1 ） 日本大学大学院総合基礎科学研究科： 〒156－8550 世田谷区桜上水 3－25－40 2 ） 日本大学文理学部地球システム科学科： 〒156－8550 世田谷区桜上水 3－25－40 3 ） 新潟大学大学院自然科学研究科： 〒950－2181 新潟市五十嵐 2 の町 8050 4 ） 新潟大学理学部地質科学科： 〒950－2181 新潟市五十嵐 2 の町 8050
永井 匡
1 ）・高橋 正樹
2 ）・平原 由香
3 ）・周藤 賢治
4 ）The Sr and Nd isotopic compositions of volcanic rocks from Fuji, Komitake and Ashitaka volcanoes are determined. The 87Sr/86Sr and 143Nd/144Nd isotopic ratios for volcanic rocks of these volcanoes are nearly the
same, ranging from 0.70327 to 0.70363 and from 0.51303 to 0.51308, respectively. The 87Sr /86Sr and 143Nd/144Nd isotopic ratios of volcanoes in the Izu －Bonin arc decrease from the volcanic front to back－arc
side, and those of Fuji, Komitake and Ashitaka volcanoes show intermediate value between frontal volcanoes such as Izu－Oshima and Hachijyojima and back－arc volcanoes such as Toshima and Niijima. The across －arc variation for Sr and Nd isotopic compositions observed in the Izu －Bonin volcanic arc could be brought about by the addition of fluid derived from subducted altered MORB to materials in the mantle wedge. On the con-trary, the 143Nd/144Nd isotopic ratios of volcanoes in the Northeast Japan arc increase from volcanic front to
back －arc side, but their 87Sr/86Sr isotopic ratios decrease. In order to explain this across－arc variation, the
addition of component of oceanic sediments is necessary. The volcanic arcs in the northwestern Pacific ocean are classified into two types: Izu －Bonin and Northeast Japan types. The Kurile and Kamchatka arcs belong to the Izu－Bonin type and the Aleutian arc to the Northeast Japan type.
Keywords: Sr isotope, Nd isotope, across-arc variation, Fuji, Ashitaka, Komitake, volcanic rock, Izu-Bonin arc, Northeast Japan arc, Kurile arc, Kamchatka arc, Aleutian arc
1 はじめに
ストロンチウム（Sr ）やネオジウム（ Nd ）などの同 位体組成を用いた島弧火山岩の研究にはすでに多くの ものがあり，日本国内でも，東北日本弧，伊豆－小笠 原弧などにおいて島弧横断方向での変化を検討した例 がある（ 例えば倉沢， 1984; Tatsumi et al., 1992; Shibata
富士・小御岳・愛鷹火山岩類の
Sr・Nd 同位体組成
Sr－Nd Isotopic Compositions of Volcanic Rocks from
Fuji, Komitake and Ashitaka Volcanoes, Central Japan.
Tadashi NAGAI
1 ）, Masaki TAKAHASHI
2 ）, Yuka HIRAHARA
3 ）and Kenji SHUTO
4 ） （Received November 20, 2003 ）1 ） Graduate School of Integrated Basic Sciences, Nihon Univer-sity: 3 － 25 － 40 Sakurajosui Setagaya － ku, Tokyo, 156 － 8550 Japan
2 ） Depertment of Geosystem Science, College of Humanities and Sciences, Nihon University: 3 － 25 － 40 Sakurajosui Setagaya － ku, Tokyo, 156－8550 Japan
3 ） Graduate School of Science and Technology, Niigata Universi-ty: Ikarashi 2－8050, Niigata, 950－2181 Japan
4 ） Department of Geology, Faculty of Science, Niigata University: Ikarashi 2－8050, Niigata, 950－2181 Japan
and Nakamura., 1997: Taylor and Nesbit., 1998 など）。し かし3 つのプレート（フィリピン海プレート，ユーラ シアプレート，北アメリカプレート）の境界部という 特異なテクトニクス場に置かれている伊豆－小笠原弧 最北端部の火山については，火山噴出物中のSr・Nd 同位体組成値の報告例は極めて少ない。本研究では， 伊豆－小笠原弧最北端部に位置する第四紀の大型成層
火山である富士・小御岳・愛鷹の各火山の噴出物につ いてSr・Nd 同位体組成値を測定し，伊豆－小笠原弧 と隣接する他の島弧火山岩類のSr・Nd 同位体組成と の比較検討を行った。 2 富士・小御岳・愛鷹火山 富士・小御岳・愛鷹火山は伊豆－小笠原弧北端部に 隣接して存在する（図1 ）。 富士火山は約10 万年前ごろから活動を開始したと 考えられており，噴火様式の大きく変化する約1 万年 前頃を境に，それ以前を古富士火山，以降を新富士火 山として区分されている（ 宮地，1988 ）。また火山岩中 の液相濃集元素組成の違いによって，ほぼ同じ頃を境 に， 富 士 火 山 か ら 噴 出 し た マ グ マ を，K2O や TiO2， P2O5などに乏しく，Rb/Y 比や Zr/Y 比が低い古富士系
マ グ マ と，K2O， TiO2， P2O5な ど に 富 み，Rb/Y 比 や
Zr/Y 比が高い新富士系マグマとに区分することがで きる（ 富樫ほか，1991；高橋ほか。1991；富樫ほか， 1997；高橋ほか，2003a など）。 小御岳火山の大部分は富士火山噴出物に覆われてお り，そのために詳しい噴出物の分布や山体の構造およ び活動時期などについては不明の点が多い。しかしな がら，富士火山北側の中腹には小御岳火山溶岩の一部 が露出しており，それらは岩石記載や全岩化学組成， 火山体の構造の違いなどから，泉ヶ滝・大堀，北側の 沢－西，北側の沢－東などの溶岩グループからなる3 つの異なる山体が識別されている（ 高橋ほか，2003b ）。 愛鷹火山の活動開始時期はテフラ層序から40 万年 前より古いと考えられており，その山体の一部は富士 火山噴出物に覆われている。愛鷹火山は，玄武岩質の 火砕岩および玄武岩～玄武岩質安山岩の溶岩からなる 旧期（0.4－0.35Ma ），玄武岩質凝灰角礫岩と少量の溶 岩を噴出した中期（0.25－0.17Ma ），玄武岩や輝石安山 岩質溶岩およびそれに火砕流の活動を伴う新期（0.15 －0.13Ma ），角閃石デイサイト質溶岩ドームに火砕流 の噴出を伴う最新期（0.1Ma ）に大きく区分される（由 井・藤井，1989 ）。 3 Sr・Nd 同位体組成 3. 1 分析に用いた試料 今回Sr・Nd 同位体組成値を測定したのは 27 試料で ある。内訳は富士火山噴出物16 試料（ 新富士系：青 木ヶ原溶岩・大流丸山溶岩・黒塚溶岩・御庭溶岩・奥 庭溶岩・かんす山溶岩・剣丸尾溶岩第1・古富士表層 溶岩（ 津屋（1971 ）により古富士溶岩とされた吉田口 五合目付近のもの）；古富士系：元村山岩屑なだれ堆 積物・白糸泥流堆積物・星山泥流堆積物・田貫湖岩屑 なだれ堆積物・羽鮒泥流堆積物中の岩片），小御岳火 山噴出物3 試料（ 北側の沢－西，北側の沢－東，泉ヶ 滝 ），および愛鷹火山噴出物9 試料（古期：須津川溶岩 および火山角礫岩・熊ヶ谷火道角礫岩；新期1：愛鷹 岳・高場所・越前岳・梅の木沢溶岩；新期2：位牌岳 1 溶岩；最新期：袴腰岳溶岩ドーム）である。愛鷹火山 の試料のうち，新期2が安山岩，最新期がデイサイトで あるのを除くと，それ以外の試料はいずれもSiO255wt％ 以下の玄武岩～玄武岩質安山岩である。 3. 2 分析方法 （１）Sr・Nd 抽出 試料粉末の作成は日本大学文理学部において，また 測定するSr と Nd の抽出は新潟大学理学部で行った。 1cm 大に砕いた試料を超音波洗浄機で水が汚れなくな るまで洗浄を繰り返した後，110℃の乾燥機で 24 時間 乾 燥 さ せ た。 完 全 に 乾 燥 し た 試 料 は 鉄 乳 鉢 で1 φ （0.5mm ）のふるいを通過する大きさまで粉砕し，めの う製自動乳鉢に約7 分間かけ，完全な粉末を作成した。 図 1 富士・小御岳・愛鷹火山の位置図
こうして作成した粉末試料のうち，0.09g をテフロ ン製容器に入れ，40％ HF，65％ HNO3，70％ HClO4， 30％ HCl を混合し，110℃のドラフト内に 7 日ほど放置 して完全に溶解させた。 Sr・Nd の抽出は，Hamamoto et al.（ 2000 ）の方法を 参考に，イオン交換樹脂を用いて行った。 （2 ）同位体測定
同位体測定は，Miyazaki and Shuto.（ 1998 ）に従い，新 潟大学理学部に設置されたFinigan 社製の質量分析計 MAT262 を用いて行った。測定した同位体組成値は， 同時に測定した標準試料（Sr 同位体比は NBS987＝ 0.710251 ± 4 で，Nd 同位体比は JNdi－1＝0.512106 ± 3 ） によって補正してある。 3. 3 Sr・Nd 同位体組成の測定結果 Sr・Nd 同位体組成の測定結果を表 1 に示す。各火山 噴出物の同位体比の測定値は，富士火山のうち新富士 玄 武 岩 が87Sr /86Sr ＝ 0.703394 ～ 0.703504，143Nd /144Nd ＝0.513028 ～ 0.513079，古 富 士 玄 武 岩 が87Sr /86Sr ＝ 0.703279 ～0.703477，143Nd /144Nd＝0.513026 ～0.513067， 小御岳玄武岩が87Sr/86Sr ＝ 0.703269 ～ 0.703492，143Nd / 144Nd ＝ 0.513036 ～ 0.513057，愛鷹玄武岩が87Sr /86Sr ＝ 0.703307 ～0.703427，143Nd /144Nd＝ 0.513030 ～0.513077， 愛鷹安山岩およびデイサイトが87Sr/86Sr ＝ 0.703371～ 0.703400，143Nd/144Nd ＝ 0.513025 ～ 0.513047 であった。 いずれも類似した組成範囲を示し，火山体による違い や噴出物の全岩SiO2量の違いによる明瞭な差異は認め られない（図2 ）。 一般に，噴出物中に含まれる87Sr/86Sr・143Nd/144Nd 同位体比は，マントル内におけるマグマ生成時の部分 融解度の違いや，マグマが噴出するまでの間に生ずる 通常の結晶分化作用によっては変化しない。したがっ て，地殻物質の同化作用がなければ，地表に噴出した 火山岩の持つ同位体比は，その火山岩の起源となった マントル物質の値そのものを保持しているはずであ る。測定された富士・小御岳・愛鷹火山噴出物のSr・ Nd 同位体組成は，いずれも大陸地殻起源物質とは明 らかに異なる値を示しており，大陸地殻物質の影響を ほとんど受けなかったものと考えられる。すなわち， これらの火山の噴出物のSr・Nd 同位体組成は，マグ マの起源となった上部マントル物質の値を保持してい ることになる。また，富士・小御岳・愛鷹火山噴出物 のSr・Nd 同位体組成にほとんど違いがみられなかっ た事実は，それらをもたらしたマントル物質が，これ らの同位体に関してほぼ均質であったことを示してい る。 4 議 論 以下では富士・小御岳・愛鷹火山噴出物のSr・Nd 同位体組成と伊豆－小笠原弧および隣接するその他の 島弧（図3 ）の火山岩類の Sr・Nd 同位体組成との比較 検討を行う。なお，地殻物質の同化作用などの影響を できるだけ避けるため，玄武岩類（SiO2 55％以下 ） のSr・Nd 同位体組成のみを比較に用いた。使用した 引用データを表2 に示す。 4. 1 伊豆半島北端部と伊豆－小笠原弧との比較 図 2 富士・小御岳・愛鷹火山の87Sr/86Sr 比 vs. 143Nd/144Nd
比図。暗灰色部はIndian MORB（ Faure., 2001 ）の組 成範囲，明灰色部はmantle array の組成範囲を示す
図 3 伊豆－小笠原弧，東北日本弧，千島弧，カムチャツ カ弧，アリューシャン弧の位置図
大陸地殻の厚さが薄い海洋性島弧である伊豆－小笠 原弧では，マントルで発生した玄武岩質マグマが，地 殻の影響をほとんど受けることなく噴出していると考 えられている。 伊豆－小笠原弧では，フロント側の火山ほど高い Sr・Nd 同位体比を示し，背弧側にいくにつれ Sr・Nd 同 位体比の値は低くなる（Taylor and Nesbit.，1998；図 4 ）。 富士・小御岳・愛鷹の各火山噴出物の同位体比は，伊 豆－小笠原弧の中では，ちょうどフロント側と背弧側 の中間的な値を示す。Sr 同位体比においては，三宅島 火山とほぼ同じかやや低い値を有するが，Nd 同位体比 は三宅島火山より若干低く，新島火山とほぼ似た値を 持つことがわかる（図4 ）。 マグマが保持する同位体組成は，部分融解度や結晶 分化作用の違いによって変化しないことは先に述べ た。しかしマグマの発生から噴出までの間に地殻物質 を同化したり，もしくはマグマの起源となったマント ル物質にスラブから放出される流体相が添加するなど の化学的な付加作用があれば，同位体組成は変化する と考えられている。具体的にいえば，大陸地殻物質を 同化することによって，元の値よりSr 同位体比は高 くなり，Nd 同位体比は低くなる。これは，花崗岩類な どの大陸地殻構成物質はRb や Sm に富むため，放射性 同位体の放射壊変が進むと，高Sr 同位体比，低 Nd 同 位体比を持つようになるからである。大陸地殻由来の 海洋性堆積物による影響を受けた場合においても，同 様にSr 同位体比は高く，Nd 同位体比は低くなる。 一方，スラブからのH2O を主体とする流体相による 化学的な付加作用があれば，Sr 同位体比のみが高く変 化する。海水は高いSr 同位体比（ 0.7090 程度）を持つ ため，海水による変質を受けた海洋地殻上部から放出 される流体相は，高いSr 同位体比を有すると考えら れるからである。 伊豆－小笠原弧の火山岩類と比較した場合，富士・ 小御岳・愛鷹火山噴出物の起源マントル物質は，フロ ント側の伊豆大島火山や八丈島火山噴出物のそれより も流体相の影響が少なく，Nd 同位体に関してはより低 い値を有しているものと考えられる。 Tatsumi et al．（1992）は，こうした伊豆－小笠原弧に おける島弧横断方法でのSr・Nd 同位体組成の変化に ついて，次のような2つのモデルを提示している。（ 1 ） 海水による変質作用を受けSr 同位体比の高い流体を 含むようになったN－MORB が沈み込むことで，沈み 込みスラブから高いSr 同位体比を有する流体が放出 されるが，その流体の量が，火山フロント側で多く， 背弧側で少ない。（2 ）流体を放出する主体は，変質し たN－MORB と海洋性堆積物との混合体で，それらは 高いSr 同位体比と低い Nd 同位体比を有するが，火山 フロント側ではSr/Nd 比の高い角閃石の脱水が生じ， 背弧側ではSr/Nd 比の小さいフロゴパイトが脱水分解 することで，放出される流体相のSr・Nd 同位体組成 に違いが生ずる。すなわち，火山フロント側の流体相 は，より高いSr 同位体比と高い Nd 同位体比を示し， 背弧側の流体相は，より低いSr 同位体比と低い Nd 同 位体比を有する。
これに対して，Taylor and Nesbit（1998 ）．は，Sr 同位 体組成はスラブから放出されるMORB 起源流体相の 影響を受けるが，Nd 同位体組成はマントル物質自体の 枯渇度を表し，Pb 同位体の結果も考慮すると，海洋性 堆積物からの影響はほとんどないと考えた。 こ こ で はPb 同 位 体 の 結 果 を 考 慮 し た Taylor and Nesbit（ 1998 ）の結論を採用し，伊豆－小笠原弧にお ける島弧横断方向でのSr・Nd 同位体組成変化は，マ ントル枯渇度の違いと，マントルに付加される変質し たMORB 起源の流体相の量の違いによるものとみな すことにする。すなわち，富士・小御岳・愛鷹火山噴 出物をもたらしたマントルは，伊豆大島や八丈島のよ うな伊豆－小笠原弧フロント火山直下のそれよりもよ りも枯渇度が低く，沈み込みスラブからの流体相の影 図 4 富士・小御岳・愛鷹と伊豆－小笠原弧の87Sr/86Sr 比 vs.143Nd /144Nd 図 比。 伊 豆 － 小 笠 原 弧 の デ ー タ は
表 2 引用した Sr・Nd 同位体比組成と SiO2（wt％）：伊豆－小笠原弧（ Taylor and Nesbit., 1997, Tatsumi et al., 1992 ），東北
日本弧（Shibata and Nakamura., 1997 ），千島弧（ Bindeman and Bailey., 1999 ），カムチャツカ弧（ Churikova et al., 2001 ），アリューシャン弧（ McCulloch and Perfit., 1981 ）
響も少ないと考えられる。 4. 2 東北日本弧との比較 次に，典型的な島弧火山として扱われてきた東北日 本弧の火山岩類の同位体組成との比較を行う。対象と した東北日本弧の火山は，フロント側から岩手，船形， 秋田駒ヶ岳，荷葉，森吉，鳥海，寒風，利尻である （Shibata and Nakamura.，1997；図 5 ）。
富士・小御岳・愛鷹火山噴出物は，東北日本弧の背 弧側の火山よりもさらに枯渇した高いNd 同位体比を 示し，フロント側と背弧側の中間のSr 同位体比を有 する。伊豆－小笠原弧では，Sr 同位体比が背弧側から フロント側にいくにつれて高くなり，Nd 同位体比も同 様に高くなる正の相関を示した（ 図4 ）。一方，東北 日本弧では， 背弧側からフロント側に行くにつれ Sr 同 位体比は高くなるがNd 同位体比は下がる負の相関示 し，伊豆－小笠原弧とは対照的である（図6 ）。これは， 沈み込んだ変質MORB と海洋性堆積物の混合物の影 響を考えることで説明される（Shibata and Nakamura.，
図 5 Sr・Nd 同位体組成値を引用した東北日本弧の火山の 位置図（Shibata and Nakamura., 1997 を改変）
1997 ）。すなわち，フロント側ほど，マントルウェッ ジ内へのスラブからの高Sr 同位体比および低 Nd 同位 体比を有する海洋性堆積物由来成分の供給が大きく， そのためにフロント側の火山ほどSr 同位体比が高く Nd 同位体比が低くなる傾向を示すものと推定される。 この結論が正しいとすると，東北日本弧の火山は， 海洋性堆積物由来の成分からの影響をほとんど受けて おらず，火山フロント側ほど高いSr 同位体比と Nd 同 位体比を示す伊豆－小笠原弧の火山岩類とは，その成 因が大きく異なるものと考えられる。 4. 3 カムチャツカ弧・千島弧・アリューシャン弧との比較 次に，東北日本弧と隣接した千島弧およびその延長 部にあたるカムチャツカ弧・アリューシャン弧火山岩 類とのSr・Nd 同位体組成の比較を行う。 （1 ）千島弧 千島弧は東北日本弧の北東部にあり，北海道中部で 東北日本弧と会合している（図7 ）。 富士・小御岳・愛鷹火山や伊豆－小笠原弧と比較し た場合，Sr 同位体比は全体として低めであるが，Nd 同 位体比の組成範囲は重複する（Bindeman and Bailey， 1999；図 8 ）。富士・小御岳・愛鷹火山噴出物は，千 島弧のフロント火山よりも高いSr 同位体比を示し， 背弧側火山と同程度のNd 同位体比を有する。 一方，フロント側ほどSr・Nd 同位体比が高く，背 弧側にいくにつれ低くなる傾向は伊豆－小笠原弧と同 じである。ここでは，伊豆－小笠原弧と同様に，沈み 図 6 東 北 日 本 弧 と 伊 豆 － 小 笠 原 弧 の87Sr/86Sr 比 vs 143Nd /144Nd 比図。東北日本弧のデータは Shibata and Nakamura.（ 1997 ）を引用した。暗灰色部と明灰色部 は 図2 と同じ。EM1: enriched mantle source1; EM2: enriched mantle source 2; HIMU: magma source with high μ（238
U/204
Pb ）ratio
図 7 Sr・Nd 同位体組成値を引用した千島弧の火山の位置 図（Bindeman and Bailey., 1999 を改変）
図 8 千島弧と伊豆－小笠原弧の87Sr/86Sr 比 vs.143Nd/144Nd
比図。千島弧のデータはBindeman and Bailey.（1999 ） を引用した。暗灰色部と明灰色部は図2 と同じ
込みスラブからは，変質MORB 起源の流体相のみが 供給され，その量は火山フロント側ほど大きいものと 考えられる。 （2 ）カムチャツカ弧 カムチャツカ半島は，約2000Km の延長を持つ千島 弧の北端部に位置する（図9 ）。特徴的なのは 3 つの火 山列を持つ点である。 カムチャツカ弧のSr・Nd 同位体比組成はやや複雑 である。カムチャツカ弧全体のSr・Nd 同位体組成を 伊豆－小笠原弧と比較した場合，Sr 同位体組成は， 富士・小御岳・愛鷹などの伊豆－小笠原弧北端部火 山の範囲とほぼ重複する比較的小さい変化幅を示す （ 図10 ）。それに対して，Nd 同位体組成の範囲は，伊 豆－小笠原弧全体の変化幅よりも大きい。富士・小御 岳・愛鷹火山噴出物のSr 同位体比は，背弧側の SR （Sredinny Ridge ）よりも高く，EVF（ Eastern Volcanic
Front）の火山とほぼ同じであるが，CKD（ Central Ka-mchatka Depression ）の火山よりは低い。Nd 同位体比 は，SR や EVF の火山とほぼ同じであるが，CKD の火 山よりも低い。 フロント側のEVF と背弧側の SR を比較すると，両 者にはほとんど違いがみられないが，EVF には Koma-rov 火山のように Nd 同位体比は同じであるが Sr 同位 体比がSR よりも高くなるものもみられる（ 図 8 ）。一方，フロント側火山と背弧側火山の中間 に 位 置 す るCKD および NCKD（ Northern Cen-tral Kamchatka Depression ）では，EVF や SR と 比較してSr 同位体比が高く Nd 同位体比も高い 傾向が認められる。CKD および NCKD と SR の関 係は，基本的に伊豆－小笠原弧や千島弧と類似 しているといえる。すなわち，沈み込みスラブ からは，変質MORB 起源の流体相のみが供給さ れ，その量は火山フロント側ほど大きいものと 考えられる。 （3 ）アリューシャン弧 アリューシャン弧は約2500km にわたって， 太平洋プレートが北米プレートに沈み込むこと によって形成されている（図11 ）。 アリューシャン弧のSr・Nd 同位体組成は，Sr 同位体比が高くなるほどNd 同位体比が低くなる 東北日本弧と類似したパターンを示す（ 図12 ）。 伊豆－小笠原弧と比較した場合，Sr 同位体比は 図 9 Sr・Nd 同位体組成値を引用したカムチャツカ弧の火 山の位置図（Churikova et al., 2001 を改変） 図10 カムチャツカと伊豆－小笠原弧の87Sr/86Sr 比 vs.143Nd /144Nd 比 図。カムチャツカ弧のデータはChurikova et al.（ 2001 ）を引 用した。暗灰色部と明灰色部は図2 と同じ
比の双方が高くなる伊豆－小笠原弧タイプと，Sr 同位 体比は高くなるがNd 同位体比は低くなる東北日本弧 タイプとに分けることができる。前者に属するのは千 島弧とカムチャツカ弧，後者に属するのはアリュー シャン弧である。 富士・小御岳・愛鷹火山噴出物のSr 同位体比は，千 島弧やアリューシャン弧のフロント火山よりも高い が，カムチャツカ弧のEVF とは同程度であり，また CKD や NCKD，あるいは東北日本弧のフロント火山 よりは低い値を示す。Nd 同位体比は，千島弧の背弧側 やカムチャツカ弧のSR および EVF，アリューシャン 弧のフロント火山と同程度であるが，東北日本弧のフ ロン ト火山 よりも高く，カ ムチャ ツカ 弧のCKD や NCKD よりも低い値を示す。 5 まとめ （1 ）新富士・古富士・小御岳・愛鷹の各火山噴出物 のSr・Nd 同 位 体 組 成 は，87Sr/86Sr 比 が 0.70327 ～ 0.70363，143Nd/144Nd が 0.51303 ～ 0.51308 の範囲に入 り，火山による違いはほとんど認められない。 （2 ）富士・小御岳・愛鷹火山噴出物の Sr・Nd 同位 体組成は，伊豆－小笠原弧のフロント側火山と背弧側 全体として低いが，Nd 同位体比の組成範囲は重複す る。富士・小御岳・愛鷹火山噴出物は，フロント側の 火山と同程度のNd 同位体比を示すが，Sr 同位体比は それらよりも高い値を有する。 アリューシャン弧の場合，東北日本弧と同様に，沈 み込んだ変質MORB 起源の流体相以外に海洋性堆積 物の影響も受けており，その程度は火山フロント側ほ ど大きいものと考えられる。 4. 4 太平洋北東部島弧玄武岩類の Sr・Nd 同位体比 これまで述べてきた伊豆・小笠原弧からアリュー シャン弧にかけての，太平洋北東部の太平洋プレート の沈み込みによって形成された島弧玄武岩類のSr・ Nd 同位体比をまとめると図 13 のようになる。これら は，火山フロントに向かってSr 同位体比と Nd 同位体 図11 Sr・Nd 同位体組成値を引用したアリューシャン弧の 火山の位置図（McCulloch and Perfit., 1981 を改変）
図12 アリューシャン弧と伊豆―小笠原弧の87Sr/86Sr 比
vs.143Nd /144Nd 比図。アリューシャン弧のデータは
McCulloch and Perfit.（ 1981 ）を引用した。暗灰色部 と明灰色部は図2 と同じ
図13 伊豆－小笠原弧，東北日本弧，千島弧，カムチャツ カ 弧， お よ び ア リ ュ ー シ ャ ン 弧 の87Sr/86Sr 比
vs.143Nd /144Nd 比。暗灰色部と明灰色部は図 2 と同じ
EM1: enriched mantle source1; EM2: enriched mantle source 2 ; HIMU: magma source with high μ （238U/204Pb ）ratio; DMM：depleted － MORB mantle
火山との中間的な値を示し，フロント側よりもマント ル枯渇度が低く，沈み込みスラブ起源の流体相の影響 が少ないものと考えられる。 （3 ）富士・小御岳・愛鷹の各火山を含む伊豆－小笠 原弧火山のSr・Nd 同位体組成は，Sr 同位体比が高く なるにつれNd 同位体比も高くなる傾向を示す。また 千島弧やカムチャツカ弧の火山も同様な傾向を有す る。これらの島弧では，沈み込んだ海洋性堆積物の影 響が少なく，火山フロント側ほど，沈み込みスラブを 構成する変質MORB 起源の流体相の影響を強く受け ているものと考えられる。 （4 ）東北日本弧の火山では，伊豆－小笠原弧とは対 照的に，火山フロントに向かってSr 同位体比が高く なるにつれて，Nd 同位体比が低くなる。アリューシャ ン弧の火山においても同様な傾向が認められる。これ らの島弧では，フロント側ほど高Sr 同位体比および 低Nd 同位体比を有する海洋性堆積物の影響が大きい ものと考えられる。 謝辞 本研究を進めるにあたり，日本大学文理学部地球システ ム科学科火山・岩石学研究室の安井真也専任講師には有益 な御議論および御指摘をいただいた。同じく田端寛和博士 には論文を読んでいただき貴重な御意見をいただいた。新 潟大学理学部地質学教室，同大学院自然科学研究科の皆様 には，永井の滞在中多くの便宜をはかっていただいた。以 上の方々に感謝の意を表します。
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