結論はマントル最上部に N − MORB の源物質が

貫入したために日本海が形成されたとの考え（例えば NOHDA 　 e亡 aJ．，1988 ；能田・巽，1989）と

異なるが，これ以上の議論は本論の目的から外れるので，この点については稿を改めて論じたい．

　 4 ，おわりに

　本論は tl989 年 11 月のシンポジウムで「地質時代における火山活動」と題して行った講演の内

容に手を加えたものである，当初は地質時代の火山活動の解明に役立つ地球化学的判別図を網羅的

に紹介するつもりであった，しかし判別図適用の事例研究として東北日本の中新世玄武岩類につい

て公表されている分析値を解析したところ，事例研究そのものに重大な意義が見出されたので，本

論ではその解析結果にかなりの重点をおいてまとめた．

　事例研究を行って痛感したのは，問題の火山岩類について（おそらく他の時代についても同様で

あろうが）絶対年代・主成分組成・微量成分組成そして同位体組成の揃ったデータがほとんど存在

せず，このため明快な考察ができないことである，このような状況は，今後行われるべき地質時代

の火山活動の解明に大きな障害となるであろう．早急に改善されねばならない．

　最後に，本研究の機会を与えて下さった加茂幸介教授ほかの関係各位に深く感謝します．

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