日本惑星科学会誌
第27巻
目
巻頭言

遊・星・人

第4号
次
285

尾中 敬 


「2017年度最優秀研究者賞受賞記念論文」

286

固体惑星物理学における諸問題 鎌田 俊一 
特集「火星圏のサイエンス」

火星地下圏探査の科学的意義および戦略 臼井 寛裕 

296

訂正：マンガン酸化物と室内実験から示唆される初期火星の酸化的表層環境 302

野田 夏実，今村 翔子，関根 康人，上杉 宗一郎，栗栖 美菜子，高橋 嘉夫，他2名


地球物理学者によるハワイ島の火山見学案内３

はしもと じょーじ 

一番星へ行こう！日本の金星探査機の挑戦 その36 ～ AFES-Venusによる数値計算とデータ同化～

303
314

樫村 博基，杉本 憲彦，高木 征弘，安藤 紘基，今村 剛，松田 佳久，榎本 剛，他6名

火の鳥「はやぶさ」未来編 その16 〜「はやぶさ2」ミッション前半を終えて 〜
吉川 真，はやぶさ2プロジェクトチーム 

320

系外惑星「遠い世界の物語」 その11
〜深紫外線と系外惑星大気～ 亀田 真吾 

328

遊星百景 その14 〜メッセンジャー探査機が発見した水星特有の不思議な窪地〜
村上 豪 

335「第3回 iSALE 講習会」参加報告 石山 謙 337

日本学術会議大型研究計画マスタープラン提案に向けての意見交換会 341

中本 泰史，倉本 圭，関根 康人

JSPS Information 

344

表紙デザイン：BROOKS■2018遊星人Vol27-4.indd283

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17:43:46

284

日本惑星科学会誌 Vol. 27，No. 4，2018Contents
PrefaceT. Onaka

285

S. Kamata286

Some problems in solid planetary physics
Scientific significance and strategy of Mars subsurface exploration

T. Usui

296

Correction : Highly oxidizing surface environments on early Mars inferred fromlaboratory experiments on manganese oxidation
N. Noda, S. Imamura, Y. Sekine, S. Uesugi, M. Kurisu, Y. Takahashi, and 2 authors
302

Field guide to the island of Hawaii, written by geophysicist : 3

G. L. Hashimoto

Road to the first star : Venus orbiter from Japan (36)
― Numerical simulations and data assimilations with AFES-Venus ―H. Kashimura, N. Sugimoto, M. Takagi, H. Ando, T. Imamura, and 8 authors

Phoenix “Hayabusa” : A tale of the future (16)― Finishing the first half of the mission of Hayabusa 2 ―M. Yoshikawa and Hayabusa 2 Project Team

Tales of distant exoplanet worlds (11)― Deep ultraviolet observation of exoplanetary atmosphere ―

303

314

320

S. Kameda

328

My favorite view in planetary science (14)― Hollows on Mercury discovered by MESSENGER ―G. Murakami

335

Report on the 3rd iSALE workshop

K. Ishiyama

337

T. Nakamoto, K. Kuramoto, and Y. Sekine

341

JSPS Information		

344

Meeting on master plan proposals■2018遊星人Vol27-4.indd284

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285

巻頭言

巻頭言

「光陰矢の如し」とまではいかないにせよ，月日の経つのはあっという間だということを改めて感じています．日本で初めての本格的な赤外線衛星「あかり」の計画が始まってからはや
20 年以上がすぎ，打ち上げからもすでに一回りが経ちました．一回前の戌年の 2 月に打ち上げられたとはなかなか実感が湧きません．データの解析作業はまだまだ続いていて，もうこんなに時間がすぎてしまったのかと思うと，しばし呆然としてしまいます．
赤外線は，ダストに埋もれた星生成の現場や惑星系形成の観測に有効な手段であるばかりでなく，太陽系の小天体や外縁部の天体の研究にも貴重な情報をもたらす重要な波長です．「あかり」も，原始惑星系円盤の化学，暖かい残骸円盤の研究をはじめ，彗星や小惑星の組成の研究などに大きく貢献しました．昨年 10 月には国内外から 100 名以上の研究者が参加した第４回目の国際研究会を東京大学で開き，時の流れとともにさまざまな天文の分野における「あかり」
をはじめとする赤外線衛星のデータの重要性を再認識しました．
現在「あかり」に続く大型冷却望遠鏡衛星 SPICA 計画にも参加させていただいています．
SPICA は今年 ESA の Cosmic Vision M5 の 1 段目の選抜を通過し，3 年後の最終選抜に向かって検討を加速させています．SPICA の主要な科学目標は遠方銀河と星生成領域，原始惑星系
円盤の詳細観測から宇宙の重元素・物質進化の歴史を探ることにあり，太陽系天体の研究も重要なテーマと位置付けています．宇宙科学研究所では広く天文分野の研究者の意見を取り入れるため，今年 SPICA 国内研究推進委員会を発足させました．SPICA の実現には惑星科学コミュ
ニティをはじめとする広い分野からの支援が不可欠です．皆様からの支援をバネに，今度は本当に矢のように一回り先の戌年までの時間がすぎて，SPICA の打ち上げが迫ってくることを願っています．

尾中■2018遊星人Vol27-4.indd285

敬（東京大学・大学院理学系研究科）

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286

日本惑星科学会誌 Vol. 27, No. 4, 2018「2017年度最優秀研究者賞受賞記念論文」

固体惑星物理学における諸問題

鎌田 俊一

1

2018年9月21日受領，査読を経て2018年10月24日受理．

（要旨）惑星探査データの解析により，固体惑星・衛星の内部構造とその進化に関する研究が進められている．
そこでは地球物理学の古典的な ｢ 問題 ｣ が重要な役割を果たしているが，地球研究の解法がそのまま使える
ことは少ない．全球的な海が厚い氷に覆われた氷衛星における潮汐，内部熱進化を無視できないほど長い時
間スケールで起こる月惑星地形の粘性緩和，時間とともに厚さの変わる対流性の氷地殻を持った氷天体の熱
進化．筆者はこれまでこれらの問題に対して定式化の段階まで遡って取り組み，様々な知見を得ることができた．しかし，どのアプローチにも課題は残されている上，ここで取り上げるのは地球物理学における諸問題のほんの一握りにすぎない．今後も古典的な地球物理学的問題は惑星科学における研究課題を提供し続けるであろう．

1. はじめにんどである．以下では，各問題をおさらいしつつ，その惑星科学における重要性，地球研究で用いられてき近年の惑星探査ミッションによって，太陽系の姿がた解法がそのまま適用できない理由と筆者の採った解

今まで以上にはっきりと見えてきた．固体表面を持つ

決法，そして得られた知見を述べる．そして，今後の天体に対しては，レーザー測距による地形計測や探査

固体惑星物理学の個人的展望を述べる．

機の軌道解析による重力場計測などが進み，それら測地学的観測データの地球物理学的な解釈により，太陽2. 潮 汐系固体天体の現在の内部構造とその進化過程に関する理解が深まってきている．よく ｢ 惑星科学は天文学と地球科学の中間 ｣ と言われるが，探査によって後者の2.1

現象のおさらいと重要性果たす役割が一層重要になってきているのだ．本論文

今回取り上げる 3 つの問題（現象）の中で最も身近なでは，筆者がこれまでに取り扱った研究トピックスを，のが潮汐であろう．潮汐は地球の海水面が約半日の周｢3 つの古典的な地球物理学的問題 ｣ という観点でまと期で上下する現象として一般によく知られており，そめて紹介する．3 つの問題とはすなわち，｢ 潮汐 ｣｢ 粘の原因は地球以外の天体（月や太陽など）の重力である性緩和 ｣｢ 熱進化 ｣ である．これらはいずれも極めて古[e.g., 1]．他天体の重力の影響を受けるのは液体だけで典的な問題であり，地球を対象に非常によく研究されはなく，固体もまたしかりである．この固体部分の変てきた．それにもかかわらず，天体パラメータ（半径形現象は ｢ 固体潮汐 ｣｢ 地球潮汐 ｣ などと呼ばれる場合

や表面温度など）をただ変えるだけでは，他天体の内もあるが [e.g., 2]，最近の惑星科学分野に限っていえば，部構造やその進化過程の理解に直結しない場合がほと｢ 潮汐変形 ｣ と呼ばれている．

1. 北海道大学 創成研究機構
kamata@sci.hokudai.ac.jp■2018遊星人Vol27-4.indd286

潮汐は衛星の探査において極めて重要である．潮汐変形の大きさは，惑星が衛星にもたらす起潮力（潮汐2018/12/07

17:43:47

固体惑星物理学における諸問題／鎌田

75

無視できず軌道共鳴の関係にあるといった複雑さなどから，氷衛星における潮汐には未知

76の部分が多く残されている．

77

固体と液体では力が加わったときの応答が大きく異なる．そのため潮汐変形の研究は，

78

主に固体部分の比較的小さく遅い運動に着目するものと，液体部分の比較的大きく速い運79

動に着目するものの 2 種類ある．前者では，外力に対する弾性球の運動方程式を解く方法
28780が一般的である．詳細は，故竹内均先生による｢地球科学における諸問題｣[2]を参考にされ81

たい．この種の研究では液体は剛性率 0 の極限として扱われ，そこでの運動はあまり考え力）と，衛星自体の変形しやすさで決まる．起潮力は式を解くことで液体部分の運動を解く方法が一般的で万有引力の法則から求めることができるので，潮汐変あり，海底より深部は剛体として取り扱われるのが通形の大きさを探査によって計測できれば，衛星の変形例であった [e.g., 4]．なぜ，直接観測できない内部海
82
ず，重力ポテンシャルの連続性だけが考慮される．他方，後者ではラプラスの潮汐方程式
しやすさを決められることになる．衛星の変形しやすの運動に着目するのであろうか．それは潮汐加熱がど

さは衛星の内部構造で決まるので，結局，潮汐変形をこでどれだけ起こるのかを知るためである．加熱され83を解くことで液体部分の運動を解く方法が一般的であり，海底より深部は剛体として取り84扱われるのが通例であった[e.g.,4]．なぜ，直接観測できない内部海の運動に着目するので計測することで現在の内部構造の推定が可能となるる場所が異なれば内部全体の熱史が異なるであろう．

[e.g., 3]．潮汐はまた，衛星の進化にも大きな影響を与地球においては潮汐エネルギーの散逸（つまり潮汐加
85
あろうか．それは潮汐加熱がどこでどれだけ起こるのかを知るためである．加熱される場

える．衛星が潮汐によって周期的に変形すると，衛星熱）はほぼ海洋中で起きている [e.g., 5]．氷衛星も同様

内部で摩擦熱が発生する．この ｢ 潮汐加熱 ｣ が衛星のに内部海で発熱が大きいのかもしれないが，海を覆い86

所が異なれば内部全体の熱史が異なるであろう．地球においては潮汐エネルギーの散逸(つ主要な加熱源となり，衛星の内部進化や地質活動を担尽くす氷地殻の存在がどう影響するかはよく分かって87
まり潮汐加熱)はほぼ海洋中で起きている[e.g.,5]．氷衛星も同様に内部海で発熱が大きいのう場合もある [1]．潮汐はまた衛星の軌道をも変え，いなかった．いずれにせよ，固体部分での潮汐加熱率

それによって加熱率もまた変わる [1]．したがって，を知るためには固体部分の運動を知る必要があるし，

88かもしれないが，海を覆い尽くす氷地殻の存在がどう影響するかはよく分かっていなかっ89
た．いずれにせよ，固体部分での潮汐加熱率を知るためには固体部分の運動を知る必要が衛星系の進化全体を考える上で最も重要な現象の一つ
液体部分について知りたければ液体部分の運動を知るが潮汐といえよう．

90

2.2

91

課題

必要がある．
あるし，液体部分について知りたければ液体部分の運動を知る必要がある．
固体液体どちらに着目するにせよ，運動方程式を解

固体液体どちらに着目するにせよ，運動方程式を解くことから始まる．少しだけ，具体くことから始まる．少しだけ，具体的に式を見てみよ

92
的に式を見てみよう．固体部分に着目するとき，以下のように表される運動方程式が用い潮汐は身近であり生活に直結する場合もあるゆえ，う．固体部分に着目するとき，以下のように表される

研究の歴史は長い．今日，気象庁が日本各地における93られる[2,6]：運動方程式が用いられる [2, 6]：

満潮・干潮の予測時刻を分単位で，予測潮位をセンチ𝜕𝜕𝜕𝜕 2 𝒖𝒖𝒖𝒖
1= 𝛁𝛁𝛁𝛁𝜙𝜙𝜙𝜙 + 𝛁𝛁𝛁𝛁 ∙ σ 𝜕𝜕𝜕𝜕𝑡𝑡𝑡𝑡 2
𝜌𝜌𝜌𝜌

94
単位で公開していることから分かるように，地球における潮汐は大変良く理解されており，潮汐は研究し尽
95

（1）

(1)

ここで，𝒖𝒖𝒖𝒖は変位ベクトル，𝑡𝑡𝑡𝑡は時間，𝛁𝛁𝛁𝛁は空間微分，𝜙𝜙𝜙𝜙は重力ポテンシャル，𝜌𝜌𝜌𝜌は密度，σはくされたようにも思われる．しかし，衛星系における

ここで，u は変位ベクトル，t は時間，∇は空間微分，

ϕ は重力ポテンシャル，ρ は密度，σは応力テンソル
96
応力テンソルである．他方，液体部分に着目するときは，以下のように表される運動方程潮汐は，今まさに研究が進行している段階である．地
球と衛星，特に氷衛星との大きな違いは，海が表面ではなく，氷地殻の下にあることである．それゆえ，た97

うに表される運動方程式が用いられる [7]：式が用いられる[7]：とえ同一の支配方程式であっても，境界条件が異なる
98
ため自力で解く必要さえ出てくる．また，地球－月系と違い，氷衛星に起潮力をもたらすのがガス惑星であ99である．他方，液体部分に着目するときは，以下のよ
4𝜕𝜕𝜕𝜕𝒗𝒗𝒗𝒗
1
𝑐𝑐𝑐𝑐𝐷𝐷𝐷𝐷+ 2𝛀𝛀𝛀𝛀 × 𝒗𝒗𝒗𝒗 = 𝛁𝛁𝛁𝛁𝜙𝜙𝜙𝜙 − 𝛁𝛁𝛁𝛁𝑝𝑝𝑝𝑝 − 𝛼𝛼𝛼𝛼𝒗𝒗𝒗𝒗 − |𝒗𝒗𝒗𝒗|𝒗𝒗𝒗𝒗 − 𝜂𝜂𝜂𝜂𝛁𝛁𝛁𝛁 2 𝒗𝒗𝒗𝒗 （2）𝜕𝜕𝜕𝜕𝑡𝑡𝑡𝑡
ℎ
𝜌𝜌𝜌𝜌

(2)

ここで，𝒗𝒗𝒗𝒗 (= 𝑑𝑑𝑑𝑑𝒖𝒖𝒖𝒖/𝑑𝑑𝑑𝑑𝑡𝑡𝑡𝑡)は速度ベクトル，𝛀𝛀𝛀𝛀は回転ベクトル，𝑝𝑝𝑝𝑝は圧力，𝛼𝛼𝛼𝛼は線形抗力係数，𝑐𝑐𝑐𝑐𝐷𝐷𝐷𝐷 はり散逸メカニズムが異なることや，複数ある衛星間で

v =du/dt）
ここで，（は速度ベクトル，Ω は回転ベクトル，100
下部抗力係数，𝜂𝜂𝜂𝜂は粘性率，ℎは海の厚さである．式(1)と式(2)は一見まるで別物のように見
p は圧力，αは線形抗力係数，CD は下部抗力係数，ηの重力相互作用が無視できず軌道共鳴の関係にあるといった複雑さなどから，氷衛星における潮汐には未知

は粘性率，h は海の厚さである．式（1）と式（2）は一見の部分が多く残されている．

まるで別物のように見えるが，そうではない．式
（1）

101

えるが，そうではない．式(1)に無視されている移流項(式(2)の左辺第 2 項)を追加し，応力102テンソルの中身を具体的に仮定し展開すると式(2)の表記に至る．
に固体では無視できるほど小さな移流項
（式
（2）
の左辺
固体と液体では力が加わったときの応答が大きく異第 2 項）を追加し，応力テンソルの中身を具体的に仮なる．そのため潮汐変形の研究は，主に固体部分の比103
ここで注目したいのが，慣性項，つまり式(1)の左辺の項(式(2)の左辺第 1 項)である．今，較的小さく遅い運動に着目するものと，液体部分の比定し展開すると式（2）の表記に至る．ここで注目した

較的大きく速い運動に着目するものの 2 種類ある．前いのが，慣性項，つまり式（1）の左辺の項（式（2）の左

104

衛星の公転に伴う潮汐変形を考えるので，変位・応力・重力ポテンシャル(の擾乱)がいずれ

105
も公転角速度𝜔𝜔𝜔𝜔で周期的に変化すると仮定できる．そこで式(1)のフーリエ変換を考えると，
辺第 1 項）である．今，衛星の公転に伴う潮汐変形を者では，外力に対する弾性球の運動方程式を解く方法が一般的である．詳細は，故竹内均先生による ｢ 地球考えるので，変位・応力・重力ポテンシャル（の擾乱）

科学における諸問題 ｣[2] を参考にされたい．この種のがいずれも公転角速度 ω で周期的に変化すると仮定で研究では液体は剛性率 0 の極限として扱われ，そこできる．そこで式（1）のフーリエ変換を考えると，慣性

106

107

慣性項の時間 2 階微分は−𝜔𝜔𝜔𝜔2 で置き換えることが出来る．これは一般に小さな値であるため，従来研究では慣性項ははじめから 0 として取り扱われることが多かった．このような簡略
2

項の時間 2 階微分は− ω で置き換えることが出来る．
の運動はあまり考えず，重力ポテンシャルの連続性だ
108
化は液体の運動に着目した場合とは対照的である．後者では慣性項は無視せず，またそうけが考慮される．他方，後者ではラプラスの潮汐方程■2018遊星人Vol27-4.indd287

これは一般に小さな値であるため，従来研究では慣性

109

いったダイナミックな成分に由来する大きな潮汐加熱が近年報告されている[e.g., 4]．これ

110は，𝜔𝜔𝜔𝜔2 は小さいものの右辺の項もまた小さくなる場合があり，結果的に液体については慣

111

性項が無視できない場合があることを意味する．したがって，内部海を持つ氷衛星の潮汐

112

応答を固体に着目した定式化(式(1))で計算する際，(剛性率 0 の極限として扱われる)液体

113

層があるにも関わらず慣性項を無視すると，運動を正しく記述できず，潮汐加熱率の見積
2018/12/07

17:43:48

288

日本惑星科学会誌 Vol. 27, No. 4, 2018(a) 慣性項あり

3

Re(h2)

Re(h2)

氷の粘性率 (Pa s)

2

2

1

1016
1015

1

1014
1013

0

0

−1
10−3

(b) 慣性項なし

3

10−2

10−1

100

101

102

−1
10−3

内部海の厚さ (km)

1012
10−2

10−1

100

101

102

内部海の厚さ (km)

図1： 慣性項を（a）考慮した場合と（b）無視した場合における潮汐応答の大きさ．縦軸は球面調和次数2の潮汐変位ラブ数の実部，横軸は海の厚さである．海の厚さが10 kmより薄い場合，（a）と（b）の間に差が見られる．
（a）においては海の厚さが～ 80 m（鉛直破線）のとき共鳴が起きている．論文[6]のFigure 3と同じデータセットを利用した．

項ははじめから 0 として取り扱われることが多かった． るようになった．
このような簡略化は液体の運動に着目した場合とは対液体部分の運動に着目する研究も近年進められてい照的である．後者では慣性項は無視せず，またそういるが，従来研究では液体層上端は自由表面を仮定してったダイナミックな成分に由来する大きな潮汐加熱がいた．つまり，地球のように海が天体表面にあること

2

近年報告されている [e.g., 4]．これは，ω は小さいもを仮定していた．しかし，既に述べたように，氷衛星のの右辺の項もまた小さくなる場合があり，結果的にのもつ海の上には氷地殻がある．したがって，この効

液体については慣性項が無視できない場合があること

果を取り入れることが喫緊の課題であった．これにつを意味する．したがって，内部海を持つ氷衛星の潮汐

いては，論文 [6] の第 2 著者を筆頭にした研究で解決し応答を固体に着目した定式化（式（1））で計算する際，た [7]．アイデア自体は非常に簡単で，海上端に圧力（剛性率 0 の極限として扱われる）液体層があるにも関がかかった状態にして式（2）を解くのである．しかし，わらず慣性項を無視すると，運動を正しく記述できず，

移流項があるゆえに式変形は非常に煩雑である．これ

潮汐加熱率の見積もりに影響する可能性がある．

をなんとかして解析的に解くことで，内部海における2.3

解決策と得られた知見

そこで，式（1）の慣性項を残して式変形を進めていく．

発熱率が計算できるようになった．中でも興味深いのは，海での散逸に伴う潮汐変形の位相遅延であろう．
一般に潮汐変形の振幅は氷地殻の厚さに依存し，その図 1 は，慣性項を考慮した場合と無視した場合の潮汐下の海の厚さには（共鳴が起こる場合を除き）
あまり依

変形の大きさを比較している．ガニメデを想定し，先存しないと考えられてきたため，潮汐変形計測からは行研究 [8] で用いられたパラメータ設定で計算した．

海の厚さに関する情報はあまり得られないと思われて慣性項を考慮するとしないとで，潮汐変形の大きさがきた．しかし，海の厚さによっては潮汐変形の位相がずいぶんと違って計算されることが分かる．詳細は論大きくずれることが分かった [7]．精密な地形計測に

文 [6] に譲るが，薄い液体層の存在が鍵となって共鳴

よって潮汐変形の振幅と位相の両方が高精度で求まれが起きるが，それをきちんと捕らえられているかいな

ば，内部構造に強い制約を与えられるであろう．

いかの違いである．共鳴により大きく変形すると大きこれまでの研究で固体部分 [6] と液体部分 [7] の運動な加熱が予想される．そのため，この共鳴は衛星の進がそれぞれ定量化されたので，衛星内部の潮汐加熱率

化，特に内部海の固化を防ぐように寄与するだろう．

分布が正しく計算できるようになった．これらを用い

また，この研究によって，潮汐に対する氷地殻の影響

た衛星熱進化計算は今後の研究テーマである．

も定量化され，潮汐加熱率がより一層正確に計算でき■2018遊星人Vol27-4.indd288

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固体惑星物理学における諸問題／鎌田

289ており，特にスカンジナビア半島の隆起は有名である．

3. 粘性緩和

これは，過去に巨大な氷床がスカンジナビア半島にあり，それが融けてなくなった今，アイソスタシーを回

3.1

現象のおさらいと重要性復するように隆起が続いているのだと考えられている．
そしてこの動きから地球深部の粘性率構造が推測され天体の固体部分の主要な構成物である岩石や氷（水ている [e.g., 13]．この方法をそのまま月惑星に流用すに限らず揮発性物質の固体も含めた，広義の意味でのれば，それらの内部の粘性率構造，そして温度構造が氷）は，地質学的時間スケールにおいて粘性流体とし制約できるように思われる．しかし，そうは簡単にいて振る舞う．そのため，大規模な地形は時間とともにかなかったのである．

徐々に滑らかになり，そして消え去っていく．この現何が問題なのであろうか．結論からいえば，考える

象が粘性緩和である [e.g., 9]．潮汐変形より遙かに長時間スケールが違いすぎるゆえに，仮定しなければい

い時間スケールにおける変形であるため，地形の粘性

けない条件が明らかに満たせないのである．先のスカ

緩和は日々の生活ではあまり実感できない現象である．

ンジナビア半島隆起の例でいえば，これは一万年程度

しかし，水飴をぐっと押して凹ませると，ゆっくりとである．他方，我々が考えているのは数十億年スケー

平らになっていくことは想像に難くない．それの時間ルの変形である．後者のような長い時間スケールを考

スケールも空間スケールも非常に大きなものだと考ええる場合，その間に天体の熱進化が進行してしまい，ていただきたい．

それによって内部の粘性率構造は大きく変化しうる．

粘性緩和は天体の熱史を探る上で重要な手掛かりとしかし，地球研究でよく使われてきた ｢ ノーマルモー

なる．粘性緩和の時間スケールは粘性率に依存し，そド法 ｣[13] と呼ばれる解析的な手法を用いる場合，粘して一般に岩石や氷の粘性率は温度に強く依存する性率は時間に依存しないと仮定する必要がある．その[e.g., 10,11]．高温ほど粘性率は低くなるので，地形のため，この手法は月惑星の地形緩和問題には適さない．

緩和は短時間で進行する．一方で，低温になると粘性

当然，数値的な手法を用いればこの問題は解決される率は急激に高くなるので，長い時間が経っても地形はが，なんでもかんでも計算機に任せるわけにもいかな

あまり緩和しない．先ほどの例でいえば，暖かい水飴

い．月惑星のデータは量・質ともに限られているので，に作った凹みはすぐ消えるが，冷たい水飴に作った凹

様々なパラメータに対する不確定性が大きく，またど

みはゆっくりとしか消えないのである．つまり，もしのパラメータに対して計算結果が大きく依存するかは

今でも起伏に富む地形が残っていれば，それは少なく計算してみないと分からないことも多い．そのため，ともその地形が出来た時から現在までその天体が冷たパラメータスタディをしなくてはいけないのが現状でかったことを意味する．逆に地形が緩和した痕跡が見ある．したがって，計算コストはできるだけ小さくなられた場合，その地形が出来てからある程度の間はそければならない．

の天体が熱かったことを意味する．そして，粘性緩和する ｢ 地形 ｣ というのは，表面地形だけに限らない．

3.3 解決策と得られた知見

地殻－マントル境界などの内部密度境界面に起伏があ

つまり，粘性率の時間発展を考慮でき，かつ計算コれば，それも時間とともに緩和する [e.g., 12]．重力場

ストが小さい数値計算手法が必要である．今，我々はなどを用いて現在の内部構造が推定できれば，過去の時間 1 次元 + 空間 3 次元の運動を計算しようとしてい天体内部の温度が推定できるのだ．

る．すべて数値的に解くと計算コストが大きすぎるの

3.2

課題

で，関数変換や関数展開といった解析的な処置を施し，必要な次数まで計算することで計算コストを抑えるこ

固体物質の持つ粘性により地形や重力場がゆっくりとを考える．先の ｢ ノーマルモード法 ｣[13] では，時間と変化する現象も，やはり地球を対象によく研究されに対してはラプラス変換，空間については球面調和展ている．今や GPS などを使って精密に地形を計測し開を用いており，ラプラス変換を用いるためには粘性続けることで，地球の変形はリアルタイムに観測され率を固定しなくてはいけない．そこで我々は，時間に■2018遊星人Vol27-4.indd289

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290

日本惑星科学会誌 Vol. 27, No. 4, 2018(a) 新手法

0.0(b) 旧手法 (Diff-IV)

0.0

−0.5

時間ステップ (yr)

−0.5

h' 2

h' 2

1000
−1.0

−1.5

−2.0

500

−1.0

100
10

−1.5

0

5

10

15

20

−2.0

1
0

5

時間 (kyr)

10

15

20

時間 (kyr)

図2： 表面地形の粘性緩和計算における精度と数値安定性の比較．縦軸は球面調和次数2の荷重変位ラブ数，横軸は時間である．
（a）の数値積分法を用いると，大きな時間ステップを採用しても高精度かつ安定に計算を進められる．計算条件は論文[14]を参照せよ．論文[14]のFigure 2と同じデータセットを利用した．

−45˚

0˚

45˚

90˚

135˚

表側

180˚

−135˚

−90˚

40

裏側

45˚

35

0˚

30

−45˚

25

−90˚

−45˚

0˚

45˚

90˚

135˚

180˚

−135˚

−90˚

表面温度勾配上限値 (K/km)

−90˚

20

図3： かぐや測地データと長期粘性緩和計算から求められた，各衝突盆地形成期における地温勾配の上限値．左側，右側がそれぞれ月の表側，裏側に対応する．表側のほうが裏側よりも大きな地温勾配上限値をもつ．論文[28]の図4を改変した．

対しては数値積分を行うが，空間については同様に球を制約した（図 3）[15]．月の表側と裏側とでこの値が面調和展開を用いることを考えた [14]．さらに，時間

大きく異なっていること，そして月地殻深部まで放射方向の数値積分にあたっては，大きな時間ステップを性元素濃度に大きな地域差がありそうだということが取ってもできるだけ高精度で数値不安定が起こりにく明らかとなった [15]．元素組成の不均質は月マグマオ

いような積分法を用いる．詳細は論文 [14] を参照されーシャンの固化過程を反映するため，月の熱進化はかたいが，図 2（a）の方法を使うとよいことが分かった．

なり早い段階から表裏で不均質であったことが推測さ

この計算手法を用いることで，様々なパラメータ条れる．一方で，粘性緩和が著しく進行した（｢ 崩れた ｣）件下での数十億年に渡る地形と重力場の変化を，現実

衝突盆地の解析からは，それらの形成期には地殻－マ的な時間のうちに計算することができるようになった．

ントル境界は非常に高温であったことが分かった [16]．

その結果と月周回衛星 ｢ かぐや ｣ などで得られた精密すなわち，崩れた衝突盆地の形成はマグマオーシャン

な月測地データを比較することで，粘性緩和していなの固化からごく短期間であることが示唆された．またい（｢ 新鮮な ｣）衝突盆地が形成した時期の月地温勾配

月面には新鮮な衝突盆地と崩れた衝突盆地の両方があ■2018遊星人Vol27-4.indd

290

2018/12/07

17:43:49

固体惑星物理学における諸問題／鎌田

291(a) 緩和度 = 44.3%

6(b) 緩和度 = 10.6%

3

断層パターン
放射状正断層
同心円状正断層

2

応力 (MPa)

応力 (MPa)

4

2

横ずれ断層
放射状逆断層

1

0

0

−2

−1

同心円状逆断層

応力方向
半径

0

300

600

900

1200

0

盆地中心からの距離 (km)

300

600

900

周

1200

盆地中心からの距離 (km)図4： 冥王星上の半径400 kmの盆地が粘性緩和した際に予想される断層パターン．鉛直実線は盆地の半径を示す．（a）粘性緩和が進行した場合，盆地の内部は同心円状の正断層が入る．
（b）粘性緩和が進行しない場合，盆地の内部は放射状の正断層が入る．
計算条件は論文[18]を参照せよ．論文[18]のFigure 5と同じデータセットを利用した．

ることから，内側太陽系における天体衝突史モデルの1017

うち，後期隕石重爆撃のピークがあるものの，比較的[16]．ちなみに，計算コストの小さな手法を用いたとはいえ，膨大な数の計算条件を短時間で網羅するため，
国立天文台水沢観測所やカリフォルニア大学サンタクルーズ校の計算機たちに活躍してもらった．
岩石に限らず氷もまた長い時間スケールでは粘性を示すため，粘性緩和は氷天体でも起こりうる．したがって，たとえば冥王星においても，月と同様に衝突盆地はそれができた時点での内部温度構造を反映して粘基準粘性率 (Pa s)

小さなピークモデルがもっともらしいことも分かった

109
108

1016

107
10

15

106

1014
1013
1012

0

10

性緩和が起きると考えられる．しかし冥王星では衝突速度が遅く衝突盆地の初期の地形推定が難しいため[e.g., 17]，地形データから粘性緩和の進行度（緩和度）を推定するのは困難に思われる．そこで筆者らは，画像から判断しやすい断層パターン（同心円状か放射状か）と緩和度の関係に着目した（図 4）[18]．粘性緩和に
よって地殻内の応力場が変化するため，断層の入り方

20

30

40

50

60

氷地殻の厚さ (km)図5： エンセラダスの氷地殻の粘性緩和時定数のパラメータ依存性．図中の数字は時定数で，単位は年．右下の濃い灰色の条件では温度構造の解がなく，また左右の陰の領域ではア
イソスタシーの補償が成り立たない．氷地殻が厚いほど，
基準粘性率（273 Kでの氷の粘性率）が低いほど粘性緩和の時定数が小さく，粘性緩和が早く進行することが分かる．
詳細な計算条件については論文[20]を参照せよ．論文[20]のFigure 4と同じデータセットを利用した．

は緩和度に依存するのである．この研究により，冥王星の内部熱進化を観測と結びつけることができるようとは，何らかのメカニズムによって地殻厚のばらつきになった．

が維持されていることを意味する．筆者らは，これがまた，土星の氷衛星エンセラダスについても，粘性

潮汐加熱による氷地殻の部分的な融解であると考え，緩和からその熱進化に関わる情報を得ることができた．

粘性緩和と融解の時間スケールの比較を行った（前者

粘性緩和によって氷地殻の厚さのばらつきは減少してを図 5 に示す）[20]．この研究により，エンセラダス内

いくと思われ，しかもその時間スケールは氷の粘性率部での潮汐加熱率を制約し，そこから惑星（ここではの低さゆえに短いと思われる．しかし，エンセラダス

土星）の中での潮汐散逸メカニズムに対する示唆を得の氷地殻は南半球で薄くなっており，とくに南極付近ることができた．

では厚さ数 km と見積もられている [e.g., 19]．このこ■2018遊星人Vol27-4.indd291

現在，同様の研究を様々な固体天体を対象に進める

2018/12/07

17:43:51

292

日本惑星科学会誌 Vol. 27, No. 4, 2018

傍ら，衛星の軌道進化に伴う（永年）潮汐バルジの粘性もし天体内の熱輸送が伝導だけであるなら，この 1 次緩和問題にも取り組んでいる．

元アプローチはうまくいく [2]．しかし，対流も起きる場合にはそう簡単ではない．対流によって物質が輸4. 熱進化

送されるときは循環が形成されるので，鉛直方向だけ
でなく水平方向にも物質と熱が移動する．したがって，

4.1

現象のおさらいと重要性

仮に鉛直 1 次元の温度構造が知りたくても，最低でも空間 2 次元，定量的に正確な結果を得たいのであれば天体の熱進化とは冷却（と発熱）過程のことであり，

空間 3 次元を数値的に解かなくてはいけないのである

惑星・衛星の内部進化において最も基本的な過程であ[22]．しかも残念（？）
なことに，｢ 計算の簡略化のため，る [e.g., 21]．｢ 冷えていく様 ｣ というと，なんだかとて対流は起こらないものとする ｣ と言えない場面が多々もつまらない現象のように聞こえるかもしれない．し出てくる．

かし，結局はこの過程によって，天体内部のダイナミ

惑星スケールの固相対流は，これもやはり地球を対クスであったり，表層での地質活動であったり，はた象に詳しく研究がなされており，中には一般に公開さ

また内部海や磁場の形成・維持であったり，あらゆるれている計算コードもある．しかし 3 次元計算ゆえの惑星 ｢ 活動 ｣ が左右される．したがって，熱史を知ら

計算コスト問題がある上，特に氷天体の長期進化に適ずしてその天体の歴史を紐解くことなど到底できない．

用する上で大きな問題があった．氷天体の進化におい天体の熱進化を知ることは，天体内部の熱がどのよて知りたいことの一つは，内部海の形成条件と存続時

うに表面へと輸送され，最終的に宇宙空間へと散逸し間であり，これはアストロバイオロジーにも直結するていくかを理解することである．固体部分の熱輸送は，

重要研究項目の一つである．一般に，氷天体の冷却に物質の移動を伴わない伝導と，物質の移動とともに熱伴って内部海は薄くなり，その上にある氷地殻が分厚も移動する対流（移流）が担っている [21]．3 節でも述くなっていくと考えられている．そして，その氷地殻

べたとおり，固体惑星を形作る岩石や氷の粘性率は温で固相対流が起きると考えられている．したがって，度に強く依存し，低温で高粘性率となる．このとき，

時々刻々と対流層の厚さを変化させた計算が必要とな物質の移動，つまり対流は起こりづらく，熱は伝導にるが，地球マントル用に開発された対流計算コードのよってのみ運ばれる．逆に高温で低粘性率の場合は固多くで対流層の厚さは固定されている．

体であっても対流が起き（固相対流と呼ばれる），対流

そこで，3 次元の数値対流計算を行うのではなく，が強くなればなるほど熱は効率的に輸送される．つまなんとかして 1 次元計算の枠組みの中で対流の効果をり，天体が形成して間もなく熱い時は熱は逃げやすく

取り入れることを検討してみる．1 次元計算であれば急速に冷えていくが，冷えてくるにつれて冷えにくく

計算コストは小さく，また層の厚さを変えるのも容易なっていくのである．

である．1 次元対流計算は実は数十年も前から行われ

4.2ており，初期地球 [e.g., 23] や火星 [24]，氷衛星 [25] な

課題

どへ応用されている．これらの研究では，恒星進化のさて，具体的に内部構造と初期温度構造を仮定し，研究で利用されてきた ｢ 混合距離理論 ｣ を固体天体に適切な境界条件の下で 45～46 億年間における熱進化も適用できるように発展させ，固相対流による熱輸送を計算することを考える．これまた前節の繰り返しに効率を見積もっている．しかし，実はこの方法，3 次

なってしまうが，多数のパラメータを幅広く振ってみ

元数値対流計算との比較による定量的な精度検証は行る必要があるので，計算コストは極力抑えなければな

われていなかった．その理由は，比較相手の 3 次元計

らない．もし計算を通して理解したいことが天体の全算も発展途上であったことが大きいと思われる．幸い，

球的な進化である場合には，天体の鉛直（動径）方向のパラメータを系統的に変えた 3 次元数値対流計算の結み 1 次元の温度構造に着目すれば事足りるときも多々果が近年報告されており [26]，精度検証が行える状況ある．そのような場合，空間 3 次元モデルを使わなくになっていた．

てよいため，計算コストを抑えられるように思われる．

■2018遊星人Vol27-4.indd

292

そこで，混合距離理論を用いた 1 次元数値対流計算

2018/12/07

17:43:51

固体惑星物理学における諸問題／鎌田

293

天体中心からの距離，（dT/dr）
s は断熱温度勾配である．
ここで注目したいのが，この理論の名前にもなってい0.0

る混合距離 l である．先行研究では，これを ｢ 近い方規格化した深さ

0.2
0.4
0.6
0.8

の境界までの距離 ｣ としていた [e.g., 23]．つまり，考える層の上端と下端では l = 0，層のちょうど中間で

新1次元法
旧1次元法
3次元法

は l は層厚の半分，そしてそれらの間で l は線形に変化するとされていた．したがって l は対流層の上側と下側で対称になっている．しかし，対流層の曲率や粘下半径/上半径 = 0.7
表面レイリー数 = 10

性率の温度依存性などを考慮に入れた場合，温度構造6

粘性率コントラスト = 10

1.0
0.0

0.2

は上下非対称であり（図 6 参照），したがって混合する

0.4

0.6

0.8

1.0

規格化した温度

距離は上下非対称になることが容易に想像される．し
たがって，先行研究における l の決め方はよろしくな

図6： 定常状態における温度構造の比較．旧1次元法と比較し，論文[27]の方法（新手法）は3次元計算の結果[26]をよく再現する．詳細な計算条件については論文[27]を参照せよ．論文[27]のFigure 7と同じデータセットを利用した．

いのでは，ということになる．別の言い方をすると，混合距離理論の採用をやめなくても，混合距離の決めた方を最適化してあげれば 1 次元法でも使い物になるだろうと予想できる．

コードを作成し，様々なパラメータ設定における温度

では，混合距離 l をどのように決めると 3 次元計算

構造を算出し，それを 3 次元計算の結果と比較したの結果を精度よく再現できるのであろうか．これは[27]．その一例を図 6 に示す．この計算条件において，様々な方法があり得るだろう．詳しくは論文 [27] に譲

3 次元計算では上部の熱境界層は厚く対流層の 3 割程るが，筆者は ｢ 膨大な数のパラメータスタディを行い，度，下部のそれは逆に薄く 1 割未満である．そして，

3 次元の結果をできるだけ再現するような l を経験的境界層の間はほぼ等温になっている．一方の 1 次元計に見つける ｣ という力業に出た．先ほどの図 6 に，こ算では，境界層は上下ともに層全体の 2 割程度であり，の改修法を用いた結果も合わせて示す．上下境界層の境界層間でも温度は有意に変化している．残念ながら，厚さや対流層の温度など，ほぼ 3 次元計算の結果を再少なくともこの計算条件においては，1 次元法による現することが分かる．これに対流層の厚さの変化など

対流の効果の見積もりは誤差が大きいことが分かる．

を組み込むことで，内部海を持つ氷天体の 1 次元熱進化計算コードが完成した．

4.3 解決策と得られた知見

このコードを用いて，土星系氷衛星エンセラダスと

1 次元法と 3 次元法との間での誤差が大きい場合がディオネの内部熱構造の制約を試みた [27]．潮汐加熱あることが判明したので，前者を改善することを考え

率，氷の粘性率，氷地殻や内部海に含まれるアンモニ

た．前者では対流による熱輸送がどのように表現されアの濃度，初期（45 億年前）の温度を振ったパラメー

るか，式を見てみよう．混合距離理論では，流体要素

タスタディを行った結果，エンセラダスの現在（最終にはたらく浮力と粘性抵抗（ストークス沈降）のバラン状態）の内部海厚さ（～40 km）を再現する潮汐加熱率

スで決まる速度でもって ｢ 混合距離 ｣ だけ対流するとは～30 GW であり，他のパラメータにほとんど依存

考える [e.g., 23]．このとき，上向きを正としたときのしないことが分かった（図 7（a））．この潮汐加熱率は対流による熱流量 Fconv は以下のように表される：

エンセラダス－ディオネ軌道共鳴系に対する平衡潮汐( ) )  （3）>( ) )

加熱率の大半であることから，ディオネに対する潮汐ここで，αv は熱膨張率，Cp は比熱，ρ は密度，g は重などが分かった（図 7（b））．現在，これらを満たすよ

力加速度，l は混合距離，η は粘性率，T は温度，r はうな土星系の起源と進化に関する研究を進めるととも

2

⎧ v
⎪ 18
conv =⎨⎪0⎩■2018遊星人Vol27-4.indd

293

4( −( ) ) ((2≤

加熱率はさほど大きくないこと（<10 GW），それゆえ(3)

ディオネが内部海を持つにはかなり極端な氷組成（アンモニアが豊富にあるなど）でなければならないこと

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17:43:51

294

日本惑星科学会誌 Vol. 27, No. 4, 2018(a) エンセラダス
基準粘性率 = 10 Pa s
初期温度 = 150 K

50
40
30
20
10
0

0

10

20

30

(b) ディオネ

120

14

現在の内部海の厚さ (km)現在の内部海の厚さ (km)6040

基準粘性率 = 1014 Pa s
初期温度 = 150 K

アンモニア濃度

15

90

(wt%)
15

10

60

10

5

5

30

50

0

0
0

0

潮汐加熱率 (GW)

10

20

30

40

50

潮汐加熱率 (GW)

図7： 潮汐加熱率と現在の内部海厚さの関係．（a）はエンセラダス，（b）はディオネの結果を示す．詳細な計算条件は論文[27]を参照せよ．論文[27]のFigure 9（b）とFigure 10（b）と同じデータセットを利用した．

に，他の内部海をもつ氷天体に本計算手法を適用した

大きく変化している場合もある．｢ 粘性緩和 ｣ では，研究を進めている．

球面調和展開を用いているがゆえの様々な制約がある．
｢ 熱進化 ｣ では，対流層内における発熱が大きい場合

5. まとめと今後の展望

における妥当性が不明であり，筆者の得た経験則は適用できない可能性が高い．こういった既に論文に明記

惑星探査による詳細な観測データが得られるにつれ，されている課題に限らず，今後も新たな課題が発見さ太陽系固体天体の物理学は天文学的側面よりも地球科

れていくであろう．そして，それに対する解決策を探学的側面が一層強くなってきている．地球物理学にお求していくこともまた，世界的に続いていくであろう．

ける古典的な問題の観点で探査データを見ることで，古典的な地球物理学的問題はこの 3 つに限らず数多その天体の現在の内部構造とその進化過程に対する理とあり，問題毎に得られる知見は異なるであろう．
「地解が，少しずつではあるが着実に進行している．筆者

球科学における諸問題 ｣[2] などの地球の教科書を眺めはこれまで，｢ 潮汐 ｣｢ 粘性緩和 ｣｢ 熱進化 ｣ という問題てみると，取り組むべき ｢ 問題 ｣ が一体どれなのか，に着目し，地球の月や冥王星，巨大惑星の氷衛星を対といった研究上のヒントが隠されているかもしれない．

象とした研究を行ってきた．いずれも古典的な問題ゆ地球物理学における古典的な問題は，今後も固体惑星

えに地球を対象とした研究の歴史は長いが，その過程物理学における最先端の研究課題を提供し続けてくれで培われた解法をそのまま適用できる場合は限られてるであろう．

いた．直面する課題に対して独自計算法の開発などの方法で切り込み，各天体の内部の物理学的理解を進め

謝 辞ることはもちろん，そこから化学的な制約や太陽系衝
突史に関する示唆なども得てきた．

本稿は日本惑星科学会 2017 年度最優秀研究者賞受筆者が取り上げた 3 つの現象はどれも普遍的なので， 賞記念論文として執筆させていただきました．推薦し程度の差はあれ，多くの固体惑星・衛星の内部構造とていただいた倉本圭教授と審査員の皆様に感謝いたし

その進化を探る鍵となるであろう．地球研究の解法がます．また，私の博士課程指導教員であった杉田精司

そのまま適用できない場合も多いだろうが，だからこ教授，副指導教員であった故阿部豊准教授，ポスドク

そ研究する価値があるといえる．筆者が提唱する解決

時代から今に至るまで共同研究をさせていただいてい策とて万能ではない．たとえば ｢ 潮汐 ｣ では，氷地殻

る Prof. Francis Nimmo，そして国内外の多数の共同の厚さがほぼ均一であることを仮定するが，実際には研究者の皆様に御礼申し上げます．木村淳助教による■2018遊星人Vol27-4.indd294

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17:43:52

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固体惑星物理学における諸問題／鎌田

丁寧な査読に感謝いたします．本研究は JSPS 科研費

295

Press)

JP16K17787，JP17H06457 の助成を受けたものです．

[23] Abe, Y., 1995, in The Earth's Central Part: Its Structure

参考文献[24] Senshu, H. et al., 2002, J. Geophys. Res. Planets 107,

[1] Murray, C. D. and Dermott, S. F., 1999, Solar System[25] Kimura, J. et al., 2009, Icarus 202, 216.

and Dynamics, 215.
5118.
Dynamics (Cambridge: Cambridge Univ. Press)[2] 竹内均, 1977, 地球科学における諸問題 (東京: 裳華
房)[26] Yao, C. et al., 2014, J. Geophys. Res. Planets 119,
1895.
[27] Kamata, S., 2018, J. Geophys. Res. Planets 123, 93.

[3] Kamata, S. et al., 2016, J. Geophys. Res. Planets 121,[28] 鎌田俊一, 2013, 遊・星・人 22, 200.

1362.
[4] Tyler, R. H., 2008, Nature 456, 770.
[5] Munk, W. H. and MacDonald, G. J. F., 1960, The
Rotation of the Earth : A Geophysical Discussion(Cambridge: Cambridge Univ. Press)[6] Kamata, S. et al., 2015, J. Geophys. Res. Planets 120,
1528.
[7] Matsuyama, I. et al., 2018, Icarus 312, 208.
[8] Moore, W. B. and Schubert, G., 2003, Icarus 166, 223.
[9] Solomon, S. C. et al., 1982, J. Geophys. Res. Solid
Earth 87, 3975.
[10] Karato, S., 2007, Deformation of Earth Materials:
Introduction to the Rheology of the Solid Earth(Cambridge: Cambridge Univ. Press)[11] Durham,W. B. et al., 2010, Space Sci. Rev. 153, 273.
[12] McKenzie, D. et al., 2000, J. Geophys. Res. Solid
Earth 105, 11029.
[13] Peltier, W. R., 1974, Rev. Geophys. 12, 649.
[14] Kamata, S. et al., 2012, J. Geophys. Res. Planets 117,
E02004.
[15] Kamata, S. et al., 2013, J. Geophys. Res. Planets 118,398.
[16] Kamata, S. et al., 2015, Icarus 250, 492.
[17] Bray, V. and Schenk, P., 2015, Icarus 246, 156.
[18] Kamata, S. and Nimmo, F., 2014, J. Geophys. Res.
Planets 119, 2272.
[19] Thomas, P. et al., 2016, Icarus 264, 37.
[20] Kamata, S. and Nimmo, F., 2017, Icarus 284, 387.
[21] Turcotte, D. L. and Schubert, G., 2002, Geodynamics
2nd ed. (Cambridge: Cambridge Univ. Press)[22] Schubert, G. et al., 2001, Mantle Convection in the
Earth and Planets (Cambridge : Cambridge Univ.

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296

日本惑星科学会誌 Vol. 27, No. 4, 2018

特集「火星圏のサイエンス」

火星地下圏探査の科学的意義および戦略

臼井 寛裕

1

2018年7月9日受領，査読を経て2018年10月1日受理．

（要旨）本論文では，汎惑星表層環境進化の解明を最終目標とした戦略的重力天体探査プログラムおよびその一翼を担う火星探査の科学的意義と推進戦略を述べる．戦略的重力天体探査プログラムでは，太陽系天体の水の起源・化学進化・分布を明らかにすることにより，各天体における水環境システムの解明を目的とする．特に，国際競争・国際協働が盛んな将来火星探査計画においては，科学的意義に加え，探査を取り巻く
国内外の状況も鑑み探査戦略を策定する必要がある．そこで本論文では，表層環境進化と密接な関わりが示
唆される火星浅部地下圏に対象を絞った探査を提案したい．

1. 背景および火星探査研究の意義

太陽系天体においても，その本質は「水素の宇宙空間への散逸に伴う不可逆的な酸化過程」と，「水‐岩石今後の惑星科学における重要な科学目標の一つが，反応の結果生じる還元過程」で規定される [2]（図 2）．

生命の存在条件に支配的な影響を及ぼす惑星表層環境

これら酸化還元過程において，水は反応物・生成物との解明である．惑星表層環境を理解するためには，固しての役割に加え，化学反応の媒体であり，化学反応

体圏と大気圏，およびその反応境界層としての表層圏に伴う物質とエネルギーの循環促進剤としての役割をを一つの惑星システムとして捉え，それらの相互関係

担う．つまり，一見すると多様な惑星表層環境の底流を定量的に理解することが必要となる（図 1）[1]．また，にある科学的本質，すなわち汎惑星表層環境進化の理

太陽光度や隕石衝突フラックスの変化といった外的要解には，異なる天体における水環境システムの解明が因も，表層環境に少なからぬ影響を及ぼすことが知ら

必要不可欠であり，その解明こそが戦略的惑星探査プ

れている．太陽系天体では，これらの内的および外的ログラムの研究意義となる．また，水環境システムの要因が異なる時間スケールにおいて相互に関連しあう

解明は，太陽系天体の水の起源・化学進化・分布を明ことで，多様な表層環境を生み出している．本論文でらかにすることと同値であり，日本の目指す戦略的惑

は，これら多様な表層環境を記述する指標を水・物質

星探査プログラムが解くべき課題となる．

循環（水環境システム）に求め，それらを火星地下圏探

水環境システムの観点で太陽系天体を俯瞰し，水の査を含む戦略的な惑星探査プログラムにより解明して起源・化学進化・分布を明らかにしようとした際，火いく道筋を提案したい．

星は戦略的惑星探査プログラムの中核をなす（表 1）．

海をたたえる地球，海の消失により表層の乾燥化が火星は，水環境システムを安定的に保持し，水の「化進行した火星，氷が表層を覆う木星衛星ガニメデ・エ

学進化」および「分布」に関する情報を提供する唯一のウロパに見られるように，太陽系天体は様々な表層環

内惑星であり，また地球との比較対象として，汎惑星境を保持している．一方，多様な表層環境を保持する

表層進化解明の鍵を握る（火星の水環境および表層環

1. 宇宙航空研究開発機構 宇宙科学研究所
usui.tomohiro@jaxa.jp■2018遊星人Vol27-4.indd296

境史に関しては，本特集号 [3-6] に詳しい）．一方，水環境システムの初期条件である「水の起源」は，太陽

2018/12/07

17:43:52

火星地下圏探査の科学的意義および戦略／臼井297

表1： 水環境システムの解明に向けた各天体の探査対象項目．

水星
〇

水の起源
水の化学進化
水の分布

金星
〇
△

地球
◎
◎
◎

月
〇

火星
◎
◎
◎

△

氷衛星
◎
◎
◎

彗星
◎
〇

◎：探査対象として有望，〇：探査対象の可能性あり，△：可能性がゼロではない

金星・地球・火星
大気
水圏
水圏
地圏

地球・火星・氷衛星
図1：太陽系天体の水環境システムの支配要因とその関係性を表した模式図．
図1： 太陽系天体の水環境システムの支配要因とその関係性を表した模式図．左の図は[1]を一部改変．
左の図は [1] を一部改変．

Venus

Earth

਷࿯୭崟崡崮嵈

Eary Mars?

Mars

Atmospherepe to
H O, CO , CH Esca
2

2

Hydro-/CryosphereHy
ydrdroo /C
/Cry
ryyos
osph
p er
ph
eree
Lithosphere

内部からのフラックス（脱ガスなど）space（H

2

, H）

4

Decre

ase of

H2O

H2O2, O2, O3

2[LGDWLRQ
5HGXFWLRQ
water/rock reaction

Time
化学組成・分布の進化

図2： 太陽系天体の水環境システムの支時代進化を表した模式図．表層水の減少および，水素の選択的な散逸に伴い，表層の乾燥化・酸化が進行することを示している．様々な表層環境を保持する複数の太陽系天体を観測することで，惑星表層環境の一般化・定式化につながる物理化学データの取得が期待される．

系全体での物質循環過程の結果を反映するため，複数星・彗星）の両者からの知見を総合することが必須との太陽系天体をシステム的に探査することでのみ正確なる．小天体に関しては，はやぶさ，はやぶさ 2，な描像を得ることが可能となる．つまり，水の“受けMMX，そして OKEANOS につながる強力な探査戦略手”である内惑星天体（水・金・地・火・月）と，外惑

が検討・実施されている [7]．そこで，汎惑星表層環

星領域を起源とする水の“送り手”である小天体（小惑境進化の解明を科学目標とした戦略的な惑星探査プロ■2018遊星人Vol27-4.indd297

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298

日本惑星科学会誌 Vol. 27, No. 4, 2018

図3： 将来火星探査計画（Mars Exploration Program report）の概要．第33回MEPAG会議[8]より抜粋．

グラムでは，これら小天体探査と相補的なプログラム

現在その流れはさらに加速しつつある（火星探査の歴として，火星を軸とした重力天体探査プログラムの実史に関しては臼井・宮本（2014）[9] を参照いただきた施が必須となる．

い）．地球に匹敵するほど複雑で多様な惑星である火星を理解するためには，国際的な枠組みの中で科学目

2. 海外の火星探査計画

標を精査し，お互いを補完し合うような総合的・相補的な探査計画を策定する必要がある．このような国際NASA は火星探査のロードマップとして，2000 年

的な取り組み（MEPAG）[8] は NASA が主導する形で代の「水およびその痕跡の発見」，2010 年代の「ハビタ既に始まっており，科学測機の提供という形で現実化

ブル環境の理解」，そして 2020 年代には「生命の痕跡している．例えば，Mars2020 のローバーには，フラの発見」を提示している（図 3）[8]．このロードマップ

ンスやスペインなどの科学測機が搭載されることが決に 従 い， 火 星 サ ン プ ル リ タ ー ン 計 画（MSR: Mars

定している [10]．また，科学測機の提供だけでなく，

Sample Return）および有人火星探査計画へ向け，着々

Mars2020 と競合かつ補完関係にある ESA の複合探査と準備が進められている．2020 年には MSR 用のサンミッション
（ExoMars）や，MSR のプレカーサとなる

プルキャシュを搭載したキュリオシティーとほぼ同型

日本の火星衛星サンプルリターン計画（MMX: Mar-のローバーが火星に向けて打ち上げられる予定であるが予定されている．国際的なtian Moons eXploration）（Mars2020）．また，それに先立ち，2015 年からは周枠組みでの実施が検討されている火星サンプルリター

回機メイブンによる火星大気の観測が開始され，2018

ン・火星有人探査（2030 年代以降実施）に日本が主導

年からは着陸機インサイト（InSight）による火星内部的な役割を果たすためには，それまでに独自の火星探構造探査が予定されている．

査を成功させ，国際的な信頼を獲得することが必須と2000 年代初頭までほぼ米国により主導されてきたなる．

火星探査は，欧州宇宙機関（ESA）によるマーズ・エクスプレスの成功を受け，国際協調の時代に突入し，■2018遊星人Vol27-4.indd298

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火星地下圏探査の科学的意義および戦略／臼井299

より遠くへ自在な探査：はやぶさから続く小天体往還技術の継承

重⼒天体探査：かぐや・あかつき・ベピコロンボで培われた観測技術の発展
内部構造発展が期待される観測・分析技術群

2018

観測機器

2019

出発

2020

地球帰還

(b4) 惑星保護

打上・運用

SR技術

打上げ

打上げ

APPROARCH

月極域

打上げ

打上げ

軌道投入

OKEANOS

2026

観測機器

2027

(b.1.2b.2) Mars AC(b.1.2a.2) Mars Atm

月SR

月年代

2028

打上

木星到着
衛星周回

空力制御・周回機投入

精密着陸・周回機投入

クルージング

クルージング2033

本論文での探査提案
火星地下水圏・生命圏

空力制御・周回機投入

打上げ
観測

地球帰還

2032

観測

打上げ

打上げ

クルージングMMXCAESARWSO-UV

クルージング

打上げ

2025

2031

納入

DESTINY

2023

2030

ベピコロンボ打上げ

JUICE

小型バス・精密着陸・周回機投入

SR技術

2022

2029

(b2) 大気・惑星間空間

打上げ

2021

2024

SLIM

発展が期待される観測・分析技術群

観測(b3) 化学分析・キュレーション(b4) 惑星保護

小惑星到着

軌道投入

(b2) 内部構造・表層(b3) 化学分析・キュレーション

はやぶさ2

あかつき

発展が期待される観測・分析技術群(b2) 表層・大気・惑星間空間

2017

大気・プラズマ

観測機器

表層環境

観測

2034

月裏側原始地殻SR

凡例：長方形（オレンジ）：戦略的中型、長方形（青）：プログラム的小型、六角形：機器の提供による国外探査、長方形（破線）：政府支援型国際協働探査、矢印：機器開発と人的資源の流れ

図4： 太陽系・系外探査プログラムの工程表 [7].

3. 日本の目指すべき探査戦略および推進体制ンスを目指すべきではないことは明白である．
私は，日本の目指す戦略的惑星探査プログラムが解くべき課題として掲げる水環境システムの解明に向け，

Mars2020 に代表されるように，MSR を共通の目標

地下環境に探査対象を絞り込んだ火星探査計画を実施とした今後の火星着陸探査シリーズでは，着陸や試料すべきと考えている．この火星地下圏探査は，先行す放出の観点から，低緯度・低高度・低傾斜地に集中的る欧米の火星探査や MSR では積極的に得ることを意に大型の着陸機を送ることとなる．しかしながら，火図していない水環境システムに関する知見を提供する

星は地球と比するほど地質学的多様性に富んだ惑星でという点で，日本の独自性と国際貢献の両者を担保すある [11]．つまり，MSR からは，非常に精密で高精度る．また，火星地下圏探査は，日本惑星科学会が提出だが，一方で極めて偏った科学情報が取得される懸念

した RFI（Request for Information）文書 [7] においてがある．この懸念は，MEPAG でも共有され，MSR

も，宇宙科学研究所（宇宙研）の中型計画案に位置付けとは独立かつ相補的な探査計画の必要性が認識され，られ，日本の目指す小天体探査プログラムとも高い親

小型ローバーやネットワーク型小型着陸システムによ和性を有する．なお，惑星科学会 RFI 文書で提案される極域・非整地への探査が提案されている [12]．しかし，た火星地下圏探査では，現存生命あるいは過去の生命

これらの提案は，2018 年の段階において未だスタデの痕跡の探索や，生命前駆環境の理解を目指した，いィーグループとしての検討段階にすぎず，その科学的わゆる生命探査が重要な科学目標のひとつとしても提重要性の認識とは裏腹に，具体的な探査計画へと結実案されている（火星地下環境探査の詳細は [7, 13] を参しているわけではない．一方，探査機会の限られる日照されたい）．

本において，火星の地質学的多様性のみに強く依存し，

火星地下圏探査では，過去の地下熱水活動に関連し

地域地質学に落とし込まれるような“ニッチ”なサイエて形成されたと考えられる炭酸塩岩や粘土鉱物を含む■2018遊星人Vol27-4.indd299

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日本惑星科学会誌 Vol. 27, No. 4, 2018

堆積岩が露出した地域（例えば，McLaughlin クレータ技術の開発・融合を目指した活動が進められている．

や Isidis basin の南側のクレータ壁など）が具体的な探ここで得られる地上および宇宙空間での探査技術の応査対象候補として挙げられる [7]．また，地下帯水（氷）

用先は火星着陸探査にとどまらない．例えば，国際協層からの季節的な塩水の浸出で形成されたと解釈され働での検討が進められている月の極域探査・有人探査ている Recurring Slope Lineae（RSL）現象 [14] が観察

では，天体表面移動および掘削が日本の提供すべきキされる低緯度地域（マリネリス渓谷深部に位置する

ー技術として提案されている．月での宇宙技術実証は，Melas Chasma など [15]）や，地下氷（総厚 100 ｍ以上）

自立性が必要とされる火星探査と，地球上での技術実の露出が確認されている中高緯度地域 [16] なども探査

証をつなぐという点において，高い戦略的価値を創出

対象として検討されるべきである．さらに高緯度の極する．月や火星での技術実証により信頼性の担保され冠氷床の下部（深度～1.5 km）には，約 20 km にわたりた各要素技術は，その先にある MSR や氷衛星探査な

帯水層（地底湖）の存在が示唆されている [17]．この現どの国際協働プロジェクトにおいて，日本のプレゼン

存する地底湖に直接アクセスするような探査は現時点

ス向上に貢献するであろう．

で現実的ではないが，火星の極移動を考慮し液体水領

地質学的に多様な天体である火星への着陸探査では，域の痕跡を中高緯度で探索することで，地底湖と接し着陸地点の選定が探査のサイエンス価値に直結する．

ていた地層を調査するような探査は，浅部地下探査の小惑星リュウグウなどの小天体とは対照的に，火星に候補として検討すべきと考える．

限らず多くの重力天体では，既存の表面分光観測デー

我々の提案する火星地下環境探査では，重力天体へ

タが充実している場合が多く，それらのデータベースの 軌 道 投 入 お よ び 着 陸（EDL: Entry, Decent, andを活用した着陸探査計画立案が求められる．米国と比Landing）を基礎技術として習得・実証することが最較した際，日本の惑星探査コミュニティーは地球科学

低限，求められる．EDL 技術は，MMX および月着陸分野（地質学・火山学・水文学など）の取り込みが十分

実 証 探 査（SLIM: Smart Lander for Investigatingとは言えない．一方，地球科学の諸分野も，生物学なMoon）での習得が期待される（図 4）．一方，火星探査

どとの融合を進めつつあるが，同時に地球外にも未開の歴史を振り返るに [9]，EDL に関しては可能な限り

拓のフロンティアを強く求めている．火星は両者の融

火星での実証試験を行うべきである．そこで，本格的合に最適な研究対象であり，“地球・惑星科学”
を文字

な火星着陸探査のプレカーサーとして，周回機探査と通り“地球惑星科学”とする可能性を秘めている．2018の組み合わせも含めた着陸技術実証が望まれる．EDL

年度より開始された新学術領域「水惑星学の創成」
では，技術実証を視野に入れた周回機探査の例として，海外

まさに地球科学と惑星科学の真の融合を目指した研究では ExoMars Trace Gas Orbiter が挙げられ，国内に活動が進められつつある [18]．

おいても火星エアロキャプチャー技術を利用した火星周回大気探査が検討されている（図 4）[7]．

謝 辞

地下水圏へのアクセスが要求される火星地下圏探査
では，EDL 技術に加え，地下環境探索および掘削と玄田英典博士には本総説を執筆する機会を与えて頂いった多くの新規技術を必要とする．これらの新規技

きました．また，佐々木晶博士には，本論文の執筆に術に関しては，大学や宇宙研などアカデミックに閉じ際し有意義な助言・ご指摘を頂きました．本論文で提た開発ではなく，民間・商業ベースの宇宙産業の一部案した火星探査戦略案は，火星環境探査リサーチグル

として取り組むべきと考える．例えば，NASA 実施

ープ（以下，敬称略：山岸明彦・亀田真吾・藤田和央・

す る の 多 く の 惑 星 探 査 で は， 民 間 企 業 で あ る

宮本英昭・石上玄也・寺田直樹・熊本篤志・関華奈子

Honeybee Robotics 社から，掘削や試料採集技術が提他），水惑星学メンバー（関根康人・玄田英典・渋谷岳

供 さ れ て い る（MER : Mars Exploration Rover,造・福士圭介・渡邉誠一郎他），東工大火星チーム（黒Phoenix, MSL な ど ）． 国 内 に お い て も，2014 年 に川宏之・中田亮一・佐藤雅彦・野口里奈・石山謙・小JAXA 宇宙探査イノベーションハブが設立され，大学・

池みずほ・森脇涼太・大学院生他），惑星科学会 RFI

研究機関・民間企業等との連携による地上技術と宇宙作成メンバー（千秋博紀・荒川政彦・探査運営委員他），■2018遊星人Vol27-4.indd

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火星地下圏探査の科学的意義および戦略／臼井301

杉田精司博士，および田近英一博士とのとの議論がもととなっている．これらの議論において，宇宙科学研究所リサーチグループ経費および日本学術振興会新学
術領域研究「水惑星学の創成」（17H06459, 17H06454）のサポートを受けている．

引用文献[1] Ehlmann, B. L. et al., 2016, J. Geophys. Res. 121,
1927.
[2] 関根康人 ほか, 2010, 遊星人 19, 305.
[3] 黒川宏之 ほか, 2018, 遊星人 27, 127.
[4] 小池みずほ ほか, 2018, 遊星人 27, 180.
[5] 野田夏実 ほか, 2018, 遊星人 27, 138.
[6] 今村翔子 ほか, 2018, 遊星人 27, 163.
[7] JAXAからの情報提供依頼（RFI）への回答文書（惑星科学会）<https://www.wakusei.jp/~RFI_kaitei2017/
for_all/>[8] Meyer, M., 2017, 33rd MEPAG <https://mepag.jpl.
nasa.gov/meetings.cfm>[9] 臼井寛裕・宮本英昭, 2014, 地球化学 48, 221.
[10] https://mars.nasa.gov/mars2020/[11] Carr, 2007, The Surface of Mars. (Cambridge
University Press).
[12] Johnson, J., 2018, 2nd MEPAG Virtual Meeting<https://mepag.jpl.nasa.gov/meeting/2018-06/07_
Johnson_SAGs_MEPAG_VM2_v03.pdf>[13] 臼井寛裕, 2016, 第49回月・惑星シンポジウム<https://repository.exst.jaxa.jp/dspace/handle/
a-is/577230>[14] Ojha, L. et al., 2015, Nature Geoscience 8, 829.
[15] 宮本英昭 ほか, 2016, 地質学雑誌 125, 171．
[16] Dundas, C. M. et al., 2018, Science 359, 199.
[17] Orosei, R. et al., 2018, Science, DOI: 10.1126/science.
aar7268.
[18] http://www.aquaplanetology.jp/■2018遊星人Vol27-4.indd

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日本惑星科学会誌 Vol. 27, No. 4, 2018

訂正：マンガン酸化物と室内実験から示唆される初期火星の酸化的表層環境
野田 夏実 ，今村 翔子 ，関根 康人 ，上杉 宗一郎 ，
22
34
栗栖 美菜子 ，高橋 嘉夫 ，寺田 直樹 ，福士 圭介
1,2

1,2

1

2

2018年10月1日受領，査読を経て2018年10月1日受理．

日本惑星科学会誌『遊・星・人』2018 年第 27 巻第 3 号に掲載された記事『マンガン酸化物と室内実験から示唆される初期火星の酸化的表層環境』[1] に於きまして，記述ミスが 1ヶ所ありました．以下の通り，お詫びして訂正致します．尚，この訂正による，実験結果や議論への影響はございません．

参考文献

141ページ左段上
表 1. 実験 Low-Mn-2 の H2O2 濃度について[1] 野田夏実ほか, 2018, 遊星人 27, 138.

（誤）0.97 [mM] →（正）3.9 [mM]
表 1：訂正後の実験条件．訂正部分に下線を引いて
いる．
Mn2+
[mM]

Cr 6+
[mM]

Ni2+
[mM]

Zn2+
[mM]

High-Mn-2

16.3

0.33

0.32

0.32

High-Mn-3

48.2

0.93

0.94

0.94

Low-Mn-1

0.59 0.020 0.020 0.020

High-Mn-1

Low-Mn-2
Low-Mn-3

26.4

0.86

0.86

0.86

1.05 0.035 0.035 0.035
1.05 0.035 0.035 0.035

KMnO 4[mM]
17.5

H 2O 2
[mM]
130

pH
10.0
6.3
8.8

0.42

10.8
3.9

7.5

11.9

表1： 実験条件のまとめ．表中の単位mMとはmmol/Lを意味する．
マンガンの濃度が10 mmol/L以上と高い条件（High-Mn）と，1mmol/L程度と低い条件（Low-Mn）でそれぞれ，用いる酸化剤やpHの異なる3つの条件で実験を行った（詳細は本文参照）．実験には六価クロムの標準液を用いているが，出発溶液においてマンガンや過酸化水素水に還元され，三価クロムとなると考えられる[24]．pHは水酸化ナトリウム溶液を加えることで調整している．

1. 東京工業大学地球生命研究所
2. 東京大学理学系研究科地球惑星科学専攻
3. 東北大学大学院理学研究科
4. 金沢大学環日本海域環境研究センター
natsumi@eps.s.u-tokyo.ac.jp■2018遊星人Vol27-4.indd

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地球物理学者によるハワイ島の火山見学案内３／はしもと303

地球物理学者によるハワイ島の火山見学案内 3

はしもと じょーじ

12（要旨）毎度おなじみ無保証の原稿である ．本稿に関連していかなる損害が発生したとしても，筆者は一切責任をとらない．

1. キラウエア・アップデート

るとは予想していなかったようである．
一方で，噴火の開始については，噴火の約 2 週間前2018 年 5 月上旬に始まったキラウエア（Kilauea）東に 出 た Volcano Watch（2018-04-19）[3] に“current

リフトゾーンでの噴火は，2018 年 8 月上旬に溶岩を地

circumstances indicate an increased likelihood of

上に噴き出すのを止めた．先々号（2018 年 6 月 25 日発

changes at Puu Oo in the coming weeks”
と書かれて

3

行）の遊星人 ではハワイ火山国立公園の見所を紹介

いて，数週間以内に噴火が始まる可能性があると考えした [1] のだが，原稿提出締切（4 月末）直後の 5 月上旬（Puu Oo）はキられていたことがわかる ．プウ・オオに東リフトゾーンで噴火が始まり，原稿が掲載される

ラウエアの東リフトゾーンにある火口である．プウ・

前にハワイ火山国立公園は閉鎖されてしまった．先号

オオに設置された傾斜計と GPS は，3 月半ば以降に山（2018 年 9 月 25 日発行）の遊星人では溶岩がばんばん

体が急速に膨張していることを示していて [4]，これ出ていると書いた [2] のだが，原稿提出締切（7 月末）直はプウ・オオの地下にあるマグマ溜まりの圧力が高ま後の 8 月上旬に東リフトゾーンの噴火は止まり，原稿っていることを示唆すると考えられた．過去 5 年間にが掲載される前に溶岩を噴き上げて溶岩チャネルをつおいて同様の現象が見られた 2014 年 6 月と 2016 年 5 月

くるような噴火は終わってしまった．とても間の悪いには，山体の膨張が観測された後，プウ・オオの山腹

45ことではあるが ，8 月 2 日にアメリカ地質調査所ハワに新しい火口が開いて溶岩が噴き出した．そして今回

イ火山観測所が出した Volcano Watch（2018-08-02）（2018 年）もまた山体の膨張が観測された後，新しい[3] に も，“Based on past eruptions and current geo-

火口が（プウ・オオからは 20 km ほど離れた場所に）
開

physical monitoring, it could continue for many

いて溶岩が噴き出した．

months to a few years.”と書かれており，噴火が止ま
1. 岡山大学理学部地球科学科
george@gfd-dennou.org
2. 前編 [2] の最後の節「次回予告？」は，編集長の指示によって追加されたものである（筆者が作成した最初の原稿にはなかった）．本稿（その 3）によって遊星人のページ数が増えたことの
責任は編集長にある．
3. 表紙に書かれた見出しは「地球科学者によるハワイ島の火山見となっていた．遊星人編集部は，筆者を“地球物理学者”
学案内」
ではなく
“地球科学者”と分類したようである．
4. 間が悪いのは全て遊星人の編集スケジュールのせいなのだが，これだけタイミングを計ったように裏目のイベントが発生してしまったのは，やはり筆者の日頃の行いが悪いせいなのかもしれないと少し弱気になる．

■2018遊星人Vol27-4.indd

303

キラウエアのように噴火頻度が高い場所においては，
繰り返し観測することで噴火前に現れるパターンを同定し，ある程度の噴火予測をすることが可能であると6言える ．もちろん，全てがわかっているわけではな
いので，予想外のことは起こりえるし，噴火を期待し
5. いちおう続きも書いておくと，“It is possible that the current
inflationary trend could end with no result.”
6. 噴火リスクの評価ができることは，火山見学の安全性を確保する上で重要なことである．ただし噴火リスクの全てを評価できているという保証はないので，不意打ちでいきなり噴火に遭遇する可能性はゼロではない．

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304

日本惑星科学会誌 Vol. 27, No. 4, 2018て火山見学に行ってみたけど空振りに終わる，というばれて，山頂下のマグマ溜まりの体積が減少したことことは十分にありえる．火山見学は，予定通りにはな

で引き起こされたと考えられている．実際に東リフト

らない可能性があることを理解した上で，ハプニング

ゾーンで溶岩の噴出が止まってから後，キラウエア山

7を楽しむくらいの気持ちで行くのがよいと思う ．
2018 年 5 月 11 日から閉鎖されていたハワイ火山国

頂のカルデラは陥没していない（Volcano Watch
2018-08-16 [3]）．

立公園であるが，約 4ヶ月ぶりの 2018 年 9 月 22 日に再陥没は連続的に進行するのではなく，がたっと落ち

開園し入場できるようになった [5]．ジャッガー博物て，しばらく止まり，またがたっと落ちて，しばらく館（Jagger Museum）， サ ー ス ト ン 溶 岩 チ ュ ー ブ

止まり，ということくり返す．2018 年 5 月半ばから 8（Thurston Lave Tube），キラウエア・イキ・トレイ

月頭にかけて，キラウエア・カルデラ内では 62 回のル（Kilauea Iki Trail），などなど，9 月 22 日現在で閉崩落があり，崩落と崩落の間の時間間隔はだいたい

鎖・通行不可になっている場所もあるが，公園内のか24-32 時間 であった．

なりの部分に入ることができる．溶岩の噴出が止まっ

11

陥没が段階的に生じる現象は 2000 年の三宅島の噴12 ，段階的な陥12陥没が段階的に生じる現象は2000 年の三宅島の噴火でも観測されていて，段階的な陥没を説明する物
火でも観測されていててから 2ヶ月も経過していないのに再開園しているの8は，すごいことであると思う ．

理モデルが提案されている[8]．そのモデルでは，マ[8]．そのモデルでは，マグマ溜まりとそれに接続
没を説明する物理モデルが提案されている
グマ溜まりとそれに接続する火道があって，火道は一する火道があって，火道は一塊の固体物質 (ピストン) で塞がれていると考える．火道を塞ぐ

2. キラウエア・カルデラの陥没

塊の固体物質（ピストン）で塞がれていると考える．火道を塞ぐピストンの運動方程式はピストンの運動方程式は
9カルデラ は火山の山頂部にある火口より大きい凹m

地地形である [6]．火口は大きくても直径 1 km くらい

d2 z= mg − F − pS 
dt2

（1）

(1)

ここで，z はピストンの変位，tは時刻，m はピストンということで，直径 2 km 以上の凹地地形をカルデラ
ここで，z はピストンの変位，t は時刻，m はピストンの質量，g は重力加速度，F はピス
10の質量，g は重力加速度，F はピストンに働く摩擦力，と呼ぶらしい ．凹地地形を形成する要因はひとつでトンに働く摩擦力，p はマグマ溜まりの圧力，S はピストン (火道) の断面積，である．
はなく，大きな爆発で物が吹き飛ばされて形成される
p はマグマ溜まりの圧力，S はピストン
（火道）
の断面積，
カルデラもあれば，大きな爆発がなく形成されるカルである．
最初にピストンは静止していて，マグマ溜まりから徐々にマグマが排出される状況を考え
デ ラ も あ る． キ ラ ウ エ ア と マ ウ ナ・ ロ ア（Mauna

2.1

最初にピストンは静止していて，マグマ溜まりからる．マグマ溜まりからマグマが排出されるとマグマ溜まりの圧力 p は下がり，静止摩擦で支Loa）のカルデラは後者である．

徐々にマグマが排出される状況を考える．マグマ溜ま

えきれなくなったところでピストンはマグマ溜まりに向かって落ちる
は )．ピストンが落りからマグマが排出されるとマグマ溜まりの圧力 p(崩落

マグマ溜まりの大きさ

下がり，静止摩擦で支えきれなくなったところでピス

ちると，ピストンが落ち込んだ分だけマグマ溜まりの体積が減少して，マグマ溜まりの圧力

今回（2018 年）の東リフトゾーンの噴火でも，噴火トンはマグマ溜まりに向かって落ちる
（崩落）
．ピスト

13 になるので，ピストンはすぐには止は上昇するが，落ち始めたピストンに働く摩擦は動摩擦に合わせてキラウエア山頂のカルデラ内で陥没が生じ，ンが落ちると，ピストンが落ち込んだ分だけマグマ溜

キラウエア山頂のカルデラは大きくなった（水平方向
まりの体積が減少して，マグマ溜まりの圧力は上昇す
まらない．ピストンが落ちるに従ってマグマ溜まりの圧力は上昇し，マグマ溜まりの圧力と13には広がらなかったが，部分的により深くなったので

るが，落ち始めたピストンに働く摩擦は動摩擦 にな

陥没部分の体積は増加した）．この陥没は，山頂の下るので，ピストンはすぐには止まらない．ピストンが動摩擦でピストンの自重を支えられるようになったところでピストンは止まる14 ．ピストンが落ちるに従ってマグマ溜まりの圧力は上昇し，マグマにあるマグマ溜まりから東リフトゾーンにマグマが運止まった後，マグマ溜まりから溶岩が排出されるとマグマ溜まりの圧力は低下するが，静止
溜まりの圧力と動摩擦でピストンの自重を支えられる

したピストンには静止摩擦が働くので，しばらくはピストンが落ちることはない．すなわち，
14ようになったところでピストンは止まる ．ピストン
7. 「期待してたのと違う」と言って筆者を責めてはいけません．
8. 筆者がこのようなことを書くと裏があるのではないかと勘ぐ
このモデルでは静止摩擦と動摩擦の差によって陥没が段階的に生じることを説明する．陥没が止まった後，マグマ溜まりから溶岩が排出されるとる人がいるかもしれないが，これには裏などない．裏があると疑った人は，少し反省してください．
T は次のようになる [8]．[3]によると，陥没の時間間隔は8が生じる時間間隔（caldera）はスペイン語で「鍋」を意味する．
9. カルデラ11. Volcano Watch（2018-06-28）
10. 火口とカルデラは大きさで分けられているが，その境目に時間から64時間，平均すると28時間．
2 (Fs − Fd ) V0
意味はない．例えば，アメリカでは直径 1 mile（1.6 km）以上
12. 2000 年の三宅島では，海面下で生じた溶岩の噴出が山頂の陥(2)T =をカルデラと呼ぶらしい [7]．1 mile を境目としているのは，没を引き起こしたとされている．
καS
もちろん切りがいいからである．ちなみに，火星のオリン
13. 一般に，動摩擦は静止摩擦よりも小さい．
ポス山（Olympus Mons）の山頂にあるカルデラの直径は約 70
14. 慣性があるので，マグマ溜まりの圧力と動摩擦と自重が平衡
ここで，Fs は静止摩擦，
Fd は動摩擦，V0 はマグマ溜まりの体積，κ はマグマの体積弾性率，km．これだけ大きさが違うものを同じカルデラと呼んでよいに達してもピストンはすぐには止まらない．もうちょっと落のか，素人さんは疑問に感じる．
ちてから止まる．
α はマグマ溜まりから排出される溶岩の流量，である．

122000 年の三宅島では，海面下で生じた溶岩の噴出が山頂の陥没を引き起こしたとされている．

13

一般に，動摩擦は静止摩擦よりも小さい．

14

慣性があるので，マグマ溜まりの圧力と動摩擦と自重が平衡に達してもピストンはすぐには止まらない．もうちょっと落ちてから止まる．

■2018遊星人Vol27-4.indd

304

6

2018/12/07

17:43:55

陥没が段階的に生じる現象は 2000 年の三宅島の噴火でも観測されていて12 ，段階的な陥没を説明する物理モデルが提案されている [8]．そのモデルでは，マグマ溜まりとそれに接続する火道があって，火道は一塊の固体物質 (ピストン) で塞がれていると考える．火道を塞ぐ
ピストンの運動方程式は地球物理学者によるハワイ島の火山見学案内３／はしもと
d2 z
m 2 = mg − F − pS(1)dt
表 1: カルデラの形成．

305

表1 : カルデラの形成．

ここで，z はピストンの変位，t は時刻，m はピストンの質量，g は重力加速度，F はピス
2000 年 三宅島 2018 年 キラウエア
トンに働く摩擦力，p はマグマ溜まりの圧力，S はピストン (火道) の断面積，である．
28 hour
24 hour
崩落の時間間隔 T
最初にピストンは静止していて，マグマ溜まりから徐々にマグマが排出される状況を考え
マグマ溜まりからの排出流量 α50–100 m3/s *1
45 m3/s
る．マグマ溜まりからマグマが排出されるとマグマ溜まりの圧力 p は下がり，静止摩擦で支マグマ溜まりの体積 V0
5–10×1010 m3
4×1010 m3
えきれなくなったところでピストンはマグマ溜まりに向かって落ちる (崩落)．ピストンが落

文献[8], [3] 2018-06-28[8], [3] 2018-08-02[8]ピストンの密度 ρ2500 kg/m3
ちると，ピストンが落ち込んだ分だけマグマ溜まりの体積が減少して，マグマ溜まりの圧力[8]3000 m *2
ピストンの長さ Hは上昇するが，落ち始めたピストンに働く摩擦は動摩擦13 になるので，ピストンはすぐには止[9]*1 東リフトゾーンから噴出した溶岩の流量．
*2 マグマ溜まりの深さをピストンの長さとした．

まらない．ピストンが落ちるに従ってマグマ溜まりの圧力は上昇し，マグマ溜まりの圧力と動摩擦でピストンの自重を支えられるようになったところでピストンは止まる14 ．ピストンが* 東リフトゾーンから噴出した溶岩の流量．
止まった後，マグマ溜まりから溶岩が排出されるとマグマ溜まりの圧力は低下するが，静止

マグマ溜まりの圧力は低下するが，静止したピストン
が，かなり乱暴なことをやっていることを考えると，** マグマ溜まりの深さをピストンの長さとした．
したピストンには静止摩擦が働くので，しばらくはピストンが落ちることはない．すなわち，には静止摩擦が働くので，しばらくはピストンが落ち
こんなやり方で大外れとも言えない値が出たことは驚15

ることはない．すなわち，このモデルでは静止摩擦ときである ．
このモデルでは静止摩擦と動摩擦の差によって陥没が段階的に生じることを説明する．陥没
動摩擦の差によって陥没が段階的に生じることを説明が生じる時間間隔 T は次のようになる [8]．

する．陥没が生じる時間間隔 T は次のようになる [8]．

2.2

地震

（2）

キラウエア・カルデラ内で崩落が生じたときには，(2)
マグニチュードは 5 かそれ以上の地震が記録された．

ここで，Fs は静止摩擦，Fd は動摩擦，V0 はマグマ溜

地震のマグニチュード M と地震波として放出された

T =

2 (Fs − Fd ) V0
καSはマグマの体積弾性率，
ここで，Fs は静止摩擦，Fd は動摩擦，V0 はマグマ溜まりの体積，
κ Gutenberg-Richter
は，の式より
まりの体積，κはマグマの体積弾性率，αはマグマ
エネルギー
Eq の関係は，Gutenberg-Richter の式より
は， Gutenberg-Richterの式より
α はマグマ溜まりから排出される溶岩の流量，である．
溜まりから排出される溶岩の流量，である．
log10 Eq = 4.8 + 1.5M （3）
122000 年の三宅島では，海面下で生じた溶岩の噴出が山頂の陥没を引き起こしたとされている．
この式 2 を使って，キラウエアのマグマ溜まりの体
log10 Eq = 4.8 + 1.5M
813

一般に，動摩擦は静止摩擦よりも小さい．

14

崩落で発生した地震のマグニチュードを 5.2 とすると，そのエネルギーは4×10
慣性があるので，マグマ溜まりの圧力と動摩擦と自重が平衡に達してもピストンはすぐには止まらない．もう12積を推定してみる．表 1 に示したように，崩落の時間

(3)
(3)

崩落で発生した地震のマグニチュードを 5.2 とすると， 12J になる．
J になる．
そのエネルギーは 4 ×5.210とすると，そのエネルギーは
間隔 T は 2000 年三宅島と 2018 年キラウエアでほぼ同崩落で発生した地震のマグニチュードを
4×1012 J になる．

ょっと落ちてから止まる． じになっている．2018 年キラウエアで，マグマ溜ま
一方で，段階的な陥没を説明する物理モデルにおいて，ピストンが落ち込むときに解放さ一方で，段階的な陥没を説明する物理モデルにおい

一方で，段階的な陥没を説明する物理モデルにおいて，ピストンが落ち込むときに解放さて，ピストンが落ち込むときに解放される重力エネル
Eg はれる重力エネルギー
63ギー
フ ト ゾ ー ン か ら 噴 き 出 し た 溶 岩 の 量れる重力エネルギー
50-100 m /s
Eg E
はg は
Eg = mg · ∆z
(4)（[3] 2018-08-02）に等しいとすると，これもまた 2000
Eg = mg · ∆z
(4)

（4）

りから排出されたマグマの流量αは不明だが，東リ

年三宅島とほぼ同じになる．マグマの体積弾性率κは，ここで，∆z は 1 回の崩落におけるピストンの変位である．1 回の崩落におけるマグマ溜まり
ここで，Δz は 1 回の崩落におけるピストンの変位でどちらも玄武岩質マグマなので同じと思ってよいだろここで，∆z は 1 回の崩落におけるピストンの変位である．
1 回の崩落におけるマグマ溜まりの体積変化はう．火道の断面積 S とピストンに働く摩擦（静止摩擦S∆z で，これは崩落と崩落の間に排出されたマグマの体積 αT に等しいので，
一部（少数，多数，大多数?）の読者にとっては，1桁くらいずで，これは崩落と崩落の間に排出されたマグマの体積
αT に等しいので，の体積変化は S∆z15.
と動摩擦の差）の大きさ（Fs － Fd）の推定は難しいが，れているのに大外れと思ってないことが驚き，であるかもしれない．筆者は推定に用いたいくつかの不確定を考慮して「1S∆z = αT
(5)
桁しかずれてない」と評価したのだが，これは評価基準（目的）S∆z = αT(5)は同じであったと仮定してみる．そうすると，キラウに依存するので，同じ1 桁でも「1桁もずれちゃって全然ダメ」という評価になることもある．これくらいはいい，あれくら
103m と計算さエアのマグマ溜まりの体積は 5-10 × 10 また，ピストンの密度と断面積と長さをそれぞれ
ρ，S ，H とすると，ピストンの質量はいはダメ，そういう感覚をどこで身につけたのか思い出せな
また，ピストンの密度と断面積と長さをそれぞれ
ρ，S ，H とすると，ピストンの質量はいが，おそらくは大学院生のときに周囲の人々と会話していれる．キラウエア・カルデラの下やや南にあるとされるうちに身についたのだと思う．大学院に行くことで得られるマグマ溜まりの大きさは，いくつかの方法によって
m = ρSH(6)
る最も大事なものは，知らないうちに身についてしまうもの
10
3m = ρSH(6)の中にあるような気がする．京都大学の高橋淑子教授は「皮
0.3-2 × 10 m [9] と推定されている．この推定に比べ膚呼吸で入ってくる」という言い方をしているが，たぶん同ると式 2 を使った見積りはやや大きい値になっていると書くことができるので，解放される重力エネルギーの大きさはじものを指しているのだと思う．

ここではざっくり 2000 年三宅島と 2018 年キラウエアと書くことができるので，解放される重力エネルギーの大きさはEg = ρgHαT
Eg = ρgHαT■2018遊星人Vol27-4.indd

305

(7)
(7)

である．表 1 にある値を使って計算してみると，Eg はおよそ 4–8×1014 J となる．
である．表 1 にある値を使って計算してみると，Eg はおよそ 4–8×1014 J となる．
爆発または衝突によって発生する地震の規模について調べた研究 [10] によると，爆発・衝によると，爆発・衝爆発または衝突によって発生する地震の規模について調べた研究 [10]2018/12/07
17:43:55

log1010EEq q==4.8
4.8++1.5M
1.5M
log

(3)
(3)

崩落で発生した地震のマグニチュードを5.25.2とすると，そのエネルギーはとすると，そのエネルギーは4×10
4×101212JJになる．
になる．
崩落で発生した地震のマグニチュードを一方で，段階的な陥没を説明する物理モデルにおいて，ピストンが落ち込むときに解放さ一方で，段階的な陥没を説明する物理モデルにおいて，ピストンが落ち込むときに解放さはれる重力エネルギー
れる重力エネルギーEEg gは306

mg· ·∆z∆z
EEg g==mg(4)(4)

日本惑星科学会誌 Vol. 27, No. 4, 201819

ここで，∆z∆zはは11回の崩落におけるピストンの変位である．
回の崩落におけるピストンの変位である．
回の崩落におけるマグマ溜まり
ある．1 回の崩落におけるマグマ溜まりの体積変化はSO2 は植物にも悪い影響を及ぼす ．Google マップで
ここで，11回の崩落におけるマグマ溜まり

SΔz で，これは崩落と崩落の間に排出されたマグマのキラウエア周辺の航空写真を見ると，山頂（火口）の風

体積αT に等しいので，

下（南西）
側は周囲に比べて植生がまばらになっているS∆zで，これは崩落と崩落の間に排出されたマグマの体積
で，これは崩落と崩落の間に排出されたマグマの体積αT
αT に等しいので，に等しいので，の体積変化はS∆zの体積変化はS∆z==αT
αT
S∆z



（5）

また，ピストンの密度と断面積と長さをそれぞれ ρ，S，が，これは火山ガスの影響である．
(5)(5)
キラウエアから放出される火山ガスの量とその放出
口は，噴火活動にともなって大きく変化してきた．表

また，ピストンの密度と断面積と長さをそれぞれρρ，，SS，，HHとすると，ピストンの質量はとすると，ピストンの質量はまた，ピストンの密度と断面積と長さをそれぞれ

2 は 1ヶ月程度の時間で平均してみた SO2 放出率であH とすると，ピストンの質量は（6）

る．1986 年以前は主に山頂で数百トン / 日ほどの SO2(6)(6)
が放出されていただけだったが，1983 年に東リフトと書くことができるので，解放される重力エネルギー

ゾーンのプウ・オオで噴火が始まり，それから数年後の大きさはにはプウ・オオでの火山ガス放出が目立つようになる．

ρSH
mm==ρSHと書くことができるので，解放される重力エネルギーの大きさはと書くことができるので，解放される重力エネルギーの大きさは（7）2008 年以降，山頂のハレマウマウ（Halemaumau）
に溶
(7)
(7)
岩湖が見られるようになると，山頂からの放出が他をである．表 1 にある値を使って計算してみると，Eg は圧倒するようになる．2018 年 5 月に東リフトゾーンで

およそ 4-8 × 10 J となる．

噴火が始まると，再び東リフトゾーンでの火山ガス放

ρgHαT
EEg g==ρgHαT

である．表11にある値を使って計算してみると，にある値を使って計算してみると，はおよそ4–8×10
4–8×101414JJとなる．
となる．
である．表
EEg gはおよそ
14[10]によると，爆発・衝によると，爆発・衝[10]
爆発または衝突によって発生する地震の規模について調べた研究
爆発または衝突によって発生する地震の規模について調べた研究
爆発または衝突によって発生する地震の規模につい出が増加し，6 月から 8 月頭にかけてはそれ以前のおて調べた研究 [10] によると，爆発・衝突等のエネルギ

よそ 10 倍にあたる 50,000 トン / 日という，これまでにーのうち地震動に変換されるエネルギーの割合は 0.1-

（ちな
記録されたことのない大量の SO2 が放出された

0.1–10%である．先に求めである．先に求め
突等のエネルギーのうち地震動に変換されるエネルギーの割合は0.1–10%
突等のエネルギーのうち地震動に変換されるエネルギーの割合はつのエネルギーの大きさとEEq qから変換効率を計算するとから変換効率を計算すると0.5–1%になる．この値になる．この値
た22つのエネルギーの大きさ
EEg gと
0.5–1%たみに，2000 年の三宅島の噴火では 40,000 トン / 日の10 % である．先に求めた
2 つのエネルギーの大きさ

SO2 放出が観測されており，この量もまた 2018 年キラEg と Eq から変換効率を計算すると 0.5-1 % になる．こは爆発または衝突によって発生する地震として予想される変換効率の値の範囲に入っており，
は爆発または衝突によって発生する地震として予想される変換効率の値の範囲に入っており，の値は爆発または衝突によって発生する地震として予

ウエアとほぼ同程度になっている）．東リフトゾーン

キラウエア・カルデラ内の崩落で発生した地震の規模はピストンがマグマ溜まりへ落ち込む
キラウエア・カルデラ内の崩落で発生した地震の規模はピストンがマグマ溜まりへ落ち込む

想される変換効率の値の範囲に入っており，キラウエ

での噴火が止まって以降，キラウエア全域の SO2 放出

ア・カルデラ内の崩落で発生した地震の規模はピスト
ときに解放される重力エネルギーの大きさで説明することができそうである．
ときに解放される重力エネルギーの大きさで説明することができそうである．

率は 1,000 トン / 日を下回るようになり，噴火中とはンがマグマ溜まりへ落ち込むときに解放される重力エ

一転してここ数十年でもっとも少ない放出率となってネルギーの大きさで説明することができそうである．

いる．
火口周辺における大気中の SO2 濃度を見積もってみ99

る．大気中に放出された SO2 は，OH などと反応して3. キラウエアの火山ガス放出も失われるが，その反応の時間スケールは 1 日程度で火山ガスの成分は場所によって違うし，同じ場所であり，放出源の近傍ではそれよりも風で流されたり拡20あっても時間的に変化するが，主成分はいつも H2O で， 散したりして薄められる効果の方が大きい ．ここでその次に多いのは CO2 である．H2O と CO2 はどこにでは簡単に，大気中の拡散を以下のように仮定することもある気体なので，火山ガスの放出として問題になるにする．まず風向に沿っては，風に従ってただ流され16のは 3 番目の成分である SO2 であることが多い ．SO2
17

るとする．風向に直交する水平方向には，放出源から18は人体に有害 であり大気汚染の原因 にもなる．
16. CO2も濃度が高くなれば人体に影響を及ぼすことがあり，CO2が問題にならないということではない．カメルーンのニオス
湖（Lake Nyos）では，高濃度CO2に曝されて人や家畜が死亡する災害が発生している．ニオス湖で高濃度のCO2環境が発生したのは，湖の底で放出されたCO2が湖水に溶け込んで蓄積し，時間をかけて蓄積したCO2が短時間で大気に放出されたことによる．
17. 日本が定めている SO2 の環境基準は「1 時間値の 1 日平均値が0.04 ppm 以下であり，かつ，1 時間値が 0.1 ppm 以下であること」（環境省，https://www.env.go.jp/kijun/taiki.html）．
18. 火山ガスによってつくられるスモッグは volcanic smog，略して vog と呼ばれる．

■2018遊星人Vol27-4.indd306

19. SO2が植物に及ぼす影響について，[11]には“ノリリスクという場所は，ニューヨークの環境ＮＧＯ団体「ブラックスミス・
インスティチュート」が作成した「世界でもっとも汚染された都市トップ10に栄えあるランクインを果たしたことで，今や多くの人に親しまれている（あるいは親しまれていない）．
ニッケル鉱石の溶錬は施設内で行われているけど，その行程で発生する二酸化硫黄の噴煙が原因で，溶錬施設から５キロメートル以内の地域には，1本の木も育たないと言われている．”と書かれている．ノリリスク（Norilsk）はロシア連邦ク
ラスノヤルスク地方の都市．閉鎖都市に指定されていて，訪問は規制されている．
20. 5 m/s の風があると 1 日で 400 km 以上流される．

2018/12/07

17:43:56

地球物理学者によるハワイ島の火山見学案内３／はしもと307

表 2: キラウエアの SO2

放出率 (トン/日)*1．

＊1

表2 : キラウエアのSO2放出率（トン/日） ．

山頂付近

東リフトゾーン*2

1986 年以前

プウ・オオ噴火 (1983- )*3

1986 年 – 2008 年

2,000
5,000

2008 年 – 2018 年 4 月

ハレマウマウ溶岩湖 (2008- )2018 年 5 月

5,000

東リフトゾーン噴火*4

2018 年 6 月 – 2018 年 8 月頭

50,000

東リフトゾーン噴火

2018 年 8 月以降*1 放出率は Volcano Watch 2018-08-23 [3] による．1,000 トン / 日を下回るものは空欄とした．

放出率は Volcano Watch 2018-08-23 [3] による．1,000 トン/日を下回るものは空欄とした．
*2*東リフトゾーンはプウ・オオを含む．
はそれよりも風で流されたり拡散したりして薄められる効果の方が大きい20 ．ここでは簡単*3 プウ・オオ噴火で溶岩噴泉が現れた時は瞬間的に 30,000 トン / 日の放出．

山頂で火山灰を大量に巻き上げる爆発をした時は瞬間的に*4**
10,000 トン / 日の放出．
東リフトゾーンはプウ・オオを含む．
に，大気中の拡散を以下のように仮定することにする．まず風向に沿っては，風に従ってたも風で流されたり拡散したりして薄められる効果の方が大きい20 ．ここでは簡単*** プウ・オオ噴火で溶岩噴泉が現れた時は瞬間的に 30,000 トン/日の放出．
だ流されるとする．風向に直交する水平方向には，放出源からの距離に比例して広がる．その距離に比例して広がる．そして鉛直方向には，境界の拡散を以下のように仮定することにする．まず風向に沿っては，風に従ってた層に万遍なく広がる．以上のように仮定すると，放出して鉛直方向には，境界層に万遍なく広がる．以上のように仮定すると，放出源から風下に**** 山頂で火山灰を大量に巻き上げる爆発をした時は瞬間的に 10,000 トン/日の放出．
とする．風向に直交する水平方向には，放出源からの距離に比例して広がる．そ4. ハワイ-天皇海山列

源から風下に 𝑥 だけ離れた場所における SO2 濃度 c は

x だけ離れた場所における SO2 濃度 c は以下のようになる．
向には，境界層に万遍なく広がる．以上のように仮定すると，放出源から風下に
ハワイ諸島はホットスポットから北西の方向に連な
以下のようになる．
)−1 (
)−1 (
)(
( a )−1 (っているが，ハワイ諸島の8 つの大きな島のさらに北
v
Φ
x )−1
σ
場所における SO2 濃度 c は以下のようになる．
c = 0.25 ppmv
2
6 月から108 月頭にかけてはそれ以前
0.2まると，再び東リフトゾーンでの火山ガス放出が増加し，
5 m/s
1000
ton/daykm
0.2 × 104 kg/m
西には北西ハワイ諸島が連なり，さらにその先には海
)−1 (
)−1 (
)(
( a )−1 ((8)−1 /日という，これまでに記録されたことのない大量の
σ
v
x )トン
中に没したかつての火山島である海山が（途中で北西SO2のおよそ 10Φ倍にあたる 50,000
mv
（8）
0.2
5 m/s
1000 ton/day
10 km
0.2 × 104 kg/m2
連なっている．これらハワイ
ここで，a は風向に直交する水平方向の広がりを表わすパラメタ(から北に向きを変えて）水平方向にはの範囲にが放出された (ちなみに，2000 年の三宅島の噴火では40,000 トンax
/日のSO2 放出が観測され(8)

ここで，a は風向に直交する水平方向の広がりを表わから 6100 km にわたって連なる火山島と海山の列は，)．東リフトゾーンでのており，この量もまた 2018 年キラウエアとほぼ同程度になっている
v は風速，Φ は SO2 放出率，で広がる)，σ は境界層に含まれる単位面積あたりの大気質量，a𝑥 の範囲に広がる）
すパラメタ（水平方向には，σ は境
ひとつのホットスポットが異なる時代に形成した一連風向に直交する水平方向の広がりを表わすパラメタ(水平方向にはax の範囲にSO2 放出率はトン
噴火が止まって以降，キラウエア全域のある．
界層に含まれる単位面積あたりの大気質量，v
は風速，の 火1,000
山で
あ/日を下回るようになり，噴り， ハ ワ イ - 天 皇 海 山 列（Hawaiianは境界層に含まれる単位面積あたりの大気質量，v は風速，Φ は SO2 放出率，で

Φは SO2 放出率，である．
Emperor seamount chain）と呼ばれる．
火中とは一転してここ数十年でもっとも少ない放出率となっている．
ハワイで定常的に吹いている北東貿易風の風速はおおよそ 5 m/s である．5,000 トン/日のハワイで定常的に吹いている北東貿易風の風速はおホットスポットによる火山島の形成は，100-200 万

およそ 5 m/s である．5,000
トン /5,000
日の放出
5 m/s である．
トン（2008/日の 年か
定常的に吹いている北東貿易風の風速はおおよそ年という比較的に短い時間の間におこなわれる ．そら放出されていた量）があると，火口から 10 km 下流れた火山島では火山活動が停止し，溶岩を噴き出すの火口周辺における大気中の SO2 濃度を見積もってみる．大気中に放出された SO2 は，OH)が放出 (2008 年から 2018 年 (東リフトゾーン噴火前) にハレマウマウから放出されていた量21などと反応しても失われるが，その反応の時間スケールは 1 日程度であり，放出源の近傍での後，プレート運動によってホットスポット上から外ら2018 年（東リフトゾーン噴火前）にハレマウマウか
10 km 下流における SO
0.5–1.0 ppmv
あると，火口から2 濃度は 1.25 ppmv になる．人間はから 2018 年 (東リフトゾーン噴火前) にハレマウマウから放出されていた量) がの濃度の SO2 があるとその臭いを感じるということなので，10 km 下流の濃度はその限界よ
SO2 濃度はSO
1.25
ppmv1.25になる．人間は
0.5–1.0 ppmv0.5-1.0 11 を止めた火山島は成長から転じて縮小に向かう．特に，から 10 km 下流における におけるppmv になる．人間は2 濃度は10,000 トン/日になると10 km 下流の濃度は 2.5
りちょの濃度のっと上ということになる．放出率がppmv
SO2 があるとその臭いを感じるという海面から上に出ている部分は激しい侵食にさらされる

2 があるとその臭いを感じるということなので，10 km 下流の濃度はその限界よkm 下流の濃度はその限界よりちょっことなので，10
ため，火山島は海面より上が削られて卓状の形になる．
2018 年の噴火の最大にあたる
50,000ppmv となり，これは明らかな刺激臭として感じられる．
ということになる．放出率が 10,000 トン/日になると 10 km 下流の濃度は 2.5と上ということになる．放出率が 10,000 トン / 日にな

また，時間の経過とともに海洋底が沈降することによトン/日の放出率では 10 km 下流で 12.5 ppmv となるが，拡散の仕方によってはこの数倍程
22
ると 10 km 下流の濃度は2.5 ppmv となり，これは明って，火山島は海中に沈んで海山となる ．平らな頂，これは明らかな刺激臭として感じられる．
2018 年の噴火の最大にあたる
50,00010 km 離れていても呼吸困難を引き起こすレベ度の濃度になることもあるだろうと思うと，年の噴火の最上部をもつ平頂海山（ギョー，guyot）は，侵食されてらかな刺激臭として感じられる．2018
出率では 10 km 下流で 12.5 ppmv となるが，拡散の仕方によってはこの数倍程大にあたる 50,000 トン / 日の放出率では 10 km 下流でルの濃度 (30 ppmv) になる可能性があると考えられる．
10 kmとなるが，拡散の仕方によってはこの数倍離れていても呼吸困難を引き起こすレベなることもあるだろうと思うと，
12.5 ppmv

程度の濃度になることもあるだろうと思うと，10 kmppmv) になる可能性があると考えられる．

離れていても呼吸困難を引き起こすレベルの濃度（30ppmv）になる可能性があると考えられる．

20

卓状の形になった火山島が海中に沈んだものである，と考えられている．

21. 全期間（前楯状火山期から回春火山期まで）を通じて噴出する溶岩の総量のうち，80-95 %が楯状火山期の100-200万年の期間に噴出する[9]．
22. ハワイ - 天皇海山列は 129 以上の火山で構成されているが，このうち頂上が海上に出るとろこまで大きくならなかった火5 m/s の風があると 1 日で 400 km 以上流される．

12

ると 1 日で 400 km 以上流される．

12■2018遊星人Vol27-4.indd

307

2018/12/07

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308

日本惑星科学会誌 Vol. 27, No. 4, 2018

図1： ハワイ諸島および北西ハワイ諸島における火山の標高と噴火年代．データは[9]と[14]を使用．四角は火山岩が地表に出ているもの，丸は地表がサンゴ礁で覆われていて火山は海面下にあるものを標高0 mとして描いた．

図2： 天皇海山におけるギョー頂部の水深．横軸は海底地形に基づいて推定したギョー頂部の水深（d），縦軸は海洋底の冷却モデルから計算されるギョー頂部の水深（Δw）と海底地形に基づいて推定したギョー頂部の水深（d）との差．海底地形と年代に関するデータは[14]を使用．

火山島が侵食と沈降によって海面下に没するまでの炭酸塩岩が堆積しなかったならば，現在のミッドウェ

時間スケールは，ハワイ諸島の場合ではおよそ 1500

ーは最高点が海面下 157 m に沈んでいるということで万年である（図 1）．北西ハワイ諸島は，ホットスポッ

ある ．海面上にあるときは侵食によって削られるが，ト に 近 い 方 か ら， ニ ホ ア 島（Nihoa）， ネ ッ カ ー 島

海面下に沈んだ後の侵食作用は無視できるので ，海（Necker）， フ レ ン チ フ リ ゲ ー ト 瀬（French Frigate

面下に沈んだ後に生じた 157 m の変位は全て沈降によ

Shoals），ガードナー尖礁（Gardner Pinnacles），レイ

るものとして，沈降速度の推定をおこなうことができ

サン島（Laysan），リシアンスキー島（Lisianski）
，パ

る．

24

25

ー ル・ ア ン ド・ ハ ー ミ ー ズ 環 礁（Pearl and Hermes

ドリルコアで採取された炭酸塩岩直下の火山岩の年Atoll），ミッドウェー環礁（Midway Atoll），クレ環礁

代は 2770 万年であったので，火山島の形成を 2770 万（Kure Atoll），の順番に並んでいる．このうち，ガー年前として，形成から 1230 万 -1990 万年かけて侵食とドナー尖礁までは，火山岩が地表に出ているが，その沈降によって火山島は海面まで沈み，そこからさらに先のレイサン島から先はサンゴ礁の島となっていて火780 万 -1540 万年かけて海面下 157 m まで沈降したと山岩は地表に出ていない [12]．ガードナー尖礁とレイ考えることにする．そうすると，ここ 1000 万年くら

サン島の火山岩の年代はそれぞれ 1230 万年と 1990 万

いのミッドウェーの沈降速度は 0.01-0.02 mm/yr とな

年となっていることから，サンゴ礁が発達しない場合，

る ．

26

火山島は形成から 1230 万年までは島としての残りう

プレートの冷却による熱収縮で海洋底が沈降するモるが，形成後 1990 万年までに水没すると考えられる．

デルは，Geodynamics [13] に詳しく記述されている．

4.1

23. サンゴ礁の上で堀ったドリルコアでは，玄武岩の上に384 mの厚さの炭酸塩岩が堆積していた．火山島の頂上が海中に沈む前のミッドウェーは，周囲をサンゴ礁で囲まれた堡礁になっていたと考えられる．
24. ミッドウェーは海抜 3 m くらいなので，最高点は海面下 154
m とするのがより正確かもしれないが，誤差の範囲であろう．
ドリルコアを採取した場所の真下に火山岩の最高点があるとは限らないので，最高点はもうちょっと上かもしれないが，侵食によって島は平坦になっていると思われるので，157 m
からは大きくは違わないはずである．
25. 海面下でも浅いところは侵食されるが，波食台は一般に－ 10m より浅いところに作られるので，10 m よりも深くなったら
ほとんど侵食されないと考えてよい．

海洋底の冷却による沈降

ミッドウェー環礁ではドリルコアの採取がおこなわれていて，火山島の本体を構成する玄武岩は地表から157 m の厚さの炭酸塩岩を掘り抜いた下にあることが23確認された [12] ．すなわち，サンゴ礁が形成されず
山は 24 とされている [9]．なぜだか知らないが，ハワイ - 天皇
海山を構成する火山の多くは海底火山では終わらず火山島になったということである．

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地球物理学者によるハワイ島の火山見学案内３／はしもと309

表 3: 海洋底の熱モデルに関するパラメタ．

表3 : 海洋底の熱モデルに関するパラメタ．

値

文献

中央海嶺における水深

w0 = 2600 m[13]マントルの密度ρm = 3300 kg/m3[13]
表 3: 海洋底の熱モデルに関するパラメタ．
ρw = 1000 kg/m3
[13]

海水の密度

αv = 3 × 10−5 K−1

プレートの体積熱膨張率

値

文献

[13]

プレートの熱拡散係数

中央海嶺における水深
κ = 1.0 × 10−6 m2 /s [13]w0 = 2600 m[13]

プレートの厚さマントルの密度yL0 = 125 km

ρm = 3300 kg/m3[13]

ρw = 1000 kg/m3[13]

αv = 3 × 10−5 K−1

[13]

[13]

海水の密度
プレート下面と海洋底の温度差
T1 − T0 = 1300 K[13]

プレートの冷却による熱収縮で海洋底が沈降するモデルは，Geodynamicsプレートの体積熱膨張率[13] に詳しく記

観測される海洋底の地形と年代の関係は，プレートのいようにも見えるが，後述するように天皇海山（ギョ
降量を表わすことになる．海洋底の深さが式 9 で表わされるとしたら，ギョーが海面下に沈(basal heating)
述されている．観測される海洋底の地形と年代の関係は，プレートの下面で加熱
プレートの熱拡散係数
κ = 1.0 × 10−6 m2 /s [13]下面で加熱（basal heating）があるとするモデルでよくー）の頂部の水深と整合しないと言われている [14]．

プレートの冷却による熱収縮で海洋底が沈降するモデルは，
Geodynamics∆w[13]
は に詳しく記んだときから現在までの海洋底の沈降量があるとするモデルでよく説明され，海面から測った海洋底の深さ w は海洋底の年代 t の関説明され，海面から測った海洋底の深さ w は海洋底の海中に沈んだ火山島はほとんど侵食されることがな
プレートの厚さ
y = 125 km
[13]
L0

29
述されている．観測される海洋底の地形と年代の関係は，プレートの下面で加熱 (basal heating)
年代 t の関数として，数として，∆w = w (tg ) −いのでw (ts ) ，海洋底からギョー頂部までの高さは，ギョ
(11)
[
(
)]
2t
ーが海面下に沈んだときの海の深さを記録することにプレート下面と海洋底の温度差
T1 − T0 = 1300 K[13]4
ρm αv (T1 − T0 ) yL0 1
κπは海洋底の年代があるとするモデルでよく説明され，海面から測った海洋底の深さ
w
t の関
−
(9)
w (t) = w0 +exp − 2(ρm − ρw )2 π2yL0
なる．そして，現在の海面からギョー頂部までの水深
ここで，tg はギョーが形成された年代，ts はギョーの下にある海洋底の年代，である．
数として，

（9）
[
)]
(
で与えられる．ここで，
w0 は中央海嶺における水深，
ρm はマントルの密度，
ρw は，ギョーが海面下に沈んだときから現在までの海洋は海水のT0 ) yL0 1
4
ρm αv (Tκπ 2 td と，年代か
図1 1−はいくつかの天皇海山について，現在の海面からギョー頂部までの水深−(9)w (t) = w0 +exp−2で与えられる．ここで，wは中央海嶺における水深，
底の沈降量を表わすことになる．海洋底の深さが式92
降量を表わすことになる．海洋底の深さが式9 で表わされるとしたら，ギョーが海面下に沈(ρm − ρw ) 02 πyL0密度，αv はプレートの体積熱膨張率，κ はプレートの熱拡散係数，yL0 はプレートの厚さ，∆w
を描いたものである．ギョーの形成年代
tは不明なのら推定されるギョー頂部の水深g
ρm はマントルの密度，ρw は海水の密度，αv はプレーで表わされるとしたら，ギョーが海面下に沈んだとき∆w はんだときから現在までの海洋底の沈降量で与えられる．ここで，w0 は中央海嶺における水深，ρm はマントルの密度，
ρw は海水のT1 − T0 はプレート下面(海洋底からyの深さ)と海洋底の温度差，である．海洋底の沈降
30L0トの体積熱膨張率，κはプレートの熱拡散係数，𝑦から現在までの海洋底の沈降量Δw はL0で，ここでは火山の年代を用いている ．火山島が形成されてから海面下に沈むまでにはあκ はプレートの熱拡散係数，
yL0 はプレートの厚さ，密度，αv はプレートの体積熱膨張率，はプレートの厚さ，T（海洋底
1 － T0 はプレート下面
速度 −dw/dt は，る程度の時間がかかるので，ギョーの形成年代は実際よりも古く仮定されたことになり，水∆w = w (tg ) − w (ts ) 
(11)
（11）
)
(
の深さ）
と海洋底の温度差，である．海洋底から 𝑦 L0(海洋底から
T0 )dw
4ρymL0καの深さ
κπ 2 tT1 − T0 はプレート下面) と海洋底の温度差，である．海洋底の沈降
v (T1 −
(10)
− 30=6 −exp−
つの天皇海山の11 カ所で採取したコアを調べると，
11 カ所の全てにおいてかつて温暖な浅海にあった証拠が2(ρは，
dt dw/dtyL0m − ρw ) yL0
ここで，tg はギョーが海面下に沈んだ年代，ts はギョの沈降速度－
ここで，tg はギョーが形成された年代，ts はギョーの下にある海洋底の年代，である．
速度 −dw/dt は，見つかるが，造礁サンゴがあるのは光孝海山(Koko)
のみで，それ以外の5 つの海山に造礁サンゴは見つからないーの下にある海洋底の年代，である．
)
ミッドウェー島が載っているのは 1 億 1800 万年前の海洋底(27 で，その他のパラメタは表3 の値
4ρm καv (T1 − T0 )dw
κπ 2 t−− [15]=．コア中に造礁サンゴが見つからないのは，サンプリングの問題ではなく本当に造礁サンゴがないからであると
exp − 2 図 1（10）はいくつかの天皇海山について，現在の海面からギョー頂部までの水深図(10)2 はいくつかの天皇海山について，現在の海面か d と，年代かdt(ρm − ρw ) yL0
yL0となる．この沈降速度はドリルコアに基づいて推を使うと，沈降速度はおよそ 0.005 mm/yr

らギョー頂部までの水深 d と，年代から推定されるギ[15] は言っている．天皇海山列 (光孝海山を除く) に造礁サンゴがない理由は解明されていないらしい．

∆w を描いたものである．ギョーの形成年代 tg は不明なのら推定されるギョー頂部の水深
ミッドウェー島が載っているのは 1 億 1800 万年前の海洋底27 28
で，その他のパラメタは表3 の値
1/4 から 1/2 程度で，惑星科学者の感覚ではそれほど悪くないようにも定した沈降速度のミッドウェー島が載っているのは
1 億 1800
万年前の海ョー頂部の水深Δw を描いたものである．ギョーの形
30

27

16 成年代 t は不明なので，ここでは火山の年代を用いて．火山島が形成されてから海面下に沈むまでにはあで，ここでは火山の年代を用いている
0.005 mm/yr となる．この沈降速度はドリルコアに基づいて推を使うと，沈降速度はおよそ
洋底 で，その他のパラメタは表3 の値を使うと，沈見えるが，後述するように天皇海山 (ギョー) の頂部の水深と整合しないと言われている [14]g．

降速度はおよそ 0.005 mm/yr となる．この沈降速度はる程度の時間がかかるので，ギョーの形成年代は実際よりも古く仮定されたことになり，水定した沈降速度の 1/4 から 1/2 程度で，惑星科学者の感覚28 ではそれほど悪くないようにも海中に沈んだ火山島はほとんど侵食されることがないので29 ，海洋底からギョー頂部まで
ドリルコアに基づいて推定した沈降速度の 1/4 からいるということが起こりえる．また，ホットスポットが断裂
30
6 つの天皇海山の 11 カ所で採取したコアを調べると，
11 カ所の全てにおいてかつて温暖な浅海にあった証拠が[14]．
見えるが，後述するように天皇海山 (ギョー) の頂部の水深と整合しないと言われている28
帯（fracturezone）をまたぐと海洋底の年代は不連続に変化す
1/2 程度で，惑星科学者の感覚 ではそれほど悪くなの高さは，ギョーが海面下に沈んだときの海の深さを記録することになる．そして，現在のる．断裂帯をまたぐときに生じる年代の不連続な変化は，新29 ，海洋底からギョー頂部まで見つかるが，造礁サンゴがあるのは光孝海山(Koko) のみで，それ以外の 5 つの海山に造礁サンゴは見つからない
しくなる場合と古くなる場合の両方がありえる．
海中に沈んだ火山島はほとんど侵食されることがないので海面からギョー頂部までの水深は，ギョーが海面下に沈んだときから現在までの海洋底の沈28. 筆者の周囲には「桁（オーダー）があってるからいいんじゃな
26. ミッドウェーの火山が水没した年代は，火山岩直上にある炭[15]．コア中に造礁サンゴが見つからないのは，サンプリングの問題ではなく本当に造礁サンゴがないからであるとい」と言う人が多いのだが，これは観測バイアスかもしれな酸塩（化石）の年代を見たらよいのかもしれないが，ここではの高さは，ギョーが海面下に沈んだときの海の深さを記録することになる．そして，現在のい．サンプル数が少ないという批判に対しては，「友達が少手を抜いて，水没年代は1230万年（ガードナー尖礁，水没前）
27[15] は言っている．天皇海山列(光孝海山を除く) に造礁サンゴがない理由は解明されていないらしい．
古い火山ほど古い海洋底の上に載っている，というのは必ず成り立つものではない．ホットスポットに対して中なくてどうもすみません」としか答えられない．
と1990万年（レイサン島，サンゴ礁がなければ水没）の間にあ海面からギョー頂部までの水深は，ギョーが海面下に沈んだときから現在までの海洋底の沈29. 一般に，海中に沈んだ後は侵食よりも堆積が優勢となる．水るとした．
央海嶺が遠ざかる場合には，新しい火山ほど古い海洋底の上に載っているということが起こりえる．また，ホット没時のギョーの高さを推定するためには，現在の海底地形か
27. 古い火山ほど古い海洋底の上に載っている，というのは必ず
16
ら，水没後にギョーの上に堆積した堆積物の厚さを補正する
成り立つものではない．ホットスポットに対して中央海嶺が27
古い火山ほど古い海洋底の上に載っている，というのは必ず成り立つものではない．ホットスポットに対して中スポットが断裂帯(fracture zone) をまたぐと海洋底の年代は不連続に変化する．断裂帯をまたぐときに生じる年代必要がある．
遠ざかる場合には，新しい火山ほど古い海洋底の上に載って央海嶺が遠ざかる場合には，新しい火山ほど古い海洋底の上に載っているということが起こりえる．また，ホットの不連続な変化は，新しくなる場合と古くなる場合の両方がありえる．
28
筆者の周囲には「桁 (オーダー) があってるからいいんじゃない」と言う人が多いのだが，これは観測バイアスかスポットが断裂帯 (fracture zone) をまたぐと海洋底の年代は不連続に変化する．断裂帯をまたぐときに生じる年代もしれない．サンプル数が少ないという批判に対しては，「友達が少なくてどうもすみません」としか答えられない．
の不連続な変化は，新しくなる場合と古くなる場合の両方がありえる．
29
一般に，海中に沈んだ後は侵食よりも堆積が優勢となる．水没時のギョーの高さを推定するためには，現在の海28
筆者の周囲には「桁 (オーダー) があってるからいいんじゃない」と言う人が多いのだが，これは観測バイアスか底地形から，水没後にギョーの上に堆積した堆積物の厚さを補正する必要がある．
もしれない．サンプル数が少ないという批判に対しては，「友達が少なくてどうもすみません」としか答えられない．
29

一般に，海中に沈んだ後は侵食よりも堆積が優勢となる．水没時のギョーの高さを推定するためには，現在の海■2018遊星人Vol27-4.indd309

15

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310

日本惑星科学会誌 Vol. 27, No. 4, 201830

いる ．火山島が形成されてから海面下に沈むまでに起速度はその 0.0432 倍の 0.08 mm/yr ということになはある程度の時間がかかるので，ギョーの形成年代はる．これはプレート冷却による沈降速度～0.01 mm/

実際よりも古く仮定されたことになり，水深Δw を過

yr よりも十分に大きいので，ハワイ島の周辺地域で大評価したことになる．しかし図 2 では，現在観測さはハワイ島の荷重による隆起が観測されるはずである．

れるギョー頂部の水深 d は，過大評価したはずの水深

実際に，オアフ島（Oahu）は隆起している ．オアΔw よりも，1000 m ほど深くなっている．この差は，

フ島ではサンゴ礁が島のいたるところに見られ，それ32

深 ∆w を過大評価したことになる．しかし図 1 では，現在観測されるギョー頂部の水深 d は，

∆w よりも，1000 m ほど深くなっている．この差は，海洋底の冷過大評価したはずの水深らはオアフ島の隆起によって陸上にあがったものと考
海洋底の冷却を考えるだけでは説明することができな
33

えられている ．海抜 21 m の場所に～33.4 万年前のサい．[14] は，海洋底がホットスポットの上を通過する[14] は，海洋底がホットスポットの上を通過す
却を考えるだけでは説明することができない．
ときに，ホットスポットによって加熱を受けることをンゴ礁があるので，それを使ってオアフ島の隆起速度るときに，ホットスポットによって加熱を受けることを考慮することによって，説明するこ

考慮することによって，説明することができるとして荷重によってもたらされる隆起速度の推定（0.08 mm/

いる．
とができるとしている．

4.2

4.2

を推定すると 0.06 mm/yr になる．これはハワイ島のyr）と整合的であり，オアフ島の隆起はハワイ島の荷

火山島の荷重よる沈降と隆起重によるものと考えられている．

火山島の沈降は，海洋底の冷却だけでなく，火山島

火山島の荷重よる沈降と隆起の荷重によるリソフフェアの変形によっても生じる．

4.3 侵食リソスフェアが変形する時間スケールはおよそ 100 万火山島が 1500 万年くらいの時間スケールで海中に年で，これは火山島が成長する時間スケール 100-200

没することを使って，侵食速度を見積もる．火山島の火山島の沈降は，海洋底の冷却だけでなく，火山島の荷重によるリソフフェアの変形によっ

100 万年で，これは火山島が成ても生じる．リソスフェアが変形する時間スケールはおよそ
標高が下がるのは，沈降と侵食の作用による．沈降は万年とほぼ同程度である．すなわち，火山島が形成されるのとほぼ同時進行でリソスフェアは変形し，火山

4.1 節と 4.2 節で整理したように，プレートの冷却によ島の形成が終わった後にリソスフェアはあまり変形しる熱収縮と，火山島の荷重によるリソスフェアの変形

長する時間スケール 100–200 万年とほぼ同程度である．すなわち，火山島が形成されるのとほぼ同時進行でリソスフェアは変形し，火山島の形成が終わった後にリソスフェアはあまりの，2 つの過程によって生じる．プレート冷却の熱収ない．ハワイ島の下のリソスフェアは周囲に比べてお縮による沈降の速度は，ミッドウェーのドリルコアによそ 4 km ほど凹んでいる．200 万年で 4 km とすると，4km ほど凹んでいる．
200
変形しない．ハワイ島の下のリソスフェアは周囲に比べておよそ
沈降速度は 2 mm/yr となり，これはハワイ島の北西基づいて 0.02 mm/yr であるとすると，1500 万年間の万年で 4km とすると，沈降速度は 2 mm/yr となり，これはハワイ島の北西沖の海面下に沈

沖の海面下に沈んだサンゴ礁の年代から推定された沈沈降量は 300 m になる．火山島の荷重による沈降の速3131度は，冷却による沈降に比べると．
2 桁程度大きいが，降速度 2.6 mm/yr と整合的な値である
2.6 mm/yr と整合的な値である．
んだサンゴ礁の年代から推定された沈降速度

火山島の荷重によるリソスフェアの変形は，火山島

継続期間は 100 万年程度なので沈降量としては 2000

火山島の荷重によるリソスフェアの変形は，火山島の近傍では沈降となるが，火山島からの近傍では沈降となるが，火山島から数 100 km 離れ

34m 程度となる ．

ここで，標高 4500 m の火山島が 1500 万年で海中にた場所においてはバルジ（膨らみ）をつくって隆起を生 [13]．バルジの(膨らみ) をつくって隆起を生じさせる
数 100km 離れた場所においてはバルジじさせる [13]．バルジの隆起量 wb は火山島直下の沈降

沈む場合を考える．4500 m のうち，2300 m は沈降に

量 w0 に比例する [13]．

よって標高が低下するのだとすると，残り 2200 m は

隆起量 wb は火山島直下の沈降量 w0 に比例する [13]．

wb = −w0 e−π = −0.0432w0 （12）

したがって，ハワイ島の荷重によってハワイ島が 2

侵食によって削られなければならない．1500 万年で(12)2200 m 削るとしたら，その侵食速度は約 0.15 mm/yr
である．

したがって，ハワイ島の荷重によってハワイ島が 2 mm/yr の速度で沈降しているとしたら，mm/yr の速度で沈降しているとしたら，バルジの隆

カウアイ島（Kauai）の侵食速度を調べた研究 [16] にバルジの隆起速度その 0.0432 倍の 0.08 mm/yr ということになる．これはプレート冷却によよると，侵食速度は降水量に強く依存し，100 万年の
30. 6つの天皇海山の11カ所で採取したコアを調べると，11カ所

時間スケールで見た侵食速度は地域の降水量の多寡によりも十分に大きいので，ハワイ島の周辺地域ではハワイ島の荷る沈降速度 ∼0.01 mm/yrの全てにおいてかつて温暖な浅海にあった証拠が見つかる

が，造礁サンゴがあるのは光孝海山（Koko）のみで，それ以外
32. 筆者は，ハワイ諸島はみんな沈降しているんだろうと思い込の5 つの海山に造礁サンゴは見つからない[15]．コア中に造礁
海洋底の冷却による沈降も同時におこってはいるが，その沈降速度は ∼0.01 mm/yr であり，100 万年程度の時サンゴが見つからないのは，サンプリングの問題ではなく本んでいた，と正直に告白しておく．
当に造礁サンゴがないからであると[15]は言っている．天皇
33. 海面より上にあるサンゴのなかには，津波によって運ばれた
間スケールでは無視できる．
海山列（光孝海山を除く）に造礁サンゴがない理由は解明されものもある．ラナイ島とモロカイ島では，海抜 155 m にサンゴと溶岩の角礫岩（breccia）が見つかり，それは津波によってていないらしい．
運ばれたものとされている．
31. 海洋底の冷却による沈降も同時におこってはいるが，その沈17
降速度は～0.01 mm/yr であり，100 万年程度の時間スケール
34. リソスフェアの変形量は火山島の荷重に比例する [13]．2000
m はハワイ島のような大きな火山島の沈降量である．
では無視できる．
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地球物理学者によるハワイ島の火山見学案内３／はしもと

311

35

よって 0.003-0.1 mm/yr の範囲でばらつくとされる ．
速い侵食速度（～0.1 mm/yr）は，1500 万年程度で島が5. サンゴ礁

沈むことと整合的であるが，現在のカウアイ島で最も雨が降る地域の年降水量は 9000 mm を超えるとされサンゴは刺胞動物門に属する動物で，炭酸カルシウており，0.1 mm/yr の侵食速度を維持するのに 9000

ムからなる固い骨格をつくる ．大きな骨格をつくっ

mm という年降水量が必要であるのなら，1500 万年とてサンゴ礁を形成する造礁サンゴは，体内に共生させいう期間で平均して 0.1 mm/yr の侵食速度を達成すた褐虫藻から提供される光合成産物を利用して，速い

36

38

39

ることは困難かもしれない ．侵食速度は削られる岩速度で骨格形成をおこなう ．褐虫藻が光合成をする

盤の状態にも強く依存し，新しい溶岩よりは古い溶岩には光が必要なため，造礁サンゴは熱帯・亜熱帯の浅の方が侵食されやすい．カウアイ島では，これから時

い海にのみ生息する ．造礁サンゴは，深い海に沈む

間が経過するにつれて，侵食速度は速くなっていくのと共生している褐虫藻が抜けてしまって死んでしま

37

40

41

かもしれない ．

う ．

侵食に並行して生じるであろう隆起についても考え造礁サンゴは上に向かって成長することができるのておく．アイソスタシーが成り立っているとき，侵食で，島が沈降していたとしても，サンゴ礁の成長速度によって削られると，荷重が減った分のバランスをとが沈降速度よりも速ければ，サンゴ礁は深海 に沈むるために隆起が生じる．火山島の海面より上に出ていことなく海面下すれすれの位置を維持する．ハワイ諸る部分の体積は，海中にある部分も含めた火山島全体

島（北西ハワイ諸島を含む）
においてサンゴ礁の成長速の 10 % くらいであると思うと，火山島の海面より上度を調べた結果 [15] によると，サンゴ礁の成長速度はに出ている部分が侵食で削られると火山島の荷重は緯度に依存し，いちばん南のハワイ島では 11 mm/yr，

10 % 減ることになる．火山島の荷重によってリソス

いちばん北のクレ環礁では 0.2 mm/yr である ．これフェアが 4 km くらい凹んでいるとすると，火山島のらの成長速度は，プレート冷却による沈降速度～0.02

荷重が 10 % 減ったときリソスフェアの変形量も 10 %mm/yr（4.1 節）よりも十分に速いので，プレート冷

減って，ざっくり 400 m くらいの隆起が生じることに却による沈降でこれらのサンゴ礁が海の深くに沈むこ

4243なる．もっとも，侵食で削られた岩石が島の近傍に堆とは（プレート運動でもっと北に移動してサンゴ礁の積するのであれば，大局的に見て火山島の荷重は変わ成長速度が 1 桁以上遅くならない限り）なさそうであらないので，侵食による隆起は考えなくてもよいのかる

44, 45．

サンゴ礁は海水準変動からも大きな影響を受ける．

もしれない．

海水準は気候変動にともなって変化することが知られ
46（約 18000 年前）かている ．例えば，最終氷期最盛期
2

35. [16]において侵食速度は8-335 ton/km /yrと与えられている
3ので，岩石の密度として3000 kg/m を用いて単位を変換した．
36. 全球平均の年降水量は 1000 mm くらい．日本の年降水量は1500 mm くらい．年降水量 9000 mm というのは，めちゃく
ちゃ多い．
37. 日本の侵食速度は場所によって異なるが，比較的標高が高い山地では 1 mm/yr を超え，中部山岳地帯の高山部では 3-5mm/yr に達する [17]．これはカウアイ島に比べるとかなり大きい．この日本の速い侵食速度は，日本がテクトニクスの活発な地域にあることによると考えられている．
38. 筆者がサンゴについて知っていることの多くは [18] による．
39. サンゴに褐虫藻が共生していることは，川口四郎（岡山大学名誉教授）によって 1944 年に発見された．サンゴ礁の豊かな生態系を支える一次生産者は，サンゴに共生する褐虫藻である．オアフ島のハナウマ湾（Hanauma Bay）では，シュノーケ
リングによってサンゴ礁生態系をお手軽に観察することができる．
40. サンゴ礁が発達するのは冬の表面水温が 18℃以上の場所とされる．造礁サンゴ自体は冬に 14℃まで下がる場所にも生息し，
千葉県の館山には小さな造礁サンゴの群落がある．

■2018遊星人Vol27-4.indd

311

41. 英語では，造礁サンゴが深い海に沈んで死ぬことを“drowned（溺れた）”と表現するようである．
42. ここでは，ざっくり 100 m（サンゴ礁が成長できなくなる深さ）
より深い海を「深海」と呼ぶことにする．水深 100 m における太陽光量は海面直下に比べると大幅に減っているので，サンゴ礁の成長速度は海面下のそれに比べたらかなり遅くなっているはずである．造礁サンゴが溺れる深さはもうちょっと深い（～150 m）
らしい [9]．
43. 礁としての成長速度はサンゴそのものの成長速度に比べるとだいぶ遅い．サンゴには 200 mm/yr に達するような速い成長速度をもつものもあるが，打ち寄せる波によって破壊されたり，生物によって破壊されたりする（生物侵食）．サンゴ礁
周辺の海底を埋めている白い砂は主にサンゴの破片であり，サンゴが砕かれていることを示す証拠である．
44. サンゴ礁の成長が島の沈降速度よりも遅くなってサンゴ礁が沈む限界をダーウィン・ポイント（Darwin Point）と呼ぶらしい [15]．ダーウィンは進化論を提唱したあのダーウィン（Charles Darwin）である．ダーウィンは，サンゴ礁の形成と発達を島の沈降によって説明する沈降説を提唱した．

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312

日本惑星科学会誌 Vol. 27, No. 4, 2018

ら 6000 年前にかけて，海水準は 120 m 以上上昇，そすなわち，隆起しているか，海水準が今よりも高かっの間の上昇速度は平均でも 10 mm/yr，短期間にはそたか，いずれかである．オアフ島で陸上にみつかるサ

れ以上にもなる．この海水準の上昇に見合うだけの成

ンゴ礁は，前者（隆起）によるものである ．ミッドウ

48（海水準変動）によって海長ができなかったサンゴ礁は，深海に沈むことになる． ェー環礁やクレ環礁は，後者
47

気候変動の時間スケールは 10 万年程度 なので，海49面上に出たものである ．

水準変動で深海に沈んでもしばらく待てばまた浅海に戻る．しかし，沈んでいる間にサンゴ礁を載せた海洋

6. 火山見学案内はネタ切れである底が沈降すると，海水準が元に戻ってもサンゴ礁の水深は元に戻らない．例えば，ハワイ島の荷重による海もはや「火山見学案内」ではないだろうという指摘

洋底の沈降は～3 mm/yr，10 万年あれば～300 m も沈は全く正しい．最初 [1] は正しくハワイ島の火山見学

む．海水準変動によって溺れたサンゴ礁は，溺れてい案内であった．その 2 [2] はオアフ島の火山見学案内でる期間が長くなると，海水準が元に戻っても浅海（水あった（表題が「ハワイ島の」になっていることには目深 100 m 以内）に戻らないということが起こりえる．

をつぶってもらいたい）．本稿（その 3）に火山見学案

10 mm/yr に達する速い成長速度をもつハワイ島にお内 が な い の は， ネ タ 切 れ だ か ら で あ る． マ ウ イ 島いてサンゴ礁が海中に沈んでいること（4.2 節）は，海（Maui）やカウアイ島など，ハワイ諸島にはまだまだ

洋底の沈降（～3 mm/yr）だけでは説明するのが難し

見所があるのだが，筆者は行ったことがない．機会がいが，海洋底の沈降と海水準変動を組み合わせると説あれば行ってみたい（火山見学案内を書いてみたい）と明することが可能となる．

思っているので，マウイ島やカウアイ島でフィールド

サンゴは海水中でないと生育しないため，サンゴ礁が海面上に出ている場所においては，過去に現在よりも海面が高い位置にあった時代があったことになる．

ワークをする人がいたらぜひ声をかけて欲しいと思っている．
筆者は雑食なので，目的地は火山島でなくてもよい．
50

45. 中部太平洋にあるエニウェトク環礁（Enewetak Atoll）では2カ所で深い穴が掘られ，基盤となる火山岩の上にそれぞれ
1405 mと1287 mの厚さの石灰岩が堆積していることが明らかにされた[12]．火山岩の年代は7590万年，火山島の形成から水没まで1500万年かかるすると，石灰岩の堆積速度は0.02mm/yrである．ハワイ諸島におけるサンゴ礁の成長速度（110 mm/yr）を考えると，0.02 mm/yrの速度で石灰岩を堆積させることは十分可能であるように思われるが，それを6000
万年もの期間にわたって継続するというのは，なかなかすご
いことのように思える．それはそれとして，エニウェトクはどう綴るのが正解なのかわからない．“Enewetak”はGoogle
マップが採用する表記であるが，[12]は“Eniwetok”，[14] は“Anewetak”で あ る．Wikipediaに は“Anawetok”，[19]は,“Eniewetok”の3つが書かれている．
“Enewetak”,“Eniwetok”
46. 海水準変動の主な原因は，100 万年の時間スケールで考える
なら，海水量と海水温の変化である．地球の表面にある水の量はほとんど変わらないとすると，海水量の変化は主に陸上にある氷の量の変化によって引き起こされる．海から蒸発して陸上に降った水が雪や氷となって陸上に固定されると海水量は減り，陸上にある氷が融けて水となって海に流れ込むと海水量は増える．また，海水温が変わると熱膨張によって海水の体積が変化して，海水準が変化する．
47. ミランコビッチ・サイクル（Milankovitch cycles）．20 年くらい前に，「ミランコビッチ・サイクルに合わない年代データ
は間違ってるとか精度が悪いとか言われて，ミランコビッチ・
サイクルに合うように年代の書き換えがおこなわれることがあるんだ．それはおかしいだろ」と言っていた人がいた．筆者はその真偽を知らないが，ミランコビッチ先生の理論が偉大であることを示すエピソードとして記憶している．ミラン
コビッチ先生の肖像は，セルビアで発行されている 2000 ディ
ナール紙幣に使われている．

■2018遊星人Vol27-4.indd

312

51

サンゴ礁の島も好物である ．本稿に出てきた ，ミ52

ッドウェー環礁，エニウェトク環礁 ，大東諸島，などなど，調査に行く人がいたら筆者を連れていって欲しいと思う．

48. 南大東島と北大東島は環礁が隆起してできた島（隆起環礁）
で，中央部が凹んで周辺部が高くなった形をしている．北大東島で1936 年におこなわれた深層ボーリングでは，深さ431.7 m まで炭酸塩岩であることが明らかにされた[20]．大東
隆起環礁は「日本の地質百選」に選ばれている．
49. 筆者が大学院生のとき，先輩から「サンゴ礁には 3 つのアップがある」と教えられた．島の沈降に合わせてサンゴ礁が成長して海面下すれすれを維持している keep up，サンゴ礁が海面上に出てしまった catch up．そして溺れてしまったサンゴ礁 give up．出典を探してみたけど見つけられなかった．出典
を知っている人がいたら教えてください．
50. 筆者が大学院生のとき，キリスィマスィ島（Kiritimati）に地震計を設置する話があって，現地に行って地震計設置の手伝いをする人の募集があった．なにか用事があって見送ったのだが，行かなかったことをとても後悔している．キリ
スィマスィ島は，ハワイ諸島とほぼ同じ経度にあるが，標準時は UTC+14 を採用している（ハワイ諸島は UTC － 10）．
UTC+14 の採用は，キリバス共和国の領土が日付変更線をまたいで散らばっており，国の東西で日付が変わらないようにするためのものである（結果として，キリスィマスィ島は世界で最も早く新しい一日が始まる場所となった）．
51. エニウェトク環礁と大東諸島がどこに出てきたかわからない
人は，脚注を調べてみよう．

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地球物理学者によるハワイ島の火山見学案内３／はしもと

313

ふしぎな生態系，中公新書，273p.

参考文献[19] Clouard, V., and A. Bonneville, (2004) http://
www.mantleplumes.org/WebDocuments/[1] はしもとじょーじ, 2018, 遊星人, 27, 66.
[2] はしもとじょーじ, 2018, 遊星人, 27, 246.

PaciﬁcSeamountAges.pdf[20] 井龍康文, 2013, 地学雑誌 122 (2), p.iii.

[3] Hawaiian Volcano Observatory, U.S. Geological
Survey, Volcano Watch, https://volcanoes.usgs.gov/
observatories/hvo/hvo_volcano_watch.html[4] Kilauea, Tilt and GPS Deformation Data, https://
volcanoes.usgs.gov/volcanoes/kilauea/monitoring_
deformation.html[5] Hawaii Volcanoes National Park, https://www.nps.gov/
havo/index.htm[6] 中村一明, 1978, 火山の話, 岩波新書, 228p.
[7] Volcano World, http://volcano.oregonstate.edu[8] Kumagai, H. et al., 2001, Science 293, 687.
[9] Poland, M.P. et al. eds., 2014, US Geol. Surv. Prof.
Paper 1801, 428p., http://dx.doi.org/10.3133/pp1801[10] 武藤大介, 2017, 験震時報, 81, 1.
[11] トーマス・トウェイツ(著), 村井理子(訳), 2015, ゼロからトースターを作ってみた結果,新潮文庫,
211p.
[12] Ladd, H.S. et al., 1970, US Geol. Surv. Prof. Paper
680-A, 29p., http://dx.doi.org/10.3133/pp680A[13] Turcotte, D.L. and Schubert, G., 2002, Geodynamics
2nd ed., Cambridge Univ. Press, 456p.
[14] Caplan-Auerbach, J. et al., 2000, JGR 105, 2679.
[15] Grigg, R.W., 1997, Coral Reefs 16, S33.
[16] Ferrier, K.L., 2013, GSA Bulletin 125, 1146.
[17] 藤原治ほか, 1999, サイクル機構技報 5, 85.
[18] 本川達雄，サンゴとサンゴ礁のはなし－南の海の52. エニウェトク環礁はビキニ環礁（Bikini Atoll）の隣にある．ビキニ環礁は世界遺産にも登録されている有名な核実験場（水着のビキニはその破壊的威力を原子爆弾になぞらえて命名された）であるが，エニウェトク環礁もまた核実験場であり世界で最初の水素爆弾の実験がおこなわれた場所として知られている．核実験をおこなったアメリカ政府は実験終了後に島の除染をおこなったが，放射能汚染のレベルは高いままになっている．国際原子力機関（IAEA）が1998年に出した報告書は，ビキニ環礁について「現状の放射能汚染の状況は永住に適さない」としている．また，エニウェトク環礁に建設されたルニット・ドーム（Runit Dome）は，放射能汚染物質をコンクリートで固めて格納しているのだが，コンクリートの劣化によりプルトニウムなど放射性物質の漏出が懸念されている．エニウェトクは無邪気に行きたいと言ってよい場所ではないのかもしれない．[19] によると
“ビキニ（Bikini）”ではな
く“ピキンニ（Pikinni）”であるらしい．

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日本惑星科学会誌 Vol. 27, No. 4, 2018

一番星へ行こう！
日本の金星探査機の挑戦 その36
～ AFES-Venusによる数値計算とデータ同化～樫村 博基 ，杉本 憲彦 ，高木 征弘 ，安藤 紘基 ，今村 剛 ，
5
6,7
1
8
松田 佳久 ，榎本 剛 ，大淵 済 ，はしもと じょーじ ，
9
10
1
1
石渡 正樹 ，中島 健介 ，高橋 芳幸 ，林 祥介
1

2

3

3

4

（要旨）金星大気の全球的な流れを計算する数値モデル「AFES-Venus」とそれを用いた数値実験・データ同化について紹介する．AFES-Venus は，金星大気の惑星規模筋状構造や周極低温域，大気安定度の地方時依存性などの再現に成功している．AFES-Venus では，高度 55 km 付近に低安定度層を導入したことと，空間解像度を高めたことによって，傾圧不安定の発達が計算されるようになった．数値実験により，傾圧不安定の発達が，金星大気の現実的な風速・温度場の再現にとって重要であることが分かってきた．また我々は，
AFES-Venus を用いたデータ同化システムも開発しており，「あかつき」による観測を反映した現実的かつ時空間的に偏りのない金星大気のデータセットの創出や，個々の観測の重要度評価による観測計画立案への貢献も目指している．

1. はじめにによって，現実的な金星大気循環を再現することに成功している．さらに，「地球シミュレータ」を用いた

金星探査機「あかつき」は，2015 年 12 月の金星周回高解像度計算によって，数百キロメートル規模の構造

軌道への投入以降，多くの観測データをもたらしておが表現されるようになり，あかつきが撮影した金星のり，金星気象学の発展に貢献している．一方，我々は詳細な雲模様との比較が可能となってきた．近年には，あかつきの金星到着以前から，金星大気の全球的な流観測データを用いて数値モデルによる計算を修正する

れを計算する数値モデル「AFES-Venus」を開発し，数

データ同化の手法を金星大気で初めて適用することに値シミュレーションによって金星気象の謎に挑み続け成功しており，今後より現実的な金星大気のデータセてきた．AFES-Venus は，雲や化学，地表面過程を省ットを生み出すことを目指している．本記事では，

略し，放射による加熱冷却を簡単化した力学モデルでAFES-Venus について解説するとともに，これまでにありながら，これまでの観測で示唆されてきた高度得られた成果の一部を紹介する．

55 km 付近の大気の静的安定度が低い層（低安定度層）を導入し，従来よりも高い解像度で計算すること
1. 神戸大学 大学院理学研究科/惑星科学研究センター
2. 慶應義塾大学 日吉物理学教室
3. 京都産業大学 理学部
4. 東京大学 大学院新領域創成科学研究科
5. 東京学芸大学 教育学部
6. 京都大学 防災研究所
7. 海洋研究開発機構 アプリケーションラボ
8. 岡山大学 大学院自然科学研究科
9. 北海道大学 大学院理学研究院
10. 九州大学 大学院理学研究院
hiroki@gfd-dennou.org■2018遊星人Vol27-4.indd314

2. AFES-Venus
大気大循環モデル（GCM : General Circulation
Model）とは，全球の大気の状態や運動を計算するための数値モデルである．大気大循環モデルは，大気の運動と熱力学，状態方程式を計算する「力学コア」と放射伝達や凝結過程などを近似的に計算する「物理過程（と気象分野では呼ばれている）」から構成される．
AFES （Atmospheric GCM For the Earth Simu-

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mstrmfunc.nc@mstrmfunc,Z=0:8E4

一番星へ行こう！日本の金星探査機の挑戦 その36 ～AFES-Venusによる数値計算とデータ同化～／樫村 他

U & mstrmfunc

60
80(degrees_north)

80
70
60

[m s−1]0

latitudelatitude

30

120

60
(degrees_north)
−60

−30

−80

−60

80

80

これに対して，我々は，スーパーローテーションの生成に関しては一旦棚上げし，理想化した高速東西風を初期値として与えることにした．このような設定で時間発展計算をおこなうと，大気の状態は数金星日程度（1 金星日は 117 地球日）で準平衡状態になる．図 1 は4040準平衡状態で得られた平均東西風分布と平均子午面循
環を示している．東西風分布は，これまでの観測と整

0

0

−40

10

合的な結果が得られている．一方，子午面循環はこれまで想像されていたような赤道から極まで延びる循環/Users/hiroki/local/bin/gpv 2018−10−240(×104 m)

1

6

7

2

3. 主要な成果

3

lator）は，ベクトル型の大型計算機である地球シミュ

4ではなく，逆循環を含む複雑な形をしている．我々は，

5

図1： AFES-Venusで再現された平均東西風（濃淡）と平均子午面
mstrmfunc.nc@mstrmfunc,Z=0:8E4
–1
–1
循環
（等値線）
0 ．等値線間隔は4504080120[kg m s ]であり，実線
は時計回り，破線は反時計回りの循環を表す．北（南）半球
で破（実）線で表される逆循環は，傾圧不安定によるものだと考えられる．本計算の解像度は水平格子間隔約0.75° ×
0.75°，鉛直格子間隔約1 kmである．

/Users/hiroki/local/bin/gpv 2018−10−24

8latitude

−20

20

0
(km)

ローテーションの生成を目的とすることが多かった．
120

40

30

気象学最大の謎とされている．これまでの金星大気大循環モデルを用いた研究は，静止状態からのスーパー

20

40

0

U & mstrmfunc

heightheight50315

このようなシミュレーション結果を解析し，数値実験をおこなうことで，様々な成果をあげてきた．以下，その一部を紹介する．

heightレータに最適化された，地球大気用の大気大循環モデ
ルであり，同機において非常に高い空間解像度の計算が可能となっている [1, 2]．

3.1

傾圧不安定

我々は，AFES の力学コアに観測に基づく太陽放射

AFES-Venus による数値シミュレーションは，金星

加熱とニュートン冷却で近似した放射冷却の物理過程

大気中でも傾圧不安定が生じうることを示した [3]．

を加え，諸定数を金星の値に変更し，AFES-Venus を

傾圧不安定は，南北温度差に起因する大規模な流体の開発した．ニュートン冷却とは，ある基準温度場から不安定現象であり，温帯低気圧と移動性高気圧の生成の差に比例する形で，温度場に強制を与える近似であメカニズムとして，地球の中高緯度の気象において支る．本モデルの特徴のひとつは，ニュートン冷却の基配的な現象である．我々は，これまで線形安定性解析

準温度場に観測で示唆されている高度 55 km 付近の大で示唆されていた金星大気の低安定度層付近の傾圧不

気安定度が中立に近い低安定度層を導入したことであ安定が，非線形数値シミュレーションでも実際に生じる．

ることを示した．さらに，発達した傾圧不安定に伴うまた，従来よりも高い解像度で計算が出来ることも角運動量や熱の輸送は，東西風分布や子午面循環の形

本モデルの特徴である．とりわけ地球シミュレータ上成に大きく寄与していることを示した．また，これまでは，金星大気の全球シミュレーションとしては世界でに観測で報告されてきた雲層上端のロスビー波的な最高レベルの空間解像度（水平約 0.75°× 0.75°間隔，鉛

構造は，傾圧不安定に伴うものである可能性が高いこ

直約 1 km 間隔）による計算を実現している．その上，とも報告している [4]．パラメータ感度実験の結果から，高解像度でのパラメータ感度実験を実施することも可

傾圧不安定の発生には低安定度層の存在と水平解像度能であり，再現された諸現象のメカニズム解明に役立の高さが重要であることが分かった．すなわち，高度55 km 付近に低安定度層を導入した場合には傾圧不安っている．
金星では，大気全体が自転軸周りを高速で回転して定が発生したが，低安定度層を導入せず一定の安定度

おり，その速さは高度 60 km 付近で，自転の約 60 倍とした場合や低安定度層の安定度を高めた場合には傾にも達する．このような高速東西風は「スーパーロー

圧不安定は生じなかった．さらに，低安定度層を導入

テーション」と呼ばれ，その生成メカニズムは，金星

していても，水平解像度が約 6°× 6°以下になると，傾

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日本惑星科学会誌 Vol. 27, No. 4, 2018

圧不安定が現れなくなることも確認された [5]．この
約 6°× 6°の水平解像度というのは，これまでの金星大気シミュレーション研究では一般的なものであった．
つまり，低安定度層を導入（あるいはより高度な放射計算によって再現）すると同時に，ある程度の高い水平解像度（約 3°× 3°以上）で計算することが，金星大気
シミュレーションにおいて重要であることを本研究は示している．詳しくは文献 [3, 4, 5] を参照されたい．

3.2

周極低温域の再現

1970 年代の金星探査ミッション以降，金星極域の上空 65 km 付近では，極がその周囲よりも高温になり，極の周りを低温の領域が取り囲んでいるという不思議な気温分布「周極低温域（cold collar）」が知られていた[6]．しかし，どのようにしてこのような気温分布が生

図2： AFES-Venusで再現された周極低温域．高度68 km付近の気温を示している．外側の円は緯度30°，内側の破線円は緯度60°を示す．本計算の解像度は水平格子間隔約3° ×3°，
鉛直格子間隔約2 kmである．

じ，維持されているのか，そのメカニズムは現在まで未解明であった．そこで，AFES-Venus による金星大る（明るいほど下層雲が薄く，暗いほど分厚い）と考え

気シミュレーションの結果を調べてみると，図 2 のよられている．図 3a において顕著な特徴は，南北両半

うに周極低温域が再現されていることが分かった [7]．

球におおよそ対称に位置する，高緯度から低緯度にか一方，太陽加熱の日周期変化成分を取り除き，東西一けて斜めに延びる巨大な明るい筋状の構造である．幅様な太陽加熱を与えた数値実験では，周極低温域が現数百 km で長さ約 7000 km 以上の細い筋が幾本か並んれなかった．日周期変化成分の有無が異なる 2 つの実でいる．このような構造は，あかつき IR2 カメラが初

験結果を解析したところ，太陽加熱の日周期変化が励めて捉えたものであり，我々は「惑星規模筋状構造」

起する重力波（熱潮汐波）が，極上空の下降流を強め，と呼んでいる．

断熱圧縮によって極の大気を暖めていることが分かっ

AFES-Venus の高解像度シミュレーションは，惑星

た．波が駆動する下降流と，それによって生じる昇温

規模筋状構造を再現することにも成功している [10]．

現象は，地球大気でも成層圏の突然昇温として知られ上述のような細い構造を表現するためには，非常に高ている．本研究は，金星大気中でも類似のメカニズム

い水平解像度が要求されるが，我々は地球シミュレーが大規模かつ恒常的に働いていることによって，極域

タを用いることで，水平解像度が約 0.75°× 0.75°のシの温度が上がり，その周辺が相対的に低温となる周極

ミュレーションを実現することができた．そこで計算

低温域という温度構造が形成されていることを示唆しされた鉛直流には，IR2 カメラが捉えた筋状構造と類ている．詳しくは文献 [7] を参照されたい．

似の構造が現れていた．図 3b は計算された鉛直流の3.3

惑星規模筋状構造

高度 60 km における分布である．白色で示された下降流の領域が筋状構造を成している．IR2 カメラが捉え

図 3a は，あかつきの IR2 カメラ [8, 9] が捉えた金星ている物理量とは異なるものの（雲過程はまだ AFES-

夜面の波長 2.26 μm の赤外線画像である．この波長はVenus には導入されていない），下降流によって下層

CO2 大気の赤外線吸収の窓領域にあたる．高度 30 km

雲（モード 3 の雲粒）の濃度が下がることは十分に考え付近の高温大気から射出されるこの波長の赤外線は，られるため，両者は整合的だと言える．

CO2 大気を透過する一方，高度 49 km から 57 km にか

その後我々は数値実験を実施し，太陽加熱の日周期

けて存在する「モード 3」と呼ばれている直径数 μm の変化成分の有無と低安定度層の有無が，惑星規模筋状

雲粒からなる下層雲によって吸収される．すなわち，構造に与える影響を調べた．結果，太陽加熱の日周期

図 3a の明暗は下層雲の厚さを影絵の形で反映してい成分を取り除き，東西一様加熱とした設定でも，変わ■2018遊星人Vol27-4.indd316

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17:44:13

一番星へ行こう！日本の金星探査機の挑戦 その36 ～AFES-Venusによる数値計算とデータ同化～／樫村 他

317

図3：（a）あかつきIR2カメラが波長2.26 μmで捉えた金星夜面画像（UTC 2016年3月25日7時33分に撮像）．画像中の金星ディスク
中心は経度246.0°，緯度–9.1°であり，金星あかつき間の距離は約10万kmである．画像はエッジ強調処理を施しており，金星ディスクに沿って切り抜いている．明暗模様は，下層雲の濃淡（明るいほど雲が薄い）を表すと考えられている．（b）AFES-Venus
で計算された高度60 kmの鉛直風分布の一例．画像（a）と同じ視点になるよう描画している．強い下降流を白色で示している．
本計算の解像度は水平格子間隔約0.75°×0.75°，鉛直格子間隔約1 kmである．

らず筋状構造は現れた．南北対称性も保持されていた．

時依存性が見いだされた．一方，日の出頃の大気安定

すなわち，惑星規模筋状構造の形成およびその南北対度の鉛直構造は，高度 65 km から 85 km において波長称性の維持に関して，熱潮汐波は顕著な影響を与えな

10 km から 15 km の波的な構造であった．これらの結いことが分かった．一方，低安定度層を取り除いた実

果は，金星大気の雲頂（約 70 km）
より上空では，鉛直

験では，筋状構造は現れなかった．解析の結果，低安

波長 10 km から 15 km の半日潮の熱潮汐波が卓越し定度層の有無に関わらず，高度 65 km 付近には東西波ていることを示唆している．AFES-Venus ではこのよ

数 1 の赤道ロスビー波が生じるが，低安定度層がある

うな大気安定度の地方時依存性や鉛直構造も再現され場合には，傾圧不安定によって高緯度に東西風ジェッている．一方，AFES-Venus では雲頂高度より上空でトが形成され，赤道ロスビー波の位相が南北に傾けらは平均東西風が高度ともに急速に減速している．上記

れることが示唆された．南北に傾いた赤道ロスビー波の半日潮とこの風速分布は，重力波の分散関係式におには，水平風擾乱の収束域が筋状に形成される．それいて整合的であることから，金星大気中でも雲頂上空によって，筋状の下降流域が生み出されると考えられでは平均東西風が急減速していることが示唆される

る．さらに，高度 55 km 付近には赤道ケルビン波が存[11]．

在しており，上層の赤道ロスビー波とシアー不安定にまた，AFES-Venus で計算された雲層付近の熱潮汐よって結合している．この赤道ケルビン波との結合が，波を解析した結果，その構造は緯度と高度に複雑に依

惑星規模筋状構造の南北対称性を保っていることが分存していることが分かった．雲頂高度の低緯度では東かった．詳しくは文献 [10] を参照されたい．

西波数 2 の半日潮が卓越して，太陽直下点付近の東西

3.4

熱潮汐波

–1

風を 10 m s 程度減速している．中高緯度では東西波
数 1 の一日潮が卓越し，昼半球から極を越えて夜半球–1–1

金星大気中では雲層付近の太陽光吸収により熱潮汐に向かう 20 m s から 30 m s もの南北風を伴う夜昼

波が強く励起され，大気大循環に重要な役割を持つと間対流を形成している．これは，同高度の平均子午面考えられている．あかつきの電波掩蔽観測により，高循環の南北風よりも 10 倍程度大きい．半日潮と一日度 75 km から 80 km 付近の赤道域では，日の出頃と日潮はともに高度 60 km 付近で励起され，上下に鉛直伝の入り頃に大気安定度が極大となる東西波数 2 の地方播しているが，一日潮は高度 50 km から 70 km にかけ■2018遊星人Vol27-4.indd317

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日本惑星科学会誌 Vol. 27, No. 4, 2018て位相が鉛直にそろっている．このため，一日潮が形同化しない計算を並行して実施しておき，同化した計

成する夜昼間対流は強く深いものとなっている．さら

算結果と比較することで，個々の観測値が同化後のデに，この夜昼間対流の上昇流域の形は，紫外線観測でータセットにどれほどの影響を与えたかを評価するも見られる暗い領域の形とよく似ている．すなわち，紫のである．これにより，個々の観測の重要度を網羅的

外線吸収物質は夜昼間対流によって上方輸送されておに調査することが可能になる．金星大気を理解する上り，金星大気中の物質輸送において熱潮汐波が重要なでどのような観測が有効かを知ることによって，あか役割を担っている可能性が示された [12]．

つきの今後の観測や将来の金星探査の計画立案に貢献

古典的理論 [13] によれば，自転の遅い金星では，速することが出来る．

いスーパーローテーションと遅い夜昼間対流の共存した状態と，遅いスーパーローテーションと速い夜昼間

4. おわりに対流の共存した状態が，どちらも実現可能であると考えられる．AFES-Venus で見つかった大気スーパーロ

以上の他に我々は，シミュレートされた金星大気中ーテーション中に埋め込まれた夜昼間対流の存在は，における極渦の鉛直構造 [17] や運動エネルギーの波数

気象力学の観点からも非常に興味深い．

依存性，短周期擾乱，平均子午面循環の構造なども解

3.5 データ同化析している．また，当初棚上げしていた，静止状態からのスーパーローテーションの生成についても実験を我々は，AFES-Venus を用いたデータ同化システム

はじめている．さらに，金星大気中の放射伝達計算やの開発も進めている．データ同化とは，観測データを

硫酸蒸気の生成・輸送・凝結過程を AFES-Venus に用いて数値モデルによる計算を修正することで，より導入し，より高度な物理過程を含む現実的な金星大気

現実的かつ時空間的に偏りのないデータセットを生みシミュレーションを実施する計画も進行中である．あ出す手法である．あかつきの貴重な観測データを同化

かつきの観測データを用いた本格的なデータ同化やすることができれば，観測を反映した大気内部の運動

EFSO にも着手している．AFES-Venus によるデータ

に関する情報が得られ，金星気象学の発展に寄与でき

同化システムの基盤が整い，あかつきの観測データがる．そこで我々は，AFES-Venus に局所アンサンブル

蓄積してきた今，データ同化を軸として，観測データ

カルマンフィルターを用いたデータ同化システムを構解析とモデル開発の相互連携による両者の融合を実現

築した [14]．これを検証するために，熱潮汐波を含むすべき段階に来ている．我々 AFES-Venus チームは，

数値シミュレーションの出力データを間引いて疑似観

あかつきの観測とより密接に連携し，金星大気モデル

測データとし，東西一様な太陽加熱を与える（熱潮汐の精緻化をはかることで，金星大気の謎に挑んでいき波が励起されない）設定の AFES-Venus と同化させるたいと考えている．

データ同化実験を行った．また，欧州の金星探査機「Venus Express」の観測データ [15] を用いた同様の実謝 辞験も行った．その結果，両実験ともに（疑似）観測デー
タに含まれる熱潮汐波が，東西一様加熱設定の AFES-

本研究は，地球シミュレータ利用課題『AFES を用

Venus のなかで正しく再現されることが示された．こいた地球型惑星の大気大循環シミュレーション』及びれにより，開発したデータ同化システムが期待通りに『AFES を用いた金星・火星大気の高解像度大循環シ

動作していることが確認され，金星探査機の観測デー

ミュレーション』と文部科学省ポスト「京」萌芽的課題

タを利用したデータ同化が金星大気の流れを調べるの

3「太陽系外惑星（第二の地球）の誕生と太陽系内惑星に有用であることも示された．

環境変動の解明」の一環として実施しました．AFES-

また我々は，データ同化システムにおける，観測値

Venus の高解像度計算には，海洋研究開発機構の支援

個々の重要度を自動的に評価する手法（EFSO : En-のもと地球シミュレータを使用しました．惑星規模筋

semble Forecast Sensitivity to Observations）[16] を実状構造に関する研究は佐藤毅彦氏（宇宙航空研究開発

装することにも成功している．この方法は，観測値を機構 ; 総合研究大学院大学），佐藤隆雄氏（北海道情報■2018遊星人Vol27-4.indd318

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一番星へ行こう！日本の金星探査機の挑戦 その36 ～AFES-Venusによる数値計算とデータ同化～／樫村 他

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大学）と共同で実施しました．熱潮汐波に関する研究はあかつき電波掩蔽観測チームと共同でおこないました．データ同化システムの構築及び実験は山崎哲氏（海洋研究開発機構），神山徹氏（産業技術総合研究所）と共同で実施しました．図の作成には地球流体電脳ライ
ブラリを用いました．最後に，金星探査機あかつきに関わる全ての方に感謝申し上げます．

参考文献[1] Ohfuchi, W. et al., 2004, J. Earth Simulator 1, 8.
[2] Enomoto, T. et al., 2008, High Resolution Numerical
Modelling of the Atmosphere and Ocean (New York:
Springer)[3] Sugimoto, N. et al., 2014, J. Geophys. Res.-Planets
119, 1950.
[4] Sugimoto, N. et al., 2014, Geophys. Res. Lett. 41,7461.
[5] Sugimoto, N. et al., 2013, Theor. Appl. Mech. Jpn. 61,
11.
[6] Taylor, F. W. et al., 1980, J. Geophys. Res. 85, 7963.
[7] Ando, H. et al., 2016, Nat. Commun. 7, 10398.
[8] Satoh, T. et al., 2016, Earth Planets Space 68, 74.
[9] Satoh, T. et al., 2017, Earth Planets Space 69, 154.
[10] Kashimura, H. et al., 受理済, Nat. Commun.
[11] Ando, H. et al., 2018, J. Geophys. Res.-Planets 123,2270.
[12] Takagi, M. et al., 2018 J. Geophys. Res.-Planets 123,335.
[13] Matsuda, Y., 1980, J. Metor. Soc. Japan 58, 443.
[14] Sugimoto, N. et al., 2017, Sci. Rep. 7, 9321.
[15] Kouyama, T. et al., 2013, J. Geophys. Res.-Planets 118,
37.
[16] 山崎哲 ほか, 2018, 平成29年度「異常気象と長期変動」研究集会報告, 45.
[17] Ando, H. et al., 2017, J. Geophys. Res.-Planets 7,1687.

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日本惑星科学会誌 Vol. 27, No. 4, 2018

火の鳥「はやぶさ」未来編 その16～「はやぶさ２」ミッション前半を終えて ～吉川 真 ，はやぶさ2プロジェクトチーム
1（要旨）2018 年 11 月，「はやぶさ２」のミッションは，その前半が終了した．2018 年 6 月 27 日に目的地である小惑星リュウグウに到着し，リモートセンシングによる観測は一通り終了した．また，小型ローバ
MINERVA-II1 と小型着陸機 MASCOT をリュウグウ表面に降ろすことにも成功し，これらからのデータの取得もできた．ただし，サンプルを採取するためのタッチダウンは，2019 年に延期となった．これは，リュウグウ表面の至る所に岩塊が存在しており，安全に着陸できる十分に広い場所が見つからなかったため，探査機のより高精度なナビゲーションが必要になったためである．ここでは，「はやぶさ２」の誕生の経緯
からミッション前半までをまとめてみることにする．

1. はじめにズの 16 回目となる．この機に，ここまでの「はやぶさ２」ミッションについて振り返ってみることにする．

2018 年 11 月になると，怒濤のように続いていた「はやぶさ２」の運用はその余韻は残っているものの，少2. 産みの苦しみ

し落ち着きが戻ってきた．あたかも非常に暑かった2018 年の夏が終わって，秋の涼しさ・静けさにほっ

そもそも「はやぶさ２」が誕生することになったのは，としたかのように．

2005 年末から 2006 年にかけて「はやぶさ」が大変なト「はやぶさ２」は，2014 年 12 月 3 日に種子島宇宙セ

ラブルに遭遇したことによる．「はやぶさ」は 2005 年

ンターから打ち上げられてから 3 年半（厳密には 1302

11 月 26 日に小惑星イトカワに 2 回目のタッチダウン

日 ）と い う 時 間 を 経 て，2018 年 6 月 27 日 に 小 惑 星を行ったが，離陸直後に燃料漏れが発生した．そして，（162173）Ryugu（以下ではリュウグウと表記）に到着

通信も途絶えるという状況に陥ったのである．通信のした．後述するように，初めて至近距離で見たリュウ方は約 7 週間後に復活したが，その後，いろいろ調べ

グウは我々を驚かせる形状だった．その後，リモートてみると，2 回目のタッチダウンのときに，サンプルセンシング観測を行いつつ，合計 9 回の降下運用を行を採取するときに発射されるはずだったプロジェクタ

い，結果として MINERVA-II1 の分離，MASCOT のイルが発射されていない可能性が高いということが判

分離，そしてターゲットマーカの分離に成功した．し明した．プロジェクタイルが発射されていないとサン

かし，2018 年 10 月に予定していたタッチダウンは，

プルが採れていないかもしれないし，探査機そのもの

小惑星表面にあまりにもボルダー（岩塊）が多いので，も燃料漏れを起こしており，本当に地球に帰還するこ安全を期して 2019 年に延期されることになった．

とも不可能かもしれない．

本稿を書いている 2018 年 11 月の時点で，「はやぶさこのような状況のもとで，2006 年，「はやぶさ」の２」は，ミッションの前半が終了したと言ってよいで

再挑戦ということで「はやぶさ２」が提案されたのであろう．本稿は，「火の鳥「はやぶさ」未来編」シリーある．藤原顕先生を中心に検討が開始されたが，その1. 宇宙航空研究開発機構 宇宙科学研究所
yoshikawa.makoto@jaxa.jp■2018遊星人Vol27-4.indd

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後は筆者が取りまとめを行うことになった．最初に提案された「はやぶさ２」は，探査機としてもミッショ

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図1：「はやぶさ２」の初期の頃の提案．「はやぶさ２」に相当す
る探査機（左）が先に小惑星に到着して探査を行い，後から衝突機（右）と呼ばれる探査機が到着してそのまま小惑星に衝突するというミッションである．この衝突機が実際の「はやぶさ２」のSCIの元のアイディアである．なお，この時点での検討では，「はやぶさ２」に相当する探査機の方のハイゲインアンテナは１つのみとなっている．（イラスト：池下章裕）

図2： マルコポーロミッションの想像図．大型の探査機で長い足の先にサンプルを撮る装置が付いている．表面には，着陸機（右）と小型ローバ（左）がある．この着陸機の議論が「はやぶさ２」のMASCOT に繋がった．なお，右下の白い物
体はターゲットマーカである．（イラスト：池下章裕）

ンとしてもほとんど「はやぶさ」と同じものになってには無かったミッションを行うことができる．それでい た． た だ し， 探 査 対 象 天 体 と し て は す で に 1999

も，やはりコストを削減しなければダメだというので，

JU3 が選ばれていた．今ではリュウグウと呼ばれるこ

今度は，ヨーロッパやアメリカに協力を依頼しようととになった C 型の微小な地球接近天体（NEO：Near

いうことになり，「はやぶさ」のプロジェクトマネー

Earth Object）
である．つまり，探査対象天体としては，

ジャの川口淳一郎先生と一緒にヨーロッパで交渉した「はやぶさ２」の最初の提案からリュウグウが選ばれりアメリカで交渉したりした．しかし，協力を取り付ていたわけである．

けることはできなかった．

しかし，「はやぶさ２」の提案はなかなか了承され「はやぶさ２」の検討と平行して，ヨーロッパの研なかった．もともと「はやぶさ」の再挑戦という位置

究者とは，当初「はやぶさ Mk2」（はやぶさマーク・づけだったので，「はやぶさ」で明らかになった問題

ツー）として，そして途中からは MarcoPolo（マルコポ

点を改良した探査機での再挑戦ということだったのだーロ）と改名して（図 2），日欧共同で小惑星サンプルが，これでは新規性がない，という批判があった．そリターンミッションを行うことを議論していた．こちれならば，ということで，小惑星への衝突実験も行おらは，「はやぶさ２」の次により進んだ小惑星サンプ

うということになり，2 機の探査機を相乗りで同時にルリターンを行うというものであったが，残念ながら打ち上げることを提案した（図 1）．片方の探査機（「はヨ ー ロ ッ パ の ミ ッ シ ョ ン と し て 選 ば れ な か っ た．

やぶさ２」に相当）が先に小惑星に到着して探査をし

MarcoPolo が選ばれなかったこともあるので，ヨーロておいて，後からもう 1 機がその小惑星に衝突するとッパにはさらに「はやぶさ２」への協力を打診したが，いうミッションである．このミッションを提案すると，それも了解されることはなかった．

今度は，コストが高すぎると言われた．ロケットは共このように，「はやぶさ２」のミッション提案はま有としても，探査機が 2 機になるので確かにコストはさに八方ふさがりの状況のまま，2010 年 6 月の「はや高くなる．

ぶさ」の地球帰還を迎えることになったのである．そそれで 2 機の探査機を使うことは諦めて，１つの探の「はやぶさ」の地球帰還は，国内そして国外で大き査機でも衝突実験ができるように工夫をしたわけであな注目を集めることになり，そのために「はやぶさ２」

る．これが「はやぶさ２」搭載の衝突装置である．衝の予算が認められることになった．2011 年に「はやぶ突実験の規模は小さくなってしまったが，「はやぶさ」

さ２」はようやくプロジェクトとなってスタートする■2018遊星人Vol27-4.indd

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日本惑星科学会誌 Vol. 27, No. 4, 2018

ことになった．
このように約 5 年間に渡って紆余曲折が続いたわけであるが，結果的に「はやぶさ２」にとってメリットになったこともある．それは，認められるまでに時間がかかったことにより，最初の提案にいろいろと新規なものを加えることができたことである．その１つが・太陽光圧を積極的に利用した姿勢制御（ソーラーセイルモード）・地上局が変わっても途絶えない通信手法（アップリンクトランスファー）・DDOR に よ る 高 精 度 軌 道 決 定（DDOR=Delta
Differential One-way Range）

すでに述べた衝突装置であり，もう１つがドイツ・フ・Ka 帯による深宇宙通信

ランスの製作による MASCOT と呼ばれる小型着陸機

・光学電波複合航法による探査機・小惑星同時軌道である．これは，MarcoPolo のミッションでヨーロッ推定

パ側が着陸機を検討していたことから「はやぶさ２」以上の技術は，「はやぶさ２」のための技術というもに小型着陸機を載せることになっていったのである．

のではなく，今後の太陽系天体探査ミッションに役立

紆余曲折も無駄ではなかった．

つものである．

3. リュウグウ到着まで

4. やはり想定外2011 年にプロジェクト化した後，急ピッチで探査2018 年 6 月半ば，だんだんとリュウグウが大きく見機の製作が行われ，2014 年 12 月 3 日の打ち上げに至えるようになり，その形があかたも“そろばんの珠”のった．ここでは探査機の製作過程については省略する

ような形状であることが分かってきた
（図 3）
．これは，

が，プロジェクト化からわずか 3 年ちょっとで打ち上最初の驚きであった．まさに誰も想定していなかったげに至ったことは，この規模の探査機としては異例に形状である．このような形を英語でコマ（独楽）型（top短いということのみ述べておく．（ミッション初期の

shape）と呼ぶが，このような形の小惑星があること

文献：[1-3]；「はやぶさ２」の機器についての文献：[4]）
打ち上げ後，最初の 3 日間ほどでクリティカルな運用は終了し，その後，初期機能確認のための運用がなされ，2015 年 3 月からは通常の惑星間クルージング運用が始まった．そして，打ち上げからちょうど 1 年後の 2015 年 12 月 3 日に地球に接近し，スイングバイによる軌道制御を行った．その後は，探査機は太陽を 2周回ほどすることになるがその間 3 回の長期イオンエ
ンジン運転を行った．2018 年 6 月初めにはリュウグウ
まで 3000 km ほどのところまで接近し，そこからは光学電波複合航法によってリュウグウへの最終接近をした．そして，6 月 27 日がリュウグウ到着ということになったのである．
約 3 年半にわたるクルージングについてもここでは詳細は省略するが，このクルージングの期間においていろいろな技術的実証を行った．項目のみ挙げると次のようになる．
・イオンエンジンによる長期間の軌道制御（のべ 1万 8 千時間余りの運転）
・地球スイングバイによる正確な軌道変更■2018遊星人Vol27-4.indd322

図3： 330〜240 kmの距離から撮影されたリュウグウ．望遠の光学航法カメラ（ONC-T）によって撮影された．画像は，拡大補間と明暗強調（明るさを2乗）を行ってある．2018年6月17日の15時（日本時間）頃と，6月18日の6時頃（日本時間）の撮影．自転の順番にa, b, c, dとなるように並べてある．
（画像クレジット：JAXA, 東京大, 高知大, 立教大, 名古屋
大, 千葉工大, 明治大, 会津大, 産総研）

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自体はすでに知られていた．米国の OSIRIS-REx ミッションの探査天体である小惑星 Bennu もレーダーに

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い広い領域が全く見つからないのである．
さらにリュウグウには大きさが 150 ｍもあるボルダよる観測でコマ型の形状であることが分かっていたーがある．また，直径が 300 m ほどのクレーターもあ（2018 年 11 月の時点で，Bennu の撮影がなされており，る．これらの特徴は，形がコマ型であることも合わせ

確かにコマ型であることが確認された）．Bennu 以外て，リュウグウの形成過程やその後の進化を説明するにも，レーダーによる観測でいくつかの小惑星につい手がかりになるであろう．また，ここでは詳しくは述てはコマ型をしていることがわかっていた．ただし，

べないが，リュウグウ表面については，到着後に「はこれらコマ型の小惑星はいずれも自転周期が短くて，やぶさ２」に搭載されているレーザ高度計（LIDAR）で

2 時間から 3 時間，周期の長い Bennu でも 4 時間程度

詳細な地形を調べたり，近赤外分光計（NIRS3）で近赤である．リュウグウの自転周期は 7.6 時間であるから，外線におけるスペクトルを調べたり，中間赤外カメラ発見されているコマ型小惑星の自転周期より 2 倍から（TIR）で温度変化を調べたりしている．光学航法カメ

4 倍近く長い．したがって，リュウグウについては，

ラでも単に表面の写真を撮るだけでなく，フィルタを誰もコマ型を想定していなかったのである．

用いて波長帯ごとの観測も行っている．これらのデー

リュウグウ表面がより詳しく見えてくると，2 つ目の想定外に直面した．それは，リュウグウの全面がボルダー（岩塊）で覆われていたということである（図 4a,b）．ボルダーで覆われているだろうということは想タを総合することで，リュウグウの素性が明らかにされるはずである．
それしても，ボルダーで覆われているということで，
タッチダウンは困難であることがはっきりした．

定していたが，どこかにボルダーがない領域もあるだ
ろうというのが事前の想定だった．例えば，「はやぶさ」

5. 小惑星近傍ミッションの進捗が訪れたイトカワもボルダーで覆われていて当時は全く想定外の状況に驚いたわけだが，MUSES-C Regio2018 年 6 月 27 日にリュウグウに到着してからしば（通称「ミューゼスの海」）という幅 50 m 程度の平らならくの間は，探査機はホームポジションと呼ばれる地領域があった．しかし，リュウグウにはボルダーがな点に滞在していた．ホームポジションはリュウグウと

（a）

（b）

図4：（a）ホームポジション（高度20 km）からONC-Tによって撮影されたリュウグウ．2018年6月30日23 :13（日本時間）頃の撮影．中央付近に直径が300 mほどのクレーターが見ら（画像クレジット：JAXA, 東京大, 高知大, 立教大,
れる．
名古屋大, 千葉工大, 明治大, 会津大, 産総研）

図4：（b）ホームポジション（高度20 km）からONC-Tによって撮影されたリュウグウ．2018年6月30日19 : 21（日本時間）頃の撮影．上側の極（リュウグウの南極）付近に150 mほどのボルダーが見られる．画像クレジット：JAXA, 東京大, 高知大, 立教大, 名古屋大, 千葉工大, 明治大, 会津大, 産総研）

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日本惑星科学会誌 Vol. 27, No. 4, 2018

た．図 5 に示してある BOX-A，BOX-B，BOX-C である．
BOX-A 運用がホームポジションでの運用に対応する．
BOX-B 運用は，リュウグウからの距離は約 20km のままであるが，ホームポジションから東西南北方向に移動する運用である．そして，BOX-C 運用がホームポ
ジションから高度を下げる運用になる．
近傍での主要な運用をまとめたものが表１である．
2018 年 11 月初めまでに，合計 9 回の降下運用と 1 回のBOX-B 運用を行った．それぞれの運用を説明すると長くなってしまうので概略のみ説明する．
1 回目の BOX-C 運用（7 月 17 〜 25 日）や中高度運用（7 月 31 日〜 8 月 2 日）では，まずは高度を 6 km ないし
5 km まで下げてみる運用を行った．この 2 つの運用は，ナビゲーションの手法が異なり，BOX-C 運用はホバリング方式であるが，中高度運用の方はタッチダウン
図5： 運用におけるBOXの定義．（画像クレジット：JAXA）のときと同じ手法を用いている．
つぎに，重力計測運用（8 月 5 〜 10 日）であるが，リ地球を結ぶ線上でリュウグウから約 20 km のところ

ュウグウの重力を計測するために降下の途中から自由である．ここに“ホバリング”していたわけである．探落下状態（上昇の時は自由上昇の状態）とし，探査機の査機はリュウグウを周回はしない．これは，「はやぶさ」

動きからリュウグウの重力を推定した．続く BOX-Bのときと同様である．小惑星の引力が小さいので，周運用（8 月 18 日〜 9 月 7 日）では，探査機をリュウグウ

回させるよりはホバリングをする方が運用においてはの南極方向および西側の方向（夕方の方向）に移動させ適している．リュウグウの方が自転してくれるので，て，ホームポジションからとは異なる角度での観測を

ホバリングしていてもリュウグウ全体を観測できる．

行った．

その後，このホームポジションから離れる運用を何

そして，タッチダウンに向けてより接近する運用が度も行うことになる．分かりやすいように，探査機が始まる．タッチダウン１リハーサル１（TD1-R1，9 月

どの領域を移動するかによって名称を付けることにし10 〜 12 日）
では，40 m 以下まで降下する予定だったが，

表1：「はやぶさ２」の2018年の主要な運用．

月
日
1月10日
6月3日
6月3日
6月27日
7月17日～ 25日
7月31日～ 8月2日
8月5日～ 10日
8月18日～ 9月7日
9月10日～ 12日
9月19日～ 21日
9月30日～ 10月4日
10月14日～ 16日
10月23日～ 25日
10月27日〜11月5日
11月下旬〜12月下旬■2018遊星人Vol27-4.indd

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運
用
第3期イオンエンジン運転開始
イオンエンジン運転終了
小惑星接近誘導開始（距離3100 km）
小惑星到着（高度20 km）
BOX-C運用（7月20日，最低高度約6 km）
中高度降下運用（8月1日，最低高度約5 km）
重力計測運用（8月7日，最低高度851 m）
BOX-B運用（高度約20 kmでのツアー観測）
タッチダウン１リハーサル１（TD1-R1）（9月12日，最低高度約600 m）
MINERVA-Ⅱ1分離運用（9月21日，最低高度約55 m）
MASCOT分離運用（10月3日，最低高度約51 m）
タッチダウン1リハーサル1A（TD1-R1-A）（10月15日，最低高度22.3 m）
タッチダウン1リハーサル3（TD1-R3）（10月25日，最低高度12 m）
BOX-C運用（11月1日，最低高度2.2 km）
合運用

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火の鳥「はやぶさ」未来編 その16 〜「はやぶさ2」ミッション前半を終えて〜／吉川，はやぶさ2プロジェクトチーム

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ることができ，リュウグウ表面でデータを取得することができた（図 6）．なお，これらの運用で，探査機は
高度 50 m くらいまで降下した．
ここまでの運用の結果に基づいて，タッチダウン運用について検討を行ったが，予定していた 2018 年 10
月末のタッチダウンは延期することになった．これは，リュウグウがボルダーで覆われていて広い平らな場所がなく，着陸のためにはより精度を上げた探査機の航法誘導制御が必要になったからである．着陸候補地点として最もボルダーの少なそうな領域を探したところ，
直径が 20 m くらいの場所は存在することは分かった
図6： MINRTVA-II1のRover-1B によって撮影されたリュウグウの表面．2018年9月23日10 : 10（日本時間）頃に再着地頃したときの画像．（画像クレジット：JAXA）（図 7）．この領域にタッチダウンするためには，着地
点付近の地形をより詳細に調べるだけでなく，探査機の運用方法についても検討が必要になる．タッチダウ
ンを延期して，この検討に時間をかけることにしたのレーザ高度計の計測値に問題が生じ約 600 m まで降下である．

したところで上昇に転じた．このレーザ高度計の問題

タッチダウンは延期としたがリハーサルは継続し，についてはすぐに解決策が分かったので，MINERVA-

2 回目のタッチダウンリハーサルとなるタッチダウン

II1 分離運用（9 月 19 〜 21 日）および MASCOT 分離運

１リハーサル１A（TD1-R1-A，10 月 14 〜 16 日）と 3 回

用（9 月 30 日〜 10 月 4 日）を実行した．JAXA で開発し目となるタッチダウン１リハーサル 3（TD1-R3，10 月

た質量約 1 kg の 2 機の小型ローバである MINERVA-

23 〜 25 日）を行った．これらのリハーサルでは，近距II1 とドイツ・フランスが開発した質量約 10 kg の着

離 で 高 度 を 計 測 す る レ ー ザ・ レ ン ジ・ フ ァ イ ン ダ

陸機である MASCOT は，すべてリュウグウに着地す（LRF）の機能を確認し，さらに TD1-R3 では，ターゲ

図7： タッチダウン候補地点L08，L07，M04（左）とL08-Bと名付けられたボルダーの少ない領域（丸で示す）．赤い丸の直径は，約20 mである．写真は，タッチダウン1リハーサル1（TD1-R1）において2018年9月12日に約3 kmの高度からONC-T（望遠の光学航法カメラ）によって撮影されたものである．（画像クレジット：JAXA, 東京大, 高知大, 立教大, 名古屋大, 千葉工大,
明治大, 会津大, 産総研）

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図8： ターゲットマーカが静止した位置．矢印の先の白い点がターゲットマーカ．広角の光学航法カメラ（ONC-W1）によって，2018年10月25日，11 : 47（日本時間）に撮影．このときのリュウグウ表面からの探査機の高度は約20 mである．丸で囲んだ領域は，図7で示されたL08-Bの領域である．
（画像クレジット：JAXA）

図9： 望遠の光学航法カメラ（ONC-T）によって高度約42 mからの撮影されたリュウグウ表面のようす．TD1-R1-Aの運用を行っていた2018年10月15日，22 : 40（日本時間）に撮影された．（画像クレジット：JAXA, 東京大, 高知大, 立教大,
名古屋大, 千葉工大, 明治大, 会津大, 産総研）

ットマーカをタッチダウン候補地点の近くに投下することにも成功した（図 8）．これらのリハーサルでは，探査機は高度 22 m および 12 m まで降下した．最低高度付近では，ONC-T による撮影も行い，リュウグウ
表面の高解像度の写真を探査機からも撮影した（図 9）．
リュウグウは，遠くから見ても近くから見ても岩塊で覆われた天体であることがわかる．
さらに，投下したターゲットマーカをきちんとカメラで捉えることができるかどうかを確認するために，2 回目となる BOX-C 運用（10 月 27 日〜 11 月 5 日）を行
い，高度約 2 km からターゲットマーカをはっきりと撮影することができた．
以上で，2018 年内に行う降下運用は終了である．

図10：リュウグウ表面にタッチダウンする「はやぶさ２」の想像
図．実際のリュウグウはこの想像図は全く異なっており，
表面は大小多数の岩塊で覆われている．（イラスト：池下章裕）

2018 年 11 月下旬から 12 月末までは，合（conjunction）の期間となり，地球から見ると探査機が太陽に重なる
方向に位置することになる．この期間は安定した通信

けた準備はかなりできてきたと言える．ただし，図７が行えなくなる可能性があるので，クリティカルな運で示したように，タッチダウンの候補地点は直径が用は行わず探査機は安全な軌道に入れておく．

20 m くらいしかない．ここに正確に着陸するための運用方向を合の期間を使って検討する．実際のタッチ

6. 今後の展開

ダウンを行うのは，2019 年に入ってからとなる．
まずは 1 回目のタッチダウンを成功させないといけ2018 年 11 月初めまでの運用で，タッチダウンに向■2018遊星人Vol27-4.indd326

ないわけだが（図 10），その後には，衝突装置を使っ2018/12/07

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火の鳥「はやぶさ」未来編 その16 〜「はやぶさ2」ミッション前半を終えて〜／吉川，はやぶさ2プロジェクトチーム

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たさらにリスクの高い実験が待っている．また，3 機
目の MINERVA-II2 の運用もある．そして，2019 年終
わりにはリュウグウから出発し，2020 年末にカプセルを地球に戻すという大仕事が待っている．地球にカプセルが戻ってくれば，いよいよ物質分析となる．まだまだ先が長いミッションであるが，現時点で，とりあえずその中間地点まではたどり着いた．
残りの半分もきちんとミッションを進めて行くとともに，これまでに得られたサイエンスおよび工学の結果を，是非，新たな研究や探査に展開していくことが重要である．

参考文献[1] 吉川真, 2012, 日本航空宇宙学会誌 60, 455.
[2] Tsuda, Y. et al., 2013, Acta Astroautica 91, 356.
[3] Yoshikawa, M. et al., 2014, Trans. JSASS Aerospace
Tech. Japan 12, ists29, Tk_29.
[4] Matsuoka, A. and Russell, C. T. (Eds.), 2018,
Hayabusa2 Revealing the Evolution of C-Type
Asteroid Ryugu, Springer.

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系外惑星「遠い世界の物語」その11～深紫外線と系外惑星大気～

亀田 真吾

1

（要旨）系外惑星が数多く発見され，ハビタブルゾーンにある地球型惑星も見つかり始めている．それらの惑星大気の観測も検討されているが，現行の計画で対応する可視近赤外域では観測が困難である．低温度星のハビタブルゾーンでは深紫外線輻射が強く，それによって高層大気が広がっている可能性がある．高層大
気の観測には深紫外線領域での観測が有効であり，主星輻射強度も同時に観測することができる．本稿では，
系外惑星大気と深紫外線輻射に関する解説を行い，現在検討中の観測計画について紹介する．

1. 低温度星系の地球型惑星
既に多数の系外惑星が検出されており，地球と同程度の大きさのものも少なくない．2016 年には最も太陽系に近い恒星であるプロキシマケンタウリに地球サイズの惑星プロキシマ b があることも確認された [1]．
さらにこの惑星が恒星から受ける熱輻射は地球と同程度であるため，惑星表面に液体の水が存在している可能性がある．惑星系において，惑星表面に液体の水を保持することが可能となる熱輻射を受ける領域はハビ
タブルゾーンと呼ばれている（本連載の「系外惑星「遠い世界の物語」その 10」（小玉・門屋）で詳しく議論さ

図1： トランジット法．

れている）．
プロキシマ b は，軌道長半径約 0.05 AU，公転周期11 日で主星であるプロキシマケンタウリを周回している [1]．地球に比べて主星に非常に近い軌道であるが，主星の温度が 3000 K と低温であるため，プロキシマ b
が受ける熱輻射は，地球の 65 ％程度と考えられている．
この他に，低温度星である TRAPPIST-1 の周りにも地球程度の大きさの複数の惑星がハビタブルゾーンにあることが分かっている [2]．これらの惑星は地球のように海洋を有している可能性があり，さらには生命が存在することも期待される非常に魅力的な惑星であ
1. 立教大学理学部
kameda@rikkyo.ac.jp■2018遊星人Vol27-4.indd328

図2： ドップラー法．

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図3： プロキシマbが受ける放射分光スペクトル（赤）と，地球が受ける放射分光スペクトル（黒）[3]．

り，精力的に研究が進められている．

プロキシマ b が受ける輻射の分光スペクトルと，地球

これまでに発見された系外惑星の多くは，トランジが受ける輻射のスペクトルを示す [3]．地球が受ける

ット法かドップラー法で検出されている．トランジッ

輻射のピーク波長が約 500 nm であるのに対し，プロト法は主星の前を惑星が通過した際の減光の検出によキシマ b が受ける輻射のピーク波長は，主星の温度がり惑星の存在を確認する手法である（図 1）．ドップラ

低いために約 1 µm となっている．太陽に比べて赤く

ー法は惑星の周回に伴い，主星中心が共通重心を回る

小さい星であり，赤色矮星と呼ばれる恒星の 1 つであ時に生じる主星光のドップラーシフトを捉えて惑星のる． 一 方， 短 波 長 側 に 目 を 向 け て み る と，200-400

存在を確認する手法である（図 2）．太陽に対して地球

nm の近紫外領域ではプロキシマ b が受ける輻射は，は非常に小さく，軽いため，これらの手法で小さな地地球が受ける輻射に対して 2-3 桁程度弱いが，それよ

球型惑星を検出するためには高い観測精度が求められり短い 10-200 nm の領域に入ると輻射量は逆転し，プるが，低温度星は太陽に比べて小さく軽いため，低温

ロキシマ b が受ける輻射は地球が受ける輻射に対し度星周りの地球型惑星の検出に対する要求精度が緩和

1-2 桁程度強くなる．この波長域は深紫外領域あるいされる．さらには太陽系近傍の大半が低温度星であるは真空紫外量域と呼ばれ，分子や原子の解離や電離をため，今後も多くの地球型惑星が発見されることが期引き起こすエネルギーを持つ光の波長域である．この待される．ハビタブルゾーン内にも少なくない数の惑

波長域の光は大気中で吸収され，高層大気の主要な加星が発見されるであろう．ここ 10 年程度で系外惑星熱源となる．しかし，深紫外線輻射量が測定されていの観測は急速に進んでおり，「生命を保有する惑星のる恒星の数は非常に少なく，惑星を持つ恒星の大半で検出」は，もはや夢物語ではなく，科学研究の範疇に未計測となっている．今後進められる系外惑星大気観

ある．

測結果の解釈を大きく左右する物理量であるが，現在測定可能な装置は，想定寿命を 10 年以上超えている

2. 低温度星系の深紫外線輻射

ハッブル宇宙望遠鏡だけであり，後継のジェームスウ
ェッブ宇宙望遠鏡は紫外線領域の観測には対応しない．

それでは，プロキシマ b や TRAPPIST-1 にある地球大気を通さない波長域であるため，地上望遠鏡では観型惑星は，地球と同様の環境を持つのだろうか？主星

測は不可能である．その他，現在欧米で採択されていから受ける輻射の総量は同程度であるものの，実際にる宇宙望遠鏡計画でも紫外線領域は非対応であり，ロはその分光スペクトルは大きく異なっている．図 3 にシアが開発中の口径 1.7 m の紫外線宇宙望遠鏡 World■2018遊星人Vol27-4.indd329

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図4：（左）現在の太陽系内地球型惑星高層大気の温度分布[4,5]．（右）深紫外線輻射強度を現在の10倍にした場合に想定される温度
分布[4,5]．

図5：（左）地球が受ける深紫外線輻射強度を現在の10 倍にした場合に想定される酸素原子コラム密度分布．黒円は惑星の大きさを表し，白円はプロキシマケンタウリの大きさを表す．

Space Observatory-UV が唯一の手段となるものの，にまで達し，数惑星半径程度まで高層大気が広がる．

開発総額の予算獲得には至っていない状況である．

酸素原子は 130-131 nm に 3 重線を持ち，そのうちの 2
つは星間吸収を免れるため，太陽系近傍からでも観測

3. 地球型惑星の超高層大気（酸素原子）

が可能である．プロキシマ b はドップラー法で検出されており，トランジットは確認されていないが，仮に，大気の加熱源となる波長域の輻射が地球に比べて非地球と同様の大気を持つ惑星が 10 倍の深紫外線輻射

常に強い場合には，高層大気が高温化し大きく広がるを受け，主星の前を通過するとした場合，恒星の酸素と考えられる．太陽系初期の深紫外線輻射が強かった

原子輝線発光が惑星大気によって遮蔽され，24％程度

時期における高層大気分布のモデル計算が行われてい減光されることになる [6]．

る［4, 5]．図 4 にこれらの研究によって推定された高層

一方，金星や火星の高層大気の温度は低く 300 K 程

大 気 の 温 度 分 布 を 示 す． 地 球 の 高 層 大 気（> ～400度であり，深紫外線輻射が 10 倍程度となった場合でkm）の温度は 1000 K 程度であるが，深紫外線輻射強も 600 K 程度までしか温度は上がらない．これは金星度が現在の 10 倍になると，高層大気の温度は 10000 Kや火星の大気の主成分が二酸化炭素であることに起因■2018遊星人Vol27-4.indd

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系外惑星「遠い世界の物語」その11 ～深紫外線と系外惑星大気～／亀田331

ならない．例えば地球と金星は同程度の大きさであり，互いに大きく異なる大気を有しているが，現行の技術ではこのように小さな地球型惑星の大気観測は難しく，
表層環境が大きく異なる地球と金星を見分けることすら困難である．
図6： トランジット分光法．

しかし，深紫外線領域にある酸素原子輝線の観測によってこの問題が解決される可能性がある．特に，低温度星ハビタブルゾーンに存在する地球型惑星が，地する [5]．二酸化炭素は温室効果ガスとして知られて球と同じ大気組成を持つ場合，その高層大気の広がり

おり，大気の持つエネルギーを効率よく赤外線領域でによる減光率は 24 ％にまで達する [6]．可視近赤外領

放射する性質を持つ．このために地表付近に熱が伝え域での低層大気観測では非常に高い感度安定度が求められ，地表温度が上昇する一方で，これによって大気られるが，高層大気の大きな遮蔽を検出することは相の温度は下がり，大気にとっては冷却剤として働く．

対的にかなり容易となる．ただし，深紫外線領域の光

そのために，高層大気が広がらない，ということが起量自体が大きくないため 1 m 級の深紫外線宇宙望遠鏡

きる．一方，地球大気の二酸化炭素混合比は低いため，が必要であるが，1 m 級であっても JWST より短期間

高層大気が効率よく加熱され遠方まで大気が広がるこで地球と同じ大気組成を持つ惑星が 20 pc 以内にあっとになる．

た場合に検出することが可能となる．より大口径の望

地球の二酸化炭素混合比は，炭素循環によって抑制されていると考えられている．海洋に二酸化炭素が溶
け込み炭酸塩を形成することで，大気中の二酸化炭素
混合比が下げられている．一方で，金星ではこの炭素循環が働かず二酸化炭素混合比 96 ％の大気が維持さ

遠鏡があれば，より遠方まで同様の観測を行うことができ，生命保有惑星候補の検出が期待出来る．

5. 深紫外線による高層大気観測・
PROCYON/LAICAの成果れている．以上より，海洋のある地球では，大気中の2014 年 12 月に打ち上げられた小惑星探査機「はやぶ二酸化炭素混合比が低く，高層大気が遠方まで広がり，さ２」とともに，その相乗り機として，超小型深宇宙

海洋の無い金星では，大気中の二酸化炭素混合比が高探査機 PROCYON が打ち上げられた．主目的は（リュく，高層大気が遠方まで広がらない，ということが分

ウグウとは別の）小惑星のフライバイ撮像であったが，かる．

小惑星到着前に理学成果を獲得するために，水素ライ
マ ン α 線 撮 像 装 置 Lyman Alpha Imaging Camera

4. 太陽系外地球型惑星大気の観測（LAICA）（図 7）を 追 加 搭 載 す る こ と に な っ た．
JAXA から予算承認を受けたのは 2013 年 9 月末のこと

系外惑星の大気観測には主に可視・近赤外トランジ
ット分光法が用いられている．トランジットの際に大気原子・分子の吸収線付近の分光観測を行い，線ごとの吸収量の差から大気組成を決定するという手法がト
ランジット分光法である（図 6）．地球より数倍大きい
惑星では既にトランジット分光により大気組成が推定されつつあるが，6.5 m という大口径の宇宙望遠鏡
JWST を持ってしても，地球程度の小さい惑星の持つ薄い大気（～100 km）を検出することは非常に困難である．地球程度の惑星による減光量が 1-2 ％程度であり，その検出自体もまだ困難である中で，さらにその100 分の 1 程度の遮蔽量となる大気を検出しなければ■2018遊星人Vol27-4.indd

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図7： LAICAフライトモデル．

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図8： 地球水素発光分布[7]．

図9： 低温度星のライマンα線発光．

である．太陽系探査計画に関わった経験のある方は，目を疑われるかもしれないが，この記述に誤字は無く
打ち上げまで 1 年少しという時点での承認である．検出器には，水星探査計画ベピコロンボで実績のある製品を採用したものの，反射望遠鏡で構成される光学部は完全に新規設計である．筆者はこの装置の PI を担当した．この時期は，同時に「はやぶさ２」搭載カメラの開発を並行して進めており，どちらもスケジュー
ルが厳しい状況であったが，当時在籍していた学生達の奮闘により，どちらの装置もなんとか完成させることが出来た．彼らの尽力なしには，どちらの装置もう

図10：チュリュモフ=ゲラシメンコ彗星の水素発光（立教大学
Web）．

まくは動かなかったであろうし，うまく動作したとしし，38 地球半径以上まで水素大気が広がっているこても充分な性能は発揮できなかっただろう．本稿ではとを確認することが出来た（図 8）[7]．さらに，低温度

苦労話で紙面を割くことは避け，以降，得られた成果

星の深紫外線輻射量計測（図 9），チュルモフ = ゲラシを紹介させて頂く．

メンコ彗星が放出する水分子起源の水素の発光を捉え

LAICA の主目的は地球高層の水素大気の観測である．水素大気の観測は 50 年以上前から実施されており，ることにも成功した（図 10）．この結果から彗星の水分子放出量の推定にも成功している [8]．

15 地球半径以上まで広がっていることが観測で確認されていた．40 年程前にアポロ 16 号に乗った宇宙飛

6. 国際共同研究・共同計画への参加

行士によって地球水素発光分布の写真が得られた後，40 年に渡って地球水素大気の外から 2 次元分布を捉え地球高層大気が遠方まで広がっており，その大気分る撮像観測は行われていなかった．そこで，深宇宙に布モデルを刷新したことにより，その結果を紹介した

出る機会を利用して，この水素発光を捉える，という系外の地球型惑星大気の観測検討を進めている海外のことがこの計画の目的である．結果として，地球距離研究グループと共同研究を開始し，現在論文投稿中の0.1 AU の地点から地球水素発光の観測に初めて成功状況である．また，低開発費用，短期間での開発実績■2018遊星人Vol27-4.indd332

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系外惑星「遠い世界の物語」その11 〜深紫外線と系外惑星大気〜／亀田333

が評価され，先述の WSO-UV 計画からも系外惑星科

筆者を含む系外惑星紫外分光 WG チームは，超小型衛学を目的とした装置提供の打診を受け，望遠鏡システ

星開発チームや，超小型衛星を高高度に輸送する推進

ム内での配置まで設計が進み，論文として成果報告を

系（キックモータ）
開発チームと共同で検討を進めてお行った [6]．また，可視近赤外領域での系外惑星大気

り，静止衛星軌道への投入に用いられる静止遷移軌道

観測を目的とした欧州の系外惑星専用宇宙望遠鏡

への打ち上げ機会に，相乗りで超小型衛星を打ち上げ，

ARIEL プロジェクトチームとも協議を進めた結果，自前のキックモータにより深宇宙に到達することが実

深紫外線輻射計測の重要性が認識され，日本から提供

現可能であるという見込みが得られている．深宇宙探する測定装置の追加も検討されている．その他にも，査の機会が 10 年に 1 度程度に留まっているのに対し，彗星観測や地球磁気圏撮像計画等の装置提供の打診を

静止遷移軌道への打ち上げは年に数回程度行われてい受けている状況となっている．地球観測に加えて，彗

る．この手法を用いることによって，早期に，低開発星・恒星の試験観測を行ったことで，様々な研究分野

費用で，系外惑星系の深紫外線輻射量の測定を開始すにおける国際共同計画への展開が見えてきている．

ることが可能となる．また，LUVOIR に代表される

さらに，国内で進めてきた技術開発によって，長年国際共同大型計画では宇宙での実績がない装置が搭載

ほとんど向上できていなかった深紫外線検出器の効率されることはまず有り得ない状況であり，早期に宇宙を向上することに成功しており，現在論文投稿準備中

での技術実証を進めておくことは，国際共同計画へのである．2030 年代の打ち上げを目指して検討されて参加に際して必須の条件となっている．

いる超大型宇宙望遠鏡 LUVOIR 計画などのチームか

さらに PROCYON/LAICA 同様に同じ装置で彗星らも情報提供の依頼を受けており，情報交換を進めなの水放出量の測定も可能となるだけでなく，静止遷移

がら国際大型計画への参加の道を探っている．

軌道から深宇宙に到達する超小型衛星システムの宇宙

7. 超小型衛星による系外惑星系深紫
外線輻射観測技術実証を完了することにより，深宇宙探査の機会が劇的に増えることになる．様々な場合が考えられるが一例として，10 年のうちに性質の異なる 10 個の小天

太陽系外の地球型惑星大気の観測を実現するために体探査も可能となり，10 機の衛星を打ち上げる総開は，大型計画の推進が必要となるが，系外惑星を持つ

発費用は従来の科学衛星一基の開発費用の数分の 1 に恒星の深紫外線輻射観測は PROCYON のような超小収まることになる．超小型衛星に搭載できる理学装置型衛星でも充分実現できる．2018 年 4 月に打ち上げらには大きな制約が課せられるため，回数の単純な比較にれた Transiting Exoplanet Survey Satellite（TESS）

は適当ではないが，太陽系探査において日本独自の新

よって，ここ 2 年のうちに大量の系外惑星を発見する

たな手段の 1 つとなるだろう．

ことが期待され，それらの惑星大気観測が地上・宇宙望遠鏡によって精力的に進められることになるだろう．

8. まとめしかし，それらの惑星系のうちの多くで，深紫外線輻
射量が未知のままである．現時点ではハッブル宇宙望

系外惑星の観測技術は急速な進歩を続けており，生遠鏡を向ける他に手段がないが，汎用の宇宙望遠鏡で命を保有する惑星は空想の産物ではなく，科学的な議あり，多数の恒星の観測を実施することは難しいと考論に値する状況に達している．しかし，可視赤外領域

えられる．

を中心に進められてきた系外惑星大気の観測計画では，

超小型衛星に搭載可能な小口径の望遠鏡で，深紫外依然として地球型惑星大気の観測は困難であり，地球線輻射量を測定するためには，その代表値であり，最と金星の判別をつけることも難しい．一方，低温度星も強度が高い，水素ライマンα線の観測を行う必要のハビタブルゾーンでは，地球に比べて深紫外線輻射

がある．そのためには，地球水素の発光を避けるためが遙かに強いことを考慮すると，高層大気の観測が有超小型衛星を高高度まで輸送する必要がある．しかし，

効であると考えられる．超小型衛星に搭載された深紫PROCYON のように深宇宙に超小型衛星を投入する

外線観測器によって，地球の高層大気が遠方まで到達機会は非常に限られている．この問題を解決するため，することが確認され，太陽系外の地球型惑星高層大気■2018遊星人Vol27-4.indd

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日本惑星科学会誌 Vol. 27, No. 4, 2018の観測検討が進められている．その結果として，1 m
級の紫外線宇宙望遠鏡によって地球型惑星大気が検出可能であることが示されている．また，大気の加熱源として重要な深紫外線輻射量は，系外惑星を持つ恒星の多くで未計測となっており，今後の可視近赤外分光による惑星大気観測に向けて，超小型衛星による深紫外線輻射測定を行う必要がある．将来の国際共同大型望遠鏡計画への参加の道を開くためにも，超小型衛星
による宇宙での観測技術実証が重要である．

謝 辞
本稿で紹介した内容は，系外惑星紫外分光 WG の活動で進められた検討内容に基づいています．WG メン
バー他，議論に参加して頂いた全ての方に感謝致します．また特に本稿の執筆機会を頂いた成田憲保氏に感謝致します．

参考文献[1] Anglada-Escude, G. et al., 2017, Nature 536, 437.
[2] Gillon, M. et al., 2017, Nature 542, 456.
[3] Ribas, I. et al., 2017, A&A 603, A58.
[4] Tian, F. et al., 2008, JGR 113, E05008.
[5] Kulikov, Y. N. et al., 2017, Space Sci Rev 129, 207.
[6] Tavrov, A. et al., 2018, JATIS 4, 044001.
[7] Kameda, S. et al., 2017, GRL 44, 11706.
[8] Shinnaka, Y. et al., 2017, AJ 153, 76.

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遊星百景その14 ～メッセンジャー探査機が発見した水星特有の不思議な窪地～／村上335

遊星百景 その14～メッセンジャー探査機が発見した水星特有の不思議な窪地～

村上 豪

1

2018 年 10 月 20 日，構想開始から実に 20 年以上を経よる様々な観測から水星表面には揮発性物質，特にカて，日欧共同のベピコロンボ水星探査機がついに宇宙ーボンが予想よりもはるかに豊富に存在することが示へと旅立ちました．これは日本の惑星科学における新

唆されています．仮に表面から何らかの理由でカーボ

たな時代の幕開けとなるはずです．そこで今回はフランが抜けたことにより Hollows が形成したとすると，

ンス領ギアナの地でその打ち上げを見守った筆者が，その部分が他の水星表面に比べて相対的にカーボンの次の主役となるであろう水星の地形についてご紹介し含有量が少なくなり，結果として他よりも明るいことます．

が説明できます．すなわち Hollows は水星が揮発性物

人類初の水星周回衛星となる NASA のメッセンジ
ャー探査機が 2011 年に水星へ到着し，約 4 年間の観測

質に富む惑星であることを示す証拠の一つとして考えられます．

で数多くの発見を成し遂げました．これらの発見は水

太陽系最内縁の惑星である水星に揮発性物質が多く星の形成，進化，そして環境に関する新たな謎を投げ残されているという謎は，水星だけでなく地球型惑星

かけるとともに，太陽系の惑星の中で水星がいかに”の形成，進化を紐解く重要なカギになります．メッセ

面白く”重要な存在であるかを示しました．中でも特ンジャー探査機が残したこれらの謎の解明に挑むのが，に私が今回ご紹介したいのが，メッセンジャー探査機

いよいよ宇宙へと旅立った国際水星探査計画ベピコロ

により発見された”Hollows”と呼ばれる水星特有の地ンボです．本計画は ESA が開発した水星表面探査機

形です．Hollows とは水星表面に多く見られる，縁を（MPO）と JAXA が開発した水星磁気圏探査機「みお」もたない浅い窪地のことで，スポンジケーキの表面のの 2 機を同時に水星へ送り込む大規模な国際協力ミッような形状をしています（図 1）．サイズは数十メート

ションであり，メッセンジャー探査機では解き明かせ

ルから数キロメートルスケールで，その多くはクレーなかった多くの課題に取り組みます．ベピコロンボ探ターの内部や周辺で発見されています．水星表面の中査機が水星へ到着するのは 2025 年 12 月．7 年後に再で最も明るい（反射率が高い）地形であり，また内部にびこの遊星百景でベピコロンボが捉えた水星地形の紹

クレーターがないことからかなり若い（数億年前に形介をできる日が来るのを楽しみにお待ちください．

成した）という特徴があります．これは他のどの太陽系の天体にも見られない，水星特有の不思議な地形で

参考文献

す．
しかしその形成メカニズムについてはいまだに解明されていません．最も可能性の高い説として考えられ[1] Blewett, D. T. et al., 2011, Science 333, 1856.
[2] Blewett, D. T. et al., 2016, J. Geophys. Res. 121, 1798.

ているのが，表層から揮発性物質の脱ガスにより形成したというメカニズムです．メッセンジャー探査機に
1. 宇宙航空研究開発機構宇宙科学研究所
go@stp.isas.jaxa.jp■2018遊星人Vol27-4.indd335

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図1：（上）メッセンジャー探査機が捉えたRaditladiクレーター付近のHollows．色を強調するとHollowsの内部および周辺が青みがかっていることがわかる．
（下）
Scarlatti盆地付近のHollowsの高解像度写真．メッセンジャー探査機の低高度運用時に撮影された．Hollowsの内部にクレーターがないことがわかる．
©NASA/Johns Hopkins University Applied Physics Laboratory/Carnegie Institution of Washington■2018遊星人Vol27-4.indd336

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←目次へ「第3回 iSALE講習会」
参加報告／石山337「第3回 iSALE講習会」参加報告

石山 謙

1

この記事では，国立天文台・三鷹キャンパスにおい

16：00 - 17：00

pySALEPlot の使い方 2て，2018 年 8 月 6 日 〜 8 月 8 日 に 開 催 さ れ た 第 3 回

平成 30 年 8 月 8 日（水）iSALE 講習会の参加報告を記述する．講師の方々には，

10：00 - 11：30

pySALEPlot の使い方 3 [Tracer 粒子 ]iSALE の wiki に あ る 資 料（https://www.wakusei.jp/

11：30 - 12：00

計算サーバへの申請方法等～ impact/wiki/iSALE/）を使って説明して頂いた．
講習会中の資料は全て wiki に公開されているため，♢♢♢♢♢♢♢♢♢♢♢♢♢♢♢♢♢

詳しい内容はそちらを参照されたい．ここでは，始めに，iSALE の利用概要や，iSALE の方程式系，入力

1. iSALEの利用概要

ファイルについて講習会で学んだことを簡単に記述した後，講習会中に行った iSALE のシミュレーション

iSALE とは，衝突シミュレーションコードであり，の出力結果の一例を示す．講師は，黒澤耕介氏（千葉例えば，衝突実験結果との比較 [1] や，実験では難し

工業大学），脇田茂氏（東京工業大学），末次竜氏（産業

い天体スケールの衝突 [2, 3] などの多くの研究に役立

医科大学）であり，下記は，講習会の日程表である．

てられている．講師全員から研究の紹介をして頂き，

今回，台風の影響により，最終日の予定の一部が変更

大変参考にすることができた．iSALE は，2 つの入力されたが，非常に充実した講習会であった．

ファイル（asteroid.inp と material.inp）と 1 つの実行ファイル（iSALE2D）が用意されており，入力ファイル♢♢♢♢♢♢♢日

程♢♢♢♢♢♢♢

は任意のテキストエディタで編集できるため，適切なパラメータを挿入することで，初心者でも簡単に衝突

平成30年8月6日（月）シミュレーションができる．入力ファイルには，非常

13：30 - 14：00

iSALE の解説に多くのパラメータを入力する必要があるが，それら14：00 - 14：30

iSALE を使った計算紹介のパラメータの詳細は，マニュアル [4] にも記載され14：45 - 15：45

計算サーバへのログイン /iSALE2Dてある．また，iSALE は，入力パラメータが不足しの実行ている状態で実行をするとすぐに中断し，エラー情報

iSALE2D の初期設定ファイルの編集から，どの入力パラメータが不足しているかを明示すの仕方

るように整備されている．iSALE を研究に利用した

平成 30 年 8 月 7 日（火）場合は，iSALE の開発に深く関係する論文 [5–8] を必ず引用する必要がある．

16：00 - 17：00

10：00 - 12：00

基本課題

14：00 - 15：30

pySALEPlot の使い方

15：30 - 16：00

計算サーバ見学

1. 宇宙航空研究開発機構・宇宙科学研究所
Ishiyama.ken@jaxa.jp■2018遊星人Vol27-4.indd

337

iSALE の計算は市販のパソコンを利用してもできるが，メモリを大量に使用する計算（つまり，メッシ
ュの数が多い計算）
はスパコンを利用する必要がある．
そのため，日本国内の iSALE ユーザの多くは，国立

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日本惑星科学会誌 Vol. 27, No. 4, 2018

図1： 国立天文台・三鷹キャンパス内にある計算サーバの前において，講師と参加者の全員で撮影した集合写真．

図2： 講習会の様子．参加者は，自分が行いたいiSALEシミュレー
ションに取り組んでいる．講師の方々は，個別に，参加者からの質問に答えたり，アドバイスをしたりしている．

天文台・CfCA の計算サーバを利用している．図 1 は，ており，斜め衝突のような計算はできない．また，

国立天文台・三鷹キャンパスにある計算サーバ前で撮

iSALE の利用は，iSALE 管理委員会で厳重に管理さ影された講習会参加者の集合写真である．計算サーバ

れているため，iSALE の wiki ページを参照の上，日の 利 用 は，iSALE の wiki ペ ー ジ（https://www.

本国内の iSALE 管理委員会へ申請をする必要がある．

wakusei.jp/ ～ impact/wiki/iSALE/）を 参 照 の 上，
CfCA の web ページから申請を行う必要がある．ただ2. iSALEの方程式系

し，申請する者は，（1）天文学または関連分野の研究者・学生であり，かつ，（2a）日本の研究機関・大学院に所

iSALE の基礎方程式は 3 つ（連続の式，運動方程式，

属する者，または，（2b）日本の大学院の修士か博士

エネルギー方程式）あり，これらは，4 つの未知数か号を取得し，国外の研究機関に所属する者に限られる．

ら成り立っている．このままだと方程式が閉じていな

iSALE の出力結果ファイル（jdata.dat）はバイナリデー

いため，EOS と呼ばれる上記の未知数を利用した状タであるが，それを画像として出力するために，Tom態方程式を導入することで，iSALE は方程式を解いDavison によって作成された pySALEPlot と呼ばれるている．iSALE では，オイラー的数値解法またはラpython で記述されたプログラムが用意されている．

グランジュ的数値解法のどちらを選択することで，方これを利用・編集することで，簡単に計算結果を出力

程式を解くことができる．ただし，差分法による数値することが可能となる．また，今回の講習会では，入計算は，衝撃波を捕捉するために，人工粘性と呼ばれ力ファイルにおけるトレーサー粒子の設定の説明も受るパラメータが運動方程式内に加えられている．

けた．この設定をしておくと，pySALEPlot によって，

EOS は物質の相図に関係しており，同じ物質でも，ターゲットに配置したピクセルが，衝突後，どのようEOS に は 2 種 類（ANEOS と Tillotson）あ る．ANEOSに 移 動 し た か を ト レ ー ス す る こ と が で き る．

は相図の再現が完全であるがパラメータが多いため計

pySALEPlot を利用する場合は，謝辞にそのことを記算コストが高く，Tillotson は相図の再現が不完全であ述する必要がある．

るがパラメータが少ないため計算コストが低い特徴が

iSALE は，完全なオープンソースコードではなく，ある．ANEOS と Tillotson には利点・欠点が含まれる

科学的な研究目的にのみ，利用申請をすることで，無ため，利用者はそれを理解した上で使用する必要があ

償で利用することが可能となる．ただし，開発者以外

る．

の方は，3 次元コードを利用することはできず，2 次

iSALE には，上記の基礎方程式の他に，さらに，弾

元コードの使用のみに制約される．また，2 次元コー性体・塑性体を取り扱うための方程式が追加されておドは，さらに，円柱座標系またはデカルトで固定されり，応力場なども計算することが可能である．それゆ■2018遊星人Vol27-4.indd338

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「第3回 iSALE講習会」
参加報告／石山339

え，物質の破壊にも関するモデル（強度・ダメージ・

NAME   EOS name : dunite_」のような順で記述され音響流動・空隙・熱弱化・低密度弱化モデル）が組みており，それぞれ，iSALE 上の変数（8 文字以下），そ込まれているが，モデルの組み合わせには条件があるの変数名の説明（20 文字以下），変数入力欄を表す．

ため，注意が必要である．

た だ し， 注 意 点 と し て，material.inp 内 の 変 数 の
MATNAME と EOSNAME に限っては，必ず変数入

3. 入力ファイル

力欄を 7 文字にしないといけない．例えば，dunite は
6 文字なので，アンダーバー（_）も使って 7 文字にする．

asteroid.inp は数値計算条件の設定に関する入力フ

加えて，複数の物質モデルを用意すると，場合によっァイルであり，（1）座標系の選択，（2）計算領域の範囲・ては，material.inp の仕様上，いくつかの物質モデル

分解能の設定，（3）計算時間・ファイル書き出し間隔で不要なパラメータが生じることがある．その時は，設定，（4）グローバル変数（重力加速度，地表面温度な

変数入力欄を「XXX」などして埋める必要がある．また，ど），（5）衝突天体の設定，（6）標的天体の設定，（7）
書各モデルに必要な変数が記述されてない場合は，当然，き出す物理量の選択，（8）トレーサー粒子の設定など

エラーとなってしまう．その時は，ログを調べることがある．asteroid.inp は，「GRIDSPC   grid spacing   :で，入力ファイルの詳細なエラー情報を確認すること100」のような順で記述されており，それぞれ，iSALEが可能である．

上の変数（8 文字以下），その変数名の説明（20 文字以下），その変数入力欄を表す．注意点として，例えば，

4. iSALEの出力結果

変数名の説明は必ず必要であり，このファイルの行間は空欄で絶対に空けてはいけない，変数名の前には必

今回は，iSALE を利用して，球形の地殻・マントル・ずコロン（:）が必要などあり，これらを怠るとエラー

核から構成される「月」に直径 200km の天体が衝突しとなってしまう．

た時，どのような衝突が起こるのかをシミュレーショ

material.inp は物質モデルの設定に関する入力ファンした．地殻は Basalt の ANEOS，マントルと衝突天イルであり，（1）EOS の選択，（2）強度モデル，（3）
ダ

体は Dunite の ANEOS，核は Iron の ANEOS にした．

メージモデル，（4）音響流動モデル，（5）空隙モデル，

空間分解能は 10 km/cell，計算空間は横 1800 km，縦（6）熱弱化モデル，（7）低密度弱化モデルの設定などが4200 km である．このような計算は，iSALE の本家のあ る．material.inp も asteroid.inp と 同 様 で，
「EOS-

web ペ ー ジ（http://isale-code.de/redmine/projects/

図3： iSALEシミュレーションの出力結果の一例．左側が温度，右側が密度を表す．

■2018遊星人Vol27-4.indd339

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日本惑星科学会誌 Vol. 27, No. 4, 2018

isale/wiki/ISALE）に， 入 力 フ ァ イ ル の サ ン プ ル（Planet 2D）が公開されており，今回は，それを修正して利用した．この講習会の実習で苦労した点は，月への衝突を考えたため，サンプルの入力ファイルの設
定を変更したことから，iSALE のエラー情報が大量に出てしまい，末次氏と脇田氏に聞きながら，1 つ 1
つ解決した点である．図 3 は，衝突前と衝突の約 2 分
後の結果を示しており，とても綺麗な図を作ることができた．実習時間が短かったこともあり，残念ながら計算時間に制約があったが，今後に結びつくようなスキルを身につけられたと考えている．

参考文献[1] 黒澤 ほか, 2014, 遊星人 23, 103.
[2] Wakita, S. et al., 2017, The Astrophysical Journal 834,
125.
[3] Suetsugu, R. et al., 2018, Icarus 314, 121.
[4] Collins, G. al., 2016, ﬁgshare.
[5] Amsden, A. et al., 1980, Los Alamos National
Laboratories Report, LA-8095:101p.
[6] Ivanov, B. A. et al., 1997, International Journal of
Impact Engineering 20, 411.
[7] Collins, G. et al., 2004, MAPS 39, 217.
[8] Wünnemann, K. et al., 2006, Icarus 180, 514.

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日本学術会議大型研究計画マスタープラン提案に向けての意見交換会／中本 他

341

日本学術会議大型研究計画マスタープラン
提案に向けての意見交換会
中本 泰史 ，倉本 圭 ，関根 康人
12

1. はじめに

3

によって共有され，全体として大規模な計画的研究が展開され，新たな知を創造することを目指しています．

旭川市科学館において開催された 2018 年度日本惑しかし，マスタープランに採用されるだけでは，そ星科学会秋季講演会の中で，標記意見交換会が開催さうした大型研究計画を実施するための予算が確保されれました．ここでは日本学術会議の大型研究計画マスることはありません．マスタープランに採用された場

タープランについて概説し，日本惑星科学会の対応や合にはその採用実績を交渉材料として各省庁や民間企

標記意見交換会の様子を報告すると共に，今後のスケ業・団体などから予算を確保し，計画実施となること

ジュール等関連する情報を紹介します．

が期待されています．

2. 日本学術会議の大型研究計画
マスタープランとはマスタープランの大型研究計画への採択評価観点は，
前回 2017 年版の場合には，計画の学術的価値や，科学者コミュニティの合意，実施主体や計画の妥当性，

日本学術会議は日本において科学者を代表する機関

社会的価値，および大型研究計画としての適否などでであり，さまざまな活動を行っています．その活動のした．2020 年版の基準は 2018 年 10 月末時点ではまだ一つが，学術の大型施設計画・大規模研究計画（単に「大

公表されていませんが，大きく変わることはないと思型研究計画」と呼ばれる）に関するマスタープランのわれます．さらに上記の評価観点に加え，計画の成熟策定です．これまでに 2010 年，2014 年，2017 年の 3 回，

度，国家としての戦略性，緊急性，予算化のための準策定されていますが，次の策定・公表は 2020 年の予備状況等を加味した上で，特に速やかに推進すべき計定であり，現在はその公募要領が公開される直前の段画として，大型研究計画の中から重点大型研究計画が階です．

選ばれます．マスタープラン 2017 の場合には，大型マスタープランにのる大型研究計画は，長期（5 年から 10 年，ないしそれ以上）の実施期間と総額数十億研究計画が 179 件，重点大型研究計画が 28 件，選ばれました．

円以上の予算規模となるもので，学術のビジョンや体なお，大型研究計画を提案できる者は，学術研究機系に立脚し，最先端の研究を切り開くことを目指し，関の長，大学の長，学会長，および日本学術会議会員

科学者コミュニティの合意の下に実施される計画とさです．

れています．分野の研究者が一致して認める重要課題について長期間にわたって多くの研究者を組織して研3. 日本惑星科学会における準備状況

究を実施し，その装置や施設はコミュニティの研究者
1. 東京工業大学理学院
2. 北海道大学理学研究院
3. 東京工業大学地球生命研究所
nakamoto@eps.sci.titech.ac.jp■2018遊星人Vol27-4.indd341

日本惑星科学会も大型研究計画を提案する権利を有していますので，今回の公募に対しどのように対応すべきかを検討しています．まず 2018 年春に，運営委

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日本惑星科学会誌 Vol. 27, No. 4, 2018

員会の下に将来構想検討作業部会が設置され，ここが5. 火星着陸生命生存環境および生命探査

中心となってこの作業にあたることになりました．こ6. 超小型衛星による長周期トランジット惑星探査の部会のメンバーは，本報告の著者 3 名です．次に，各計画の説明時間は 4 分と短いものでしたので，聞この部会において具体的な作業内容やスケジュールをいている人には詳細の理解は難しかったと思います．

検討しました．日本惑星科学会の場合には，大きな予

しかし，多くの講演会参加者が，計画推進者の顔を直算を必要とする研究計画として惑星探査ミッションが接見て声を直接聞く機会を得たということは，コミュあります．数多くある探査計画の中から提案計画を選

ニティによる計画の理解の推進にとって有意義であっぶ基準を決める必要がありますが，日本学術会議の評たと思います．これを機に，多くの人が各計画につい

価観点に照らし合わせると，ミッションとしてある程て関心を持ち，聞いたり調べたりするようになって理度検討が進んでいるものが適当と思われます．また，解が進めば理想的です．

探査計画以外の大型研究計画の可能性についても排除意見交換会はその後，全体の質疑応答に入りました．

せず検討することとしました．さらに，提案は日本惑

全ての質疑やそれらの詳細を記すことはできませんが，

星科学会の会員から広く集め，また，提案される計画

主な質疑応答には次のようなものがありました．

は会員に広く知らせることとしました．

Q. マスタープランの選定はいつで，いつから効力が日本惑星科学会のメーリングリストを使い，2018発揮されるのか？

年 7 月，提案の意思表明を募集しました．これに，6A. 選定は 2020 年春の予定．

件の応募がありました．提出いただいた意思表明の文

Q. マスタープランに選定されることの実質的なメリ書を日本惑星科学会のホームページで公開した上で，ットはあるのか？

秋季講演会の場で意見交換会を開催し，この 6 件の計

A. 実際に予算がついている例がある．

画の説明，日本惑星科学会としての対応の説明などとQ. 火星に関する提案がいくつかあるが，まとめる可

共に，マスタープラン提案に向けての意見交換を行い能性はあるのか？
A. ある．関係者で検討中．

ました．

Q. 日本惑星科学会からはいくつ提案することが可能

4. 意見交換会の報告

なのか？
A. 公募要領公開前なので詳細はわからないが，数件

秋季講演会の実行委員会にご理解・ご協力いただき，程度と思われる．

講演会の初日，10 月 17 日の 14：50-15：40 という講演
セッション真っ只中の時間帯を確保していただき，意5. 今後のスケジュール等

見交換会が開催されました．この時間設定のおかげもあり，非常に多くの方にご参加いただいたことを嬉し

作業部会が得ている情報では，今後のスケジュール

く思うと共に，ご協力いただいた皆さんにはこの場を

は次の通りです．
（【・】は実施主体を表します．
）

お借りして感謝申し上げます．

2018 年 11 月

マスタープラン 2020 の公募要領公開

意見交換会の冒頭でまず，マスタープランの概要と【日本学術会議】

本意見交換会の趣旨説明が中本よりなされました．続2018 年 12 月 28 日

ヒアリング
（注：採択に向けた支

いて，次に記す順で 6 つの計画から概要説明がありま援であり，ここで選考はない．
）【日本学術会議・評

した．

価小委員会
（地球惑星科学委員会）】

1. 火 星 衛 星 探 査 計 画 MMX（Martian Moons Exploration）
2. DESTINY+
3. 太陽系生命前駆環境の実証的解明のための統合研究プログラム（仮称）4. 火星における宇宙天気・宇宙気候探査計画■2018遊星人Vol27-4.indd342

2019 年 2 月

申請【日本惑星科学会】

2019 年 5 月

JpGU の場で公開ヒアリング【日本学術会

議・評価小委員会（地球惑星科学委員会）】
2019 年夏

大型重点計画候補（ヒアリング対象）の選

定【日本学術会議】2019 年 9 月

大型重点計画候補に対するヒアリング2018/12/07

17:44:25

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日本学術会議大型研究計画マスタープラン提案に向けての意見交換会／中本 他

343【日本学術会議・大型研究計画検討分科会】
2020 年春

マスタープラン 2020 公表【日本学術会議】

6. おわりに
探査ミッションをはじめ大型の研究計画はコミュニ
ティ全体に影響がおよび，研究者コミュニティに属する人にとっては多かれ少なかれ関係してくるものです．
各人は，いま，どんな計画が検討されているかを知り，どれがコミュニティ全体にとって好ましいものかを考える必要があるでしょう．一方，大型研究を計画している人は，その計画の内容や意義をコミュニティに広く知らせ，理解と協力を得るべく努力が必要でしょう．
今回のマスタープラン提案作業が，そうしたやりとりの一部として機能すればよいと思います．そして，そうしたやりとりの中で揉まれ，鍛えられた計画がマス
タープラン等に採択され，予算がついて実施にいたり，
大きな科学的成果につながっていくことを期待します．

■2018遊星人Vol27-4.indd343

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344

日本惑星科学会誌 Vol. 27, No. 4, 2018

JSPS Information◇日本惑星科学会会則の改定について◇日本惑星科学会賛助会員名簿◇日本惑星科学会主催・共催・協賛・後援の研究会情報◇日本惑星科学会会則の改定について
第 50 回総会において会則の改定が承認された．改定箇所を下線で示す．

日本惑星科学会会則
第１章

総則

第１条

本会は，日本惑星科学会（The Japanese Society for Planetary Sciences）という．

第２条

本会は，惑星科学及びこれに関連する諸科学の進歩に貢献するとともに その平和的応用及び普及を目的とする．
第３条

本会は前条の目的を達成するために次の事業を行う．

１．定期大会及び学術講演会などの開催
２．会誌「遊・星・人」その他の出版物の刊行
３．その他必要と認めた事業
第４条
第２章

本会の事務局は付則に定める場所におく．
会員

第５条

会員は正会員，シニア会員及び賛助会員から成る．

１．正会員は第２条の目的に賛同する個人
２．賛助会員は本会の事業を援助する個人または団体
３．学籍を有する正会員を学生正会員，その他の正会員を一般正会員とする
４．シニア会員は60歳以上で，通算10年以上の正会員歴を有し，常勤職に就いていない個人
第６条

一般正会員は会費10,000円を毎年前納しなければならない． 学生正会員は年額5,000円を毎年前納しなければならない． 賛助会員は一口（50,000円）以上を毎年納めなければならない． 既に納めた会費はいかなる場合においても返付しない．シニア会員は会費を納めることを要しない．
第７条

会員は次の権利をもつ．

１．正会員及び賛助会員は会誌などの配布を受け，かつ本会の刊行物の購入について便宜が与えられる．
また講演会での研究発表，会誌への投稿ができる． さらに本会の催す各種の学術的会合に参加するこ■2018遊星人Vol27-4.indd344

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17:44:26

JSPS Information345とができる．
２．正会員は総会において議決権を行使できる． また役員選挙において，選挙権及び被選挙権をもつ．
３．シニア会員は講演会での研究発表，会誌への投稿ができる．また本会の催す各種の学術的会合に参加することができる．
第８条 正会員及び賛助会員になろうとするものは，所定の入会申込書を本会事務局へ提出する．第５条４項を満たすものでシニア会員になろうとするものは会費を完納の上，所定の入会申込書を本会事務局へ提出する．入会の承認は運営委員会で行う．
第９条

退会希望者は会費を完納の上，退会届を本会事務局へ提出する．退会の承認は運営委員会で行う．

第10条

会員が本会の名誉を著しく損なった場合，あるいは正当な理由なく会費を滞納した場合は，運営委

員会の議決により除名されることがある．
第３章

役員

第11条

本会は次の役員をおく．

１．会長（１名）：本会を代表し，会の事業を統率する．
２．副会長（２名以内）：広い立場から会長を補佐し，会長に事故があるとき，あるいは欠けたときは，その職務を代行する．
３．運営委員（20名）：運営委員会を構成する．
４．専門委員（若干名）：各専門委員会を構成する．
５．監事（２名）：本会の会計を監査する．
６．その他の役員（若干名）：選挙管理委員長及び委員，作業部会委員長及び委員など会の運営を円滑にするため臨時に選出する．
第12条

各役員の選出は以下のように定める．

１．会長の選出は，役員選挙規定による．
２．副会長は，正会員の中から会長が選出し，運営委員会で承認する．
３．20名の運営委員の内12名は役員選挙規定により選出し，あとの８名は正会員の中から会長が選任する．
４．各専門委員会委員長は運営委員の中から会長が選任する．
５．各専門委員会委員は正会員またはシニア会員の中から会長が選出し，運営委員会で承認する．
６．監事は運営委員会が選出した候補２名を会長が全正会員に通知し，30日以内に10分の１以上の正会員からの異議の申し出がなかった場合，その候補に委嘱する．
７．第11条６項に相当する委員会委員長は運営委員の中から会長が選出し，運営委員会で承認する．
８．第11条６項に相当する委員は正会員またはシニア会員の中から会長が選出し，運営委員会で承認する．
第13条

会長，副会長，運営委員，各専門委員，
監事ら役員の任期はすべて２年とする．ただし再任は妨げない．

改選期は12月とする．
第４章

運営

第14条 本会は次の機関で運営される．
１．総会■2018遊星人Vol27-4.indd⑴

正会員で組織し，本会運営の方針を決定する最高議決機関である．

⑵

会長が召集し，少なくとも年１回開催される．

⑶

総会は正会員の10分の１以上（委任状を含む）の出席をもって成立する．議長は運営委員会が推薦し，345

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日本惑星科学会誌 Vol. 27, No. 4, 2018

総会で承認を得る．
⑷

会則の変更以外は出席者の過半数をもって議決することができる． 可否同数の時は議長が決める．

⑸

正会員の５分の１以上の直接請求があった場合，あるいは監事が必要と認めた場合は，会長は90日以内に総会を招集しなければならない．
２．運営委員会⑴

運営委員，及び会長，副会長で組織され，会則に定める事項，総会に提出する議案，及び本会の運営に必要な案件の審議及び議決を行う．
⑵

運営委員会には運営委員以外の専門委員会委員も出席できる． ただし議決権を有しない．

⑶

運営委員会は，原則として年４回，会長が召集し，議長となる．

⑷

運営委員会は構成員の４分の３以上（委任状を含む）の出席をもって成立する．

⑸

出席者の過半数をもって議決することができる．可否同数の時は議長が決める．

⑹

運営委員の半数以上から請求があったときは，会長は臨時に運営委員会を召集しなければならない．

３．専門委員会⑴

総務，財務，編集，その他の専門委員会を置き，会の業務を執行する．

⑵

専門委員会の新設，変更，廃止などは運営委員会の議決による．

４．作業部会⑴

各専門委員会は重要な検討事項が生じた場合，時限の作業部会をおくことができる．

⑵

作業部会の設置は運営委員会の了承を必要とする．

５．研究会
⑴

本会は，必要に応じて重要分野・領域の振興を目的とする研究会を設けることができる．

⑵

新設，変更，廃止などは運営委員会の議決による

第５章

会計

第15条

本会の事業遂行に要する経費は会費及びその他の収入をもってこれにあてる．

第16条

本会の会計年度は１月１日に始まり12月31日をもって終わるものとする．

第６章

会則の変更

第17条

会則の変更は総会において出席正会員の３分の２以上の同意によって決することができる．

第18条

本会則は2009年5月18日から施行する．

付則
１．本会の事務局は株式会社イーサイド内におく．
２．個人または団体は別に定める年額で会誌を定期購読できる．
３．関係諸学会と協力して欧文誌「Earth, Planets and Space」を刊行する．
４．この付則の変更は運営委員会の議決を経て総会で承認する．

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JSPS Information347

会則変更履歴2019年10月18日

第50回総会： 第１章，第２条，第３条１項，第２章，第５条，第６条，第７条１項，２項，第８条，第３章，第12条２項，３項，５項，８項，第５章，第15条
３項

改訂，第２章，第５条４項，第７条

追加

2009年5月18日

第31回総会:第４章，第14条３項⑴改訂

2007年9月26日

第28回総会：第２章，第６条

2003年10月9日

第20回総会：第２章，第５条３項追加，第６条

2003年5月28日

第19回総会：第４章，第14条，「５．研究会」 追加

改定
改定◇日本惑星科学会賛助会員名簿
2018 年 12 月 25 日までに，賛助会員として本学会にご協力下さった団体は以下の通りです．社名等を掲載し，敬意と感謝の意を表します．（五十音順）
有限会社テラパブ
Harris Geospatial   株式会社株式会社ナックイメージテクノロジー◇日本惑星科学会主催・共催・協賛・後援の研究会情報（a）場所，（b）主催者，（c）ウェブページ / 連絡先など．
転記ミス，原稿作成後に変更等があるかもしれません．各自でご確認ください．


2019/06
6/15-6/21

第32回宇宙技術および科学の国際シンポジウム（a）福井県福井市（b）32nd ISTS Organizing Committee（c）http://www.ists.or.jp■2018遊星人Vol27-4.indd347

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編集後記
前号・今号と特集「火星圏のサイエンス」を掲載いたしまのではないかと思います．

したが，いかがでしたでしょうか．非常に多くの記事を投

編集委員会では紙面の充実を目指して新たな特集や連載

稿して頂いたおかげで，火星圏に関する幅広い議論が展開

記事の計画も進めつつあります．2019 年 3 月号では大竹された充実した紙面になったと思います．ゲストエディタ

真紀子さん・長岡央さんをゲストエディターにお迎え
して「月 揮発性成分の研究による科学と探査」を，2019 年 9 月号では秋山永治さんをゲストエディターにお迎えして「ALMA」を特集する予定です．また，新たに「遊星人の海外研究記」の連載を企画しています．

ーの玄田英典さんをはじめとした関係者の皆さんに厚く御礼申し上げます．そのおかげで前号の冊子体は類を見ない厚さとなり，編集委員会では「遊星人の校正が期日に間に合わなくなりそう」，「遊星人の予算が足りなくなる」といった
嬉しい悲鳴もあがりました．今号は前号に比べるとだいぶ

それでは皆さんからの原稿を心よりお待ちしております．

薄いですが，特集以外にも「2017 年度最優秀研究者賞受賞記

今後ともよろしくお願いいたします．

念論文」や連載記事が多数掲載されており，読み応えがある



（杉山）

編集委員
和田 浩二 [ 編集長 ]杉山 耕一朗 [ 編集幹事 ]玄田 英典 [ 特集「火星圏のサイエンス」ゲストエディター ]生駒 大洋，上椙 真之，岡崎 隆司，奥地 拓生，木村 勇気，黒澤 耕介，小久保 英一郎，白石 浩章，
関口 朋彦，瀧川 晶，田中 秀和，谷川 享行，成田 憲保，はしもと じょーじ，本田 親寿，三浦 均，
諸田 智克，山本 聡，渡部 潤一
2018年12月25日発行

日本惑星科学会誌
定 価
編集人
印刷所
発行所

遊・星・人

第27巻

第4号

一部 1,750 円（送料含む）
和田 浩二（日本惑星科学会編集専門委員会委員長）〒 501-0476 岐阜県本巣市海老 A&A 日本印刷株式会社〒 105-0012 東京都港区芝大門 2-1-16 芝大門 MF ビル B1 階
株式会社イーサイド登録センター内 日本惑星科学会
e-mail : staff@wakusei.jp
TEL : 03-6435-8789／FAX : 03-6435-8790（連絡はできる限り電子メールをお使いいただきますようご協力お願いいたします）

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