マントル化学進化 29

1.　は じ め に

地球体積のおよそ82％を占めるマントルは，ケイ酸塩鉱物で構成されたかんらん岩からできている。主として金属鉄からなる核が16％，安山岩質の平均組成をもつ大陸地殻に至っては1％で，マントルはこの惑星の大半を形作っている。マントルかんらん岩をつくるのは，重量比で35～45％を占める二酸化ケイ素のほか，鉄・マグネシウム・カルシウムと少量のアルミニウム酸化物が含まれる。一方，他の元素は1％からppmレベル以下の微量・超微量である。これに対し，同じくケイ酸塩鉱物からなる大陸地殻は，平均60％を占める二酸化ケイ素のほか，アルミニウム・カルシウム・カリウムやナトリウム酸化物に富み，鉄・マグネシウム酸化物に乏しいが，微量・超微量元素はマントルに比べ1～3桁高い濃度を持つ。そのため体積わずか1％に満たないにも関わらず，多くの元素の貯留槽（reservoir）となっている（Taylor and McLennan, 1985, 1995; McDonough and Sun, 1995）。地球のケイ酸塩部分（silicate earth）は，現在は

マントルと地殻に大きく分化しているが，地球形成初期にはコンドライトと類似した組成を持っていたと考え ら れ，Bulk Silicate Earth （BSE）， あ る い はPrimitive Mantle （PM）と呼ばれている （Jagoutz et al., 1979; Sun, 1982; Palme and Nickel, 1985）。このsilicate earthは冥王代（Hadean）に起こった地球規模の大規模な融解で発生したマグマオーシャン

（magma ocean）の中で，深部に親鉄性元素を濃縮させた金属核，地表に揮発性元素からなる大気・海洋を分離して形成されたと考えられている（Holland, 1984; Ohtani, 1985; Matsui and Abe, 1986; Righter, 2003; Aubaud et al., 2008; Elkins-Tanton, 2008; Hirschmann, 2012）。惑星衝突（giant impact）による月の形成に伴うこの全球融解（Hartmann and Davis, 1975; Rufu et al., 2017）や，引き続く隕石衝突による後期ベニア（late veneer）の付加（Snow and Schmidt, 1998; Dauphas and Marty, 2002）により，冥王代の初期地球マントルがどのように改変されたかには諸説ある。近年，消滅核種ハフニウム-182存在時における初期地球分化によって生じたタングステン同位体異常を保持する若い玄武岩（Gannoun et al., 2011; Rizo et al., 2016）や，脱ガスを経験していないがPMより液相濃集元素に枯渇した初期地球枯渇マントル（early depleted reservoir: EDR）が残存する事を示す白亜紀玄武岩（Jackson et al., 2010）が報告され，初期地球マントルは化学的に多様で，かつその痕跡が現在まで残存する事がわかってきた。情報が限られる冥王代に対し，太古代（Archean）以降のマントル情報はオフィオライト岩体のかんらん岩や玄武岩などから得ることができる。太古代以降のマントルは，およそ35億年前に顕在化したプレートテ ク ト ニ ク ス（Friend et al., 1988; Arndt, 2013; Komiya et al., 2015; Tang et al., 2016） によって進化してきたと考えられる。プレートテクトニクスの原動力は海嶺で形成され沈み込み帯で変成作用を受けた低温で高密度な海洋地殻の沈み込みと，熱対流による深部マントル上昇の相互作用にある（Fukao et al., 2009; van Keken et al., 2014）。大規模なマントル上昇が起こる場は拡大海嶺下にあり，その地下ではマントルの断熱上昇によってかんらん岩が融解して玄武岩

地 球 化 学 52，29‒53（2018）Chikyukagaku（Geochemistry）52，29‒53（2018）doi:10.14934/chikyukagaku.52.29

地球内部物質循環研究分野国立研究開発法人海洋研究開発機構

〒237‒0061 横須賀市夏島町2‒15* E-mail: jkimura@jamstec.go.jp （2017年11月24日受付，2018年1月26日受理）

企画総説「授業で教えたい地球化学」

マントル35億年の化学進化

木　村 純　一*

招待論文

木 村 純 一30

メルトが発生する。発生した玄武岩メルトは海嶺軸で冷却し，玄武岩とはんれい岩からなる海洋地殻を形成する（Kimura et al., 2017）（Fig. 1aの模式断面をみよ）。海嶺で形成された海洋地殻とそれを生成した融け残りマントルは海洋プレートを形成し，海水と反応して多量の水を含んで沈み込み帯からマントルへ沈み込む。沈み込んだ海洋地殻は昇圧・昇温にともなう累進変成作用による脱水・融解を被り，水溶液もしくは水に富んだケイ酸塩流体を上位のマントルウェッジ（mantle wedge）に供給する。マントルウェッジには沈み込むプレートの反流で常に深部から高温のマントルが供給され，ここにスラブ流体が付加することでフラックス融解を起こして沈み込み帯メルトが発生し，ケイ酸に富んだ島弧‒大陸地殻を生成する（Kimura, 2017）（Fig. 1b上図の模式断面をみよ）。これら海嶺と沈み込み帯でおこるマグマ活動はマントルの元素分別 を 大 き く 制 御 し て お り（Allègre and Lewin, 1995），マントルはそれらの生成物質を貯留したり，あるいは対流によって撹拌したりする役割をはたす（Kellogg et al., 2002; Brandenburg et al., 2008）（後出のFig. 7bマントル断面の図を参照）。沈み込み帯でできる大陸地殻は石英や長石成分に富んで密度が低いため，プレートテクトニクスで離合集散を繰り返すものの，大部分はマントルに還流せず直下の大陸下マントルリソスフェア（Sub Continental Lithospheric Mantle: SCLM）とともに巨大な大陸プレ ー ト を 形 成 す る（Menzies et al., 1983; Mc-Donough et al., 1985; Rudnick and Gao, 2003）。一方，沈み込み変成した玄武岩質海洋地殻はマントルかんらん岩に比較して鉄が多いため密度が高く，最終的に核‒マントル境界付近まで沈み込んで滞留するとみられる（Irifune and Ringwood, 1987; Tackley et al., 1993; Fukao et al., 2009）。滞留した海洋地殻はホットスポット下で起こる局所的な強いマントル上昇流（プルーム）に巻き上げられ（Li et al., 2014），周囲の下部マントルとともに上昇して断熱融解し，海洋島玄武岩やプルームの影響を受けた海嶺玄武岩の成分として一部地表に回帰する（Hofmann, 1997）。そのため，ホットスポット玄武岩は通常アクセスできない下部マントルの化学情報や，そこで起こる同位体進化を垣間見ることができるウインドウとして重要な役割を担っている（後出のFig. 7bマントルの模式断面を参照）。プレートテクトニクスのもとでおこる元素分別は，

海嶺では海洋地殻と融け残りマントル，沈み込み帯では地殻‒融け残りマントル‒海洋プレートスラブ間でおこり，マントルを含むsilicate earthの化学進化をもたらす化学工場となっている。本論ではこれらの場で起こる元素分別を定量的にあつかい，それが35億年間のマントル進化に果たした役割を概観する。本論2章および5章で概説する海嶺と沈み込み帯におけるメルト生成のマスバランスモデル（Kimura and Kawa-bata, 2014; Kimura, 2017）は岩石学にやや踏み込んだ解説となっているので，始めは読み飛ばしていただいてかまわない。その役割に興味のある読者は一読し，さらに子細については既刊論文（Kimura et al., 2016, 2017）を参照，あるいは他の総説（岩森，2016）や，そこに示された引用文献をさらにひもとかれたい。

2.　中央海嶺のメルト生成マスバランスモデル

海嶺下のマントルは常に上昇し，海嶺軸で中央海嶺玄武岩（mid-ocean ridge basalt: MORB）を発生して海洋地殻をつくる（Fig. 1a）。生成した海洋地殻はその融け残りマントルとともに，左右に年間最大5 cm程度の速度で拡大する。実際の海嶺下最上部マントルの断面はオフィオライトや低速拡大海嶺などで観察できるが，そこに記録されているMORBメルトの抽出過程は複雑である。海嶺下では融け残りマントルが両側に流れるのに対し，MORBメルトはチャネル状に海嶺軸に向かって流れ，それぞれが移動速度と方向の異なる2相流を形成する。その中でMORBメルトは複雑なネットワークをつくり融け残りマントルと反応する（Kelemen et al., 1995; Kimura and Sano, 2012）（Fig. 1aの黒実線が示すメルトチャネルと矢印が示すマントル流線の関係をみよ）。このような複雑な反応にもかかわらず，融け残りマントルとMORB間の元素バランスは，大局的には最大分別融解作用として近似できる（Johnson et al., 1990; Kimura and Sano, 2012）。この関係をもとに，かんらん岩断熱融解を記述する熱力学方程式（Phipps Morgan, 2001）と，そこでおこるかんらん岩部分融解 の 相 関 係（Walter, 1998; Ghiorso et al., 2002; Katz et al., 2003; Mallik and Dasgupta, 2012）を組み合わせ，海嶺下マントル融解における微量元素挙動をモデル化したのが著者らが開発したOcean Basalt Simulator version 2 （OBS2） コ ー ド で あ る（Kimura and Kawabata, 2014, 2015; Kimura et al.,

マントル化学進化 31

Fig. 1 （a） Schematic cross section of the melting column beneath the mid-ocean ridge （MOR）. The left half schematically shows the reaction model. Dark gray: dunite channels, hatched intermediate gray: harzburgite （＜5％ cpx） matrix, light gray: unmelted lherzolite. Plag-dunite and Cpx-du-nite: plagioclase-bearing and clinopyroxene-bearing dunite, respectively. Dashed black and solid white lines: paths of solid flow. The inset shows the rare-earth element （REE） patterns of the residual mantle peridotite formed at various depths beneath the MOR axis （thin white lines） and weighted average （thick white line） normalized to the primitive mantle （PM） （McDonough and Sun, 1995）. The thin solid lines at the top and the bottom with arrows show REE patterns of undepleted and depleted endmembers of the residual mantle. Gar: garnet; Sp: spinel; and Plag: plagioclase. （b） Schematic cross section of a subduction zone and Arc Basalt Simulator version 5 model description modified from Kimura et al. (2017). Open circles: seismic foci, grad-ed gray portions in the mantle wedge: low-Vp region, thin black arrows in the mantle wedge: counter flow vectors, MwP: mantle wedge peridotite; SED: sediment; AOC: altered oceanic crust; LBAS: lower basalt; DIKE: dike; UGAB: upper gabbro; LGAB: lower gabbro; and SlbP: slab peridotite. Panels modified from the literatures （Kimura et al., 2016, 2017）.

木 村 純 一32

2017）。OBS2コードは枯渇MORBソースマントル（Depleted MORB-source mantle: DMM），始原マントル（PM），リサイクリングした海洋地殻がさまざまな割合で含まれるマントルの断熱融解とそこから生成した玄武岩メルトの化学組成を，マントルポテンシャル温度（Tp）1200～1650℃，深度9.5～0.8 GPa，含水量（XH2O）0～800 ppmの条件範囲で計算できる1次元フォワードモデルである。この岩石学モデルとモンテカルロ法を組み合わせ，初生MORBの微量元素濃度データを逆解析すると，

MORBメルトの生成条件を推定する事ができる（Kimura and Kawabata, 2015）。例として現在の高速拡大海嶺に噴出するノーマル-MORB（N-MORB）組成と35億年前の太古代MORB的緑色岩の組成を用い，Tp＝1300℃でDMM組成マントルが融解して生じたN-MORB（Fig. 2a左図）とTp＝1620℃の高温でPM組成マントルが融解して生成したAncient MORB（AMORB）（Fig. 2a右図）の計算例を示す（Kimura et al., 2017）。温度T‒圧力PをプロットしたFig. 2a上図左には，与えられたマントルポテン

マントル化学進化 33

シャル温度Tpの下でマントルかんらん岩が融解せず断熱上昇した場合の仮想的温度変化（Mantle adia-bat）と，かんらん岩が上昇‒部分融解して玄武岩メルトが発生し潜熱を奪われたときの温度変化（Melt P‒T path）を示している。上図右には部分融解したかんらん岩から生じた玄武岩メルトの量（Melt frac-tion）と，融け残りかんらん岩の鉱物組成（かんらん石：Ol，単斜輝石：Cpx, 斜方輝石：opx, ガーネット：GarのResidual mineral fraction）が示されている。図中の縦2本の太灰色線は，それぞれ断熱上昇するマントルかんらん岩の溶け始めと融け終わりメルトが分離する深度の範囲（Melting column）を示す。このうち溶け始めの深度はTpによって決まるが，メルト分離深度（Melting depth）は任意の変数としてあつかう。Fig. 2a下左図は上記の条件で融解する起源マントルの微量元素組成（DMM）と，それが融解して発生したMORBメルト組成の計算結果（Calcu-lated melt），ならびに観察されるN-MORBメルト組成を比較している。Fig. 2a下左図は太古代MORBの結果を示し，その起源マントルはPM組成であり，それをFig. 2a上右図の条件で計算したときのメルト組成ならびに実際の太古代MORB組成を比較している。計算でメルト組成を算出するパラメターは，マントルポテンシャル温度Tp，メルト分離深度，マントルの枯渇度（PM‒DMM間のいずれかの組成でPMフラクション fPMで示す）などで，それらを変化させ，MORBメルト組成の計算結果と実際のMORB組成が合致するよう，モンテカルロ計算でパラメター解を求める。なお，初生MORBの組成は，浅所マグマ溜ま

りで起こる分別結晶作用を逆解析するモデルPRIMA-CALC2（Kimura and Ariskin, 2014）を用い，実測されたMORBの組成から推定して求めている。

3.　マントルの熱・化学進化

OBS2モデル計算を35億年間に噴出したMORBとおぼしき玄武岩（Herzberg et al., 2007）に適用し，その生成条件のマントルポテンシャル温度：Tp，部分融解度：Melting degree，メルト分離深度：Melt-ing depth，マントルの枯渇度：Mantle depletion（fPM）を推定した結果をFig. 2bに示す（Kimura et al., 2017）。推定したマントルポテンシャル温度は太古代のTp＝1650℃から顕生代（Phanerozoic）のTp

＝1300℃へと低下する（Fig. 2b最上段）。この冷却過程は玄武岩の主成分化学組成を用いた推定や（Herz-berg et al., 2007参照），地殻熱流量が地球史を通じてほぼ一定と仮定して放射壊変熱を考慮し求めた計算（Korenaga, 2008a, 2008b）（Fig. 2bのK08が示す3本の細線の範囲）と良く一致する。海嶺下マントルの部分融解度やメルト分離深度も時間とともに低下し（Fig. 2bの2段と3段目），15億年前以前の部分融解度はより高くメルト分離深度は深く，15億年前以降の部分融解度は低く分離深度は浅くなる。MORB起源マントルの枯渇度 （fPM）は，PM成分に富んだ15億年前以前と，現代に向かって次第に枯渇度が増す15億年前以降に大まかに区別される（Fig. 2bの最下段）。すなわち，未枯渇マントル成分が高温マントル下で融解した“高温マントル時代”から，次第に枯渇マントル成分が卓越しながら低温マントル下で融解す

Fig. 2 Panels in （a） show melting regimes of modern and ancient MORBs. Adiabatic melting regimes （top left panels） are shown in P‒T space to produce modern MORB from modern depleted man-tle （DMM） （Workman and Hart, 2005） at potential temperature Tp＝1300℃. The bottom of the melting column is where the mantle adiabat （gray shaded line） crosses the solidus. The top is where the accumulated melt best matches the target composition shown in multi-element plots below. Water contents of the accumulated melts are shown in small dots with H2Omelt tag. The corresponding melting mode panel shows residual mineral modes and melt fraction. Ol: olivine, Cpx: clinopyroxene, Opx: orthopyroxene, Gar: garnet, and melt fraction F. Calculation results are shown in accumulated melt panels with target primitive N-MORB （Jenner and O’Neill, 2012） and the accumulated melt composition at 1.2 GPa from melting DMM with 100 ppm H2O, the composition of which is shown at the bottom for modern MORB. The same information to produce Archean MORB from PM at Tp＝1620℃ are shown in right three panels. Note that melting starts, and cpx is melted out, at much greater depth. Target Archean primitive MORB-like basalt （Kato and Nakamura, 2003） and the accumulated melt composition at 2.0 GPa from the melting of PM with 800 ppm H2O. The discrepancy for Rb, Ba, K, and Sr is attributed to metamorphism. All calculations used OBS2 （Kimura and Kawabata, 2015）. Panel （b） shows es-timated source mantle conditions of Ancient （A） MORBs over the past 3.5 Gyr using OBS2 （small dots）. Tp: mantle potential temperature, melting degree, top depth of melting column, and degree of mantle depletion shown by fPM. Thick shaded lines show second-order polynomial regression lines. All panels modified from figures in the literature （Kimura et al., 2017）.

木 村 純 一34

る“徐冷マントル時代”へと進化してきたことが読み取れる（Kimura et al., 2017）。マントルの温度変化に関する推定はこれまでいくつか提案されてきたが（Herzberg et al., 2007; Korenaga, 2008a, 2008b; Davies, 2009a）マントルの枯渇度に関する検討はまれで（Herzberg and Rudnick, 2012），マントルの物理進化と化学進化を同じ岩石学モデルで統一的に解析できることはOBS2モデルの有意性である。

4.　枯渇マントルの同位体進化

OBS2モデルは海嶺におけるマントル融解のマスバランスモデルである。したがって，MORBメルト組成とその融解条件が決まれば（Fig. 2b）融け残りマントルの化学組成が算出できる。Fig. 3aにはFig. 2bの計算に用いた地球史35億年間に噴出したMORBの融け残りマントル組成（A MORB residue）を示す。この図では初生マントルであるPM組成から，さまざまな割合でMORBメルトが枯渇して生じたDMMの組成を示す（PMの元素濃度はFig. 3a縦軸1のレベル，最も低い値はPMの1000分の1程度まで元素濃度が下がった＝枯渇したことを示す）。融け残りマントルの融解は深部（2.6‒9 GPa）から始まりメルト分離深度である2‒1 GPaまで継続する（Fig. 2aの融解コラムをみよ）。このとき融け残りマントルは各々の深度から側方に流れ海嶺軸の融解領域から隔離される（Fig. 1aマントル流線，矢印点線を参照）。したがって，その平均組成は各深度の融け残りマントル組成の体積あたり加重平均となる（Kimura et al., 2017）。例えば融け残りマントルの平均希土類元素（Rare Earth Element: REE）組成はFig. 1a挿図の白太線で示すような値になり，ランタン（La）のように個々の深度の融け残りマントル組成に4桁以上の差がある元素もある。一方，発生するMORBメルトの組成は（Fig. 2aのN-MORB組成など），融解の開始深度からメルト分離深度までの間の各深度で発生した部分融解メルト組成を，深度ごとの部分融解度で加重平均して積算した値となり，融け残りマントルにくらべ組成範囲は狭い。この違いは前述の2相流モデル（Fig. 1a）に由来しており計算法の違いに注意が必要である。Fig. 3aには35億年の海嶺下融け残りマントルの成分組成と比較のため，現在のMORB起源マントル（DMM）の組成と，約10億年前に海嶺下で生成した幌満（Horoman）オフィオライトかんらん岩の組 成（Malaviarachchi et al., 2008; Malaviarachchi

et al., 2010）も併せて示す。現在のDMMは最も枯渇度が低く，幌満は中間で，計算から推定したA MORB residueは幌満に近いものからより枯渇したものまであることがわかる。計算に用いたMORBの噴出年代（t1）は既知なので，融解前のマントル組成をPMあるいはEDRとし，それらの形成年代を t0＝4570 Maと4500 Maに仮定する。これらのマントルがMORB噴出時 t1に一回だけ融解して枯渇したとする2段階モデルを仮定，t0時のマントルの同位体組成と親－娘核種比をPMあるいはEDR組成（McDonough and Sun, 1995; Jackson et al., 2010）と仮定すれば，現時点 t2における融け残りマントルの同位体組成を2段階モデルで算出できる（Stacey and Kramers, 1975）。OBS2とこの同位体進化モデルを結合したのがOBS_DME1 （OBS_De-pleted Mantle Evolution version 1）モデルで，Fig. 2bで用いたA MORBを使った計算結果をFig. 3bに示す（Kimura et al., 2017）。あわせてオフィオライトの値も示すが，中央海嶺で融解・枯渇した融け残りマントルを代表するオフィオライトの高品質な同位体組成は，限られた地質体からしか報告されていない。具体的には約16億年前に生成したNew Mexicoオフィオライトかんらん岩（Byerly and Lassiter, 2014）や約10億年前に生成した幌満オフィオライトかんらん岩（Malaviarachchi et al., 2008, 2010）に限られる。それらで実測された現時点（t2）のSr‒Nd‒Hf‒Pb同位体組成はOBS_DME1モデルの計算結果とほぼ一致する。Fig. 3bの各同位体組成プロットにおいてNew Mexicoと幌満の観測値が示す領域と，計算によって得られた10～20億年のAncient（A） MORB residueの組成範囲が重複することは注目に値する。ちなみに，融け残りマントルのOs同位体モデル枯渇年代（TRD）は上記の2段階モデルと同じ仮定をもとに算出する。OBS_DME1モデルによって算出された10～20億年前に枯渇したかんらん岩のSr‒Nd‒Hf‒Pb同位体組成がオフィオライトのそれと一致することと（Fig. 3b），同じオフィオライトかんらん岩から得られるOs同位体枯渇年代が10～16億年前（Saal et al., 2001; Byerly and Lassiter, 2014）でほぼ一致することは偶然ではない。これに対して20億年前以前に枯渇したA MORB residueは，現在の海洋底はもとよりいかなる海洋底起源オフィオライトかんらん岩とも対応しない。すなわち20億年前以前に海嶺下で形成された太古代枯渇マントルは，地球化学的にも地質学

マントル化学進化 35

的にも行方不明のミッシング・マントルとなっていることは注目に値する。Fig. 3bのA MORB residue （＞2 Ga）に相当するかんらん岩体が存在しないだけでなく，A MORB residueから生成したと思しき

MORBが現在の大洋底に存在しない事実は重要である。大洋底下のマントル枯渇年代が原生代より若い事は，地球規模の海洋マントルのOs同位体TRD年代データからも示唆されている（Pearson et al., 2007）

Fig. 3 Panels in （a） show trace element compositions of the residues from AMORB generation from the OBS_DME1 models for the samples whose modern isotopic compositions are shown in pan-els in （b）. Those for Horoman plagioclase lherzorite （Plag Lhz） are from Takazawa et al. （2000）. DMM compositions are from Workman and Hart （2005） （WH） and Salters and Stracke （2004） （SS）. The N-MORB residue composition is from our OBS2 model using the modern melting conditions in Fig. 2a. All uses PM normalization values. Panels in （b）, open and filled circles show the present day isotopic compositions of MORB residues （70‒3520 Ma）, calculated using an OBS_DME1 two-stage model. Results are grouped into three ranges of melting age. The models assume a PM source prior to the age of eruption and, therefore, are minimum esti-mates of residue depletion. Squares show results for the same basalts and models but using ear-ly depleted reservoir （EDR） source composition. Gray open circles and shaded gray bands show the modern D-DMM to E-DMM arrays. Fields for ultra-depleted peridotite in New Mexico xeno-liths （dotted） （Byerly and Lassiter, 2014） and the Horomana ophiolite （solid） （Malaviarachchi et al., 2008, 2010） for comparisons. Ages in parentheses are Os TRD ages for those peridotites. F i g u r e m o d i f i e d f r o m t h e l i t e r a t u r e （ K i m u r a e t a l . , 2 0 1 7）.

木 村 純 一36

（後出のFig. 8e参照）。上記のモデル計算結果は，Sr‒Nd‒Hf‒Pb同位体からそれを裏付けた事になる（Kimura et al., 2017）。他方，大陸下SCLMに由来するマントルゼノリスには20億年より古いOs同位体TRD年代を示すものがある（Pearson et al., 2007）（後出のFig. 8e参照）。これらの起源については後の章で述べる。それでは，現在の大洋底下のマントルはどのような起源をもっているだろうか。現在のMORB同位体組成は部分融解の間に同位体分別が起こらないため，それを生成したMORBソース枯渇マントルDMMの同位体組成と一致する。太平洋・インド洋・大西洋海洋底のMORBの同位体組成（Class and Lehnert, 2012）および，北西大西洋火成岩地帯（North Atlantic Igneous Province: NAIP）（Saun-ders et al., 2013）の同位体組成（Blichert-Toft et al., 2005）をFig. 4に示す。太平洋MORBのREE組成は，軽希土類と中希土類の比を示した ［La/Gd］（n）

の値（nは元素濃度のPM規格化値である事を示す）が0.59以下のものがほとんどを占め，軽希土類元素に乏しい典型的DMMに起源をもつ（Fig. 4上左パネルの挿図）。したがって，PMを起源とするマントルがいずれかの時点で枯渇して生じたDMMに典型的な組成を示す（Salters and Stracke, 2004; Workman and Hart, 2005）。この太平洋MORBの組成をもとに，枯渇マントルの未枯渇上限組成を限るDMMと最枯渇組成を示すdepleted-DMM（D-DMM）組成が再定義された（Kimura et al., 2017）。これに対してインド洋‒大西洋MORBは非放射起源Nd‒Hf，放射起源Sr‒Pb同位体を多く含み，Nd同位体組成と［La/Gd］（n）の間に負の相関をもつ事から，プルームに含まれるリサイクル海洋地殻もしくはSCLMの影響を受けたマントルと考えられる（Hart, 1984; Kimura et al., 2017）。これらは枯渇マントルの進化を検討するに適さないため，本章の検討から除外する。一方，

Fig. 4 Isotopic compositions of the modern MORBs and DMM/D-DMM. MORB data are from Class and Lehnert （2012） including North Atlantic Igneous Province （NAIP） data from Blichert-Toft et al. （2005）. They are separated by Pacific, Indian, and Atlantic ocean basins, and NAIP. The inset in top left panel shows PM -normalized La/Gd ratios ［La/Gd］（n） plotted against εNd. Symbols on the right are not considered as DMM and D-DMM. Open circles: DMM and D-DMM, thick shaded bands with gray circles at both ends: entire N- to E-MORB field （Class and Lehnert, 2012）. Fields for ultra-depleted peridotite in New Mexico xenoliths （Byerly and Lassiter, 2014） and the Horoman ophiolite （Malaviarachchi et al., 2008, 2010）, with Os TRD ages of ～1.6 and 1.0 Ga respectively, are included for comparison. Figure modified from the lit-erature （Kimura et al., 2017）.

マントル化学進化 37

同じ大西洋でも北極域にあるプロトアイスランドプルームとアイスランドを包むNAIP MORBは単純な一回の枯渇過程で形成されたとみられる。しかし，他のMORBより著しく非放射起源のNd‒Hf同位体をもつ特徴がある（Blichert-Toft et al., 2005）。そのためFig. 4の右上図で示すように，他のいかなるMORBより一段とHf同位体比が高い。太平洋DMMならびにNAIP DMMマントルの枯渇

年代を推定するため，OBS_DME1モデルを用いた逆問題計算を行った（Kimura et al., 2017）。噴出年代＝ 枯渇年代 t1既知のA MORBの場合と異なり，現在のMORB組成のみからその起源マントルであるDMMの t1を直接知ることはできない。未知変数を減らすためマントルTpの時間変化（t‒Tpパス）を平均的なマントルTp進化曲線（Fig. 2bの最上段に示す太灰色線）と仮定し，現在のSr‒Nd‒Hf‒Pb同位体のDMM/D-DMMマントル組成あるいはNAIP DMMマントル組成（Fig. 4）を再現する条件を満たす t1, Tp, F, Pmt, fPMをモンテカルロ計算で算出した。結果，NAIP DMMは白亜紀Baffin島ピクライトの起源マントルに代表されるEDR組成で液相濃集元素にやや枯渇した親‒娘元素比を持つマントル（Jackson et al., 2010; Kimura et al., 2017）を始原マントルとし，EDR形成年代を t0＝4500 Maとした時 t1＝0‒800 Maの2段階モデルで現在（t2）の同位体組成をよく再現することがわかった（Kimura et al., 2017）（EDR形成過程を入れると3段階モデルになることに注意）。これに対して太平洋DMM（組成範囲はFig. 4のDMM/D-DMM）はPM形成年代を t0＝4570 Maとした2段階モデルで t1＝1000‒1700 Maの場合に現在の同位体組成をよく再現することがわかった（Kimura et al., 2017）。 す な わ ち，OsのTRD年 代（Pearson et al., 2003）（後出のFig. 8参照）と同様，検討したMORBソース海嶺下マントルは，17億年前より若い平均枯渇年代（10‒17億年前）でPMから枯渇した太平洋DMMと，より若い年代（0‒8億年前）まで未枯渇で保存されていたEDRから生成したNAIP DMMに区別される事が明らかになった。この2種類のDMMの違いは，マントル形成初期に高圧下の元素分別（EDR形成）を受け非放射起源Hf同位体に富むことになったNAIP DMMと直接PMから進化した太平洋DMMの特徴をも良く説明する。先に述べたようにミッシング・マントルとなっているA MORB residueのほとんどが20億年前より古い枯渇年代をもつのと

対称をなし，現在の大洋底マントルは地球史の比較的若い時代までマントル内のいずこかで枯渇から免れ保存されていた可能性を示す。これは，現在のハワイ諸島をはじめとする多くのプルーム起源玄武岩の起源マントルがPM的な元素組成（Kimura and Kawabata, 2015）や同位体組成（Jackson et al., 2007）を示す事，約60Maに噴出したプロトアイスランドプルームのBaffin島ピクライトの起源マントルがEDR組成を示すこと（Jackson et al., 2010; Kimura et al., 2017）からみても，十分納得できる結論である。同時に，現在のMORBソースDMMの大部分はかつて海嶺下で枯渇してできたと考えて良いことになる。大陸地殻の地球化学的相補成分が枯渇マントルである（Hof-mann, 1988） とするならば，それは太古代の大規模な大陸形成（Taylor and McLennan, 1985; Dhuime et al., 2012; Moyen and Martin, 2012）の時代に生成したA MORB residueに対応すると考えられる。その成因は検討から外したインド洋・大西洋DMMについての議論とともに，次節でさらに検討する。

5.　沈み込み帯の メルト生成マスバランスモデル

海嶺でできた海洋地殻は，MORB溶岩層と岩脈層，その下位のMORBメルトから沈積した鉱物相（輝石・斜長石・かんらん石）を含むはんれい岩層からなる。その平均化学組成はMORBに少量のはんれい岩を追加した組成と推定されている（Gillis et al., 2014）。海洋地殻は海嶺における熱水循環で変質し，低温から高温（0℃～700℃程度）の低圧変成含水鉱物が溶岩層～はんれい岩層に生成し，さらに溶岩層には海水との反応で炭酸塩鉱物が沈殿する。海洋地殻表層では低温の海洋底を移動するうち，粘土鉱物やゼオライトを生成する低温変質作用が進み，最大で10％程度の水を含む（Staudigel, 2003）。海洋地殻上には堆積岩が堆積し，古い海洋プレートでは最大数百メートルの厚さで種々の岩相の堆積層が積層する。この堆積層はおよそ3～7％の水を含み，基本的に大陸地殻の平均組成と生物源物質の組成の混合で代表される（Plank and Langmuir, 1998; Taylor and McLen-nan, 1995）。海洋プレートは沈み込む直前に屈曲して正断層が発達し，深さ5 kmを超えてマントルかんらん岩層まで海水が侵入することが指摘されている（Ranero et al., 2003）。一方でこのかんらん岩層の水は1％程度とさほど多くないという推定もあるものの

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（Fujie et al., 2016），海洋プレート自体，多様な組成からなる層状構造をなし，多量の海水を含むことにかわりない（Fig. 1b）（Kimura, 2017）。海洋地殻は沈み込み帯下に沈み込み，昇圧・昇温して累進変成作用で脱水・融解する。これにより沈み込む海洋プレートからは水を主体とする水溶液（slab fluid）もしくは水に富んだケイ酸塩メルト（slab melt）（これらを一括して本論ではスラブ流体（slab liquid）と呼ぶ）が離脱し，水溶液やケイ酸塩メルトからなるスラブ流体は上位のマントルウェッジかんらん岩となにがしかの反応をして，沈み込み帯マグマをつくる初生メルトが発生する（Fig. 1b）（Moyen and Martin, 2012; Kimura, 2017）。島沈み込み帯マグマの初生メルトは，玄武岩，マグネシウム酸化物に富んだ高マグネシウム安山岩，あるいは重希土類に乏しい特殊な組成をしたアダカイト質デイサイト等であると考えられている（Gill, 1981;

Tatsumi, 2006; Moyen and Martin, 2012）。スラブ流体の組成はスラブの温度に依存し，低温のスラブからは水溶液が，高温のスラブからはケイ素にとんだケイ酸塩メルトが発生する。スラブ流体がマントルかんらん岩と反応して発生する初生メルトは，スラブ流体に含まれるケイ酸塩の量，スラブ流体のマントルへの付加量，部分融解時の水・温度・圧力によって異なるマントルの部分融解度や，融け残り鉱物相に依存する。しかし実際の島弧マグマのマスバランス解析からみると，水溶液が主体のスラブ流体の場合は玄武岩メルトが，ケイ酸塩メルトが主体の場合は高マグネシウム安山岩もしくはアダカイト質デイサイトメルトが島弧マグマの初生メルトとなっている場合が多い（Fig. 5a）（Kimura, 2017）。沈み込むスラブとその上位のマントルウェッジを化学反応の2ボックスに仮定し，熱力学と実験岩石学の

Fig. 5 Panels in （a） are major element compositions of the primary arc magmas for NE and SW Japan cold and hot subduction systems plot in CMAS space projected from the Di apex （Herzberg et al., 2007）. Panels in （b） are PM-normalized trace element compositions of primary magmas of the NE and SW Japan subduction zones. Primary magma compositions from Kimura and Naka-jima （2014） for NE Japan and from Kimura et al. （2014） for SW Japan. Compositions of bulk continental crust and Archean TTG are from Rudnick and Gao （2003） and Moyen and Martin （2012）, respectively. PM: primitive mantle; LK-TH: low-K tholeiite; HiK-CA: high‒K calc-alka-line; HMA: high-Mg andesite; ADK: adakite; AN: anorthite; OL: olivine; QZ: quartz; Di: diop-side; Hz: harzburgite; Gt: garnet; F: degree of melting. Cotectic lines at different pressures in CMAS plots are shown by grayscale color lines with degrees of partial melting （Hanyu et al., 2014）.

マントル化学進化 39

データをもとにスラブ脱水とマントルフラックス融解の2段階フォーワードモデルをたて，沈み込み帯初生メルト生成を元素マスバランスから解析したのが，著者らが開発したArc Basalt Simulatorモデルで，最新モデルはversion 5（ABS5）となっている（Kimura, 2017）。ABS4モデルで解析した沈み込み帯の典型的事例は東北日本と西南日本弧で，冷たく古い太平洋プレートが沈み込む前者には低カリウム～高カリウム玄武岩メルトが，若くて熱い四国海盆が沈み込む後者には高マグネシウム安山岩やアダカイト質デイサイトメルトが出現する（Fig. 5a）（Kimura, 2017）。このうち，大陸地殻の化学組成（Rudnick and Gao, 2003）と主成分・微量成分元素組成が近似するメルトは高マグネシウム安山岩である。したがって沈み込み帯におけるメルト生成で大陸地殻をつくる （Tatsumi, 2006; Moyen and Martin, 2012） ためには高マグネシウム安山岩メルトを生成する条件が必要で，スラブ融解によってケイ酸塩スラブメルトが発生する，西南日本のような高温沈み込み帯であることが必須条件となる（Kimura et al., 2016; Kimura, 2017）。現在の沈み込み帯の大半は低温と高温沈み込み帯の中間的な状態であり（Syracuse et al., 2010），地球全球の沈み込み帯が西南日本のように効率よく大陸地殻を生成するために必要なマントルポテンシャル温度はTp＝1650℃と推定されている（Kimura et al., 2016）。大陸地殻の平均化学組成はMORBや融け残りマントルの組成と大きく異なり，主成分元素は高マグネシウム安山岩組成で，微量成分元素は相対的に重希土類元素やニオブやタンタルのような高電荷元素に乏しく，イオン半径の大きいルビジウム，バリウム，カリウム，ストロンチウムなどの元素に富んでいる（Rudnick and Gao, 2003）。Fig. 5a右図には高温の沈み込み帯を代表するメルトの主成分，Fig. 5b右図にはその微量成分元素組成を示す。この中で高温沈み込み帯（Hot arc）を代表する西南日本弧に特徴的な高マグネシウム安山岩（High-Magnesium Andesite: HMA）メルトの組成が，大陸地殻の平均化学組成（Bulk Continental Crust: BCC）と近似することに注目されたい。このような化学的特徴をもたらす原因は高温スラブから発生するスラブ流体の組成そのものにあり，マントルウェッジに由来する玄武岩メルトの化学的特徴の多くはこれにマスクされる（Kimura, 2017）。そのようなスラブ流体をつくるメカニズムは，脱水・融解を被った海洋プレートが輝石とガーネットの卓越するドライ

エクロガイトに変成する高温沈み込みスラブの元素分配にある。この場合スラブ中のルチルが消費され，スラブ流体中のジルコニウム‒ハフニウム濃度は上昇する。低温沈み込み帯ではルチルが残留するため，発生するスラブ流体中のジルコニウム‒ハフニウム濃度は乏しくなる（Fig. 5b）（Kimura et al., 2016; Kimura, 2017）。前者は大陸地殻の化学的特徴でもあるので，ここからも高温の沈み込み帯が大陸地殻生成に不可欠であることがわかる（Kimura et al., 2016）。なお，ルチルが完全に消費されてもニオブやタンタルは他のスラブの残留鉱物相に捕獲されるため，沈み込み帯メルトや大陸地殻の組成は共通してそれらの元素に乏しくなる（Kimura, 2017）。なお，大陸地殻の成因には，マントル由来玄武岩からつくった一次大陸地殻が部分融解してかこう岩質上部地殻を生成し，溶け残ったマフィック下部地殻が大陸地殻から剥離してマントル中に沈降するため安山岩質大陸地殻ができるという異なったモデルがある（Tatsumi et al., 2008）。沈み込み帯で玄武岩メルトを多量に生成するメカニズムは低温の沈み込み帯に発達するため（Fig. 5），このメカニズムは後期原生代以降に卓越し，太古代の高温沈み込み帯で形成された大部分の安山岩質大陸地殻を再流動（remobilize）させたものと著者は予想している。

6.　富化マントルの同位体進化

枯渇マントルの成因が海嶺における元素分別によって説明できる（Salters and Stracke, 2004; Workman and Hart, 2005）のに対し，富化マントルの成因は沈み込み帯における元素分別によって説明できる。元来，富化マントル（Enriched Mantle＝EM）は海洋島玄武岩の同位体組成によって定義されており，富化マントル1と2（EM1, EM2あるいはEMI, EMIIとも記す），高μ（238U/204Pb）（HIMU）に大区分されている。（Zindler and Hart, 1986; Stracke, 2012）（Fig. 6，典型的な同位体組成の違いはFig. 6cをみよ）。また，富化マントル組成とDMM組成の中間点に同位体データが濃縮する領域が存在するとされ，Focal Zone（FOZO）（FOZO組成はFig. 6cをみよ）と呼ばれている。FOZOは独立した富化マントル成分とされたこともあるが（Hart et al., 1992），近年は富化マントル端成分とDMM成分が均等に混じり合った混合成分であるとの考えが優勢である（Stracke, 2012）。その一方，FOZOの中には地球初期脱ガスの影響をうけない

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Fig. 6 Panel （a） shows schematic cross section of a hot subduction zone and fates of slab and mantle portions for enriched mantle （crust） reservoirs. CC: continental crust, SCLM: sub-continental mantle lithospheric mantle, EMI: enriched mantle-1, EMII: Enriched mantle-2, DMM: depleted MORB source mantle, HIMU: high-μ, D-DMM: depleted-depleted MORB source mantle. Panels in （b） are calculated residual slab compositions at different P‒T as calculated by ABS4. The mean±1σ composition of high-pressure （HP） and ultra-high pressure （UHP） metasediments （Behn et al., 2011）, the recycled igneous slab composition estimated for St. Helena Ocean Is-land Basalts （OIBs） （Kawabata et al., 2011）, and the serpentinized wedge mantle sole composi-tions in UHP （Garrido et al., 2005） are shown for comparison. Acronyms for slab layers are as in Fig. 1b and residual mantle peridotite: RMP. Panels in （c） show Nd-Pb isotope plots that show stirring between IOC, SED, and MwP residues from subduction zones at 1.0 and 2.0 Ga from subduction zones with Tp＝1350, 1500, and 1650℃. The black hyperbolae show stirring lines between residues of IOC （gray circles） and MwP （gray diamonds） stored since 1.0 and 2.0 Ga. The gray hyperbolae show the same for IOC and SED. The small dots show data for present day MORBs and OIBs. Crosses in the left panel: D- to E-MORBs, black dots in the center panel: Hawaii, Cape Verde, and Azores, small open dots in the right panel: Kerguelen, Samoa, and Austral-Kook plus St. Helena. Representative DMM, EMI, EMII, and HIMU compositions are shown by large gray circles. FOZO: Focal Zone mantle. Figure adopted from the literature （Kimura et al., 2016, 2017）.

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高い 3He/4Heを持つものもあり，放射起源同位体に南北半球で多少の組成差があるため，南半球はFOZO-B，北半球はFOZO-Aと呼ばれている（Jackson et al., 2007）。そもそも海洋島玄武岩は，マントルプルームによって巻き上げられたマントル深部貯留槽に由来する海洋地殻物質と，下部マントル起源のかんらん岩（一部上部マントルを含む）の混合物が断熱融解して生じる化学組成をもつ（Jackson et al., 2007, 2018）。単純化するとEMマントル成分は，沈み込み帯からマントル深部へ還流した海洋プレート物質と，未分化な下部マントル物質の撹拌物と考えると理解しやすい（Kellogg et al., 2002; Davies, 2009b）。海洋プレートをつくる物質は，PMやDMMのおよそ十～数百倍の液相濃集元素濃度をもつので（例えばFig. 6bに示すスラブ物質のRb, Sr, Sm, Nd, Hf, Lu, Pb, Th, Uなどの放射性同位元素の親‒娘核種の元素組成をみよ。縦軸1レベルがPM組成），これらの物質がリサイクリングすればEMの同位体組成（例えばSr‒Nd‒Hf‒Pb同位体）バリエーションとその進化を決定づけることは容易に想像できる。元来多様な組成をもつ海洋プレート物質の，どの部分がどのEM起源物質になるかについては，スラブ物質そのもの（Stracke et al., 2003），スラブ流体に汚染されたウェッジマントル（Kimura et al., 2016），沈み込みによって削剥された下部・上部地殻（Will-bold and Stracke, 2010），スラブとは関係なく大陸地殻から剥離した下部地殻（McKenzie and O’Nions, 1983）などさまざまな議論がある。これらはいずれも沈み込み帯メルト生成作用の産物で，お互いに同位体組成や親‒娘核種の組成比が類似するため，化学的に起源物質を特定することは容易でない（親‒娘核種の組成比の類似性についてはFig. 5bのBulk Conti-nental Crust大陸地殻組成とFig. 6bのスラブ流体に汚染されたマントルMantle wedge Peridotite（MwP）の微量元素組成などを参照）（Kimura et al., 2016）。はじめに述べたように，本論では海洋島玄武岩（Ocean Island Basalt: OIB）に含まれるリサイクリング物質は最下部マントルに貯留され，そこから発生したプルーム（French and Romanowicz, 2015）によってOIBソースマントルに取り込まれたものとしている。沈み込み帯で生成したスラブ物質を効率的に最下部マントルに還流させるメカニズムは，鉄に富んで高密度な玄武岩質（エクロガイト）海洋地殻にある（Irifune and Ringwood, 1993）。この玄武岩質海洋地

殻（Fig. 6aの IOC （Igneous Oceanic Crust）に相当する）の深部沈み込みに巻き込まれて，上位の堆積層（SED （Sediment））や汚染マントル（MwP）が下部マントルまで達することは想像に難くない。一方で低密度の堆積岩層や上部地殻物質（Behn et al., 2011）が単体で下部マントルまで沈み込むことは困難であるかもしれない（Kimura et al., 2018）。沈み込む海洋プレートは成層構造をなしており，沈み続ける固体物質に交差して脱水・融解で生成した流体が反応を繰り返しながら上昇・離脱しスラブ流体となる（Fig. 1b下パネル1‒5に示したスラブ流体の移動を示す矢印を参照）。ABS4モデルでは IOC内部で化学組成が異なる事，さらに深さ方向で累進変成作用のP‒Tパスが大きく異なる事から IOCをAOC （Al-tered Oceanic Crust）＋BAS （Basalt）＋DIKE （Dike）＋UGAB （Upper Gabbro）＋LGAB （Lower Gabbro） に分けている。これにスラブ下の含水かんらん岩（Slab Peridotite: SlbP）と IOC上の堆積層（Sediment: SED）およびスラブ流体で汚染を受けたウェッジマントル最下層（Mantle wedge Peridotite: MwP）を加えた8層について計算を行っている（8層構造をFig. 6a右のSubduction residueに示す）。スラブ中でおこるこの複雑なクロマトグラフィック反応を累進的に計算し，スラブを構成する層ごとに算出した深度3.5 GPa（約115 km深）の残留スラブの微量元素化学組成を低温（東北日本：NEJ）・高温（西南日本：SWJ）沈み込み帯について示したのがFig. 6bである（Kimura et al., 2016）。いずれも層ごとの組成差は大きく，そのため個々の8層は大きく異なった同位体進化をたどる。このスラブ物質が15億年以降の低温沈み込み（マントルポテンシャル温度Tp＝1350℃），15‒20億年の中温沈み込み（1500℃），＞20億年高温沈み込み（1650℃）で生成し，現在までマントル中に貯留された場合の同位体進化を示したのがFig. 6cである。この同位体進化を計算するため，著者らはABS4をもとに沈み込み帯を経た海洋地殻と関連物質の同位体進化を検討するABS_OCR1（ABS_Ocean Crust Recycling version 1）モデルを開発した。モデルには沈み込んだ時点のマントルならびに地殻物質の全地球的同位体進化（Stracke et al., 2003）も考慮されている（Kimura et al., 2016）。Fig. 6cは現在の沈み込み帯における平均プレート沈み込み速度を過程し，低温・中温・高温の沈み込み帯から沈み込んだ IOC, SED, MwPの同位体進化を比較

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してある（Kimura et al., 2016）。結果，富化マントルの同位体組成を再現するのに最も重要なリサイクリング物質の組み合わせは，IOC‒MwPであり，これらと少量のSED撹拌物がつくる同位体組成のバリエーションは，（1）D-MORB‒E-MORBマントル（10億年前撹拌線，Fig. 6c左図），（2）北半球のEM1‒EM2マントル（15億年前撹拌線，Fig. 6c中図），（3）南半球のEM1‒EM2‒HIMUマントル（25億年前撹拌線，Fig. 6c右図）組成を網羅する。このことはFig. 6cに

示したPb‒Nd同位体だけでなくSr‒Nd‒Hf‒Pb同位体すべての組み合わせで検証されている（Kimura et al., 2016）。すなわち，沈み込み帯で発生する脱水・融け残りスラブとその直上の汚染マントルが下部マントル深部まで還流し，長期間マントル対流による撹拌から孤立して貯留槽を形成していれば，現在の海洋島玄武岩にみられるEM‒FOZOの同位体組成バリエーションを説明できることになる（Kimura et al., 2016）。なお，ABS_OCR1モデル計算で IOCは組成

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や累進変成過程の異なる6層として計算したが，個々の層の同位体進化で富化マントルの組成を再現できず，6層の厚さ加重平均した全 IOCの組成のみがEM‒FOZO組成を再現したことは興味深い。特筆すべきは，高温沈み込み帯（Tp＝1650℃）で生成した海洋プレート物質を長期間（25億年＝太古代以降）保存しないとHIMUやEM1端成分を作れないこと，低温の沈み込み帯（Tp＝1350℃）では決してEM1組成の物質を作れないことである（Shimoda, 2009, Kimura et al., 2016）。さらに，高温の太古代沈み込み帯で生成したとみられる海洋プレート物質は現在の南半球海洋島プルームソースに偏在し（Fig. 6c右図の同位体組成分布とFig. 7の2.5 Ga reservoirの分布をみよ），古期原生代の中間温度の沈み込み帯から生成したリサイクリング物質は北半球のプルームソースに偏在することは（Fig. 6c中図の同位体組成分布とFig. 7の1.7 Ga reservoirの分布をみよ）重要な発見である。この南北半球同位体異常はDUPAL anomaly（Dupre and Allègre, 1983; Zindler and Hart, 1986）と呼ばれてきた同位体異常におよそ相当し，下部マントルには地球史の異なった時代に超大陸周縁部から沈み込んだスラブ物質が偏在して残っている可能性を示す（Kimura et al., 2016; Jackson et al., 2018）（Fig. 7bマントル断面の2.5 Ga slab‒1.7 Ga slab

がつくる南北構造をみよ）。これに対して現在の海嶺玄武岩にみられるD-

MORB対E-MORB同位体組成のバリエーションはFig. 6c左図に相当し，これはFig. 4のSr‒Nd‒Hf‒Pb同位体プロットが示す太平洋MORBとインド洋‒大西洋MORBの組成差に相当する。Fig. 6c左図のモデル計算結果が示すように，後者にみられる同位体的富化は，比較的若い低温沈み込み帯からリサイクリングした海洋プレート物質の影響で生成した可能性がある。とはいえ，インド洋‒大西洋MORBが低温沈み込み帯に由来する若い海洋プレートの残骸に根を持つプルームの影響を受けていることを示す地震学的観測事実はない（French and Romanowicz, 2015）。とすると，この組成差は大洋間で異なる最上部マントル組成を反映すると考えるのが合理的である。このことを支持するのは，ABS4マスバランス計算で予想される沈み込み帯メルトを排出して大陸地殻を生成したあとの融け残りウェッジマントル（Fig. 6aのResidual Mantle Peridotite: RMP）の化学組成である。大陸地殻を生成する高温沈み込み帯では，RMPの化学組成はその下位のスラブ流体汚染マントルMwPのそれと類似する（Fig. 6b右図のRMPとMwP組成をみよ）。この融け残りウェッジマントルは直上の大陸地殻と合併し，大陸プレートの一部（SCLMもしくはcontinental

Fig. 7 Schematic diagram summarizing the possible spatial distribution of mantle components. Panel （a） shows hemispheric distribution of OIBs from older 3.5‒2.0 Ga recycled materials （FOZO-B in the southern hemisphere shown in open star with circle） versus younger 2.0‒1.5 Ga recycled materials （FOZO-A in the northern hemisphere shown in solid star with circle）. Stars show the location of OIB suites, white and black color coded with their average age of recycled material 1.7 Ga and 2.5 Ga, respectively. Solid stars have IOC-EM1-EM2 stirs with a recycling age ～2.5 Ga. Open stars have IOC-EM1 stirs with a recycling age ～1.7 Ga （Kimura et al., 2016）. Stars with open circles show basalts with high 3He/4He that have been attributed to an addi-tional early reservoirs （EDR or FOZO） （Jackson et al., 2007）. The thick gray dashed line en-closes the Pacific DMM （Machida et al., 2009; Miyazaki et al., 2015）. The thin gray dashed lines enclose the Pacific and African Large Low Shear Velocity Provinces （LLSVP） at the base of the mantle （Steinberger and Torsvik, 2012; Lynner and Long, 2014）. The spreading ridges show a great circle connecting many of the high 3He/4He EDR‒FOZO provinces circled stars. The inter-mediate and heavy solid lines with arrows show the major divergent and convergent plate boundaries since the Cretaceous, and their subduction and spreading directions, respectively. Panel （b） shows schematic cross section of the Earth through the spreading ridges in panel （a） showing both the north-south hemispheric distribution of older versus younger residual subduc-tion zone components （HIMU, EM1, EM2） near the base of the mantle （heavy solid versus heavy gray lines, respectively） along with EDR±PM （FOZO） （light gray field）, and the east-west hemispheric distribution of Pacific versus Indian-Atlantic DMM in the upper mantle （open dotted field on the right versus stippled field elsewhere）. Deep-rooted plumes （light gray pipes crossing the entire mantle, e.g., Hawaii, Iceland, Bouvet, and Samoa） （French and Romanow-icz, 2015） entrain EDR with high3He/4He. The thick dashed black line with an arrow shows a large-scale mantle convection vector that has been active since the Cretaceous. AAD: Australia‒Antarctic Discordant Indian‒Pacific mantle boundary （Hanan et al., 2004）. NAIP: North Atlan-tic Igneous Province （Saunders et al., 2013）. Figure modified from the literature （Kimura et al., 2017）.

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keel）を作っており（O’Reilly and Griffin, 2010），実際に中国大陸SCLMマントルゼノリスの一部は予想されたRMP組成を示すものがある（Kimura et al., 2018）。大西洋やインド洋は大陸分裂によって形成され，それらの海洋底にはかつてパンゲア大陸下にあったSCLMが薄く引き延ばされ残留していることが指摘されている（Hoernle et al., 2011）。西半球（インド洋‒大西洋）の化学的に富化した最上部マントルは，大陸分裂によって大洋下に残置されたSCLMの影響とみることができる。かねてより太平洋型（Pacific）MORBとインド洋型（Indian）MORBソースマントルのちがいはSCLMの影響の有無として認識されてきた（Mahoney et al., 1998）。Fig. 7aのPacific DMMの平面分布とFig. 7bマントル断面に示されるように，上部マントルは化学的に東西半球構造をつくっていると考えられる（Machida et al., 2009; Miyazaki et al., 2015）。この上部マントルに想定される東西構造と，先述の下部マントルに想定される南北構造の存在は，二次元平面の同位体組成の解析をより複雑なものにしている（Iwamori and Nakamura, 2015; Jackson et al., 2018）。

7.　プレートテクトニクスとマントル構造

ここまで議論してきた枯渇・富化マントルは，マントル内にかなり大きな領域を占め，かつ特定の空間に分布している（Fig. 7aに示すマントル領域の平面，Fig. 7bに示す断面分布をみよ）。このマントル化学構造の成因を読み解くには，現在のマントル対流を支配するプレートテクトニクスをひもとく必要がある。現在の海洋・大陸プレートの運動は，非常に大きなセルを持つマントル対流に支配されているようにみえる。東太平洋海膨（EPR）からインド洋，大西洋を結ぶ拡大海嶺の軌道（trajectory）は，おおむね地球を一周する大円をなしている（海嶺を示すFig. 7aの細黒実線をみよ）。ここから生成する海洋プレートは，環太平洋の沈み込み帯からインド亜大陸衝突帯をとおり，地中海沈み込み帯に至る長大な沈み込みの大円を通じてマントルに還流している（沈み込み帯を示すFig. 7 aの黒太実線をみよ）。この海洋プレートの大半を占める巨大な太平洋プレートは地球のほぼ半球（海半球）を構成し，その形成と沈み込みはすくなくと も1.6億 年 以 降 継 続 し て い る（Müller et al., 2008）。一方，核‒マントル境界から上昇するプルームの分布や（French and Romanowicz, 2015）（Fig.

7bのDeep plumeならびにFig. 7aの星印の分布をみよ），深部マントルから上昇したとされる高い3He/4Heをもつ海洋島玄武岩の分布をみると（Jack-son et al., 2007, 2017）（Fig. 7aのFOZO-Aお よ びFOZO-Bを示す丸付き星印），そのほとんどは長期安定な拡大海嶺の周辺に位置するようにみえる（Jack-son et al., 2017; Kimura et al., 2017）。もしそうだとすると，半球規模の巨大な全マントル対流セルが長期安定した拡大海嶺‒沈み込み帯システムを支えていることになり，海嶺が主としてプレートの重力崩壊（沈み込み）によって受動的に拡大しているとする解釈とは矛盾するようにみえる。実際，長大な海嶺から生まれ，マントル遷移層や下部マントルまで陥入した巨大太平洋プレートが剛体として振る舞うため，下部マントルの対流挙動までがその影響を受けている可能性がある。そして，そのような条件下のマントル撹拌は極めて緩慢なものと予想される（Nakagawa and Tack-ley, 2015; Kimura et al., 2017; Jackson et al., 2018）（Fig. 7bマントル断面の太平洋プレートをみよ）。マントルや沈み込みスラブの密度成層を考慮した全マントルの対流と撹拌は，これまで考えていたよりずっと緩慢である可能性が数値モデルからも指摘されている（Ballmer et al., 2017）。巨大プレートの生成と緩慢なマントル撹拌がいつまでさかのぼるか不明であるが，著者らのモデルではPMから13億年前以降を平均枯渇年代として生成した太平洋型DMMマントルは，太平洋プレートを生成する東太平洋海膨下の上部マントルに大きな領域を占め，白亜紀以降の長期にわたり巨大な太平洋プレートの生成に寄与している（Fig. 7aのPacific DMMの平面分布領域，Fig. 7bのAADからC. American Trench間のPacific DMM上部マントルの分布をみよ）。一方，インド洋型DMMが分布する領域の上部マントルには，パンゲア大陸のSCLMが分布している可能性がある（Fig. 7aのPacific DMM以外の領域と，Fig. 7bの Indian DMM上部マントルの分布を見よ）。これらが比較的浅いマントルに広い領域をつくる一方，太古代と古期原生代に沈み込んだ海洋プレート物質の残骸は，それぞれ南‒北半球に偏在して下部マントル最下部に半球規模の広大な領域を占めて分布すると考えられる（Fig. 7a,の白星印1.7 Ga reservoirと黒星印2.5 Ga reservoirならびにFig. 7bの最下部マントル中の北半球1.7 Ga slabと南半球の2.5 Ga slabの分布をみよ）。さらに，冥王代にできたEDRは，8億年前以

マントル化学進化 45

降を平均枯渇年代としてDMMを形成し，現在のアイスランドプルームを含むNAIP DMMソースマントルとして広い領域に残っているようである（Fig. 7bのNAIP下のPM±EDR mantleの予想分布をみよ）。この枯渇過程を経ていないEDRは白亜紀プロトアイスランドプルームのBuffin島ピクライトソースマントルや，アイスランドプルームの影響を受けた一部のNAIPマントルに残存し，初生的なHeやW同位体異常を残す。冥王代におこった核‒マントル‒地殻分化の痕跡は45億年のマントル撹拌を免れ，現在も下部マントルに残存するとみられる（Rizo et al., 2016）。同様に初生的なHeやW同位体異常をもつマントルはハワイプルームや南太平洋スーパースウェル（オントンジャワ）でも検出されている。初生的なHeをもつマントルとリサイクリング海洋地殻物質が共存するサモア，レユニオン，アゾレスなどのFOZO-A, FOZO-B組成（Jackson et al., 2007） を示すプルーム下の深部マントルにも， EDRもしくはPM初期地球マントルが相当広い領域に残っていると考えられる（Fig. 7のFOZO-A, FOZO-Bに関連したDeep plumeの分布と予想される深部マントルのPM±EDRの分布をみよ）。マントルの撹拌は，地球化学的にみるとかなり緩慢であったと考えられる。では，第3章で述べた35～20億年前に枯渇した太古代の海嶺下最上部マントル（A MORB residue：行方不明の枯渇ミッシング・マントル）はどこに残っているのだろう。一つの候補は大陸下SCLMで，それは大陸地域の枯渇マントルかんらん岩（SCLMゼノリス）の多くがミッシング・マントルと同じ35～20億年前のOs TRD年代を示すからである（Pearson et al., 2007）（Fig. 8eのCratonic peridotiteのOs TRD

年代をみよ）。ただし，海嶺下で枯渇したA MORB residueがSCLMになるためには，枯渇最上部マントルがさらに沈み込み帯のフラックス融解によってSCLMへ転化する必要がある（Fig. 6aのRPMをみよ）。枯渇DMMのフラックス融解は現在の沈み込み帯でも頻繁に起こっている現象で（Kimura et al., 2010; Kimura and Nakajima, 2014），かつ大陸下SCLMの微量元素組成は海嶺下DMMと沈み込み帯RPMが混在することを示す（Kimura et al., 2018）。このようなSCLMがミッシング・マントルを代表するとすれば，それは太古代にできた大陸地殻の下にcontinental keelとして残存していることになる。高いマントルポテンシャル温度のもとで融け残ったマン

トルは，部分融解度が高くハルツバーガイトとなり（Fig. 2a上右図の部分融解度と残留固相モード組成（Melting mode）をみよ），その液相濃集元素濃度は著しく低い（Fig. 3aのA MORB residueの組成をみよ）。このようなハルツバーガイトは，プルームや海嶺などで断熱上昇するマントルに取り込まれても再び融解せず，仮に融けても元素濃度が低いので，OIBやMORB中では地球化学的に不可視となっている可能性もある。いずれにせよ，マントル最下部まで沈み込んだ高密度な海洋地殻の残骸と，低密度なA MORB residueハルツバーガイトは，それらの密度差ゆえ全球のマントル対流による撹拌・混合から隔離されていた可能性がある（Ballmer et al., 2017）。なお，初期地球のマントル融解によって液相濃集元素が枯渇したEDRが発見されたことは，同時に液相濃集元素に富化したカウンターパート，初期富化マントル（Early Enriched Reservoir: EER）が存在したことを示唆するが，予想されるEER貯留槽はこれまで発見されていない（Jackson et al., 2010; Jellinek and Jackson, 2015）。生成したEER/EDRの規模にもよるが， EERには大陸地殻と同程度の放射性U, Th, K同位体が蓄えられている可能性があり，それが下部マントル最下部に残存するか，あるいは月形成とともに宇宙空間に失われたかの違いはマントルの熱史推定に影響をおよぼす（Jellinek and Jackson, 2015）。EER貯留槽の探索は今後の課題である。

8.　マントル化学進化

現在のマントル構造を作ったマントル進化史はどのように編纂されるだろう。枯渇・富化マントルの成因モデルが指し示す大陸地殻とマントルの成因の年表にまとめてみよう（Fig. 8, Kimura et al., 2017から改変）。以下，海洋・大陸地殻を含む富化貯留槽，そして枯渇マントル貯留槽，それらの生成要件と進化の場の順に解説する。マントルおよび地殻の同位体進化は，現在の所ジルコン結晶に記録されたHf同位体が最も欠落のない情報を提供している（Arndt, 2013; Iizuka et al., 2017）。これは太古代のジルコン結晶でも変成や風化に耐えて現在に残されており，かつ同じジルコンからU‒Pb年代を得る事ができるからである（Fig. 8aのジルコンU‒Pb年代とそこから決定されたHf同位体初生値をみよ）。マントルのHf同位体組成は，PM組成に近い値から枯渇マントルを代表する現在のMORB組成に

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Fig. 8 Evolution of the Earth’s crust and mantle through time and relative ages. （a） Initial Hf isotopic evo-lution of crustal and mantle materials from PM （Bouvier et al., 2008）. The small black dots show the U‒Pb age and εHf（initial） of detrital zircons from （Condie, 2003; Iizuka et al., 2005, 2013）. They are binned in time intervals, and the histograms show the distribution of εHf（initial） in the bin to the left of each vertical grey line. Black dots show the same kind of data for mafic rocks （Vervoort and Blichert-Toft, 1999）. Orogenic eclogite data are from Zirakparvar （2016）. Histograms for Modern basalt MORB mantle shown by light gray bars （Class and Lehnert, 2012） and Modern basalt arc mantle shown by dark gray bars （Iizuka et al., 2013） are also shown in the left-most histograms, the latter representing the mantle wedge （RMP component of this study）. The light gray fields show results for the juvenile crust from Jack Hills zircons （Kemp et al., 2010）. （b） The spikey black field shows the probability density plot （Ludwig, 2001） of detrital zircon U‒Pb ages. （c） Formation age ranges of su-per continents （upper bands） and estimated recycling ages of enriched mantle components shown in Fig. 6 （lower three bands）. （d） Estimated average depletion age Ancient DMM （Fig. 3） and Pacific and NAIP DMMs （Fig. 4）. （e） Probability density plots of Os TRD model ages of abyssal and cratonic peridotites and cratonic sulfides （Pearson et al., 2007）. （f‒g） Mantle potential temperature （Tp） and source mantle depletion （fPM） estimated by OBS2 （Fig. 2）. Black dots: OBS2 results （Kimura et al., 2017）, thick gray lines: second order polynomial regressions, dotted D09 and three thin K08 lines: thermal models from Davies （2009a） and Korenaga （2008a, 2008b）, respectively, black stars: melt-ing conditions for Tp＝1650℃ at 2.6 Ga, and for 1500℃ at 1.7 Ga and 1350℃ at 0.5 Ga that coincide with times of formation of enriched mantle components in the MORs, N-hemisphere, and S-hemi-sphere, respectively （Kimura et al., 2016）. Figure modified from the literature （Kimura et al., 2017）.

マントル化学進化 47

進化する（Vervoort and Blichert-Toft, 1999）。大陸地殻は，沈み込み帯で当時の枯渇マントルと同じ同位体組成の海洋地殻からのスラブ流体と，枯渇最上部マントルのフラックス融解によって形成されるため，全ジルコンのHf同位体組成（t＝initial）の頻度分布はユニモーダルに近い（Fig. 8aのAll zirconヒストグラムをみよ）。時代ごとにみると，太古代から古期原生代までは富化成分側（εHf＜0; εHfは初生値）に最頻値があり，それ以降はピークが広くバイモーダル分布に近い（Fig. 8a図中の時代区分ごとのヒストグラムをみよ）。プレートテクトニクス初期の太古代にはマントルポテンシャル温度が高く（Tp＝1650‒1550℃），沈み込みスラブ（IOC＋SED）由来のケイ酸塩メルトから生成した高マグネシウム安山岩を主体とした沈み込み帯初生メルトが大陸地殻の形成に関与したため，その起源物質である IOC＋大陸地殻リサイクル堆積物（SED）を含むスラブ物質の組成を反映し，Hf同位体的にやや富化した平均組成を示すものと解釈される。一方，中期原生代以降の低温沈み込み帯ではマントル由来の玄武岩メルトが卓越したとみられ，この時代の大陸地殻はマントル由来の玄武岩の付加とその熱によって融解した既存の地殻物質に由来する地殻メルトが生成すると考えられる。そのためHf同位体組成は双方の組成を反映するバイモーダル分布を示すものと考えられる。ジルコンが示すU‒Pb年代の頻度分布（Fig. 8bの頻度分布プロットをみよ）や上記の地殻のHf同位体初生値から見ると，太古代と古期原生代（35‒15億年前）に大陸地殻のほとんどが形成されたと考えることができる（Iizuka et al., 2017）。原生代の高マグネシウム安山岩質メルトで大陸地殻のほとんどが形成され（Fig. 8bのhigh-Mg Archean TTGの活動時期とジルコン2.5 GaのU‒Pb頻度分布のピークの対応をみよ），中期原生代以降は地殻の再融解が卓越する大陸地殻リサイクリングの時代に移行したと単純化することができるかもしれない（Moyen and Martin, 2012）。大陸地殻はいったん形成されると，一部が削剥を受けることをのぞき，大部分はマントルに還流することはなく永らく孤立した貯留槽を作る。例えば，低温沈み込みが卓越する現代の大陸地殻の生成率と削剥率は大陸縁辺の変動帯ではおおむね拮抗しており，盾状地となってそれ以上削剥されない太古代大陸地殻は増えも減りもしていないと見られている（Stern and Scholl, 2010）。だとすると，マントル進化もまた初期の大規模な大陸地殻形成に影響を受けた

ものと考えられる。そのカウンターパートであるミッシング・マントルのA MORB residueが特定できれば，その実態をよりよく知ることができるだろう。大量の大陸地殻を生成した高温の太古代沈み込み帯から下部マントルに沈み込んだ IOC‒MwP‒SEDに起源を持つ富化マントル物質（特にHIMUとEM1）は，現在の南半球ホットスポット下に偏在していると著者らは考えている（Fig. 8cの年表S-hemisphere （Tp 1650）とFig. 8bの太古代ジルコンU‒Pb年代ピークの対応をみよ）。引き続きやや高温の沈み込み帯から生成した同様の IOC‒MwP‒SEDは，北半球にホットスポット下に偏在するようである（Fig. 8cの年表N-hemisphere （Tp 1550）とFig. 8bの古期原生代ジルコンU‒Pb年代ピークの対応をみよ）。これが正しいとすれば，富化マントル化学進化について3つの重要な制約が与えられる。すなわち，（1）富化マントルは高温マントル下の太古代とやや高温マントル下の古期原生代の2回の大陸形成イベントに関連して生成したこと；（2）富化マントルの起源物質はこのときに沈み込んだスラブで，超大陸周辺の2回の沈み込みフォーカシングによって現在の下部マントル南半球同位体異常を太古代，北半球同位体異常を古期原生代に形成したこと；（3） これら半球スケールの富化マントル不均質は最下部マントルに留まった高密度の海洋地殻が貯留槽を形成し，現在までマントル対流による撹拌を逃れていたことである。2回の超大陸はSuperia‒Sclavia超大陸とNuna超大陸に相当すると考えられる（Fig. 8cの超大陸年表をみよ）（Arndt, 2013）。前述のように，プレートテクトニクス下で形成された枯渇マントルはPMから太古代から古期原生代（35‒20億年前）に枯渇したミッシング・マントルのA MORB residue, PMから中期原生代（17‒11億年前）に枯渇した太平洋DMMマントル，そしてEDRから後期原生代以降（8‒0億年前）に枯渇したNAIP DMMマントルである（Fig. 8dのDMM形成年表をみよ）。マントルかんらん岩Os同位体TRD年代（Pear-son et al., 2007）と比較すると，大陸下SCLMは35‒20億年前に枯渇したマントルなのに対し，海洋下マントルは20億年前以降の平均枯渇年代を示す（Fig. 8eのAbyssal peridotiteとContinental perido-titeの違いをみよ）。この見方が正しければ，枯渇マントル化学進化について3つ重要な制約が与えられる。すなわち，（1） 下部マントルには冥王代に分化し

木 村 純 一48

たマントルの残渣（EDR）と未分化マントルPMがマントル対流の撹拌を免れて現在まで残存する；（2） 太古代の高温拡大海嶺で枯渇したA MORB residueは太古代沈み込み帯の融け残りマントル（RMP）とともにSCLMの一部を構成し，インド洋型‒大西洋DMMの起源となっている；（3） 現在の太平洋DMMとNAIP DMMは，マントルが徐冷を始める時代まで未枯渇のまま保存されていたPMあるいはEDRに由来する。地球史35億年間のプレートテクトニクス期のマン

トル進化は枯渇マントルと富化マントルの生成に特徴付けられ，それぞれ海嶺と沈み込み帯の化学分化で生成したと考えられる。太古代の高温マントル期から中期原生代以降の徐冷マントル期にかけてのマントル熱進化は，これら化学分化に決定的な影響を与えたものと考えられる（Fig. 8c富化マントルの生成年表とFig. 8d枯渇マントルの生成年表，比較してFig. 8fに示す海嶺（黒丸）と沈み込み帯（黒星）におけるマントルポテンシャル温度の進化の対応関係をみよ）。

9.　お わ り に

地球科学者が地球化学的貯留槽（geochemical res-ervoir）と呼ぶ物質は，初期地球のマグマオーシャン，プレートテクトニクス下の海嶺と沈み込み帯，そこでおこる元素分別過程によって生成する特徴ある岩石群と一対一の対応関係がありそうである（Kimura et al., 2016, 2017）。このさい，不明な点の多い冥王代のマグマオーシャン期を除いた35億年のプレートテクトニクス期にも，海嶺や沈み込み帯の環境は大きな変化を遂げているらしい。この変化は第一義的にマントルの冷却と関連しており，高温マントルの太古代（Tp＝1650℃）から比較的高温が保持されていた中期原生代（Tp＝1550℃）の高温マントル期と，新期原生代以降から現在までの徐冷マントル期（平均Tp＝1350℃）に分けられる（Fig. 8fのマントルポテンシャル温度の推移をみよ）。このマントル冷却史は枯渇マントル貯留槽（Ancient DMM, DMM, D-DMM, NAIP DMM）を生成した海嶺だけでなく，富化マントル‒地殻貯留槽（HIMU, EM1, Residual Mantle Peridotite＝SCLM, Continental Crust＝CC）を生成した沈み込み帯の生成物にも共通に確認されており（Fig. 8fの星印が示す，沈み込み帯マントルポテンシャル温度の推定結果をみよ），マントル温度進化が地球化学的貯留槽の生成を支配してきたことがわか

る。マントル対流のモードも，高温マントル期と徐冷マントル期で異なっていた可能性がある。例えば，海嶺下マントルのPM成分のDMMに対する割合は，太古代から現在に向けて次第に減少してゆく（Fig. 8 gのMORB起源マントル枯渇度の時間推移をみよ）。すなわち，マントル全体が高温でPMあるいはEDRに富んでいた時代は，海嶺下で下部マントルから上昇した未枯渇（PM/EDR）マントルの供給が盛んだったのに対し，マントル冷却とともに未枯渇下部マントルの供給が滞るようになり，上部マントルは次第にDMMに富んでいったと言い換えることもできる。現在の海嶺でみられる，さまざまにプルームの影響を受けたMORB（plume-influenced MORB）の化学的バリエーションは，そのアナログといえる（Kimura et al., 2017）。マントルの冷却は，マントル対流による熱輸送や物質輸送に影響を与え，海嶺と沈み込み帯の化学工場の生産率と生産物を変化させていったと考えられる（Fig. 8c, 8d）（Kimura et al., 2016, 2017）。マントル35億年の化学進化はその物理進化と密接に関連している。マントル対流が卓越した領域で起こる顕著な撹拌作用については本論で触れなかった。この役割は，見かけ上長期間残存する貯留槽の実態を解き明かす鍵であり，さらに検討する必要がある。

謝 辞

沈み込み帯および中央海嶺のメルト生成に関するABSとOBS地球化学マスバランスモデルは，吉田武義 氏， 川 畑　 博 氏，Brad Hacker氏，Peter van Keken氏との共同研究によって開発した。富化・枯渇マントル進化に関する研究は，James B. Gill氏，Peter van Keken氏，Susanne Skora氏，川畑　博氏との共同研究の成果である。ここに記して関係者に謝意を表する。本研究はJSPS科研費JP15H02148, JP16H01123を用いて実施された。本総説は産業総合研究所の下田　玄氏と，東京大学の飯塚　毅氏，京都大学の小木曽　哲氏のコメントによって著しく改善された。三方の査読の労に厚く御礼申しあげる。本論執筆の機会を与えていただいた小木曽　哲氏には，あわせて御礼申しあげる。

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マントル化学進化 49

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Chemical evolution of the earth’s mantle over 3.5 GyrJun-Ichi Kimura*

Department of Solid Earth GeochemistryJapan Agency for Marine-Earth Sciences and TechnologyNatsushima-cho 2‒15, Yokosuka, Kanagawa 237‒0061, Japan*E-mail: jKimura@jamstec.go.jp

Earth’s mantle formed at 4.6 Ga and evolved through the Hadean magma ocean stage and subsequent plate tectonics stage since 3.5 Ga. Mantle convection driven by the internal heat is the major driving force of the plate tectonics with considerable tectonic roles of both oceanic and continental plates formed at mid-ocean ridges (MOR) and subduction zones (SZ), respec-tively. The MOR and SZ regions are the places of plate formations by intensive magma geneses where significant element fractionations between solids and melts are taking place. The MOR and SZ regions are the major factories of tectonic and geochemical mantle evolutions because their products of plates and residual mantles are mixed back into the mantle by stirring or iso-lated almost permanently. The geochemical fractionations in the MOR and SZ magmatism are modelled based on petrochemical mass balance and elemental and isotopic growths of the mag-mas and the residues are examined. These combined to enable depicting the thermal, chemical, and isotopic evolutions of the Earth’s mantle over 3.5 Gyr. The present-day mantle appears to be geochemically heterogeneous and forms large mantle domains in both deep and shallow por-tions by Mesoproterozoic (1.7 Ga). These suggest relatively sluggish mantle convection after Mesoproterozoic due to mantle cooling.

Key words: Mantle, Evolution, Plate tectonics, Arc, Ocean ridge, Magma