on-land regional metamorphic belts in the Sanbagawa and Kokchetav shows that the P-T conditions of these two metamorphic belts are located between tha

地 学 雑 誌

Journal of Geography 113 (5) 600-616 2004

日本列 島直下で現在進行 中の広域 変成作用

丸 山 茂 徳 *  大 森 聡 一 *  岩 瀬 康 行 * *

On-going Regional Metamorphism beneath the Japanese Islands Shigenori MARUYAMA *, Soichi OMORI * and Yasuyuki IWASE * *

Abstract

Recent advances in seismic studies have revealed that earthquakes have a close link with chemical processes, i.e. metamorphic dehydration. From this point of view, we provide a new scheme for observation of on-going regional metamorphism in a subduction zone.

Combining the phase diagrams of MORB + water and peridotite + water with the thermal structure of the descending Pacific oceanic plate in NE Japan and in the Philippine Sea (PHS) plate in SW Japan, we can draw the distribution of metamorphic facies of regional meta-morphism. However, the most uncertain parameter is thermal structure, even though it has been calculated numerically, because of the difficulty of evaluating frictional heating, heat transportation by dehydrated fluids and mantle convection in the hanging wall. To overcome this problem, we have carried out different approach from seismic observations in estimating the thermal structure of a subduction zone, by applying the dehydration-induced earthquake hypothesis. This hypothesis involves the assumptions as follows : 1) any dehydration in the subducted slab induces earthquakes, 2) peridotite of the subducting plate is more or less hydrated, as well as the oceanic crust, and 3) the dehydration reactions proceed in near equilibrium condition.

Direct seismic determination of the depths of the blueschist or epidote-amphibolite facies to eclogite transformation, decomposition of serpentine (antigorite) , and the stability limit of clinochlore enable us to establish fixed points for the slab temperature. The seismogenic zone

(150•Ž to 350•Ž) , the depth limit of non-volcanic tremor seismicity, and the slab melting in SW

Japan (800-900•Ž) were also used to fix temperatures at given depths. Three profiles in

NE-Japan and two profiles in SW-Japan were examined, and their P-T paths along the Wadati-Benioff zone were estimated to be anti-clockwise in all cases. The P-T paths are consistent with those of metamorphic facies series from well-studied on-land regional metamorphic belts. The P-T path of the subducting slab in NE-Japan is colder than that of the eastern-Shikoku section in SW-Japan, except for the Kii-peninsula section which has an almost similar P-T path to that in NE-Japan.

Comparison between the on-going metamorphism beneath the Japanese islands and the

* _{東京工業大学大学院理工学研究科地球惑星科学専攻}

* * 

防衛大学校応用科学群地球海洋学科

*

Department of Earth and Planetary Sciences, Tokyo Institute of Technology

* *

on-land regional metamorphic belts in the Sanbagawa and Kokchetav shows that the P-T conditions of these two metamorphic belts are located between that of NE-Japan and of the eastern-Shikoku profile.

A numerical model for wedge-mantle convection shows that the direction of the small corner flow of the wedge mantle causes a back current along the subducting slab. The area of the corner flow is wider in a shallow subduction zone corresponding to that in eastern Shikoku, and is narrower in a steeper subduction zone represented by NE-Japan. Since the exhumed metamorphic belts have intermediate P-T conditions between those in NE Japan and eastern Shikoku, We suggest that a change in the mode of wedge-corner flow from steep to shallow subduction plays some role in the exhumation of a metamorphic belt. Such a change in Cretaceous time from 120 Ma to 80 Ma may have promoted the exhumation of the Sanbagawa belt.

Key words : subduction zone, intraslab eathquake, regional metamorphism, dehydraion-induced earthquake hypothesis, northeastern Japan, southwestern Japan

キ ー ワ ー ド:沈 み 込 み 帯,ス ラ ブ 内 地 震,広 域 変 成 作 用,脱 水 誘 発 地 震 仮 説,東 北 日本,西 南 日本, 変 成 岩 の上 昇 I. は じ め に 変 成 岩研 究 の 意 義 の 一 つ は,地 殻-マ ン トル ・テ ク トニ クス の物 理 化 学 的 条 件 の 提 示 に あ る。 岩 石 が 地 下 深 部 に もた ら され る過 程 や,地 下 深 部 か ら 地 表 に到 達 す る まで の 過程 の 物 理 化 学 的 条 件 の変 化 を変 成 岩 は記 録 し,我 々 は そ の 一 部 を解 読 す る こ とが で きる。 しか し,こ こで根 本 的 な問 題 と し て 存 在 す る の は,地 球 深 部 に お け る変 成 作 用 を対 象 と した場 合,我 々 は基 本 的 に地 表 付 近 ま で戻 っ て き た岩 石 しか取 り扱 う こ とが で き ない とい うこ とで あ る。 沈 み 込 み帯 で は常 に変 成 作 用 が 進 行 中 で あ るが,ど こ で も定常 的 か つ 広 域 的 に変 成 岩 が 上 昇 して い る わ け で は ない 。 し たが っ て,変 成 岩 が 上 昇 す る た め に は何 か特 別 な テ ク トニ ック な 条 件 が 必 要 な の だ ろ う。 岩 石 の 脱 水 脆 性 化 に 関 す る実 験(Raleigh and Paterson, 1965; Meade and Jeanloz, 1991; Dobson et al., 2002)は,地 震 を見 る こ と は脱 水 反 応 を見 る こ とで あ る,と い う理解 を生 み 出 した 。 これ らの 実 験 に よ る予 測 に基 づ き,和 達-ベ ニ オ フ 面 の地 震 分 布 と予 測 され る脱 水 反 応 の位 置 を比 較

し 関 連 を 認 め る 報 告 が な さ れ て い る(Nishi-yama, 1992; Seno and Yamanaka, 1996; Peacock, 2001; Omori et al., 2002; Yamasaki and Seno, 2003)。 ま た,西 南 日 本 に は,海 溝 に ほ ぼ 平 行 に 分 布 す る 非 火 山 性 長 周 期 微 動 の 存 在 が 報 告 さ れ て い る 。 こ れ は,一 つ の 解 釈 と し て,マ

ン ト ル ウ ェ ッ ジ ま た は 地 殻 内 の 流 体 の 移 動 に 起 因 す る と い う 説 明 が さ れ て い る(Obara, 2002; Katsumata and Kamaya, 2003)。

脱 水 反 応,ま た は 流 体 の 移 動 と地 震 と の 関 連 を 示 唆 す る 研 究 は,蛇 紋 岩 の 実 験(Raleigh and Paterson, 1965; Meade and Jeanloz, 1991; Dobson et al., 2002)を 除 く と,主 に 震 源 分 布 と 脱 水 が 起 き て い る で あ ろ う 場 所 の 経 験 的 対 応 に 基 づ い て い る 。 蛇 紋 石 鉱 物 以 外 の 脱 水 が 地 震 を 誘 発 す る こ と に な る か ど う か を,実 験 で 確 認 し た 例 は ま だ な い 。 し か し, Omori et al.(2002,2004) は,以 下 の よ う な 推 論 か ら,あ る 応 力 下 に あ る 岩 石 が,流 体 と し て の 水 に 欠 如 し た 状 態 か ら水 が 存 在 す る 状 態 へ と 変 化 す る 時 に 地 震 が 起 こ る 可 能 性 が 高 い こ と を 示 唆 し て い る 。 岩 石 物 性 に 対 す る 水 の 影 響 に 関 す る 研 究(た と え ば,Karato et al.,

1986; Hirth and Kohlstedt, 1996; Chen et al., 1998; Karato and Jung, 1998)に よ る と,か ん

らん石 に10∼100ppmの 水 が加 わ っ た だ け で,

か ん ら ん石 結 晶 の 粘 性 は1/100以 下 に減 少 す る。 ま た,鉱 物 粒 間 に水 が 浸 透 す る こ とに よ り,鉱 物 粒 子 の 結 合 が 弱 くな る こ と も 予 想 さ れ る(Ra-leigh and Paterson, 1965)。 初 生 的 な 含 水 鉱 物 の 分 布 は,割 れ 目や 脈 に支 配 され て不 均 質 で あ る と考 え られ る か ら,脱 水 で 生 成 した水 も不 均 質 に 分 布 す る。 こ れ らの 要 因 に よ り,脱 水 反 応 に よ り 岩 石 中 に物 理 的 強 度 の 不 均 質 が 発 生 し,弱 化 した 部 分 が 急 速 な応 力 の 解 放(=地 震)を 誘 発 す る と 考 え られ る。 実 験 で蛇 紋 石 の 脱 水 分 解 に よ り誘 発 され た破 壊 現 象 は,間 隙 水 圧 の 上 昇 に よ る もの で は ない,な ぜ な らば,高 圧 下(約2GPa以 上)で は,水 を含 め た分 解 生 成 物 の 方 が 体 積 が 小 さ い か らで あ る。 したが っ て,脱 水 反 応 そ の もの が 破 壊 エ ネ ル ギ ー の起 源 とは 考 え に くい の で,水 の生 成 と と も に,な に か し らの応 力 の 存 在 も地 震 発 生 に は 必 要 で あ る。 脱 水 反応 の 進 行 速 度 に対 して地 震 は ご く短 時 間 の現 象 で あ る。 実 際 に は,脱 水 反 応 は 長 時 間 に わ た っ て 進 行 し,流 体 と して の 水 の量 が あ る閾 値 に達 した 時 に,地 震 が 発 生 す るの で あ ろ う。 この よ う に して実 験 や観 測 を 元 に構築 され た脱 水 誘 発 地 震 仮 説 は,地 球 内部 に お け る化 学 過 程 と 物 理 過 程 の 関連 を示 す とい う点 で,地 球 ダ イ ナ ミ ク ス に お け る革 新 とな り得 る。 そ れ と同時 に,今, そ こで 起 き てい る脱 水 反応,す な わ ち 変 成 作 用 を 間接 的 に観 測 す る こ とが で きる,と い う可 能 性 を 包 有 して い る。 本 論 文 で は,脱 水 誘 発 地 震 仮 説 に 基 づ き,地 震 観 測 お よ び地 震 波 トモ グ ラ フ ィ と岩 石 の相 平 衡 を総 合 化 して,東 北 日本 と西 南 日本 で 現 在 進 行 中 の変 成 作 用 の温 度 ・圧 力 条 件 を推 測 し, 変 成 岩 か ら求 め られ て い る変 成P-T時 間経 路 や 変 成 相 系 列 と比 較 した 。 東 北 日本 で は 地殻 物 質 は マ ン トルへ と一 方 的 に運 搬 さ れ て い くが,西 南 日本 で は,現 在 上 昇 中 の 変 成 岩 が 存 在 す る可 能性 が 示 唆 され る。 II. 研 究 の 手 法 とデ ー タセ ッ ト 本 論 文 の議 論 で は,前 章 で述 べ た ス ラ ブ 内地 震 の 脱 水 誘 発 起 源 仮 説 に 基 づ き,以 下 の 仮 定 の下 に 議 論 を進 め る。1)沈 み 込 む プ レー トの 内部 で起 き るす べ て の 脱水 反応 は,地 震 を誘 発 す る。2)沈 み 込 む プ レー トのペ リ ドタイ ト部 で 起 き る地 震 も脱 水 反 応 起 源 で あ る。 そ の た め に,海 洋 プ レー トは 海底 面 か ら50km以 深 まで多 か れ少 な か れ加 水 作 用 を被 っ て い る。3)脱 水 反応 は平 衡 条 件 付 近 で進 行 す る 。 仮 定 の1は 前 章 で そ の可 能 性 を紹 介 した 通 りで あ る 。2に つ い て は,直 接 的 証 拠 と し て, 関東 下 の 太 平 洋 プ レー ト中 の ボ ア ソ ン比 分 布 が 含 水 鉱 物 の 存 在 を 示 唆 す る こ と が 示 さ れ て い る (Omori et al., 2002)。3は,累 進 変 成 作 用 の 解 析 が可 能 で あ る とい う こ とか ら,経 験 的 に導 か れ る 結 論 で あ る(た とえ ば,Spear, 1993; Miyashiro, 1994)。 震 源 の 分 布 と脱 水 反 応 を正 確 に対 応 させ るた め に は,温 度構 造 が 自明 で な け れ ば な ら ない 。 と こ ろが,温 度構 造 を独 立 に求 め る こ とが で き ない 。 そ の た め に,従 来 の研 究 で は数 値 計 算 モ デ ル か ら 温 度 構造 を見積 り,状 態 図 を参 考 に 脱水 反 応 を島 弧 断面 図 に投 影 し,震 源 分 布 と の 関連 を調 べ て き た(Peacock, 2001; Yamasaki and Seno, 2003; Hacker et al., 2003)。 と こ ろが,そ の 結 果 で は, 脱 水 反 応 と震 源 との 相 関 に,良 い一 致 が見 られ て い る とは い い難 い 。 震 源 決 定 と反 応 のP-T条 件 の 誤 差 を考 慮 して も,説 明 し切 れ な い程 の大 きな ず れ が 存 在 す る(Omori et al., 2002)。 こ のず れ は 数 値 計 算 に基 づ く温 度構 造 か ら来 て い る。 本 研 究 で は,温 度構造 に関 して 逆 解 析 的手 法 を 採 用 し,震 源 と反 応 の 一 致 を優 先 させ,沈 み 込 み 帯 の 等 温 線 を描 く こ と に した 。 初 め に震 源 の深 度 を圧 力 に変 換 し,そ の圧 力 下 で 起 こ り得 る脱 水 反 応 の 温 度 を求 め る(Omori et al., 2002,2004)。 こ こで,重 要 なの は,脱 水 分 解 反 応 が 不 連 続 反 応 に 近 く,相 対 的 で は あ る が,他 の 反 応 に比 べ て大 量 の 脱水 を起 こす 反 応 曲線 に注 目す る こ とで あ る。 これ は 上 述 の 仮 定 が 正 しい とす れ ば,地 震 の 頻 度 が急 激 に減 少 す る境 界 深 度 の温 度 が 求 ま る こ と を

意 味 す る 。 そ の 反 応 と は,(1)海 洋 地 殻 の エ ク ロ ジ ャ イ ト相 転 移,(2)か ん ら ん 岩 中 の 蛇 紋 石 の 分 解,お よ び(3)緑 泥 石 の 高 温 高 圧 安 定 限 界 の 三 本 で あ る 。 さ ら に,ト モ グ ラ フ ィ に よ る 低 速 度 領 域 の 位 置,ボ ア ッ ソ ン 比 トモ グ ラ フ ィ,島 弧 火 山 の 位 置 を 考 慮 し て,内 部 整 合 性 の 最 も 高 い 温 度 構 造 を 帰 納 的 に 求 め る(図1)。 脱 水 反 応 の 温 度 ・圧 力 条 件 の 基 準 と な る 相 平 衡 図 に つ い て は,熱 力 学 計 算 で 描 か れ た ペ リ ドタ イ ト系(Omori et al., 2004)

とOkamoto and Maruyama (1999)に よ る 海 洋 地 殻(MORB)系 を 採 用 し た(図2)。 III. 東 北 日本 に お け る 現 在 進 行 中 の 広 域 変 成 作 用 東 北 日本 の 沈 み 込 み 帯 で は,約130Maの 太 平 洋 プ レ ー トが ほ ぼ 真 西 に 向 か っ て10cm/yrの 速 度 で 沈 み 込 ん で い る 。 東 北 日 本 下,二 重 地 震 面 上 面 の 地 震 の 震 央 分 布 図(Igarashi et al.,2001)を 図3に 示 す 。ま た,海 溝 に 垂 直 な 断 面 か ら 幅50km の 範 囲 の 震 源(1985-1995日 本 国 立 大 学 地 震 観 測 網:JUNETの デ ー タ)を 東 西 断 面 に 投 影 し た 震 源 分 布 図 を 図4に 示 す 。 図4に は,Zhao et al. (1997)に よ る 太 平 洋 ス ラ ブ の 上 面 の 境 界 と,お よそ の プ レー ト下 面 の境 界 も重 ね 書 き され て い る。 東 北 日本 に お い て は,深 度100∼200kmの ス ラ ブ 内 部 に,二 重 地 震 面 が 発 達 して い る。 二 重 地 震 面 の上 面 と下 面 は,浅 部 で は約30km程 度 の 間 隔 を示 す が,200km付 近 で 上 面 と下 面 が 収 束 す る。200km以 深 で は 震 源 数 が 急 減 す る が,350 km付 近 に も震 源 が 分 布 す る。 図4に は示 され て い な い が,こ の 地 域 の ス ラ ブ 内地 震 の最 大 深 度 は 600kmに 達 す る。 二 重 地 震 面 の 上 面 は,80km 以 浅 で は 海 洋 地 殻 の 内部 とス ラ ブ の か ん らん 岩 中 に 分 布 す る。 海 洋 地 殻 内 の 地 震 は,50∼60km と60∼80kmで 頻 度 が 高 い 。80km以 深 で は, 多 くの ス ラブ 内 地 震 は,ス ラ ブ か ん らん 岩 中 で 発 生 して い る。 現 在 まで の とこ ろ,東 北 日本 にお い て は流 体 の 移 動 に 関連 す る と思 わ れ る 非 火 山 性 長 周 期 微 動 は観 測 さ れ てい ない 。 以 上 の震 源 分 布 の 観 測 を,脱 水 誘 発 地震 の 仮 定 に基 づ い て 解 釈 す る と,東 北 日本 沈 み帯 の 温 度 構 造 と現 在 進 行 中 の変 成 反 応 は,図5の よ うに な る。 東 北 日本 で は50kmよ りも浅 い地 震 が 観 測 点 か ら 遠 い 海域 で 起 こ る た め,こ れ らの地 震 の 震 源 決 定 精 度 が あ ま り良 くな い。 そ れ で も,断 面 図 にお け る震 源 分布 の 頻 度 か ら判 断 して,海 溝 か ら内 側 の (1) Seismogenic zone (150-350℃) (2) BS/EC transition (550℃)

(3) Hydrous EC/dry EC transition

(700℃ at 100km-900℃ at 250km)

(4) Non-volcanic tremor

(5) Seismicity within slab

(6) Slab-melting (7) Tomography

図1  本 研 究 で 用 い た 方 法 の 概 念 図.

ベ ニ オ フ面 に沿 っ て,海 洋 地 殻 中 の 地 震発 生 帯 の 開 始 地 点(20∼25km深 度)を 海 洋 地 殻 の脱 水 反 応 の 開 始 と考 え る こ とにす る。 こ こが 変 成 反 応 に よる 脱水 の 開 始 地 点 と考 え,こ の深 度 に お け る 圧 力 と可 能 な温 度 範 囲か ら推 定 して,こ こ をパ ン ペ リー 石-ア ク チ ノ 閃石 相 か ら緑 色 片 岩 相 の境 界 とす る。 す る と,こ の点 の温 度 は約330℃ 程 度 と 見 な さ れ る(図5)。 こ の地 震 帯 は50∼60km深 a) b) 度 で,い っ た ん終 息 す るが,こ こ を緑 れ ん石 角 閃 岩 相 ま た は藍 閃石 片 岩 相 と角 閃 石 エ ク ロ ジ ャイ ト 相 と の境 界 とす る と,約500℃,海 洋 地 殻 中 の 地 震 は さ ら に60∼70km深 度 か ら80∼100km深 度 にか け て 引 き続 い て 起 き るが,密 集 した震 源 分 布 は,100kmま で に終 息 す る。この終 息深 度 が無 水 エ ク ロ ジ ャイ トの 生 成 地 点 と考 え る と,温 度 は 約600℃ で あ る。 この よ うな傾 向 は 南北 方 向 に幾 らか バ ラつ く傾 向 も見 られ る(図5)。 ス ラ ブ の上` 面 で 起 き る地 震 に は 海 洋 地 殻 の 内 部 とス ラ ブ の か ん ら ん岩 最 上 部 で起 き る場 合 の 二 つ が あ り,地 震 の 応 力 場 の解 析 に よっ て,あ る程 度 の 区別 は可 能 で あ るが 完 全 で は な い。 図3∼ 図5で は そ れ らの 区 別 が な さ れ て い な い が,発 震 機 構 の 解 析 と海 洋 地 殻 の 厚 さ を比 較 して 海 洋 地 殻 内 部 で 起 きる地 震

図2  a) MORB+H20系 の 相 図(Okamoto and

Maru-yama, 1999を 修 正). PA:  パ ン ペ リ ア イ トーア ク チ ノ 閃 石 相, BS: 藍 閃 石 片 岩 相,GS:緑 色 片 岩 相,EA: 緑 れ ん 石-角 閃 岩 相,AM:角 閃 岩 相, AmEc:角 閃 石 エ ク ロ ジ ャ イ ト相,EpEc: 緑 れ ん 石 エ ク ロ ジ ャ イ ト相,HGR:高 圧 グ ラ ニ ュ ラ イ ト相,GR:グ ラ ニ ュ ラ イ ト 相.数 字 は お よ そ の 含 水 量(重 量%)を 示 す.

b) か ん ら ん 岩+H2O系 の 相 図(Omori et al.,

2004を 修 正).

Atg:  ア ン チ ゴ ラ イ ト,Tc:タ ル ク,Chl:

ク リ ノ ク ロ ア,A:A相,Mg-Sur:Mgサ ー

サ サ イ ト

Fig. 2 a) Petrogenetic grid for the MORB+H20 system (modified after Okamoto and Maruyama, 1999) .

PA : Pumpellyite-Actinolite facies, B: blueschist facies, GS : greenschist facies, EA: epidote-amphibolite facies, AM : amphibolite facies, EpEc : epi-dote-eclogite facies, HGR : high-P granulite facies, GR: granulite facies. Numbers in the fields correspond approximate water content in the rock.

b) Petrogenetic grid for the peridotite+ H2O system (modified after Omori et al., 2004) .

Atg : antigorite, Tc : talc, Chl : clino-chlore, A : phase A, Mg-Sur : _, Mg-surssasite

の 分 布 頻 度 を 示 し たIgarashi et al.(2001)を 参 考 に し て 境 界 深 度 の 温 度 を 求 め た(図5)。 ス ラ ブ か ん ら ん 岩 中 の 二 重 地 震 面 の 地 震 は, 250km以 浅 で は,ア ンチ ゴ ラ イ ト,お よ び ク リ ノ ク ロ ア の 脱 水 反 応 に 対 応 す る 。 各 帯 の 示 す 幅 は ク リ ノ ク ロ ア 分 解 の 連 続 脱 水 反 応 に 対 応 す る と 考 え ら れ る 。 ク リ ノ ク ロ ア の 安 定 限 界 は,典 型 的 レ ル ゾ ラ イ ト組 成 で60∼120kmで800℃ で あ る 。 180∼240km付 近 に お い て 二 重 地 震 面 が 収 束 す る が,こ れ は,ク リ ノ ク ロ ア か らMg-サ ー サ サ イ トが 生 成 す る 反 応 と ア ン チ ゴ ラ イ トの 分 解 反 応 に 対 応 させ る こ とが で きる。 こ の 反応 が 起 き る た め に は180kmに お け る ス ラ ブ 内 部 の 最 低 温 度 が 600℃ 以 下 で あ る必 要 が あ る。240km以 深 の ス ラブ か ん らん 岩 中 の 地震 は,Mg-サ ーサ サ イ トの 脱水 分解 に対 応 す る 。 東 北 日本 か ら沈 み 込 ん だ ス ラブ の 延 長 は 中 国北 京 の 下 部 まで到 達 し,マ ン トル遷 移 層(410∼660 km)で 滞 留 して い る(た と え ば,Zhao,2004)。 マ ン トル遷 移 層 に滞 留 した ス ラ ブ 内部 で は,等 圧 加 熱 に よ り1000℃ 程 度 でDHMSの 脱 水 が 起 こ り, この 反 応 が 最 深 部 の 地震 に対 応 し てい る と考 え ら 図3  東 北 日 本,二 重 地 震 面 上 面 地 震 の 震 央 分 布(黒 点),第 四 紀 火 山(丸 印), お よ び 活 火 山(三 角).

震 央 分 布 はIgarashi et al.(2001)に よ る.A-A',B-B',C-C'は そ れ

ぞ れ 図4の 断 面 図 の 基 準 線 で あ る.

Fig. 3 Epicenters (black dots) , quatarnary volcanoes (circle) and active volcanoes (triangles) in the NE-Japan.

Epicenter map was taken from Igarashi et al. (2001) . Lines A, B, C correspond to the location of the cross-sections in Fig. 4.

A'

A

B'

B

C'

C

れ て い る(Omori et al., 2004)。 IV. 西南 日本 に お け る現 在 進 行 中 の 広 域 変 成作 用 西 南 日本 の下 に は8∼30Maの 年 代 を持 つ 若 い フ ィ リ ピ ン海 プ レー トが 伊 豆 半 島 か ら豊 後水 道 ま で の 問 の 西 南 日本 に沈 み 込 ん で い る。 そ の 中 で, 最 も若 い 部 分 は南 北 走 向 を持 つ 紀 南 海 山 列付 近 に 対 応 し,紀 伊 水 道 の 下 に沈 み 込 ん で い る。 豊 後 水 道 以 西 で は100∼50Maの 古 い ブ イ リ ピ ン海 プ レー トが 九 州 と琉 球 列 島 の 下 に 沈 み 込 ん で い る。 この よ う に,西 南 日本 は東 北 日本 の よ う な一 様 に 図4  東 北 日本 震 源 分 布 断 面 図. 各 断 面 の位 置 は,図3を 参 照.

Fig. 4 Hypocenter distributions in NE-Japan.

The location of each section is shown in Fig. 3.

A'

A

B'

B

C'

C

古 い 海 洋 プ レー トの 沈 み 込 み と は異 な り,場 所 に よ っ て,極 端 な違 い が あ る。 西 南 日本 の 下 に沈 み 込 む フ ィ リ ピ ン 海 プ レー トの,さ ら に下 位 に は, 東 側 か ら東 北 日本 の 下 に沈 み 込 ん だ太 平 洋 プ レー トが400∼600km深 度 に横 た わ っ て お り,こ の 地 域 の マ ン トル は 中 央 海嶺 直 下 の マ ン トル に比 べ て 約10倍 の 含 水 量 を 持 つ と 考 え ら れ て い る (Komiya and Maruyama, 2004)。

Obara(2002)が 明 らか に した 西 南 日 本 沈 み 込 み 帯 の 和 達-ベ ニ オ フ 面 の 等 深 度 線 と 非 火 山 性 長 周 期 微 動 の 震 央 分 布 図 を 図6に 示 す 。Kodaira et al.(2002)に よ る 紀 伊 水 道-四 国 東 部 下 の トモ グ 図5  東 北 日本,現 在 進 行 中の 変 成 作 用 と 温 度 の 定 点. 略 号 は図2に 準 ず る.

Fig. 5 On-going metamorphic reactions and the thermal fixed-points in NE-Japan.

Abbreviations are similar to Fig. 2.

D

D'

D''

E

E'

ラ フ ィ 断 面 と,Smith et al.(2004)が 震 源 位 置 を再 決 定 した紀 伊 半 島 下 の 震 源 分 布 断面 を 図7に 示 した。 東 北 日本 と比 較 して,西 南 日本 で特 徴 的 な地 震 学 的 観 測 は 次 の4点 で あ る。1)関 東 地 域 (Omori et al.,2002)を 除 く と,深 発 二 重 地 震 面 (DSZ)は 明 瞭 で な い。2)非 火 山性 長周 期 微 動 の 震 央 が,約50km幅 の 帯状 を呈 して,東 西 方 向 に 四 国西 部 か ら伊 豆 半 島 西 部 まで,ほ ぼ600kmに わ た っ て連 続 す る。 四 国 東 部 ∼ 紀 伊 水 道,お よび 知 多 半 島∼ 名 古 屋 付 近 の2個 所 に は非 火 山性 長 周 期 微 動 が 欠 落 す る 。 非 火 山性 長 周 期 微 動 の震 源 は, 35∼50km深 度 の和 達-ベ ニ オ フ 面上 盤側 の下 部 地 殻 内 部 に 位 置 す る 。Kodaira et al.(2002)と Seno and Yamasaki (2003)に よ れ ば,非 火 山 性 長 周 期 微 動 の 見 ら れ な い 断 面 で は,海 洋 地 殻 内 部 の 地 震 活 動 の 頻 度 は 低 く,逆 に ス ラ ブ か ん ら ん 岩 中 に 多 く の 震 源 が 位 置 し て い る(図7a)。3)西 南 日本 に お い て は,ス ラ ブ 内 地 震 は 中 央 構 造 線 下 付 近 で 無 く な り,そ れ よ り北 側 で は,和 達-ベ ニ オ フ 面 の 追 跡 は 困 難 で あ る 。 最 近 のP波 トモ グ ラ フ ィ 像 に よ る と,フ ィ リ ピ ン海 プ レ ー ト と 思 わ れ る 高 速 度 異 常 の 北 限 は ほ ぼ 日本 海 の 海 岸 線 ま で で あ る が,そ の 付 近(80km深 度)か ら 高 角 度 で 折 れ 曲 が り,150km深 度 付 近 ま で 追 跡 で き る(Zhao et 図6  西 南 日 本 非 火 山 性 長 周 期 微 動 分 布 と和 達-ベ ニ オ フ 面 等 深 度 線(Obara,2002を 改 変). 丸 は 非 火 山 性 長 周 期 微 動 の 震 央 を 示 す.和 達-ベ ニ オ フ 面 等 深 度 線 は5km間 隔.D―D'-D'',E-E'は そ れ ぞ れ 図 7お よ び 図8の 断 面 図 の 基 準 線 で あ る.

Fig. 6 Distribution of the non-volcanic tremors (after Obara, 2002) and depth contours for the Wadati-Beniof plane in SW-Japan.

Circles represent epicenters of the non-volcanic tremors. The depth contours were drawn for each 5 km.

a)

_D'

_D

b)

E' E al.,2004)。4)プ レー トの沈 み込 み角 度 は地 域 に よ っ て変 化 す る が,東 北 日本 と比 べ て非 常 に浅 く 約20∼30度 で あ る。 た だ し古 い 海 洋 プ レー トが 沈 み 込 む 九 州 か ら琉 球 にか け て は50∼60度 とな り東 北 日本 と大 差 が な い 。 以 上 の震 源 分 布 の 観 測 を,脱 水 誘 発 地 震 モ デ ル か ら現 在 進 行 中 の変 成作 用 に対 応 させ た解 釈 を 図 8a,bに 示 す 。 西 南 日本 に お い て 重 要 な定 点 は 次 の3つ で あ る。1)非 火 山 性 長 周 期 微 動 の 流 体 は, 沈 み込 ん だ 海 洋 地 殻 とス ラ ブ のか ん らん 岩 か ら供 給 され て い る。 非 火 山性 長 周 期 微 動 の位 置 と和 達 -ベ ニ オ フ面 の深 度 の 関連 よ り ,そ の 流 体 の 起 源 を 藍 閃石 片岩 相 また は緑 れ ん石 角 閃岩 相 か ら角 閃 石 エ ク ロ ジ ャイ ト相 へ の 転 移 と関連 させ,非 火 山 性 図7  西 南 日本 震 源 分 布 断 面 図.

a) D-D'断 面(Kodaira et al.,2002を 改 変),グ レ ー の 部 分 は 沈 み 込 む フ ィ リ ピ ン 海 プ レ ー ト の 海 洋 地 殻.点 線 は

お よ そ の プ レ ー ト下 面 の 位 置.

b) E-E'断 面(Smith et al.,2004を 改 変).グ レ ー の 部 分 は 沈 み 込 む フ ィ リ ピ ン海 プ レ ー ト の 海 洋 地 殻.点 線 は お

よ そ の プ レ ー ト下 面 の 位 置.影 は 非 火 山 性 長 周 期 微 動 の 震 源 が 分 布 す る と 考 え ら れ る 領 域 で あ る.

Fig. 7 Hypocenter distributions in SW-Japan.

a) D-D' section (modified after Kodaira et al., 2002) , Gray area is the oceanic crust of the Philippine Sea plate. Dotted curve is an approximate bottom of the plate.

b) E-E' section (modified after Smith et al., 2004) . Gray area is the oceanic crust of the Philippine Sea plate. Dotted curve is an approximate bottom of the plate. Shaded area in the mantle wedge is a possible source region of the non-volcanic tremor.

D'' D' D

b)

E' E 長 周 期 微 動 震 源 直 下 の海 洋 地 殻 内 の温 度 を固 定 し た。2)ス ラ ブか ん らん 岩 内 の 地震 は,蛇 紋 岩 お よ び緑 泥 石 の連 続 脱 水 反 応 に起 因す る と考 え られ る。 断面 に お け る震 源 分 布 が 帯 状 と して分 布 す る こ と は,連 続 反応 で 説 明 で きる。 深 さ25∼50kmに お け る こ の反 応 の 終 了 温 度 は,600∼800℃ 程 度 と して,ス ラブ 内 の温 度 定点 と した。3)ス ラブ が 比 較 的 高温 の た め,西 南 日本 で は ス ラ ブ 内 の 脱水 反 応 は,ほ ぼ 中 央 構 造 線 以 南 で 終 了 し て し ま う。 そ の た め,日 本 海 側 に 位 置 す る大 山等 の火 山 の マ グマ の 起 源 と して,通 常 の 島 弧 火 山の よ う な マ ン トル の 加 水 融 解 とは異 な る 成 因 を考 え る必 要 が あ る。 こ こで は,海 洋 地 殻 の部 分 融 解 に よ りマ グ マ が 生 成 す る と考 え,海 洋 地 殻 の 脱水 部 分 融 解 温 度 (650∼900℃,70km)を 大 山 下 に固 定 した 。 V. 現 在 進 行 中 の 広 域 変 成作 用 の 構造 場: コ ーナ ー対 流 の 力 学 こ こ まで は現 在 進 行 中 の広 域 変 成 作 用 のP-T条 件 を 考 え て きた が,こ こ で は,変 成 岩 が 置 か れ て 図8  西 南 日 本,現 在 進 行 中 の 変 成 作 用 と 温 度 構 造. 略 号 は 図2に 準 ず る. a) D-D'-D:断 面, b)  E-E' 断 面.

Fig. 8 On-going metamorphic reactions and the ther-mal fixed-points in SW-Japan.

Abbreviations are simi-lar to Fig. 2.

a) D-D'-D" section. b) E-E' section.

a

b

い る場 の 力 学 的性 質 を 考 え る 。 地 表 で 観 察 され る 変 成 岩 に は,そ の 岩 石 の被 っ て きた構 造 運 動 が 鉱 物 組 織,結 晶 定 向配 列,断 層 ・裂 舞 な ど に記 録 さ れ て い る。 しか し,こ れ らの 記録 は,沈 み 込 み → 上 昇 過 程 の複 数 過 程 の 重 複 で あ る。 そ こで,こ こ で はマ ン トル ウ ェ ッジ の コー ナ ー 対 流 を数 値 計 算 に よ り見 積 っ た例 を用 い て,現 在 進 行 中 の 広 域 変 成作 用 の構 造 場 に つ い て議 論 す る。 海 洋 プ レー トが 沈 み 込 む こ と に よ り,沈 み 込 む プ レー ト(ス ラ ブ)の 直 上 の 大 陸 側 の マ ン トル ウ ェ ッ ジ も引 きず り込 まれ る。 そ の 結 果,マ ン ト ル ウ ェ ッ ジ に は ス ラ ブ の 運 動 に 沿 っ た 循 環 流 (コ ー ナ ー対 流)が 生 じる と考 え られ る。 こ の よ う な コー ナ ー対 流 の 考 え に 基 づ き,沈 み 込 み 帯 で の 流 れ 場,温 度 構 造 の 数値 計 算 が 多 数 行 わ れ て きた (た とえば, Honda, 1985; Davies and Stevenson,

1992; Iwase and Honda, 1993; Ponko and Peacock, 1995)。

岩 石 学 的 な 制 約 を 重 要 視 し た マ ン トル ウ ェ ッ ジ の コ ー ナ ー 対 流 数 値 シ ミ ュ レ ー シ ョ ン を 最 初 に 行 っ た の はHonda(1985)で あ る が,Iwase and Honda(1993)は さ ら に 進 め て 地 殻 お よ び 上 部 マ ン トル を 構 成 す る 岩 石 の 実 験 に 基 づ く温 度 と圧 力 に 依 存 す る レ オ ロ ジ ー を 取 り入 れ た コ ー ナ ー 対 流 の シ ミ ュ レー シ ョ ン を 行 っ た 。Iwase and Honda (1993)で は,さ ら に ス ラ ブ 上 面 に 沿 っ て 約60km の 深 さ ま で 存 在 す る ス ラ ス ト帯 で は 周 囲 に 比 べ て 粘 性 率 を1/100に 設 定 す る こ と で 滑 り状 態 を 再 現 し,当 時 し て は 可 能 な 限 り 現 実 的 な 数 値 シ ミ ュ レ ー シ ョ ン を 行 っ た 。 図9a,bは 計 算 開 始 か ら240万 年 後 の 流 れ 場 と 温 度 場 で あ る 。そ の 他 の 研 究 と 同 様 に,海 洋 プ レ ー 図9  コ ー ナ ー 対 流 の2次 元 数 値 シ ミ ュ レ ー シ ョ ン に よ る 結 果(Iwase and Honda,1993)の 例. 計 算 開 始 か ら240万 年 後 の 流 れ 場(流 線 関 数)a)と 温 度 場b)を 表 し て い る.計 算 領 域 は500km×150kmで,地 殻 の 厚 さ は30kmで あ る.左 端 が 海 溝 軸 で 海 洋 プ レ ー トは45度 の 角 度 で 沈 み 込 ん で い る.等 温 線 の 間 隔 は130℃.

Fig. 9 Corner flow in a model mantle-wedge by the result of 2-dimensional

numerical simulation (Iwase and Honda, 1993) .

a) Stream line field after 2.4 My. b) Thermal structure. The area of 500 km •~

150 km were considered, and a 30 km-thick continent is assumed. Left end is

a NE Japan-type b SW Japan トの 沈 み 込 み運 動 に よ り引 き起 こ され た大 きな 反 時 計 回 りの流 れ が 見 られ る。 しか し,ウ ェ ッジ の 先 端 付 近 に は,深 さ30km付 近 を 中 心 に60km 程 度 の深 さ ま で の 小 さ な対 流 渦 が 発 生 し て い る。 この 小 循 環 流 は,同 じ温 度,圧 力 の 下 で は地 殻 は マ ン トル よ り も粘 性 率,密 度 が 共 に低 い た め に, ウ ェ ッ ジ小 コー ナ ー と他 の 部 分 との カ ップ リ ング が 弱 い こ とが 原 因 と な っ て 発 生 した もの で あ る 。 温 度構 造 を見 る とベ ニ オ フ面 に 沿 っ た 温 度 勾 配 は 4℃/kmで あ るが,ウ ェ ッジ 小 コー ナ ー 内 で は60 km深 度 で500∼600℃ の温 度 に達 して い る。 こ の ウ ェ ッ ジ小 コ ー ナ ー 内 の 流 れ は30∼60 kmの 深 度 で 形 成 さ れ た 広 域 変 成 岩 を上 昇 させ る 原 因 とな るか も知 れ な い。 そ の場 合 の 上 昇 速 度 は ス ラ ブ の 角 度 に も よ るが,海 洋 プ レー トの沈 み 込 み 速 度 の 数 分 の 一 以 下 に な るで あ ろ う こ とが 数 値 計 算 か ら見 積 られ る。 こ の 計 算 で は 沈 み 込 み 角 度 を45度 と し て い る が,浮 力 の 効 果 は 角 度 に鈍 感 で あ る の で沈 み 込 み 角 度 が違 っ て も本 質 的 に 同 じ現 象 が 起 こる こ とが 予 想 され る 。沈 み 込 み が 低 角 度 の場 合 は ウ ェ ッ ジ 小 コー ナ ー が よ り内 陸 側 ま で 延 び る こ とに な る。 ま た,こ の計 算 で は化 学 変 化 は考 慮 して い な い が, 脱 水 反 応 に よ る 密 度 お よび 粘 性 変 化 が マ ン トル ウ ェ ッジ で の対 流 に 影 響 を及 ぼ す 可 能 性 が あ る こ とが 示 唆 され る。 以 上 の数 値 計 算 の 結 果 よ り推 察 さ れ る,東 北 日 本 と西 南 日本 の現 在 進 行 中 の 広 域 変 成 作 用 の構 造 場 の模 式 図 を 図10に 示 した。 ウ ェ ッ ジ マ ン トル の コ ー ナ ー対 流 は,東 北 日本 で は小 さ く,西 南 日 本 で は大 き く大 山 下 まで拡 張 す る。 両 者 間 の差 は, 主 に プ レ ー トの沈 み 込 み 角 度 の 違 い に起 因 して い る 。 図10  東 北 日 本(a)お よ び 西 南 日 本(b)の ウ ェ ッ ジ マ ン トル ・コ ー ナ ー 対 流 の 模 式 図.

Fig. 10 Schematic diagrams showing corner flow in mantle-wedge. a) NE-Japan and b) SW-Japan.

IV. 議 論 1) 現 在 進 行 中 の 変成 作 用 のP-Tパ ス 前 章 まで の 結 果 か ら,東 北 お よび 西 南 日本 の沈 み 込 み 帯 で,海 洋 地 殻 が 被 っ て い る現 在 進 行 中 の 変 成作 用 の 変 成P-Tパ ス を見 積 り,こ れ ま で に見 積 られ て い る,い くつ か の変 成 岩 の埋 没 ス テ ー ジ のP-T経 路 と と も に 図11に ま と め た。 今 回 の 手 法 で 得 られ たP-T経 路 は,い ず れ の沈 み込 み帯 に お い て も数 値 計 算 に よる 温 度 構 造 よ り も,よ り高 温 に位 置 して い る 。 しか し,反 時 計 回 りに屈 曲す る形 態 は共 通 して い る。今 回 比 較 した観 測 で得 ら れ たパ ス の 中 で は,東 北 日本 が 最 も低 温 側 で,西 南 日本E,三 波 川 変成 岩,Kokchetav超 高圧 変 成 岩,西 南 日本Dの 順 で高 温 に な る。 西 南 日本D(四 国 東 部)の 高 温 のP-T経 路 は, 図11  現 在 進 行 中 の 広 域 変 成 作 用(海 洋 地 殻 上 面)のP-T経 路 と,変 成 岩 か ら見 積 ら れ た 埋 没P-T経 路,お よ び 数 値 計 算 の 比 較. NEJ:東 北 日 本,SWJ(D):西 南 日 本D-D'プ ロ フ ァ イ ル,SWJ(E):西 南 日本

E-E'プ ロ フ ァ イ ル,SMB: Ota et al.(2004)に よ る 三 波 川 五 良 津 岩 体 エ ク ロ ジ ャ

イ ト,KCH:コ ク チ ェ タ フ 超 高 圧 変 成 帯,(Maruyama et al., 2002; Masago, 2003;

大 森 ・眞 砂,2004本 特 集 号),H93: Hacker et al. (2003)の 数 値 計 算 に よ る 東 北 日

本 ス ラ ブ 上 面 の 温 度 構 造.P99: Peacock and Wang (1999)の 数 値 計 算 に よ る 西 南

日 本 ス ラ ブ 上 面 の 温 度 構 造.

Fig. 11 Subduction P-T paths of on-going metamorphism at the uppermost oceanic crust, regional metamorphic rocks, and numerical simulations for the uppermost subducted crust.

NEJ : NE-Japan, SWJ (D) : profile D in Japan, SWJ (E) : profile E in SW-Japan, SMB : Iratsu-eclogite in Sambagawa belt (Ota et al., 2004) , KCH : Kokchetav Ultrahigh-pressure metamorphic belt (Maruyama et al., 2002; Masago, 2003; Omori and Masago, 2004 in this issue) , H93 : numerical estimate for NE-Japan by Hacker et al., 2003, P99 : numerical estimate for SW-Japan by Peacock and Wang (1999) .

Komiya and Maruyama(2004)に よる 太古 代 の 沈 み 込 み 帯 の地 温 勾 配 と調和 的 で あ る。 沈 み 込 み 帯 の 深 部(大 山直 下 の 深 度)で は,も しそ こ に流 体 が 存 在 す れ ば,海 洋 地 殻 が 部 分 溶 融 して もお か し くな い 。 紀 伊 半 島下(西 南 日本E)は,特 異 で あ る。 プ レー ト年 齢 は若 いが,沈 み 込 み 角 度 が 急 な た め(図 6,8),ス ラ ブ表 面 の温 度 は東 北 日本 と ほ ぼ 同 じに な る。 しか し図8bに 示 され る様 に,ス ラ ブ内 部 は 東 北 日本 に比 べ 高 温 な の で,蛇 紋 岩 起 源 の 地 震 が 東 北 日本 に比 べ て浅 所 で消 滅 して い る。 2) 広 域 変 成 帯 の上 昇 メ カ ニズ ム 三 波 川 変 成 帯 五 良 津 エ ク ロ ジ ャ イ トのP/T経 路 (Ota et al.,2004)は,現 在 の 東 北 日本 と西 南 日 本 の 中 間 に位 置 して い る。 野 外 の 産 状 と組 織 を詳 し く観 察 して求 め られ た 変 成 温 度 圧 力 変 化 と変 成 相 系 列 は逆 時 計 回 りを示 し(Ota et al., 2004),東 北 日本 と西 南 日本 で 求 め られ たP-Tパ ス と同 じ傾 向 を示 す 。 三 波 川 変 成 岩 の最 高 変 成 度 部 の エ ク ロ ジ ャ イ ト の 放 射 性 同 位 体 年 代(SHRIMP年 代)は120∼ 130Maで あ る(Okamoto et al., 2004)。 これ は 累 進 変 成 作 用 の 年 代 で あ るが,広 域 変 成 帯 が 地 殻 中 部 まで 上 昇 して大 量 の流 体 が構 造 的 下 位(四 万 十 帯)か ら もた ら さ れ,ザ ク ロ石 を 除 い て ほ ぼ完 全 に 変 成再 結 晶化 した年 代 は約80Maで あ る(丸 山 ほ か,2004本 特 集 号)。 こ の 時 期(120∼80 Ma)の プ レー ト古 地 理 はイ ザ ナ ギ ・ク ラ プ レー ト と太 平 洋 プ レー トの 間 の 中央 海 嶺 が 次 第 に接 近 し て,沈 み 込 む プ レー トの 年 齢 が 徐 々 に若 くな っ た 時 期 と対 応 して い る。 この よ う な変 化 は三 波 川帯 の 温 度 場 が東 北 日本 型 か ら西 南 日本 型 へ と変 化 し た こ とを 意 味 す る 。 実 際,三 波 川 変 成 岩 の高 変 成 度 部 の岩 石 の温 度圧 力 履 歴 は,減 圧 と共 にや や冷 却 され つ つ 西 南 日本 型 の 温 度 圧 力 パ ス へ の 移 行 を 示 して い る。 沈 み 込 む プ レー ト年 代 の 変 化 に対 応 して,海 洋 プ レ ー トの沈 み 込 み 角 度 も東 北 日本 型 か ら西 南 日本型 へ と著 し く浅 化 し,そ れ に伴 っ て, 広 域 変 成 帯 の 上 昇 を促 進 す る ウ ェ ッ ジ ・マ ン トル の 反流 が 深 部 まで 拡 大 した こ とが 推 測 され る(図 10)。 VII.  ま と め 脱 水 誘 発 地 震 仮 説 に基 づ き,物 理 的 な プ ロ セ ス で あ る地 震 と化 学 的 プ ロセ ス で あ る変 成 反 応 の リ ン ク を確 立 す る方 法 を提 示 した 。 この 手 法 に よ り, 観 測 か ら現 在 進 行 中 の 変 成作 用 の 条 件 を見 積 る こ とが で きる。 海 洋 域 下 の 高 精 度 震 源 位 置 決 定,お よび 海 洋 地 殻 内地 震 とス ラブ ペ リ ドタ イ ト内地 震 の 厳 密 な分 離 が,本 手 法 の発 展 の た め に重 要 で あ る 。 変 成 岩 は,過 去 の 沈 み 込 み と上 昇 の テ ク トニ ク ス の 記 録 媒体 で あ る。そ して,そ の記 録 の解 読 に は, 現 在 の 地 球 上 の,様 々 な沈 み 込 み帯 で 現 在 進 行 中 の 変 成 作 用 を研 究 す る こ とが 重 要 な鍵 に な るで あ ろ う。 そ の 意 味 で は,リ ア ル タ イ ム に 近 い 観 測 に よる 地 球 科 学 と地 球 史 との 間 に も リ ン クが確 立 さ れつ つ あ る と言 っ ても 良い だ ろ う. 文 献

Chen, J., Inoue, T., Weidner, D.J., Wu, Y. and Vaughan, M.T. (1998): Strength and

water-weak-ening of mantle minerals, olivine, wadsleyite and ringwoodite. Geophys. Res. Lett., 25, 575-578. Davies, J.H. and Stevenson, D.J. (1992): Physical

model of source region of subduction zone volcanics. J. Geophys. Res., 97, 2037-2070. Dobson, D.P., Meredith, P.G. and Boon, S.A. (2002):

Simulation of subduction zone seismicity by dehydration of serpentine. Science, 298, 1407-1410.

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 reac-tions? J. Geophys. Res., 108, 2030, doi : 10.1029/ 2001JB001129.

Hirth, G. and Kohlstedt, D.L. (1996): Water in the oceanic upper mantle - Implications for rheology, melt extraction and the evolution of the lithos-phere. Earth Planet. Sci. Lett., 144, 93-108. Honda S.(1985): Thermal structure beneath Tohoku ,

northeast Japan -A case study for understand-ing the detailed thermal structure of the subduct-ion zone. Tectonophysics, 112, 69-102.

Igarashi, T., Matsuzawa, T., Umino, N. and Hase-gawa, A. (2001): Spatial distribution of focal mechanisms for interplate and intraplate earth-quakes associated with the subducting Pacific plate beneath the northeastern Japan arc : A triple-planed _{deep seismic zone. J. Geophys. Res .,}

106, 2177-2191

Iwamori, H. (1998) : Transportation of H2O and melting in subduction zones. Earth Planet. Sci. Lett., 160, 65-80.

Iwase, Y. and Honda, S. (1993) : Deformation of the crust and upper mantle beneath the back-arc

caused by the subducting plate. J. Phys. Earth, 41, 347-363.

Karato, S. and Jung, H. (1998) : Water, partial melting and the origin of the seismic low velocity and high attenuation zone in the upper mantle. Earth Planet. Sci. Lett., 157, 193-207.

Karato, S., Paterson, M.S. and Fiz Gerald, J.D. (1986): Rheology of synthetic olivine aggregates - Iinfluence _{of grain -size and water - . J.} Geo-phys. Res., 91, 8151-8176.

Katsumata, A. and Kamaya, N. (2003): Low-fre-quency continuous tremor around the Moho discontinuity away from volcanoes in the south-west Japan. Geophys. Res. Lett., 30, 20-1-20-4. Kodaira, S., Nakanishi, A., Miura, S., Iwasaki, T.,

Hirata, N., Ito, K., Kaneda, Y., Kurashimo, E., Park, J. and Takahashi, N. (2002) : Structural factors controlling the rupture process of a megathrust earthquake at the Nankai trough seismogenic zone. Geophys. J. Intern., 149, 815 -835.

Komiya, T. and Maruyama, S. (2004): A very hydrous mantle under the western Pacific region: Implications for formations of marginal basins and style of Archean plate techtonics. Tectono-physics, in press.

Maruyama, S., Parkinson, C. and Liou, J.G. (2002) : Overview of the techtonic evolution of the Kokchetav massif and the role of fluid in subduction and exhumation. In Parkinson, C., Katayama, I., Liou, J.G. and Maruyama, S. eds.: The Diamond-bearing Kokchetav Massif, Kazakh-stan. Universal Academy Press, Tokyo.

Masago, H. (2003) : Metamorphic Evolution of the Kokchetav Massif, Northern Kazakhstan. ph.D. thesis, Tokyo Institute of Technology.

Meade, C. and Jeanloz, R. (1991) Deep-focus earthquakes and recycling of water into Earth's mantle. Science, 252, 68-72.

Miyashiro, A. (1994): Metamorphic Petrology. UCL Press.

Nishiyama, T. (1992): Mantle hydrology in a subduc-tion zone : A key to episodic geologic events, double Wadati-Benioff zones and magma genesis. Mathematical Seismology, VII, Report of The Institute of Statistical Mathematics, Tokyo, 34, 31-67.

Obara, K. (2002): Nonvolcanic deep tremor associ-ated with subduction in southwest Japan. Science, 296, 1679-1681.

Okamoto, K. and Maruyama, S. (1999): The

high-pressure synthesis of lawsonite in the MORB+ H2O system. Amer. Mineral., 84, 362-373.

Okamoto, K., Sano, Y., Johnson, S., Shinjoe, H., Katayama, I. and Terada, K. (2004): SHRIMP U-Pb zircon dating of quartz-bearing eclogite from the Sanbagawa Belt, south-west Japan :

Implica-tions for metamorphic evolution of subducted protolith. Terra Nova, 16, 81-89.

大 森 聡 一 ・眞 砂 英 樹(2004):変 成P-T経 路 の 見 積 り に

お け る 相 平 衡 熱 力 学 的 フ ォ ワ ー ド モ デ リ ン グ の 適 用. 地 学 雑 誌,113,647-663.

Omori, S., Kamiya, S., Maruyama, S. and Zhao, D. (2002): Morphology of the intraslab seismic zone and devolatilization phase equilibria of the subducting slab peridotite. Bull. Earthq. Res. Inst. Univ. Tokyo, 76, 455-478.

Omori, S., Komabayashi, T. and Maruyama, S. (2004): Dehydration and earthquakes in the subducting slab: Empirical link in intermediate and deep seismic zones. Phys. Earth Planet. Interior, 146, 297-311.

Ota, T., Terabayashi, M. and Katayama, I. (2004): Thermobaric structure and metamorphic evolu-tion of the Iratsu eclogite body in the Sanbagawa belt, central Shikoku, Japan. Lithos, 73, 95-126. Peacock, S. (2001): Are the lower planes of double

seismic zones caused by serpentine dehydration in subducting oceanic mantle? Geology, 29, 299-302.

Peacock, S.M. and Wang, K. (1999): Seismic conse-quences of warm versus cool subduction metamor-phism : Examples from southwest and northeast Japan. Science, 286, 937-939.

Ponko, S.C. and Peacock, S.M. (1995): Thermal modeling of the southern Alaska subduction zone: Insight into the petrology of the subducting slab and overlying mantle wedge. J. Geophys. Res., 100, 22117-22128

Raleigh, C.B. and Paterson, M.S. (1965): Experi-mental deformation of serpentinite and its tectonic implications. J. Geophys. Res., 70, 3965 -3985.

Seno, T. and Yamanaka, Y. (1996): Double seismic zones, compressional deep trench-outer rise events, and superplumes. In Bebout, G. et al. eds. : Subduction Top to Bottom. AGU Geophys. Monogr., 96, 347-355.

Seno, T. and Yamasaki, T. (2003): Low-frequency tremors, intraslab and interplate earthquakes in Southwest Japan - From a viewpoint of slab dehydration. Geophys. Res. Lett., 30, SDE 8-1-SDE 8-4.

Smith, A.J., Kodaira, S., Kaneda, Y., Yamaguchi, H., Cummins, P.R. and Baba, T. (2004): Intra-plate seismicity in the subducting Philippine Sea Plate, southwest Japan: Magnitude-depth correla-tions. Phys. Earth Planet. Inter., 145, 179-202.

Spear, F. (1993): Metamorphic Phase Equilibria and Pressure-temperature-time Paths. Mineralogical Society of America, Monograph.

Yamasaki, T. and Seno, T. (2003): Double seismic zone and dehydration embrittlement of the subducting slab. J. Geophys. Res., 108, 10.1029/ 2002JB001918.

Zhao, D. (2004): Global tomographic images of mantle plumes and subducting slabs: Insight into deep Earth dynamics. Phys. Earth Planet. Inter., 146, 2004, 3-34.

Zhao, D., Matsuzawa, T. and Hasegawa, A. (1997): Morphology of the subducting slab boundary in the northeastern Japan arc. Phys. Earth Planet. Inter., 102, 89-104.

Zhao, D., Tani, H. and Mishra, O.P. (2004): Crustal heterogeneity in the 2000 western Tottori earthquake region: Effect of fluids from slab dehydration. Phys. Earth Planet. Inter., 145,

161-177.