日本惑星科学会誌
第27巻
目

遊・星・人

第3号
次

巻頭言 笠羽 康正 119「2017年度最優秀発表賞受賞論文」

高分散分光観測を用いたH2Oスノーラインの同定可能性 野津 翔太 
120

特集「火星圏のサイエンス」

火星大気と表層水の起源と進化：理論モデルと同位体組成からの制約 黒川 宏之，櫻庭 遥 
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 

127
138

火星生命探査のための生命探査顕微鏡の開発 

147

地形変化から見る現在の火星の地質現象と将来の火星探査の展望 

152

火星における塩水による地形模様の形成に対する塩析出の役割 163

残留磁化緩和時間に基づく火星磁気異常ソースの評価 

173

火星研究における「火星隕石」の役割：これまでの貢献と将来の展望 

180

火星隕石が経験した衝撃変成 新原 隆史 
火星隕石の放出過程 黒澤 耕介, 玄田 英典, 岡本 尚也, 松井 孝典 
太陽系ハビタブル惑星の成立を探る火星衛星探査計画MMX 

190
197
207

火星衛星フォボスとデイモスの起源・進化の現状理解 兵頭 龍樹，玄田 英典 
ExoMars TGOと火星衛星探査計画MMXによる火星大気観測 

216
224

原始惑星内部のD/H比 齊藤 大晶，倉本 圭 

229

短周期スーパーアース系の形成 荻原 正博 
地球物理学者によるハワイ島の火山見学案内２ はしもと じょーじ 
エポックメイキングな隕石たち その13 〜Renazzo隕石 〜先太陽系–初期太陽系の始原的物質の痕跡〜 

235
246
253

一番星へ行こう！日本の金星探査機の挑戦 その35 ～暑い夏の，長くて寒い夜～ 

258

火の鳥「はやぶさ」未来編 その15 ～はやぶさ２の小惑星リュウグウ到着～ 262

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

吉村 義隆，山岸 明彦，佐藤 毅彦，宮川 厚夫，今井 栄一，佐々木 聰，小林 憲正，他6名
逸見 良道，宮本 英昭，R. Parsons

今村 翔子，関根 康人，佐々木 猛智，前川 優

佐藤 雅彦，山本 裕二，西岡 孝，小玉 一人，望月 伸竜，潮田 雅司，中田 亮一，綱川 秀夫
小池 みずほ，森脇 涼太，臼井 寛裕

倉本 圭，川勝 康弘，藤本 正樹，玄田 英典，今村 剛，亀田 真吾，他16名・1チーム

青木 翔平，中川 広務，小郷原 一智，神山 徹，今村 剛，笠羽 康正



橋口 未奈子

山﨑 敦，豊田 裕之，太刀川 純孝，近藤 宏篤，坂本 智彦，あかつきプロジェクトチーム
渡邊 誠一郎, はやぶさ2プロジェクトチーム

264
遊星百景 その13 〜月にはヒラメが隠れている〜 石山 謙 「9th Workshop on Catastrophic Disruption in the Solar System」参加報告 杉浦 圭祐  267
272
New Face 門屋 辰太郎 
2018年度宇宙科学奨励賞公募のご案内 公益財団法人 宇宙科学振興会 274
275
JSPS Information 
表紙デザイン：BROOKS

118

日本惑星科学会誌 Vol. 27, No. 3, 2018

Contents
Y. Kasaba
Preface
Possibility to locate the position of the H2O snowline in protoplanetary disks
S. Notsu
using high-dispersion spectroscopic observations
Origin and evolution of Martian atmosphere and water : constraints from theoretical
H. Kurokawa and H. Sakuraba
modeling and isotopic compositions
Highly oxidizing surface environments on early Mars inferred from laboratory
experiments on manganese oxidation
N. Noda, S. Imamura, Y. Sekine, S. Uesugi, M. Kurisu, and 3 authors

Development of Life Detection Microscope（LDM）for life search on Mars

Y. Yoshimura, A. Yamagishi, T. Satoh, A. Miyakawa, and 9 authors

Geological activities on present-day Mars and implications for future Mars missions
R. Hemmi, H. Miyamoto, and R. Parsons

The role of salt precipitation for brine streak features on Mars

S. Imamura，Y. Sekine，T. Sasaki, and Y. Maekawa

Evaluation of source of the Martian magnetic anomalies based on relaxation timeof remanent magnetization
M. Sato, Y. Yamamoto, T. Nishioka, K. Kodama, N. Mochizuki, and 3 authors

Current and future contributions of martian meteorites to Mars science

119
120
127
138
147
152
163
173

T. Niihara

180
190

K. Kurosawa, H. Genda, T. Okamoto, and T. Matsui

197

M. Koike, R. Moriwaki, and T. Usui

Shock metamorphism on Martian meteorites
The launch of Martian meteorites

Martian Moons eXploration MMX elucidating the formation of habitable planetsin the solar system

K. Kuramoto, Y. Kawakatsu, M. Fujimoto, H. Genda, T. Imamura, and 17 authors & 1team

R. Hyodo and H. Genda
On the origin of Phobos and Deimo
Mars observations by ExoMars TGO and Martian Moons eXploration

S. Aoki, H. Nakagawa, K. Ogohara, T. Kouyama, T. Imamura, and Y. Kasaba

D/H ratio of inner proto planetsFormation of close-in super-Earth systems

H. Saito and K. Kuramoto

207
216
224
229

235
246
Field guide to the island of Hawaii, written by geophysicist : 2 G. L. Hashimoto
M.
Hashiguchi
253
Epoch-making meteorites（13）– Renazzo –Road to the first star : Venus orbiter from Japan（35）– Long Cold Night in the Hot Summer –A. Yamazaki, H. Toyota, S. Tachikawa, H. Kondoh, T. Sakamoto, and Akatsuki Project Team
258
Phoenix“Hayabusa”: A tale of the future（15）– Arrival of Hayabusa2 at asteroid Ryugu –S. Watanabe and Hayabusa2 Project Team262
My favorite view in planetary science（13）– Lefteye flounder is in hiding on the Moon –K. Ishiyama
264
Attendance report of the meeting“9th Workshop on Catastrophic Disruption in the Solar System” K. Sugiura
267
S. Kadoya
272
New Face
Announcement of public offering for Space Science Incentive Award
Society for Promotion of Space Science
274
JSPS Information
275
M. Ogihara

119

巻頭言

巻頭言
この４月から，東北大の惑星プラズマ・大気研究センター長を併任しています．
（過去形？）の京大・物理で見事に放置され，「平日２-３
学部生時には「放置度」世界トップ
コマ目だけはバイクを飛ばして北白川，残りは瀬田川」という生活でした．艇と衝突せずに済む研究室はどこや？を探った結果，暇そうで何故か人気無さそうであった「宇宙線研究室」への潜り込みに成功．入ってみると，「宇宙線」ではなく「赤外線（あかりに連なる）とダスト（はやぶさに連なる）」の研究室で驚きましたが，これが惑星科学会との事始めになりました．
「重点領域・原始太陽系と研究室でフロッピー付 PC98 に初接触して喜んでいた背後では，
惑星の起源」（1987-1989）が走っておりました．これが惑星科学会発足（1992）準備の一部ともなったようです．その主役級には研究室の主・長谷川博一先生，宇宙研の水谷仁先生，東北大の大家寛先生，というその後お世話になった皆様がおられました．とはいえ，「旧首都」の大学で暮らす物知らずの学生は，そんなもの全く知らない．インカレ敗北の次週に受けた院試では「宇宙研，知ってる？」と聞かれ「は？」と答えたような状態．日本の惑星探査機などまったくの想定外（「惑星？ 米ソの話やろ」）．知らんものに自分の未来像を重ねるわけがなかったのですが，結果的に松本紘先生にしばかれつつ工学研究科を経由し，火星探査機のぞみとその失敗に巻き込まれて，人生は捻じ曲がります．
丸 30 年がたち，複数の衛星・探査機群（例：10 月には漸く Bepi 君打上）に携わるだけでなく，教科書まで書くに至りました（共立：大竹・佐々木・圡山・笠羽．この 7 月，ついに脱稿！）．
当時の私の「想定外」は，今ではそこらの子供にも「現実世界の話」です．問題の種は尽きませんが，これも「現実たればこそ」．宇宙と惑星に絡む活動は，真に人類の連携と未来に連なっています．「東北大はえらいのう（当時の京大比）」と日々感心しつつ，昨年亡くなった家内の父君（医学部の先生でした）の言葉「君の仕事は文明のためやろ」を励みに，皆様と共に歩む所
存です．

笠羽 康正
（東北大学惑星プラズマ・大気研究センター（PPARC）
）

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120

日本惑星科学会誌 Vol. 27, No. 3, 2018「2017年度最優秀発表賞受賞論文」

高分散分光観測を用いた原始惑星系円盤のH2Oスノーラインの同定可能性
野津 翔太

1

2018年3月30日受領，査読を経て2018年6月7日受理．

（要旨）原始惑星系円盤内の H2O スノーラインを観測的に同定することは，微惑星・惑星形成過程や，地球上の水の起源を考える上で極めて重要です．私たちは，円盤の化学反応ネットワーク計算と放射輸送計算の1618手法を用いて，H2 O, H2 O 輝線プロファイルの観測から円盤内の H2O スノーライン位置を同定する方法を提案してきました．その結果，光学的厚みが比較的小さく励起エネルギーが比較的高い輝線のプロファイル
を高分散分光観測で調べることで，H2O スノーラインを同定できる可能性があることがわかりました．またこの様な特徴を持つ H2O 輝線が，中間赤外線からサブミリ波までの幅広い波長帯に多数存在し，その強度は波長が短い程大きいことなども分かりました．本記事では，これまでの解析結果の紹介と今後の高分散分光観測での H2O スノーラインの同定可能性の議論を行います．

1. 導 入1.1

H2 Oスノーラインと，惑星形成における氷ダストの役割

原始惑星系円盤（以後“円盤”,）とは，誕生直後の星の周りに形成される，ダスト（塵）とガス（主成分は水素分子）でできた円盤です．円盤内部において，中心星近傍は中心星からの光で高温となり H2O 分子は円盤中に漂うダスト表面から脱離して気体となります．
一方遠方では光が弱く低温となり，H2O 分子はダスト表面に凍結します．この境界が H2O スノーラインです．

図1： 円盤内のH2Oスノーラインと，ダスト分布・進化の概念図  
（ダストアグリゲイトの画像は Wada, K. et al., 2008, ApJ,
677, 1296の図1から引用）

図 1 は，円盤内の H2O スノーラインとダスト分布・進化の概念図です．一般的に固体微粒子の合体成長で惑型のガス惑星が形成されると考えられています [1-3]．

星を作る際，H2O スノーラインの内側では地球型の岩

最近の研究では，H2O スノーライン付近にダストが濃

石惑星が形成されると考えられています．一方外側で集することで，局所的に微惑星・惑星が形成されたとは固体微粒子の総量が増加し，さらに氷を纏った固体

考えるモデルなども提案されています [4]．更に H2O

微粒子は岩石（ケイ酸塩）微粒子に比べ破壊されにくく

スノーライン外側で形成される氷微惑星や彗星は，地なるため，巨大な固体コアが形成されます．その後そ球型惑星の水・有機物の起源とも考えられています

れらが重力で周りのガスを大量に集めることで，木星[5]．よって H2O スノーラインを観測的に同定するこ

1. 京都大学 大学院理学研究科 宇宙物理学教室
snotsu@kusastro.kyoto-u.ac.jpとは，微惑星・惑星形成過程や，地球上の水の起源を考える上で重要であると言えます．

高分散分光観測を用いた原始惑星系円盤のH2Oスノーラインの同定可能性／野津

z/r

0.6
0.4
0.2
0

1

10

r (AU)

100

1015
14
10
1013
1012
11
10
1010
109
8
10
107
106
105

103

0.8
0.6

z/r

0.8

121

102

0.4
0.2
0

1

10

r (AU)

100

101

-3

図2： 中心星がHerbig Ae星の円盤のガス密度分布（左図，カラーバーの単位はcm ），ガス温度分布（右図，カラーバーの単位はK）[14]．横軸は円盤半径（AU, 天文単位），縦軸は円盤赤道面からの高さと円盤半径の比です．

円盤赤道面における H2O スノーラインの位置は，太部構造の研究（e.g.，[12]）が挙げられます．よって，今陽質量程度の前主系列星（TTauri 星）周りの円盤の場

後波長分解能が数万を超える高分散分光観測が幅広い

合，中心星から 10 分の数 au から数 au の位置付近に存

波長帯で可能になれば，円盤赤道面内縁から放射され在します．しかし中心星の放射強度，円盤内のダスト

る H2O 輝線のプロファイルの解析を通じ，H2O スノー

サイズ分布，中心星への質量降着率など，円盤の物理

ラインを同定できると考えられます．

構造が変わることでその位置は変化します [6]．その

そこで私たちは，円盤の化学反応ネットワーク計算

ため，太陽系外の円盤の観測から H2O スノーラインと放射輸送計算の手法を用いて，H2O 輝線プロファイの位置を決めることで，逆に円盤の物理構造，ひいてルの観測から円盤内の H2O 分布，特に H2O スノーラ

は惑星形成理論に制限をかけることが出来ると考えらインを同定する方法を提案してきました [13-15]．次

れます．

章以降では，私たちの解析手法と解析結果の概要を紹

1.2

H2 O輝線の観測とH2 Oスノーライン

円盤の観測から H2O スノーラインを決定する場合，介します．

2. 原始惑星系円盤の物理構造

まずは H2O ガス・氷の撮像観測から情報を得ることが考えられます [7, 8]．しかし円盤において，中心星円盤内の化学反応ネットワーク計算を行う際には，から数 au 付近を分解する撮像観測は，空間分解能が円盤内の各点での温度・密度・中心星からの紫外線放足りず難しいのが現状です．

射などの物理量が必要になります．本研究では円盤の近年 Spitzer（中間赤外線）・Herschel（遠赤外線）宇（2005）
物理モデルとして，Nomura & Millarのモデル

宙望遠鏡などを用いて，円盤から放射される H2O 輝[16] に，X 線加熱を加えたモデル（[17]）
を使用しました．

線を検出できるようになりました（e.g., [5, 9-11]）．し

中心星は T Tauri 星（質量 0.5 M，半径 2.0 R，有効

かし，これらの輝線は主に円盤表層の高温部や H2O

温度 4000 K）と Herbig Ae 星
（質量 2.5 M，半径 2.0 R，

スノーライン外側の円盤外縁低温部に存在する H2O

有効温度 10000K）を考え，円盤は定常，軸対称を仮定

ガスから放射されたものであり，円盤赤道面のスノー

し ま し た． ま た， 円 盤 中 の ダ ス ト サ イ ズ 分 布 はライン位置を直接同定することはできませんでした．

（2005）[16] と同じモデルを用いていNomura & Millar

一方で円盤はほぼケプラー回転している為，円盤かて，ダストの最大サイズは約 10 μm です．（詳細はら放射される輝線はドップラーシフトを受け広がって[13-15]，及び [16-18] を参照）．

います．この輝線のプロファイルの解析から，輝線放図 2 は中心星が Herbig Ae 星の場合の円盤ガス密度

射領域の中心星からの距離の情報を得ることができま

分布と，ガス温度分布です．密度分布の図からは円盤

す．実際にこの手法を用いた研究もなされていて，例

内側及び赤道面ほど密度が高いことが読み取れます．

えば CO の 4.7 μm の振動回転輝線を用いた，円盤の内温度分布の図からは，円盤赤道面は中心星近傍ほど温122

日本惑星科学会誌 Vol. 27, No. 3, 2018

10-4

0.8

10-4

0.8

10-5

10-5

-6

0.6

-6

0.6

10

10

-7

-7

-8

0.4

10

-9

10

z/r

z/r

10

10-8

0.4

-9

10

-10

0.2

10

10

10-10

0.2

10-11

10-11
0

-12

1

10

r [AU]

100

0

10

1

10

r [AU]

100

10-12

図3： Herbig Ae円盤モデルの場合のH2Oガス（左図）および氷（右図）の存在度の分布 [14]．ここで存在度は，単位体積中の水素原子数に対するH2Oガス分子または氷分子の数の比を表します．横軸は円盤半径（AU），縦軸は円盤赤道面からの高さと円盤半径の比です．

度が高く，円盤外側ほど温度が低くなっていることが放射される輝線を選ぶ必要があります．中心星の放射わかります．円盤赤道面は中心星放射のほか，円盤の強度が弱い T Tauri 星モデルの場合は，H2O スノーラ

粘性加熱も効いています．また，円盤表層部に関して

インは 1.6 au 付近に存在します [13]．

は密度が低いために，円盤外側まで中心星の紫外線放射などが届き，高温となっています．

3. 原始惑星系円盤の化学反応ネット
ワーク計算

16

4. ortho-H2 O輝線の放射輸送計算と結果
前章の計算で得られた H2O ガスの組成分布のデー
16タを用い，まず ortho-H2 O 輝線の放射輸送計算を行

原始惑星系円盤内の化学反応ネットワーク計算の際，いました．ここで，天球面上の円盤の各点から放射さ反応係数として UMIST Database for Astrochemistry  

れる輝線強度は，円盤内部の視線方向の各点の寄与の（Rate06）の値を用いました [19]．計算に含んだ化学種

足し合わせで表されます．各点における放射係数は，の数は 375 種，気相中での化学反応の数は 4346 個にな自発放射の遷移確率を表すアインシュタイン A 係数

ります．また，ガス・ダスト間の相互作用として，ダ（Aul）と励起状態にある分子の数密度（nu）に比例する

スト表面への化学種の凍結や，ダスト表面からの熱的・ため，ある視線方向の光学的厚みが十分小さい場合，

非熱的脱離の過程も合わせて考えました．なお H2O

その方向の輝線強度もまた，Aul と nu に比例します．

スノーラインの位置には大きく影響を及ぼさない事を放射輸送計算の際は LTE（局所熱力学平衡）を仮定し踏まえ，今回の計算では簡単のため乱流拡散の効果はていますが，円盤赤道面ではガス密度が十分大きく輝入っていません．（これら化学反応ネットワーク計算

線の臨界密度を上回るため，この後の計算結果に対しの詳細は [13-15]，及び [18-21] を参照）

問 題 は な い 仮 定 と な っ て い ま す． ま た 計 算 の 際 は

図 3 は Herbig Ae 円盤モデルの場合の H2O ガスの組

RATRAN[22] の 1 次元計算コードを修正したものを使成分布の結果です．H2O スノーラインは 14 au 付近に用 し た ほ か， 分 子 輝 線 の デ ー タ と し て LAMDA

存在することが分かります [14]．図 2 と比較すると，

database[23] と HITRAN database[24] の値を用いまし

円盤赤道面の H2O スノーライン内側の高温領域だけた．

でなく，円盤外側の上層部高温領域や光脱離領域でも放射輸送計算の結果，アインシュタイン A 係数が

H2O ガスの存在量が多いことが分かります．高温領域，励起エネルギーが比較的高小さく（Aul-10 -10 s ）で H2O が多いことは，気相中で H2O を生成する反応

い（Eu-1000 K）ortho-H2 O 輝線のプロファイルを高分が促進されることが理由です．従って，H2O 輝線の観散分光観測で調べることで，H2O スノーラインを同定

測を通じ H2O スノーラインを同定するためには，円できる可能性があることが分かりました．これは Aul

盤外側ではなく，主に H2O スノーラインの内側からが小さい輝線の場合，光学的に薄い円盤外側の表層部

-6

-3 -1

16

高分散分光観測を用いた原始惑星系円盤のH2Oスノーラインの同定可能性／野津

123

16

図4： ortho-H2 O 682.66μm輝線，63.32μm輝線，538.29μm輝線のプロファイル[14]．赤色直線は0-8 AU（円盤赤道面における-5
H2Oガス存在度が10 以上の高い値を示す領域）からの寄与，青色破線は0-14 AU（円盤赤道面のH2Oスノーライン内側）からの寄与，緑色点線は14-30 AU（円盤赤道面のH2Oスノーライン外側）からの寄与，黒色一点破線は半径30 AU以内の寄与の合計を表します．

の高温領域にある H2O ガスからの放射の寄与が，光る事が示されており，円盤ガス中の化学反応等で二次学的に厚く高温な円盤赤道面の H2O スノーライン内

的に変化する可能性も議論されています [25, 26].

側領域の H2O ガスからの放射の寄与と比較して十分

図 4 は，計算した輝線のうち H2O スノーライン観測

小さくなることが原因です．また励起エネルギーが比に適した輝線の代表例として ortho-H2 O 682.66μm

較的高い輝線は，H2O スノーライン外側の低温な光脱輝線（Aul = 2.82 × 10 s ，Eu=1088.7 K）と，H2O スノ

離領域からは放射されないことも原因です．

ーライン観測に適さない輝線の代表例として ortho-

16

-5 -1

16

ここで，ortho-H2O, para-H2O は分子を構成する水H2 O 63.32 μm 輝 線（Aul = 1.7s-1，Eu=1070.6 K）と素原子核の核スピンの向きが平行・反平行であるもの（Aul = 3.50×10 s ，Eu =ortho-H2 O 538.29 μm 輝 線

を 指 し ま す． 熱 力 学 平 衡 状 態 に お い て， 常 温 で は

61 K）のラインプロファイルを示しています．計算のortho-para 比は量子力学的な性質から 3 になりますが，際，天体までの距離 140 pc（＝近傍の星形成領域であ

極低温では para-H2O の存在量が増加すると考えられるおうし座分子雲までの典型的な距離），軌道傾斜角 iてきました．今回の計算において，ortho-para 比は= 30 度としました．63.32 μm, 538.29μm 輝線はそれぞ

100 K を超える高温なガスからの放射が主であること

れ H2O スノーライン外側の表層高温部と光脱離領域を踏まえ，高温度近似の値である 3 を採用しました．

から主に放射されており，円盤外縁の低速のケプラー

なお，近年のダスト表面反応・脱離過程の実験研究に回転を反映して線幅が細いという傾向が見えています．

よると，ortho-para 比の値は H2O 氷生成時の環境温度

これらの輝線は，Herschel 宇宙望遠鏡にて円盤からを反映するものではなく極低温なダスト上でも 3 となの放射が検出されています [5, 9, 11]．一方で 682.66μm

16

-3 -1

124

日本惑星科学会誌 Vol. 27, No. 3, 2018

0.005

10−16

no−emission
κul
10κul

10−17

Flux Density [Jy]Total Flux [W/m2]

18

−18

10

−19

10

−20

10

0.004

0.003

0.002

0.001

10−21

10

100

0

1000

−30

λ[µ m]
16

−10

0

10

20

τul=0.1
τul=1.0τul=10.0

18

0.6

z/r

10-18
10-20

10-14

0.8

10-16

0.4

τul=0.1
τul=1.0τul=10.0

10-16
10-18
10-20

0.4

-22

10

0.2
0

10-24
-26

1

r [AU]

30

図6： para-H2 O 1473.85μm（203 GHz）輝線のプロファイル．
赤色直線はダスト連続波なし（図4, 5と同条件）．青色破線
はダスト連続波あり．黒色点線はダスト不透明度を10倍にした場合[15]．

10-14

0.8
0.6

−20

v−v 0 [km/s]

図5： H2Oスノーライン観測に適したortho-H2 O輝線のフラック
ス分布（Herbig Ae星モデルの場合）[14]．横軸は輝線波長2[μm]，縦軸は輝線のフラックス[W/m ]です．

z/rpara−H2 O
203 GHz

10

10

-22

10

0.2

10-24
-26

0

1

10

10

r [AU]

18

-2

-1

-1

図7： ortho-H216O 682.66μm輝線（左図）と，para-H2 O 1473.85μm（203 GHz）輝線（右図）の輝度分布（W m Hz sr ）．図中の線は
光学的厚み（ガス成分＋ダスト成分）分布を表す[14, 15]．赤色直線は光学的厚み0.1，青緑色一点破線は光学的厚み1，橙色二点破線は光学的厚み10を表す．
16

輝線は，H2O スノーライン内側の赤道面付近からの寄した ortho-H2 O 輝線のフラックス分布を示していま与が大きいため，円盤内縁の高速のケプラー回転を反す． こ れ ら の 輝 線 の う ち， サ ブ ミ リ 波 の 輝 線 は

映して線幅が太くなっています．この輝線のプロファ

ALMA（アタカマ大型ミリ波サブミリ波干渉計），中イルから H2O スノーラインの位置の情報が読み取れ

間赤外線の輝線は次世代赤外線天文衛星 SPICA[27]ます．

を用いての高分散分光観測が期待されます．

＊

他にも Aul や Eu，波長が異なる様々な輝線について解析を行った結果，H2O スノーライン観測に適した
16

ortho-H2 O 輝線が，中間赤外線からサブミリ波まで

18

5. H2 O輝線の放射輸送計算と結果
16の幅広い波長帯に多数存在することが分かりました．

これまで私たちは ortho-H2 O 輝線に絞って輝線の更にその強度は波長が短い程，また中心星の光度が高特徴を調べてきました．しかし水分子には水素分子のく H2O スノーライン位置が中心星から離れている程

スピン状態を入れ替えた para-H2 O 分子のほか，水素大きいことも示しました [13, 14]．図 5 では Herbig Ae

分子・酸素分子を同位体と入れ替えた HDO，H2 O と星モデルの場合について，H2O スノーライン観測に適＊http://www.ir.isas.jaxa.jp/SPICA/SPICA_HP/index.html

1618

高分散分光観測を用いた原始惑星系円盤のH2Oスノーラインの同定可能性／野津いった分子も存在します．そこで私たちは最近，新た
16

18

125

しているため，ダストの光学的厚みが比較的大きい場に para-H2 O 輝線や H2 O 輝線に対しても計算を行い，合には，ダスト連続波に輝線成分が埋もれることが心ALMA Band 7 や Cycle 5 から観測を開始した Band 5

配されます．図 6 では para-H2 O 203 GHz 輝線に対しなどの周波数領域に，H2O スノーライン観測に適したて，ダスト連続波放射を加えた場合と，ダスト不透明

18

18

輝線を多数特定しました [15]．図 6 は，計算した H2 O

度を 10 倍とすることで人工的にダスト連続波放射を輝線のうち H2O スノーライン観測に適した輝線の代強めた場合を示しました．ダスト連続波強度が増加す18（203 GHz）輝線（Aul  
表例として para-H2 O 1473.85μm-6 -1= 4.813 × 10 s ，Eu = 203.7 K）のプロファイルを，図1618

ると輝線成分が弱くなることが示されますが，ダスト
不透明度が 10 倍の場合でも，輝線成分は埋もれるこ

7 は ortho-H2 O 682.66 μm 輝 線（左 図 ）と，para-H2 Oとなく見えることが確認できます．他の輝線の場合も1473.85 μm（203 GHz）輝線（右図）の輝度分布を示して調査した結果，波長の短い輝線や H2 O 輝線の場合にいます．ここで輝度分布は，各領域での強度に上空まダスト連続波の影響がより大きくなることが分かりまでの吸収成分を掛けた値となっていて，最終的な円盤

した．

18

輝線プロファイルに寄与する成分を表しています．
18

para-H2 O 1473.85 μm 輝線は励起エネルギーが 203.7

6. まとめと今後

K と比較的低いにも関わらず，H2O スノーラインの内側赤道面からの H2O 輝線への寄与が，円盤外側の表

私たちは円盤の化学反応ネットワーク計算と放射輸層高温部と光脱離領域からの寄与と比べ大きいことが送計算の結果に基づき，H2O 輝線プロファイルの観測

16

分 か り ま す． ま た， 輝 線 放 射 領 域 も ortho-H2 O

から円盤内の H2O 分布，特に H2O スノーラインを同

682.66 μm 輝線と比べより赤道面に近い領域となって定する方法を調査してきました．その結果，アインシ

います．これらの特徴は，サブミリ波帯の H2O 輝線ュタイン A 係数が小さく，励起エネルギーが比較的のA係数が赤外線帯の輝線より小さい傾向にあり

高い輝線のプロファイルを高分散分光観測で調べるこ-4 -1，円盤外側の光学的に十分薄い領域からの（<10 s ）とで，円盤赤道面の H2O スノーラインを同定できる

放射強度がより小さくなる傾向があるのが理由の一つ可能性があることが分かりました．そして，この様なです．それに加え，para 分子の存在量は ortho 分子の特徴を持つ輝線が，中間赤外線からサブミリ波までの16幅広い波長帯に多数存在し，その強度は波長が短い程

18

1/3 程度であることと，H2 O 分子と比べ H2 O 分子の18

数密度が 1/560 であることから，para-H2 O 輝線の方大きいことなどが分かりました．今回の記事ではペーがより赤道面に近い領域の H2O ガスを捉えることがジ数の都合で一部の結果・議論しか掲載できていないできるのも大きく寄与していると考えられます．

ため，研究内容の詳細については私たちがまとめた

16

16

ここで para-H2 O 輝線についても ortho-H2 O 輝線と比較すると，分子の存在量が 1/3 程度になります．

[13-15] の論文を併せてご覧頂ければ幸いです．
更に円盤からの H2O 輝線検出を目指した ALMA 観

そのためより赤道面に近い領域から輝線が放射され，測も提案しており，既に一つの Herbig Ae 星に対してかつ円盤外側からの放射が抑えられるため，励起エネ

一部のデータが取得済みです（現在論文化に向け解析

ルギーが比較的低い輝線でも円盤赤道面の H2O スノ中）．今後も従来のモデル計算に基づいた研究を継続

16

ーラインを追うことが可能です．しかし H2 O 輝線のすると同時に，将来のサブミリ波，中間赤外線での高場合，励起エネルギーが数百 K 程度になると地球大気

分散分光観測（ALMA，SPICA など）による円盤内のによる吸収が比較的強くなってしまう為，ALMA 等

H2O スノーラインの同定可能性の議論や，実際の観測地 上 か ら の 観 測 で は 検 出 が 難 し い 様 で す． 一 方 でも更に推進していく予定です．

18

H2 O 分子については地球大気での存在量が 1/560 と極めて少なく，天体からの輝線がほぼ吸収されない為，

謝 辞

励起エネルギーが数百 K の輝線についても十分観測可能ということが分かりました．
ここで，より赤道面に近い高密度な領域をトレース

本研究は日本学術振興会特別研究員（DC1）奨励費
16J06887 の助成を受けて行いました．本研究は，野↑TOPへ←目次へ

126

日本惑星科学会誌 Vol. 27, No. 3, 2018

村英子氏，石本大貴氏，Catherine Walsh 氏，本田充彦氏，廣田朋也氏，秋山永治氏，T. J. Millar 氏らとの共同研究です [13-15]．また，所属する京都大学理学研究科の佐々木貴教氏には日々研究を進める上で，貴重な助言・サポートを頂きました．更に査読者には，
本稿に対して有益なコメントと適切な指導を頂きました．これらの方々をはじめとする，本研究に関わった全ての皆様に深く感謝します．

引用文献[1] Hayashi, C., 1981, Progress of Theoretical Physics
Supplement 70, 35.
[2] Hayashi, C. et al., 1985, in Protostars and Planets II,
University of Arizona Press, 1100.
[3] Wada, K. et al., 2013, A&A 559, A62.
[4] Morbidelli, A. et al., 2016, Icarus 267, 368.
[5] van Dishoeck, E. F. et al., 2014, in Protostars andPlanets VI, University of Arizona Press, 835.
[6] Oka, A. et al., 2011, ApJ 738, 141.
[7] Honda, M. et al., 2009, ApJ 690, 110.
[8] Honda, M. et al., 2016, ApJ 821, 2.
[9] Carr, J. S. and Najita, J. R., 2008, Science 319, 1504.
[10] Hogerheijde, M. R. et al., 2011, Science 334, 338.
[11] Blevins, S. M. et al., 2016, ApJ 834, 152.
[12] Pontoppidan, K. M. et al., 2010, ApJ 720, 887.
[13] Notsu, S. et al., 2016, ApJ 827, 113.
[14] Notsu, S. et al., 2017, ApJ 836, 118.
[15] Notsu, S. et al., 2018, ApJ 855, 62.
[16] Nomura, H. and Millar, T. J., 2005, A&A 438, 923.
[17] Nomura, H. et al., 2007, ApJ 661, 334.
[18] Walsh, C. et al., 2015, A&A 582, A88.
[19] Woodall, J. et al., 2007, A&A 466, 1197.
[20] Walsh, C. et al., 2010, ApJ 722, 1697.
[21] Walsh, C. et al., 2012, ApJ 747, 114.
[22] Hogerheijde, M. R. and van der Tak, F. F. S., 2000,
A&A 362, 697.
[23] Schoier, F. I. et al., 2005, A&A 432, 369.
[24] Rothman, L. S. et al., 2013, JQSRT 130, 4.
[25] Hama, T. et al., 2016, Science 351, 65.
[26] Hama, T. et al., 2018, ApJL 857, L13.
[27] Roelfsema, P. R. et al., 2018, PASA in press,

arXiv:1803.10438.

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火星大気と表層水の起源と進化：理論モデルと同位体組成からの制約／黒川，櫻庭

127

特集「火星圏のサイエンス」

火星大気と表層水の起源と進化：理論モデルと同位体組成からの制約
黒川 宏之 ，櫻庭 遥
12

2018年6月29日受領，査読を経て2018年7月29日受理．

（要旨）希薄な大気と僅かな極冠氷しか持たない寒冷乾燥の惑星である火星は，かつて厚い大気と豊富な表層水を持っていた．本稿では火星の大気と表層水の起源と進化について，理論モデルと元素組成・同位体組成の観点から得られている制約と，そこから描き出されるシナリオ，未解決の課題を提示する．揮発性元素の起源について元素組成から議論するとともに，大気散逸について同位体組成をもとに散逸量・時期について制約を与える．さらに，地下圏への H2O 氷・CO2 貯蔵が表層環境進化に寄与してきた可能性を議論する．

1. 比較惑星科学における火星の重要性

冷乾燥への気候変動を経験してきたことは，惑星形成
後の進化がいかにその表層環境を大きく変化させるか

地球型惑星の表層環境は多様である．太陽系の中だを物語っている [8, 9]．プレートテクトニクスのよう

けでも，厚い大気に覆われた灼熱乾燥の金星，液体のな活発な地表の更新活動がない火星では，多くの地質

水と生命を宿す地球，薄い大気しか持たず寒冷乾燥の的・地球化学的記録が残されているため，これらを繋火星と，その姿は様々である．近い将来には，ジェー

ぎ合わせていくことが火星史解明において重要となる

ムズ・ウェッブ宇宙望遠鏡など次世代観測機器による

（2 節）
．

系外惑星の透過光・放射光観測により，より多様な惑

本稿では，我々のこれまでの研究を中心に，火星大星の姿が描き出されていくと期待されている [1 など ]．

気と表層水の起源と進化に関する制約と未解明の課題

惑星の表層環境を決定づける要因は何か？惑星形成を提示する．2 節では現在の火星を特徴づける地球化過程における揮発性元素の供給とリザーバー（大気・学的性質と過去の火星の地質学的記録を簡潔に紹介す

水圏・地殻・マントル・コア）間の分配はその支配的る．3 節では惑星形成から後期天体集積期における揮な要素の 1 つである．太陽系遠方領域から小天体 [2 な発性元素供給・分配・散逸過程について，4 節ではそど ] や氷ペブル [3,4] として供給される揮発性元素量・の後の元素循環・大気散逸について議論する．最後に，組成が惑星の表層環境を左右する（3 節）．揮発性元素

5 節でまとめを述べる．

は惑星の分化において，温度・圧力・酸化還元度に依存して各リザーバーに分配される [5-7]．金星・地球と2. 地球化学・地質学的記録

火星の比較は，惑星サイズや軌道半径が揮発性元素供給・分配過程に及ぼす影響を理解する鍵となる．

火星の大気と表層水の起源と進化を理解するため，

惑星形成後の 45 億年間の進化過程における元素循

この節では基本的な地球化学的制約・地質学的記録に

環・大気散逸は惑星表層環境の変動を引き起こす（4ついて概説する．現在の火星は，平均 6 mbar の CO2

節）．この時間スケールの中で火星が温暖湿潤から寒を主成分とする大気と，極冠氷（polar layered deposit，

1. 東京工業大学 地球生命研究所
2. 東京工業大学理学院 地球惑星科学系
hiro.kurokawa@elsi.jp

equivalent layer（GEL），1 GEL = 1.4 × 10 kg = 10

PLD）と し て の 少 量 の 表 層 水（約 20 − 30 m global
17-4地球海洋質量）しか持たない惑星である．図 1 に現在

128

日本惑星科学会誌 Vol. 27, No. 3, 2018

化を反映しているのかはよくわかっていない（4.1 節）．

104

総質量中の存在度(太陽組成で規格化)

10

また，各時代のマグマ噴出量に対して，地球のホット・彗星(実験値)102

スポットマグマの揮発性元素存在度を仮定することで，

0

10-2

CIコンドライト

10-4

少なくとも約 0.4 bar の CO2, 約 8 mGEL の水が火星の

金星

歴史を通じて脱ガスしたと見積もられている [16]．最

地球

10-6

後に，火星隕石の化学分析からは，地球と比較して揮

火星

10-8

発性元素に富んだ材料物質から集積した可能性が指摘10-10されている [17]．

10-12
10-14

12

C 20Ne 36Ar
14
N

84

質量数

Kr

130

Xe

図1： 太陽系内の地球型惑星・炭素質コンドライト・彗星（実験値）の揮発性元素存在度．総質量中の存在度を太陽組成で規格化している．地球については表層（大気・水圏・地殻），金星・
火星については大気中の存在量のみを考慮している．デー
タは以下の文献値に基づく．CIコンドライト：[98], 彗星：
氷への吸収実験に基づくモデル（50 K）[99]，金星：[98]，
地球：[98]，火星：[98,100]．ただし，ロゼッタ探査機によって測定された67P/チュリュモフ・ゲラシメンコ彗星のア
ルゴン存在度は実験値より1-2桁小さい[101]．他の希ガス存在度が未報告のため，ここでは統一的に実験値を用いている．

過去の火星が恒久的に温暖であったか，寒冷な気候の中で一時的に温暖な時期があったかは議論が分かれている．理論モデルの観点では，過去の暗い太陽のもとでは，純粋な CO2 大気は火星表層の気温を十分温暖に保つことができないことが知られている [18, 19]．
さらに，バレー・ネットワークの分布が温暖な気候モ
デルと一致しないこと [20] や液体の水が存在した証拠である粘土鉱物組成が地下水圏での形成を支持すること [21] から，寒冷な火星古気候モデルが提案されている．寒冷モデルにおいては，流水地形は火山噴火や天体衝突による一時的な温暖気候のもとでつくられたとされている．ただし，その場合においても，地形分布の金星・地球・火星の炭素（C），窒素（N），希ガス存の再現にはやはり数 bar 程度の厚い大気が必要である

在度の比較を示す．地球・火星の元素存在度パターン[22]．

には類似性がある．しかし，火星表層の揮発性元素存
在度は地球と比較して 2 桁程度小さい．この揮発性元素の欠損がいつ，どのように実現されたのかが本稿で議論する主題である．また，地球が炭素質コンドライ

3. 惑星形成期及び後期天体集積期の揮発性元素供給と散逸

トに近い同位体組成を示すのに対し，火星は重い同位惑星の獲得する揮発性元素の起源としては，原始惑体に富んでいる．重い同位体の濃集は，大気散逸が揮

星系円盤ガスの捕獲，固体集積物質としての供給があ

発性元素枯渇の一因であることを示している（4 節）．

りうる．固体集積物質を考える上では惑星形成期（微火星探査によって得られてきた地質学的・地球化学

惑星・ペブル），形成後（小惑星・彗星）に分けて考え的証拠は，Noachian（約 42 − 37 億年前）の火星が現在ることができる．また，これらの揮発性元素供給時により厚い大気・豊富な表層水を保持していたこと，そは，その損失も同時に起こる．

の後の Hesperian（約 37 − 33 億年前）にかけて現在のような乾燥した気候に遷移してきたことを示唆してい3.1

原始惑星系円盤ガスの捕獲と散逸

る．流水地形 [10 など ] や水由来の二次鉱物 [11 など ] の

火星大気は希ガスに枯渇していることから，円盤ガ

発見は，過去の火星に液体の水が存在したこと，それスは火星の揮発性元素の主要な起源ではないと考えらを可能にした温室効果をもつ厚い大気（数 bar の CO2

れる（[23], 図 1）
．ただし，Hf-W 年代から示唆されるとその他の温室効果ガス , [12, 13]）が存在したことを火星の形成時期は CAI 形成後 200 万年程度 [24] であり示唆している．海岸線地形の存在 [14 など ] や三角州地

円盤の典型的な寿命より短いことから，円盤ガス中で形の高度分布の一致 [15] から，北部低地に広大な海が形成した火星は一時的に円盤ガスを捕獲した大気を纏存在したという説が提唱されている．ただし，古海洋っていたと考えられる．火星の捕獲しうる円盤ガス質

水量の見積もりには幅があり，不定性なのか，時間進

量は 10 kg 程度である [25]．この量の円盤ガス由来大18火星大気と表層水の起源と進化：理論モデルと同位体組成からの制約／黒川，櫻庭密度

ボンディ半径

円盤動径方向 [H](b)

ボンディ半径 密度

円盤回転方向 [10-3×H]

円盤回転方向 [H]

(a)

129

円盤動径方向 [10-3×H]

図2： 流体シミュレーション（非等温）の結果に基づく原始惑星系円盤に埋もれた火星質量惑星周囲の流れ場（赤道面）．コンターは
ガス密度（初期条件・境界条件の値を1として規格化）．白線は流線，オレンジ破線は惑星のボンディ半径を表す．（a）惑星を取り巻く流れ場（縦軸・横軸のHは円盤ガスのスケールハイト）．（b）ボンディ半径付近の拡大図．約0.5ボンディ半径内部に流線が閉じた領域が存在し，円盤ガス流から孤立している．Kurokawa and Tanigawa [36]の計算結果をもとに改変．

気は原始惑星系円盤散逸後 100 万年程度の時間で流体に円盤ガスの流入・大気の流出（大気リサイクリング）

力学的散逸によって失われたと考えられる [26-28]．

があり，1 次元モデルの仮定する孤立した静的な惑星

ただし，大気散逸によって水素混合率が十分に下がっ大気は存在しえないという主張がある [34]．この時，た後は，CO や CO2 による熱圏の冷却や，下層大気か

脱ガス成分が原始惑星系円盤へと流出して失われる可らの水素拡散が律速過程になることで，円盤ガス由来能性も考えられる
（系外惑星形成の文脈では [35]）．こ

成分の寿命は長くなる可能性もある．形成期の火星での原始惑星系円盤ガス中での脱ガス成分流出が火星のは，円盤ガス成分と脱ガス成分混成大気の温室効果，

揮 発 性 元 素 枯 渇 の 一 因 か も し れ な い． 一 方 で，

微惑星降着の重力ポテンシャルエネルギーの解放によKurokawa and Tanigawa [36] は，惑星大気の非等温って全球的マグマオーシャンが形成される [29,30]．円構造を考慮した場合，大気リサイクリングの発生は約

盤ガス由来大気の散逸・マグマオーシャン固化後は，0.5 ボンディ半径より上空に限られることを示した（図カタストロフィックな脱ガスによって脱ガス主成分の2）．従って，脱ガス成分の流出が起こるかは脱ガス成

大気へと遷移したと考えられる [31, 32]．火星隕石に分と円盤ガス捕獲成分が成層構造をとらず，対流・乱基づくと火星マントルは還元的である（アイアン−ウ

流により両者が上空まで混合されている場合にのみ起

スタイト・バッファ程度，[33]）ことから，初期の脱ガ

こると期待される．地球や火星マントルに円盤ガス由ス大気は CO を主成分とする弱還元的大気であった可来の D/H 比の小さい水が存在する可能性が指摘され能性がある [7 など ]．

ていること [37, 38] は，円盤ガスと脱ガス成分の混合

原始惑星系円盤ガス中で誕生した火星では，これまが少なくともある程度は進んだことを示唆している．

で想定されていない新しいタイプの大気散逸が起こっ

実際の火星形成過程において大気リサイクリングがどていた可能性がある．従来，円盤ガス捕獲過程の研究の程度進んだかの定量的な評価は今後の課題である．

では 1 次元静的モデルが用いられてきた [25, 29]．しかし，実際の火星は原始惑星系円盤のケプラーシアー流（円盤ガスがサブケプラー回転していた場合は向かい

3.2 小天体による揮発性元素供給と大気剥ぎ取り風）に晒されていたはずである．原始惑星系円盤ガス

惑星形成期に集積した微惑星や形成後の後期天体集に埋もれた惑星周囲の流体シミュレーション（等温）の積（隕石重爆撃 , 後期隕石重爆撃）の小天体（小惑星・結果からは，3 次元的描像においては惑星大気には常彗星）による揮発性元素の供給は，現在の火星大気・

130

日本惑星科学会誌 Vol. 27, No. 3, 2018

存在量 [g/g-惑星質量](a) 地球(b) 火星H2O
CO2N2

衝突質量 / 惑星質量 [%]

H 2O
CO2
N2

衝突質量 / 惑星質量 [%]図3： 惑星表層への元素分配を考慮した，天体衝突による揮発性元素供給と大気剥ぎ取りによる大気量・組成進化計算の結果．横軸は衝突天体の積算質量であり，時間的に右側へと進化する．（a）地球，（b）火星ともに同一の衝突天体組成を仮定している．各線は惑星が大気または表層リザーバー（海洋・炭酸塩・氷）として獲得した全揮発性元素量を表している．モデルではCO2の表層リザーバー（地球：炭酸塩，火星：CO2氷）への分配の効果を大気CO2分圧に上限値を課すことで考慮している．
解の範囲は上限値の不定性（地球：0.1 bar－上限なし，火星：6 mbar－上限なし）の範囲に対応している．地球と比較して火星は同程度か数10 %多い揮発性元素を獲得している．Sakuraba et al. [47]の結果に基づく．

表層水の主要な起源であると考えられている．地球・

んでいなかったことを示唆している [43, 44]．

火星ともに希ガス存在度パターンがコンドライト隕

小天体衝突は揮発性元素の供給のみならず，同時に石・彗星（実験値）と類似していることは，揮発性元素

衝突蒸気雲による大気の剥ぎ取りも引き起こす [45]．

がこれらの小天体集積に由来することを示唆している

小天体集積による正味の揮発性元素獲得量は，この供（図 1）．さらに，金星・地球・火星の希ガス /C, N 比

給 と 損 失 の バ ラ ン ス に よ っ て 決 定 さ れ る [46]．

は彗星より小さく，炭素質コンドライトに近いかややSakuraba et al. [47] は，後期天体集積時の小天体衝突

大きい．これは水素 , 炭素 , 窒素といった主要揮発性による揮発性元素の供給と大気剥ぎ取りを考慮した，元素が彗星ではなくコンドライト的な起源を持つこと

金星・地球・火星の大気進化理論計算を行った．そのを示している [23, 28]．ただし，希ガスの一部が彗星

結果，同じ衝突天体組成を仮定した場合，地球と比較を起源としている可能性はある [28, 39]．

して火星は単位質量あたりの揮発性獲得元素量が多く

従来，地球型惑星に揮発性元素が供給された時期はなることが示された（図 3）．これは，同じ揮発性元素

後期隕石重爆撃期（41-38 億年前）であると考えられて存在度を仮定した時，サイズの小さい火星では単位面きた．現在よりコンパクトな軌道配置にあった巨大惑

積当たりの大気柱密度が下がること，大気剥ぎ取り効

星の重力的相互作用に伴う軌道再配置により，遠方領率が大気柱密度に依存することに起因する（より詳細

域から彗星や小惑星が地球型惑星領域に降り注ぐ（ニな議論は [47] を参照）
．ただし，大気質量 Matm と大気ースモデル，[40, 41]）．それに対し，近年では惑星形
成期においてすでに揮発性元素がもたらされたという

ɡ Mp
M
圧 Ps の 間 に は Ps =    atm ×という関係がある
Mp
4πRp2

シナリオが主流になりつつある．太陽系形成期が巨大ため，同じ揮発性元素存在度に対して火星大気圧は地惑星の軌道移動を伴った場合，揮発性元素に富んだ遠球大気圧より 1/7 倍ほど小さくなる．ここで Mp，Rp，方の微惑星が地球型惑星形成領域に供給される（グラɡ はそれぞれ惑星質量，惑星半径，重力加速度である．

ンド・タックモデル，[42]）．地球マントルの親鉄性元地球と比較して火星が揮発性元素に富んだ材料物質か素同位体組成も，レイトベニア天体は揮発性元素に富ら集積した可能性（2 節）を加味した場合，火星の正味火星大気と表層水の起源と進化：理論モデルと同位体組成からの制約／黒川，櫻庭

揮発性元素獲得量はさらに多くなる．

3.3 氷ペブルの集積
最後に，惑星形成期において，スノーライン以遠を131

で失われていった．ここでは元素同位体組成に着目することで，いつ・どのように失われたかを制約する．

4.1 表層水の大気散逸と地下氷の貯蔵起源とする水や揮発性元素に富んだダスト（氷ペブ

火星の表層水は水蒸気として大気中で光解離し，水ル）が集積した可能性がある [3, 4, 48]．ペブル集積モ

素として散逸する [53 など ]．酸素も一部は散逸し，残デルでは，円盤ガスの抵抗によって円盤遠方領域からりは酸化剤として消費される．大気散逸においては軽中心星方向へ落下してくる cm サイズのダスト（ペブい同位体が選択的に失われるため，火星表層への重いル）が原始惑星に集積することで惑星が成長する [49,  

同位体の濃集として記録される．大気散逸における正50]．火星や地球サイズの天体へのペブル集積効率は（D/H）
味の同位体分別係数 f =（D/H）
escape /reservoir は，

惑星質量に比例する [51] が，氷ペブル流入を引き起こ

大気中での光化学反応過程・大気散逸過程に依存する．

す円盤内のスノーラインの移動を考慮すると，地球よ

現在及び過去の火星における水散逸機構は完全にはり遠方にある火星は単位質量あたりの揮発性元素が多解明されていない．従来，H2O はコールドトラップにくなる傾向にある [48]．また，氷ペブルによる揮発性

よって上層大気への輸送が制限されるため，水素散逸

元素供給には，コンパクトで重い円盤という限定的なのボトルネックは H2 による輸送だと考えられてきた条件を想定しない限り，岩石惑星を数 % −数 10 % の[54]．ところが，近年のハッブル宇宙望遠鏡 [55-57] や

氷含有量を持つ氷惑星に変えてしまうという問題もあ

火星周回衛星マーズ・エクスプレス [58]，メイブン

る [48]．この問題については，太陽系形成の初期に木[59, 60] の観測によって，外気圏の水素存在量に大き星が形成することで，氷ペブルの地球型惑星領域へのな季節変動があることがわかってきた．大気中での滞輸送を食い止めたというシナリオも提案されている

在時間の長い H2 ではこのような短期間の変動は生ま[4]．鉄隕石の Mo と W 同位体分析からも，これらの隕れないため，H2O が直接上層大気に運ばれていること

石が早い時期に形成した木星によって隔てられた 2 つがその原因であると考えられている [61]．H2O 輸送にの異なるリザーバーから形成されたという説が提唱さはダストストームが関連している可能性 [62] があるが，れている [52]．現状，ペブル集積における揮発性物質

その輸送率・頻度はよくわかっていない．従って，現供給の研究は水のみに留まっており，集積時の氷ペブ

状では過去の火星への外挿も困難である [63]．

ルの揮発性元素組成の理論的・実験的予想はまだない．

水散逸機構の理解が発展途上であるという現状を鑑

炭素や窒素などへのモデルの拡張は今後の課題である．

みて，本稿ではまず水リザーバーの D/H 比進化から以上をまとめると，火星の揮発性元素の最も有力な

水散逸量・時期を制約し，その後それを実現するシナ

起源は惑星形成期・後期天体集積期に集積した小天体

リオを議論する．Kurokawa et al. [64, 65] は火星探査・である．円盤ガス捕獲や氷ペブル集積の影響について

天文観測・火星隕石分析の結果に基づき火星水リザーは未解明の点が残されている．いずれにせよ，火星がバーの D/H 比進化モデルを構築した（図 4）．表層水の獲得した揮発性元素量は地球より多かったと予想され初生値 D/H<1.275（以降，特に断りのない場合は地球る．したがって，現在の火星の希薄な大気，少量の水

標準平均海水を 1 として規格化した値を示す）から，という表層環境に至るには，形成以後の損失過程が重アランヒルズ 84001 隕石の形成年代である約 41 億年要である（4 節）．

前 [66] の時点で D/H=1.5 － 2 まで重水素濃集が進んだ．
ここで重要な点は，古海洋に相当する表層のクレータ

4. 惑星形成後の大気と表層水の散逸・地下への貯蔵

ー年代は 41 億年より若いということである．つまり，火星に古海洋が存在した時代は，すでにそれに匹敵する水量が大気散逸によって失われた後であった [64]．

火星が獲得した揮発性元素，すなわち過去の火星表

従 来， 現 在 の 火 星 の 主 要 な 水 リ ザ ー バ ー は 極 域 の層に存在した豊富な水と厚い大気は，太陽風と極端紫PLD とされ，その D/H 比としては火星大気中の水蒸外線放射が駆動する大気散逸や地下への貯蔵という形（もしくはそれと平衡にある氷の気の値 D/H ～6 － 7

132

日本惑星科学会誌 Vol. 27, No. 3, 2018

3

泥岩,
脈状粘土,
ゲールクレーター ナクライト

地下氷？
古海洋
2
炭酸塩,
マントル
アランヒルズ84001
1
メルト包有物, 40
35 30 25 20 15
シャーゴッタイト

時間 [億年前]

10

5

0

10-1

水量 [地球海洋質量]4

大気と表層氷(極冠+浅部地下)

古海洋水量の地形学的見積もり1000

水量 [m GEL]

5

地下水の湧出？

衝撃ガラス,
土壌,
シャーゴッタイト ゲールクレーター6

大気

D/H (地球海水を1とする)

7

Arabia
三角州地形

地下氷？

Vastitas Boreals Formation

100

10-2

Deuternilus

現在の極冠氷に基づく最小見積もり
10

45

40

35

30

25

20

15

時間 [億年前]

10

5

0

10-3

図4： 火星水リザーバーのD/H比進化．大気やそれと平衡にある表層氷に加えて，古海洋の水を起源とする地下氷が存在する可能性を示唆している．データは以下の文献に基づ く： 火 星 隕 石[69,102,103]， 探 査[104,105]， 天 文 観 測[67,68,106-109]．Kurokawa et al. [65], Usui et al. [103]をもとに改変．

図5： 火星表層・地下水量の時間進化．リザーバーを単一，f = 0とし，D/H比は以下を仮定した．45億年前：1.275，41億
年前：2，現在：7．実線・点線はある初期水量を仮定した場合の進化を示している．緑は現在のPLD水量に基づく最小見積もり．古海洋水量（青色）の水が存在した場合，現在の火星にはPLDを上回る水量（>10−200 mGEL）が存在す
ることになる．また，初期水量は>200−1000 mGELと見積もられる．データは以下の文献に基づく：古海洋見積もり[14,15,110]，PLD見 積 も り[111,112]．Kurokawa et al.
21[64]をもとに改変．1地球海洋質量 = 1.4 × 10 kgである．

値）が採用されてきた [67, 68]．これに対し，現在の火

季節性の流水類似地形（リカーレント・スロープ・リ星の主要な水リザーバーは地下氷であり，D/H = 2 －ニア）[74] や，地下氷の一部が露出している地域も発3 程度の中間的な値を持っているという説が提唱され見されている [75]．地下水循環モデル [70] では，低いている [69]．地下氷とその中間的な D/H 比は，古海洋

地殻熱流量などの条件を満たせば，地下氷を大気と孤の水が寒冷化に伴い地下氷として保存されたと考える

立したリザーバーとして過去 30 億年間維持できること自然に説明できる [65, 70]．ただし，仮説のもとととが示されている．

なっているシャーゴッタイト隕石の衝撃ガラス中の

ただし，水素散逸に伴う正味の同位体分別係数 f がD/H 比については異なる値も報告されている [71]．

未知であることに注意が必要である．実際の f は大気D/H 比進化モデルに基づいて時代ごとの水量を見散逸過程と下層大気からの輸送過程に依存する．従来積もる．前述のように，近年の観測・探査結果を受けの水素分子が上層大気への輸送を担う描像においては，て，火星からの水散逸機構の理解は発展途上である．

天文観測に基づき f ～0.1 という値が見積もられている

従って，現実的な同位体分別係数の決定はさらなる研[76]．一方で，水蒸気が上層大気への輸送を担う場合，究の進展を待つ必要がある．ここでは，f = 0 を仮定

分別係数の値は異なるものになると予想される．

した場合の大気散逸量の最小見積もりを示す（図 5）．

D/H 比と古海洋水量から見積もられた初期火星か

初 期 水 量 >200 − 1000 mGEL は >0.02 − 0.1 地 球 海 洋

らの大量の水散逸（>100 − 500 mGEL）がどのように質量に相当する．この見積もりは揮発性元素の供給の実現されたかは未解明である．現在の火星からの水素観点（3 節）とも整合的である．同時に，現在の火星に散逸率のピーク値 ～10 s [77] を 4 億年間積分しても，は PLD の水量を上回る未知の水リザーバー（>10 −その散逸量はたかだか数 mGEL 程度である．現在の

27 -1

200 mGEL）が存在することになる．Kurokawa et al.

火星からの水散逸の律速過程である H2O の上層大気[64, 65] は，この水リザーバーが地下氷である可能性への輸送はダストストームと関連があることが示唆さを指摘している．クレーター形態分布 [72] や地下の誘れている [61, 62] が，その頻度が初期火星において桁電率分布測定 [73] も，大量の地下氷の存在を支持する違いに多いと予想される理由は特に存在しない．一方

結果を示している．また，地下氷起源の可能性があるで，過去の火星において水素分子拡散による水素散逸

火星大気と表層水の起源と進化：理論モデルと同位体組成からの制約／黒川，櫻庭

133

率が高かったという可能性はある．水素分子が上層大

大気主成分である CO2 は大気散逸以外の損失過程が気への輸送を担う場合，究極的には水が解離して生じ多数あるため，Kurokawa et al. [28] は反応性の低い

る酸素の散逸・消費過程が水素散逸率を律速する [54]． 希ガスと窒素の同位体組成をもとに過去の火星の大気1514理論モデルの予想する初期火星からの酸素散逸量は多（以降，圧を制約した．現在の火星大気は N/ N ～1.6

い見積もりでも水換算で <10 − 70 mGEL に留まる
（太特に断りのない場合は地球大気の同位体比で規格化さ

陽風の飽和期間 1.5 億年間で積分 , [78]）．しかし，地れた値を示す）， Ar/ Ar ～1.26 という値を示す [87,

表面を酸化することで酸素が消費され [79]，水素散逸

88]．約 41 億年前の結晶化年代を持つアランヒルズを促進した可能性がある．還元的な火星マントルから84001 隕石の全岩加熱分析からは，当時の大気と推定

脱ガスした CO（3.1 節）を CO2 へと酸化することでも酸される端成分として N/ N ～1.007， Ar/ Ar < 1.06

素は消費される．仮に 3 bar の CO が CO2 へと酸化さという値が報告されている [89]．ただし，窒素についれた場合，100 mGEL 相当の酸素を消費することになては異なる値の報告もある [90, 91]．ここでは，希ガる．この時生成した CO2 は火星史を通じて大気散逸やスと窒素を組み合わせた同位体分析によって推定され地下への貯蔵で大気から失われた可能性がある（4.2

た端成分の値 [89] を採用した．

38

36

15

14

38

36

節）．最後に，脱ガスする水素の一部は H2O ではなく初生的な値に近い 41 億年前の窒素と希ガスの同位H2 や CH4 であると考えられる [7]．これらの還元的分体組成からは，当時の火星大気は厚い大気を保持して子を起源とする水素の散逸でも，水との間で同位体交いたと推定される．Kurokawa et al. [28] は，天体衝

換反応が生じれば表層水の重元素濃集に寄与する．

突による揮発性元素の供給と大気剥ぎ取り，非熱的散4.2

火星大気圧と酸化還元度の進化

逸，火山脱ガスといった供給・損失過程を網羅した火星大気の元素組成・同位体組成進化計算を行った．そ火星大気進化には複数の要因が存在する．重力が小の結果，希ガスと窒素同位体組成は大気圧に応じた進さく，固有磁場を持たない火星においては，水素より化を示した．図 6 に窒素の例を示す．大気圧が高い時重い元素も散逸しうる．サイズの大きいクレーターの代は，窒素同位体比は初生な値を長期間維持する．大年代と残留磁化の有無の関係から，磁場消失時期は約

気圧が低くなると，同位体比は供給と散逸のバランス

41 億年前と推定されている [80, 81]．火星が厚い大気で決まる値に漸近する．同位体比の急変動は天体衝突を失った要因として，太陽風に起因するイオンピック

による揮発性元素の供給とそれに続く大気散逸によるアップやスパッタリング，イオンアウトフロー，太陽ものである．数値計算結果と上述の大気同位体組成の短波長放射による光化学的散逸が考えられている [63]．

炭酸塩の形成 [84] や CO2 氷の形成・蓄積（大気コラプス，
注釈 1）とそれに伴う CO2 氷冠底部の溶融（ベイサル・
メルティング，注釈 2）[85, 86]，大気中の光化学反応
による有機物生成と気相からの除去も大気 CO2 分圧の減少に寄与した可能性がある．ただし，各素過程が大気圧進化にどの程度寄与したかはよくわかっていない．
注釈1：表層CO2総量の減少や自転軸傾斜角の変動によって，厚いCO2大気を持つ気候から薄いCO2大気とCO2氷冠を持つ気候
へと気候ジャンプすることを大気コラプスと呼ぶ[19, 85]．
注釈 2：厚い CO2 氷冠の形成に伴い，地温勾配によってその底部が融点を上回ることで CO2 氷の溶融が起きることをベイサ
ル・メルティングと呼ぶ [85, 86]．

1.6

41億年前に 6mbar

1.5

MC計算平均温度の理論予想はモデル間で一致していない [82, 83]．

N/14N (地球大気を1とする)

かったという説も提唱されている [82]．ただし，熱圏

1.7

1.4
1.3

41億年前に 0.5 bar以上

1.2
1.1

15

炭素の熱的散逸によって，火星は厚い大気を持ちえな

大気

1.8

41 億年以上前の時代においては，高温の熱圏からの

1.0
0.9
45

現在まで 0.5 bar以上
アランヒルズ84001
40

35

30

25

20

15

時間 [億年前]

1050

図6： 理論計算に基づく火星大気の窒素同位体比進化とデータとの比較．典型的な3通りの結果を示している：現在まで厚い大気を保持している（黒），41億年前に厚い大気を保持していた（青），41億年前すでに厚い大気を失っていた（緑）．
データは以下の文献に基づく：アランヒルズ隕石[89], 火星大気[87]．Kurokawa et al. [28]をもとに改変．

134

日本惑星科学会誌 Vol. 27, No. 3, 2018の後，CO が CO2 に酸化されることで H2O 中を起源と

101

CO2大気コラプス (7)大気圧 [bar]Prehnite (3)

10

0

10

-1

N, Ar
同位体(1)
40

クレーターサイズ(5)Mg/Ca/Fe炭酸塩(3)Ar (4)

惑星を温暖化する（注釈 3）．地形学・地球化学的な証

ボム・サグ(2)現在の火星大気+極冠+レゴリス (8)拠から示唆されている一時的な温暖気候はこの大気酸化によって実現された可能性がある．
キュリオシティが岩石中の脈状に濃集した酸化マン

10-2
10-3
45

する酸素が消費され，水素散逸と重水素濃集を引き起した（4.1 節）．また，CO 大気から CO2 大気への進化は

C同位体(6)

現在の火星大気

40

35

30

25

20

15

時間 [億年前]

1050

図7： 理論モデル，地球化学，地質学に基づく火星大気圧進化の制約．文献：（1）[28],（2）[113],（3）[114]（CO2分圧）,（4）[115],（5）[116],（6）[117],（7）[19]（CO2分圧）, and（8）[85]．Kurokawa et al. [28]をもとに改変．

ガンを発見したことは，ゲールクレーターの形成（約35 億年前）後のある時代において，火星が強酸化的な大気を持っていた可能性を示唆している [94-96]．通常，
H2O の解離と水素散逸では，CO2 大気からさらに酸化が進み，O2 が豊富な大気に進化することはない [54,79]．O2 濃度が僅かに上昇するだけで大気中の H2 存在
度は減少し，水素散逸率に負のフィードバックが働くためである．しかし，厚い CO 大気から CO2 大気への進化以降に大気コラプスが起きた場合，一時的な O2

比較から，41 億年前の火星は約 0.5 気圧以上の厚い大濃度の上昇を引き起こしたかもしれない．大気圧が減

気が存在したと結論付けた．その他の地球化学的・地少すると太陽紫外線の透過率が上がる．地表面に大量

質学的研究からも，41-35 億年前の火星大気圧として， の H2O（氷）が残っていた場合，紫外線による光解離
およそ 1 bar 前後という値が見積もられている（図 7）．

とその後の化学反応によって H2 生成が促進される．

ただし，CO2 分圧の上限値を制約した 2 つを除き，ここれに伴う水素散逸によって，O2 濃度が現在の火星

れらは大気全圧の推定であり，大気主成分は必ずしもより高いレベルまで上昇した可能性がある．水素散逸

CO2 ではなく，CO であった可能性もある．

に伴う火星酸化シナリオの大気光化学モデルでの検討

約 41 億年前から現在までの大気圧進化の要因は複は今後の課題である．非生物起源の酸素大気形成は，数考えられる．メイブンの観測結果を過去に外挿した系外地球型惑星のバイオマーカーの文脈でも盛んに議結果からは，少なくとも CO2 に換算すると約 0.8 bar

論されている [97]．

に相当する酸素が散逸したと見積もられている [63]．
約 41 億年前の固有磁場消失が大気散逸の引き金とな

5. まとめった可能性があるが，磁場消失は必ずしも大気散逸を促進しないとの主張もある [92]．別の可能性として，

本稿では火星の大気と表層水の起源と進化について，

CO2 分圧の減少や他の温室効果ガス分圧（H2 など）の理論モデルと元素組成・同位体組成の観点から以下の減少に伴い，大気コラプス及びそれに続く CO2 氷のベようなシナリオを提示した．火星の揮発性元素の有力

イサル・メルティングによって，CO2 が地下圏に貯蔵な起源は惑星形成期・後期天体集積期に集積した小天されたというシナリオも考えられる [85, 86]．

体である．原始惑星系円盤ガス捕獲と氷ペブル集積も火星大気からの水素と酸素の散逸量が 2H > O であ

揮発性元素をもたらした可能性があるが，その寄与はった場合，大気散逸は火星表層の酸化を引き起こす．

限定的であったと考えられる．古海洋が存在した時代

この酸化還元度の進化は上述のいくつかのシナリオやより以前に >100 − 500 mGEL の火星表層水が大気散

観測事実を説明できる可能性がある．還元的な火星マ

逸によって失われ，その後は大部分が地下氷として貯ントルからは炭素の大部分は CO として脱ガスするはずである（3.1 節）．キュリオシティ探査車による火星
土壌中の有機物の検出が報告されている [93] が，弱還元的環境でこの有機物が生成されたかもしれない．そ注釈3：地表面酸化を考慮すると初期火星においてはCO（+H22O）
大気は光化学的に不安定である[79]が，H2などの追加の温室効
果ガスが存在した場合，地表面温度の上昇によって大気中のH2O存在度が上がることでCO2主成分大気を安定化すると期待される．

火星大気と表層水の起源と進化：理論モデルと同位体組成からの制約／黒川，櫻庭

蔵された．散逸しなかった余剰の酸素は地表や弱還元

135Res. Planets 107, 5111.

的な大気の酸化に消費された．約 41 億年前には約 0.5[11] Bibring, J. P. et al., 2006, Science 312, 400.

bar 以上の厚い大気が存在したが，固有磁場消失に伴[12] Ramirez, R. M. et al., 2014, Nature Geoscience 7, 59.

う大気散逸で失われるとともに，大気酸化に伴う CO2[13] Ramirez, R. M., 2017, Icarus 297, 71.

氷生成（コラプス），CO2 氷のベイサル・メルティング[14] Carr, M. H. and Head, J. W., 2003, J. Geophys. Res.

によって地下へと貯蔵された．この大気圧の減少は火星史の一時期においてさらなる大気酸化を引き起こした可能性がある．
ここで示したシナリオは現状の限られた情報に基づく作業仮説であり，今後の研究によってさらなる検証が必要である．個別の研究としては，大気モデルの精緻化，様々な形成年代を持つ火星隕石の詳細な同位体

Planets 108, 5042.
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分析，大気中の水輸送・散逸過程の周回衛星探査，大[18] Kasting, J. F., 1991, Icarus 94, 1.

気・水の行方としての地下圏探査などが挙げられる．

[19] Forget, F. et al., 2013, Icarus 222, 81.

加えて，惑星形成期における原始惑星系円盤中での物[20] Wordsworth, R. et al., 2015, J. Geophys. Res. Planets

質供給（ガス・固体物質）と同時進行する火星上での元120, 1201.

素分配，大気散逸の引き起こす大気酸化還元度進化と[21] Ehlmann, B. L. et al., 2011, Nature 479, 53.

そのフィードバック，表層・地下圏をまたぐ物質循環[22] Wordsworth, R. et al., 2013, Icarus 222, 1.

といった，既存研究の異なる領域にまたがる結合過程[23] 阿部豊, 1993, 惑星の科学（清水幹夫編）, 朝倉書店,の理解も重要な課題である．
謝辞：
査読者の黒澤耕介博士から本稿に対し有益なコメン
ト を い た だいたことに感謝いたします．本 研 究 は

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JSPS 科研費 16H04073，17H01175，17H06457，18K13602[26] Stökl, A. et al., 2015, Astron. Astrophys. 576, A87.

の助成を受けたものです．

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137

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138

日本惑星科学会誌 Vol. 27, No. 3, 2018

特集「火星圏のサイエンス」

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7月2日受領，査読を経て2018年7月31日受理．

（要旨）火星探査車 Curiosity によって，35-30 億年前に形成した Gale クレータ湖の湖底堆積物の化学・鉱物分析が進められている．本研究では，Curiosity が堆積物中に発見したマンガン酸化物に着目し，酸化物の形成に伴う微量元素の濃集パターンを調べる室内実験を行い，得られた結果を探査データと比較した．その結果，発見されたマンガン酸化物は二酸化マンガンである可能性が高く，当時の表層付近の水環境が極めて酸化的であったことが示唆された．これを実現しうる酸化剤の候補の一つは，大気中の酸素分子である．このような酸化的大気表層環境は，還元的な温室効果気体によって初期火星を温暖にする従来の理論とは矛盾する．また，酸化的な表層環境の存在は，地下の還元的環境との間での酸化還元勾配を形成し，生命にとって利用可能なエネルギーも供給しうる．

1. 背 景この時代の火星表層に液体の水が多く存在したことが示唆されている [1]．

1.1

火星環境史と着陸探査車Curiosity

しかし，表層に水が多く存在するような温暖湿潤気候を維持するメカニズムは，恒常的な温暖化から一時

これまでの周回機によるリモートセンシングや着陸

的な温暖化まで多くの可能性が提案されているが，未探査によって，過去の火星に液体の水が存在した証拠

だ決定的な理解にまで到達しておらず，長い間の論争が数多く得られてきた．代表例として，持続的な河川となっている [2]．また，液体の水の存在量・存続時間，流により浸食されたとみられる河川地形（バレーネッ

その化学状態（pH や酸化還元状態），現在の寒冷・乾トワーク）や，地殻を構成する火成岩が地下水や表層

燥気候に至るまでの表層環境進化の理解は，惑星科学

水による変成作用を受けて生じる粘土鉱物や蒸発岩ののみならず生命生存可能性の観点からも重要であるが，存在があげられる [1]．火星では，クレータ年代学のこれらの実証的な制約は極めて乏しい．これらの問題

手法に基づいて Amazonian（現在から約 30 億年前ま点を解明するためには，液体の水があった当時の大気で），Hesperian（約 30 億年前から約 37 億年前まで），

組成や水の化学状態，岩石との相互作用を地質記録にNoachian（約 37 億 年 前 か ら 約 41 億 年 前 ま で ），Pre-

基づいて復元することが重要となる．

Noachian（約 41 億年前以前）の大きく 4 つの地質年代

これらの課題に直結する実証的な地質記録を得るこに区分されている．このうち特に Noachian 後期からとを目的の一つとした火星着陸探査が，Mars Science

Hesperian 初期を形成年代とする地域に，河川地形やLaboratory（MSL：通称 Curiosity）である．着陸地点

表層水により形成した粘土鉱物が集中することから，である Gale クレータは，南北半球境界付近に位置す

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

る 直 径 約 140 km の 衝 突 ク レ ー タ で，38-36 億 年 前（Noachian-Hesperian 境界）に形成したとされている[3]．最大の特徴は，その内部に Sharp 山と呼ばれる高さ約 5 km の堆積物からなる山が存在することである．

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 他

139

これは，クレータ形成後から約 35 億年前までに堆積方で，ニッケルや亜鉛などのいくつかの遷移金属がマした湖底堆積物や風成堆積物が，33-31 億年前までにンガンと正の相関関係にある [4]．マンガン酸化物（あ

風食を受け，堆積物の一部がクレータ中央丘付近に山

るいは水酸化物）は上記のような微量金属の濃集を伴状に残ったものと解釈されている [3]．

うことで知られており，そのため発見されたマンガン

Curiosity は 2012 年，Sharp 山 の ふ も と に あ た る

濃集が酸化物（あるいは水酸化物）の沈殿として生じた

Bradbury 群の Yellowknife Bay に着陸し，その後堆積可能性が高いことが示唆された [4]．以上の存在形態

年代を辿るように，Sharp 山を登りつつ堆積物層の上や化学組成の特徴から，Gale クレータ湖に堆積物が位に移動しながら探査を行っている [3]．搭載された

堆積した後，続成時に堆積物の割れ目に間隙水が浸み

観測機器は，層序を構成する堆積岩の化学組成や鉱物

こみ，溶解していた二価のマンガンイオン（Mn ）が組成の分析装置を含む．具体的には，レーザを照射し酸化物（あるいは水酸化物）
としてノジュール状に沈殿

蒸発した岩石由来の元素の発光スペクトルを分光分析したことでマンガン濃集が生成したと解釈されているすることで局所的な岩石化学組成を得る装置[4]．

ア試料の X 線回折パターンから鉱物組成を得る装置
CheMin，α粒子を照射して生じた蛍光 X 線を分光する化学分析装置であるα粒子 X 線分光計（APXS）が搭載されている．探査車が移動する道筋のいくつかの露頭の堆積物に対して，これらの分析機器を用いた分析を行うことで，鉱物組成・化学組成に基づいた初期
火星の環境復元が行われている．

1.2

湖底堆積物中のマンガン酸化物の発見

本研究では，Curiosity が Gale クレータ湖底堆積物中に検出したマンガンの濃集に着目する．着陸から
576-632 火星日後に分析された Kimberly 層のうち，ラミナ構造を示す Dillinger 部層の中に，局所的にマンガンの濃度が高い部分があることが報告されている

Portage soilを基準とした相対濃度

ChemCam や，長さ 15 cm 程度のドリルで採取したコ

2+

100

マンガンが濃集しているベイン
周囲の堆積岩

10
1

Si

S

Cl

Ca

Cr

Mn

Ni

Zn

0.1

図1： 探査車Curiosity搭載の分析装置APXSにより得られた，マンガンが濃集しているベインとその周囲の堆積岩における各元素の濃度の比較（[4]を改変）．着陸地点付近のPortageという地点で分析した土壌の化学組成で規格化している．
Portageの化学組成は，Galeクレータから離れたGusevク
レータやMeridiani平原で得られる土壌の化学組成と類似しており，火星の平均的な玄武岩質の砂の組成として用いられている．

[4]．ChemCam を用いて，表面を覆うダストの下の堆

このようなマンガンの沈殿が起きるためには，大き積物の化学組成を分析した結果，マンガンの濃集部分

く 二 つ の 地 球 化 学 的 要 因 が 考 え ら れ る． 一 つ は，は堆積岩全体ではなく，堆積物の割れ目を埋めるよう

Mn を含む間隙水が酸化剤によって酸化され，MnO2に存在しており，続成作用の過程で生じたベイン（脈）のような酸化物となること，もう一つは間隙水の pHにマンガンが濃集していることが明らかになった [4]．

（OH）が上昇し，Mn3O4 や Mn
2 のような二価あるいは

2+

さらに，APXS により，マンガン濃集部の微量元素を三価の酸化物や水酸化物として沈殿することである

含む化学組成が得られた（図 1）．その結果，マンガン（図 2）．前者の MnO2 のように四価のマンガン酸化物

濃集部分とその周辺の堆積物とを比較すると，ケイ素が形成するためは，非常に高い酸化還元電位を必要とやカルシウムの濃度がマンガン濃集部分で周囲の堆積する（pH 7 付近で > 0.5 V：図 2）[4]．このような強力物より低く，マンガンの濃度と負の相関関係にあるこな酸化剤の候補として，過塩素酸（HClO4）や塩素酸とが明らかになった [4]．このことは，ベイン中にお（HClO3），酸素分子，オゾン，硝酸が考えられる．上けるマンガンの主な存在形態がケイ酸塩や炭酸塩では

述のようにマンガンの濃集と塩素の存在量に正の相関ないことを示している [4]．同様に，塩素や硫黄とのがみられないため，過塩素酸や塩素酸が主要な酸化剤

相関関係も見られず，マンガンは塩化物や硫酸塩としであったとは考えにくい [4]．したがって，前者の場合，て存在するのでもないことが示唆された [4]．その一

続成当時の大気中あるいは表層付近に酸素分子やオゾ140

日本惑星科学会誌 Vol. 27, No. 3, 2018

ンが存在していた可能性を示唆する．一方，後者のよ
うに，マンガン濃集が二価や三価のマンガン酸化物・

2. マンガン酸化実験

水酸化物であった場合，間隙水中の pH は 10 以上となるような高アルカリ環境が必要となる（図 2）．このような高アルカリ環境は，地球上では，内陸の湖のよう

2.1

微量元素の吸着・共沈な閉鎖的水環境が急激に乾燥化し，溶存成分が濃集す

Gale クレータで発見されたマンガン濃集には，前ることによって起きうる [5]．つまり，後者の場合，

述のようにニッケルや亜鉛とマンガンの濃度との間に極端な気候変動が起き，それによって還元的な間隙水正相関がある [4]．つまり，このことは間隙水中に溶が蒸発・濃集した可能性を示唆する．

存 し て い た ニ ッ ケ ル イ オ ン（Ni ） や 亜 鉛 イ オ ン

2+

以上のように，Gale クレータで発見されたマンガ

2+（Zn ）もマンガンと一緒に沈殿（共沈）するか，生成しン濃集を引き起こした化学組成の同定は，当時の水環た沈殿の表面に吸着していることを示す．その一方で，境や気候，大気進化を制約・復元する重要な鍵となり同じ遷移金属であるクロムとは相関を持たない [4]．

う る． し か し な が ら，Curiosity に 搭 載 さ れ た

これら吸着や共沈は，微量金属イオンが鉱物表面の電ChemCam や APXS といった化学組成分析では，これ荷特性に応じて吸着したり，同形置換して内部に取りらマンガン酸化物（あるいは水酸化物）の鉱物組成や価込まれたりすることで生じる [6]．そのため，吸着・数を直接調べることはできない．そのため，析出した共沈による微量元素の濃集パターンは化学・鉱物組成

当時の水の pH や酸化還元状態，さらには必要な溶存を知る上での指標となる．本研究ではこのことに着目

酸素や大気酸素分子の濃度の制約には至っていなかっ

し，観測された微量元素の濃集パターンを指標として，た．そこで本研究は，マンガンを酸化・析出させる室

これを再現するマンガン酸化物を明らかにすることで，内実験を行い，次章で示すように微量元素の吸着ある

Curiosity が検出したマンガン酸化物の化学状態を制いは共沈に着目することで，火星で発見されたマンガ

約する．そのため，以下のようなマンガン，ニッケル，

ン酸化物の化学状態を制約することを試みる．

亜鉛，クロムを含む水溶液から，異なる化学組成のマンガン酸化物を沈殿させ，そのパターンを調べる室内

P

1

O2

0.6
0.4

Mn2+

0.2
0

r

P

H2

-0.4

=1

-0.6
0

2

4

ba

r

実験を行った．

2.2

実験手法

O

本研究では，過去の地球化学分野におけるマンガンMn

沈殿実験を参考に試料を合成した [7, 8]．まず，固体

2

2

O

3

（K2Cr2O7），ニッケの塩化マンガン（MnCl2）をクロム

Mn

，亜鉛
（Zn
（NO3）2）の水溶液に溶解させ，
ル
（Ni
（NO3）
2）

3

-0.2

-0.8

Mn-O-H
25 ℃, 1 bar

ba

Mn

0.8
Eh [V]=1

Mn

O

これを超純水（Milli-Q）
で希釈した出発溶液を作成した

4

(O
H

（表 1）
．次に，これらの出発溶液に対して，強力な酸)2Mn(OH)3-

1.2

6 8 10 12 14pH

図2： 化学平衡計算から得られたマンガンのEh-pH図．溶液のpHと酸化還元電位Ehに対し平衡となるマンガンの化学状態を表す．計算手法と計算に必要な標準ギブス自由エネル
ギーの値は，[10]に則った．実線は溶液中のマンガン濃度を1 mmol/Lとしており，今回のLow-Mn実験の条件に相当する．破線は溶液中のマンガン濃度を1 μmol/Lとしており，現実的な玄武岩での地下水の値に匹敵する[9]．網掛の領域は固体として析出する物質を表す．

化剤である過マンガン酸カリウム溶液を加え，反応率を高めるためアルカリ条件で酸化させる実験（実験 1），
中程度の酸化剤として過酸化水素水を加える実験（実験 2），酸化剤を加えずに水酸化ナトリウム溶液を加えることでアルカリ性にする実験（実験 3）という 3 種
類の実験を行い，それぞれマンガンの沈殿物を作成した．出発溶液中の各金属イオンや加えた酸化剤の濃度，
pH は表 1 の通りである．実験は大気環境下で行ったが，溶存酸素によるマンガンの酸化反応は非常に遅く，実験時間（18 時間）程度の反応時間ではほとんど進行し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 他
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

High-Mn-1

Low-Mn-1
Low-Mn-2
Low-Mn-3

26.4

0.86

0.86

0.86

0.59 0.020 0.020 0.020
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
0.97

18 時間以上放置した．固体表面への金属イオンの吸着は，一般的に秒～分オーダーで進行するため [6]，実験時間内で吸着は平衡状態に達することが予想され
る．

10.8

反応後，溶液と沈殿物とを孔径 0.22 μm のフィルタ

7.5を用いたろ過装置で分離し，両方を回収した．沈殿物

11.9

1.05 0.035 0.035 0.035141

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．

に対しては，X 線吸収微細構造（XAFS）法を用いて沈殿物中のマンガンの化学状態を分析し，溶液について
は高周波誘導結合プラズマ発光分光分析法（ICP-AES）（SP3500：SII ナノテクノロジー社製）を用いて溶存イ
オンの濃度を測定した．XAFS 法とは，X 線の吸収ス
ペクトルの構造から，元素の価数や周囲の局所構造などの情報を知ることのできる測定手法である．特に，
X 線吸収端（エネルギーの増加に対し X 線の吸収が起ない．

こり始める領域）付近は XANES 領域と呼ばれ，電子また本研究では，酸化剤や pH を変えることに加え， の空軌道への遷移によって大きな吸収が生じるため，出発溶液の金属イオン濃度も変化させた（表 1）．以降， 吸収ピークとなるエネルギーや波形などの微細構造が
2+

濃 度 の 高 い 出 発 溶 液（16 mmol/L < [Mn ] < 48

着目元素の電子状態や価数を反映する．したがって，

mmol/L：[X] は物質 X のモル濃度を表す）を用いた実XANES 領域における透過 X 線吸収スペクトルの微細験を High-Mn，濃度の低い出発溶液（[Mn] ～1 mmol/

構造を標準試料と比較することで，測定試料の価数やL）を用いた実験を Low-Mn と呼び，Low-Mn 条件での化学組成を特定することが可能である．本研究では高実 験 1， 実 験 2， 実 験 3 を そ れ ぞ れ Low-Mn-1，Low-

エネルギー加速器研究機構 Photon Factory にて測定

Mn-2，Low-Mn-3 と呼ぶ．濃度の異なる実験でも，マを行った．加えて，High-Mn 条件での沈殿物に対して，

ンガンとその他の金属イオンの量比は一定とし，地球X線 回 折（XRD）法
（PANalytical 社 製 X’Pert PRO

上での玄武岩での地下水の溶存種組成 [9] と同程度とMPD）による分析も行った．また ICP-AES に関しては，なるように．マンガンより一桁程度低い濃度で実験を溶液中に残存したニッケル，亜鉛，クロムの濃度を，行っている（表 1）．High-Mn では，過去のマンガン酸

実験前のこれら元素濃度から引くことで，吸着や共沈化物合成実験 [7, 8] と同等のマンガン濃度で実験を行により減少したこれら元素の含有量を求めた．そして，った．しかしながら，地球上の玄武岩質地殻内の間隙

吸着・共沈した量と実験前の量の比をとることで，各水の，一般的なマンガンやその他の金属イオン濃度は酸化物への微量元素の沈殿パターンを得た．

0.2–10 μ mol/L と極めて低い [9]．そのため，溶液中の金属イオン濃度の影響を調べるため，より濃度の低い

3. 結 果Low-Mn での実験も行った．Low-Mn でも現実の間隙水と比較すると三桁程度濃度は高いものの，High-Mn

図 3 に，Low-Mn での各反応条件で回収された沈殿と Low-Mn での沈殿パターンの違いはほとんどなかっ

物を XAFS 分析して得られた透過 X 線の吸収スペク

た．

トルを示す．比較のため，純物質である標準試料の吸反応はテフロン製容器を用いて行い，過マンガン酸

収スペクトルも示す．横軸は X 線の波長で定まるエネ

カリウムを用いた実験では光による分解を防ぐため容ルギーの値，縦軸は透過 X 線の吸光度の相対的な変化

器全体をアルミホイルで包んだ．いずれの条件でも，を表しており，値が大きいほど X 線がより強く試料に水酸化ナトリウムを加えるとすぐに沈殿物が生じたが， 吸収されたことを表す．
微量元素の酸化還元反応やそれに伴う吸着・共沈を十過マンガン酸カリウムを加えた最も酸化的な Low-

分に進行させるため，過去の実験 [8] に倣って 50 ℃でMn-1 での沈殿物は，透過 X 線の吸収の開始エネルギ

142

日本惑星科学会誌 Vol. 27, No. 3, 2018

吸光度→

ピロクロアイト（Mn（OH）2）を主とし，これに少量の
Low-Mn-1
Low-Mn-2
Low-Mn-3（あるいはマンガナイト
ビクスビアイト（γ-Mn2O3）（MnO（OH）））が 混 合 し て い る． こ れ ら の 結 果 は，
XAFS スペクトルが示す Mn2O3 は，その大部分が非晶質あるいはナノ粒子であり，過酸化水素によって酸化

Mn(Ⅳ)O2

しきれなかった Mn（OH）
2 がわずかに残っていると解Mn(Ⅲ)2O3

釈される．

Mn(Ⅱ,Ⅲ)3O4

バーナダイト(δ-MnO2)
ハウスマンナイト(Mn3O4）
ビクスビアイト(γ-Mn2O3)
ピロクロアイト(Mn(OH)2)
マンガナイト(MnO(OH))

Mn(Ⅱ)CO3

High-Mn-1

6600
Energy [eV]

図3： XAFS法で得られた透過X線吸収スペクトル．エネルギーの領域はマンガンのK端にあたり，吸収端付近の微細な構造がマンガンの化学状態を反映する．縦軸は吸光度（=ln（入射光強度/透過光強度））を表す．各実験で生成した沈殿物の測定結果を黒い曲線で，純物質の標準試料を同じ条件で測定した結果を灰色の曲線で示している．縦線は，分析試料の吸収開始や吸収ピークなどの特徴がみられるエネ
ルギーの値を示しており，Low-Mn-1の特徴に対し実線，
Low-Mn-2やLow-Mn-3の特徴に対し点線を用いている．

ーやピークエネルギーが MnO2 とよく一致することがわかる（図 3）．このことから，生成した沈殿物はほぼ純粋な MnO2 であることがわかる．また，水酸化ナト
リウムでアルカリ性にした Low-Mn-3 での沈殿物は，強度 (a.u.)

6500

High-Mn-2

High-Mn-3

10

20

30

40
50
2θ (°)

60

70

80

図4： XRD法で得られた沈殿物の回折パターン．X線の入射角θ
に対する回折（反射）X線強度を示している．記号は各鉱物種に対応するピーク位置を表す．

MnO2 と比べて吸収の開始エネルギーやピークエネル
ギーがやや低エネルギー側にありほぼ Mn3O4 のスペ

図 2 の平衡状態における Eh-pH 図を見ると，Low-

クトルに近いことがわかる（図 3）．このことから，

Mn-1 や Low-Mn-3 のアルカリ条件下では，酸化的なLow-Mn-3 では主に Mn3O4 が沈殿したと考えられる．

で MnO2 が安定となり，場合（pH 10 付近で Eh > 0.5 V）

過酸化水素水を加えたやや酸化的な Low-Mn-2 での沈

では Mn3O4 が還元的な場合（pH 12 付近で Eh < 0.1 V）

殿物も，同様の理由で Mn3O4 含まれる可能性があるが，安定な状態をとることがわかる．Low-Mn-1 のように

6550 eV か ら 6570 eV の 波 形 は Mn2O3 に 非 常 に 近 い

強力な酸化剤が存在する場合 MnO2 が沈殿し，酸化剤（図 3）．そのため，Low-Mn-2 では Mn2O3 も存在してなしにアルカリ化した Low-Mn-3 の場合 Mn3O4 が沈殿いると考えられる．

したという結果は，Eh-pH 図から見て取れる熱力学的図 4 に，XRD 法で得られた high-Mn 条件でのマンガ

安定性と整合的である．また，Low-Mn-2 の中～弱アン沈殿物の X 線回折スペクトルを示す．High-Mn-1 のルカリ条件下で過酸化水素を酸化剤として用いた場合

回収試料の XRD ピークは，バーナダイト（δ -MnO2）には，過酸化水素による酸化還元電位の上昇によりによる XRD パターンと一致した．また，High-Mn-3（pH 8 付近で Eh ～0.4
Mn2O3 と Mn3O4 が共存する条件の 回 収 試 料 の XRD ピ ー ク は ハ ウ ス マ ン ナ イ トeV）に到達したため，上記の沈殿物が得られたと解釈（Mn3O4）に よ る XRD パ タ ー ン と 一 致 し， そ れ ぞ れされる．

XAFS 法によるマンガン酸化物の同定結果を支持して

図 5 には沈殿物と出発溶液の微量金属量の比（沈殿いる．一方で，High-Mn-2 の回収試料の XRD ピークは，

パターン）を示す．まず，Low-Mn-1 で沈殿した MnO2

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 他

では，もともと溶存していたニッケルと亜鉛の 99 %100

以上が MnO2 とともに沈殿している一方，沈殿したク

化学種は，酸化的条件（Eh > ～0.2 V）ではクロム酸イ2-オン（CrO4 ），還元的条件（Eh < ～0.2 V）では固体の酸化クロム（Ⅲ）である [10]．このことから MnO2 が沈殿するような条件（Eh > ～0.4 V）においては，クロム
2-が CrO4 として溶液中に存在することになる．MnO2
4+

3+

2+

は層構造中の欠陥や，Mn の Mn ・Mn ・その他の反応による沈殿率 [%]ロムは出発溶液の 4 % に過ぎない（図 5）．この実験を行った pH 領域（pH ～11）において，安定なクロムのイオンによる置換によって表面が負電荷を帯びるため反発し吸着しにくく，また化学構造が一致しないため
ルは MnO2 表面に吸着するだけでなく，Mn と置換し2+て結晶構造に取り込まれる [11, 12]．亜鉛は Zn として MnO2 表面に化学吸着する [11, 12]．実際，地球上の

80
60
40
20
0

4-

[6]，CrO のような陰イオンは MnO2 表面と電気的に同形置換して取り込まれることもない．一方，ニッケ

143

Cr

Ni

Low-Mn-1
Low-Mn-2
Low-Mn-3Zn

図5： 各実験で沈殿したクロム（Cr），ニッケル（Ni），亜鉛（Zn）の沈殿パターン．反応後の溶液中の各イオンの濃度（Cafter）
をICP-AESを用いて測定し，反応前の濃度（Cbefore）から減少した分だけ固体沈殿物中に取り込まれたとして，沈殿率（=（Cbefore-Cafter）/Cbefore×100（%））を得ている．

マンガンノジュールの分析から，ニッケルや亜鉛はMnO2 に対し共沈あるいは吸着することが知られてい2+

る [11, 12]．したがって，本実験でも溶液中の Ni や2+域にあたるため，溶存イオンの一部が固相表面と電気的に引き合い，吸着した可能性が考えられる．亜鉛は，2+Zn が，上記のプロセスによって MnO2 に共沈あるいマンガン酸化物に Zn が吸着した可能性が高い．こは共沈することで溶液から除去されたと考えられる．

れに加えて，酸化亜鉛（ZnO）や大気中の微量な二酸化これに加えて，実験を行ったアルカリ条件下（pH ～炭素と結合して炭酸亜鉛（ZnCO3）として沈殿した可能11）では水酸化ニッケル（Ni（OH）2）や酸化亜鉛（ZnO）

性もある．これらの形成より，出発溶液に含まれたほが熱力学的に安定な状態となるためそれらが単体で沈ぼ全ての亜鉛が液相から除去されたと考えられる．こ殿した可能性もありうる．このため MnO2 に対して，

れにより Mn2O3 に対し，クロム，亜鉛がともに沈殿し，ニッケル，亜鉛は共沈・吸着して溶液から除かれる一ニッケルはやや沈殿しにくいという沈殿パターンとな方，クロムはあまり除かれないというパターンになっったと考えられる．

たと考えられる．

最後に，Mn3O4 が主な沈殿物であった Low-Mn-3 で次に，Mn2O3 が生成した Low-Mn-2 の場合，出発溶

は，出発溶液に対してクロムは 69 %，ニッケルと亜液に対して，クロムは 96 %，ニッケルは 28 %，亜鉛

鉛は 99 % 以上沈殿した（図 5）．この実験を行った pH

は 93 % がそれぞれ沈殿した（図 5）．酸化的な地球上で領域（pH ～12）では，Mn3O4 が析出する還元的な条件

生成し，地質資源的にも重要な MnO2 に比べ，Mn2O3（Cr2O3）が熱力学（Eh< ～0.1 V）では酸化クロム（Ⅲ）

への共沈や吸着に関する地球化学的研究は極めて乏し的に安定だが，クロム酸イオン（CrO4 ）が安定な領域

い．そのため，本研究では Eh-pH 図に基づく安定条（Eh> ～0.1 V）との境界付近にあたる [10]．そのため件等から，これらに対する亜鉛，ニッケル，クロムの多くは酸化クロム（Ⅲ）
として沈殿または三価のマンガ

濃集の解釈を行う．この実験を行った pH 領域（pH ～ンと同形置換することで固相中に入り，一部はクロム

8）では，Mn2O3 が存在できる酸化還元電位（Eh ～0.4酸イオンとして溶液中に残った可能性が考えられる．

V）において，六価クロムがマンガンや過酸化水素にニッケルと亜鉛は，上記の議論と同様に出発溶液中のより還元され準安定な水酸化クロム（Cr（OH）3）が生成

Ni や Zn がマンガンの酸化物に電気的な引力で吸着し，溶解度が低いため沈殿したと考えられる [13]．ニした可能性が高い．これに加えて，水酸化ニッケル（Ni

2+

ッケルは Ni として溶液中に安定に存在できる pH 領

2-

2+

2+

（OH）2）と酸化亜鉛（ZnO）といった熱力学的に安定な

144

日本惑星科学会誌 Vol. 27, No. 3, 2018

沈殿物を形成した可能性も考えられる．これによりで述べたように，そのような高い酸化還元電位を実現

Mn3O4 に対しニッケルと亜鉛が吸着あるいは共沈しやしうる酸化剤の候補は，酸素分子，オゾン，硝酸に限

すく，さらにクロムもやや吸着・共沈しやすいというられる．これら分子は火星環境ではすべて光化学反応

パターンが得られたと推測される．

で生成するものである．堆積物ベイン中で MnO2 が沈殿したということは，地下の間隙水へ大気・表層から

4. 議論；初期火星の水環境・大気
組成の制約
4.1

マンガン酸化物の化学状態

これら酸化剤の輸送があったことを示唆する．このよう な 酸 化 的 表 層 環 境 は， マ ン ガ ン 濃 集 層 の 上 位 の
Murray 層に見つかるヘマタイトに代表される三価の鉄酸化物の沈殿とも整合的である [14]．さらに，探査車 Opportunity に よ っ て，Gale ク レ ー タ か ら 約 8500

ニッケルと亜鉛がマンガンとともに沈殿する一方，km 離れた Endeavour クレータのリム中のベインにもクロムは濃集しないという，火星 Gale クレータのママンガン酸化物が検出されたことや [15]，過去に大気

ンガン濃集部分の微量元素濃度を最も良く説明するの中の光化学反応でオゾンが生成していたことを示唆すは，図 5 で得られた微量元素の沈殿パターンから，る火星隕石の分析結果とも調和的である [16]．

MnO2 が沈殿したときであることがわかる．一方，硝酸やオゾンは大気中の光化学反応で生成し，低温

Mn3O4 や Mn2O3 が沈殿した場合，もし間隙水にクロ

環境では表層の氷とともにごく浅い表層に凝縮するこムが含まれていれば，ニッケルや亜鉛だけでなく，クとで蓄積しうる．これら蓄積した酸化剤が，初期火星

ロムも沈殿することが予想される．

における一時的な温暖化に伴い [2]，浅部地下の堆積以上の結果から，火星上のマンガン濃集について，物中の間隙水に供給される可能性は考えられる [17]．

二つの可能性が考えられる．一つは，もともと間隙水

ただし，その場合，間隙水に含まれていた溶存マンガ

中にマンガン，ニッケル，亜鉛，クロムが溶存しておンをすべて酸化するのに，十分な量の酸化剤が蓄積しり，これが大気表層から供給された強力な酸化剤によていたのかは議論の余地がある．特に，Gale クレーって酸化され，MnO2 が沈殿したというものである．

タ内の Murray 層の層厚の厚いヘマタイトの形成も併

もう一つは，間隙水が蒸発に伴いアルカリ性になり，せて考えると，これらの形成には大量の酸化剤が必要

Mn2O3）が沈殿したが，もともとの間
Mn3O（あるいは
4であり，表層に蓄積するオゾンや硝酸とは別の大量の隙水中にクロムがほとんど含まれていなかったため，酸化剤が必要となるかもしれない．

見かけ上，クロムが濃集していない微量元素パターンが現れたというものである．

そのような大量の酸化剤の候補は，大気中の酸素分子である．地球化学的研究によると，MnO2 を沈殿さしかしながら，地球の玄武岩地殻中を流れる地下水せるには，溶液中に約 3 μmol/L 以上の溶存酸素濃度

がニッケルや亜鉛と同程度のクロムを含むことからが必要とされる [18]．これは，大気との溶解平衡を仮[9]，火星でもマンガンが溶解している地下水中におい定すると，数 mbar 以上の大気酸素分圧に相当する．

て，クロムだけがニッケルや亜鉛と比べ枯渇していた

もしこれが正しければ，Gale クレータのマンガン濃とは考えにくい．したがって，火星 Gale クレータに集が形成した Hesperian 期には，地球の大酸化イベン

検出されたマンガン濃集部分は，間隙水中のマンガント後（22 億年前以降）に匹敵する酸素分圧がすでに存が強力な酸化剤によって表層で酸化され MnO2 として在していたことになる．

沈殿したことで形成した可能性が高いと考えられる．

4.2

酸化剤

上記のように，Gale クレータにおけるマンガン濃

現在の火星においても，酸素分子は以下の二酸化炭
素の光分解で生成される [19]．
（UV）→ CO+O
CO2 + hν（1）

O + O + M → O2+M（2）

集は，MnO2 の沈殿によるものである可能性がもっとしかしながら，酸素の蓄積につれて式（1）の逆反応ももらしいと考えられる．その場合，間隙水の酸化還元

進行し，酸素分圧の上昇は制限されるため，この光分電位が極めて高いことが必要条件であり（図 2），1 章

解反応のみで酸素分圧を高く維持することは難しい．

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 他

145

また，水蒸気の極端紫外線による光分解反応も酸素分あったことを示唆する．すなわち，これらの結果は，子を生成する [20]．

当時の火星の表層付近の水環境において，大気表層

2H2O + hν（UV）→ 2H2+O2 （3）二酸化炭素の場合に比べ，生成した水素分子は宇宙空から浅部地下に大きな酸化還元勾配が存在したことを示唆している．

間への散逸によって大気から除去されやすく，それにこのような酸化剤，還元剤が出会う境界では，酸より逆反応の進行が抑制されやすい．初期火星におい化還元反応が生じてマンガン酸化物や鉄酸化物のよて，水が大規模に散逸したことは，火星隕石中の含水

うな化合物を残す．Curiosity が発見したマンガン

鉱物中の D/H 比が，火星マントル中の D/H 比より高酸化物のベインが堆積物中に存在していたことは，いことからも強く示唆されている [21]．しかしながら，

そのような非平衡状態が実現される場が，地殻深く式（3）の反応も，酸素分圧が上がりすぎると逆反応がではなく，比較的浅い地下浅部に存在していたこと生じて，水素の散逸と酸素分圧の上昇が抑えられるを示唆する．実際，マンガン濃集層の上位にあたる[22]．実際，大気化学モデル計算では，式（3）の逆反応

Murray 層では，鉄酸化物であるマグネタイトに富-5bar 以上には上がらないこと

む層とヘマタイトに富む層が存在し，Gale クレーが示唆されており [22]，MnO2 の沈殿に必要な mbar 以

タ湖がかつて酸化還元成層していた可能性も指摘さ上の高い酸素分圧を保つためには，若い太陽による極れている [14]．このような表層から地下にかけてのめて強い紫外線の照射により，式（1）（3）の逆反応の酸化還元勾配が形成し，地質的時間スケールで維持進行が抑制される必要があるかもしれない [22]．

されることは，有機合成反応や化学合成生物の維持によって酸素分圧は 10

初期火星が極めて酸化的な環境であったという本研にとって有利な条件となっていたかもしれない [22]．

究の示唆は，惑星気候学にも大きな問題を提示している．これまでの初期火星を長期的に温暖化することに

5. まとめ

成功しているいくつかの理論モデルでは，多くの場合，大量の二酸化炭素に加えて，還元的な水素やメタンの本研究では，Curiosity が発見したマンガン酸化存在を必要とする [2]．これら還元的な温室効果気体は，物に着目し，室内実験によってその化学状態を制約

酸素分子を含むような酸化的表層環境では大気中の寿した．その結果，これらマンガン酸化物は MnO2 で命も短く，またこれらが大量に存在することが難しい．

ある可能性が非常に高く，当時の間隙水中の酸化還もし，酸化的表層環境と液体の水が初期火星に共存しが示唆された．
元電位が高かったこと（Eh > 0.5 V）ているのであれば，そのような酸化的大気でも安定に高い大気酸素分圧は，このような極めて高い酸化還存在できる新たな温室効果気体の提案が必要となるだ

元電位を実現する一つの可能性であるが，必要となろう．

る酸素分圧を光化学反応で実現することは容易では4.3 生命生存可能性への示唆
生命の誕生や原始的な化学合成生物の生存にとって，なく，極めて強い紫外線環境など特殊な条件を必要とするかもしれない．このような酸化的状態の実現
条件は，今後の研究課題である．また，本研究の結酸化剤と還元剤が共存する非平衡状態が惑星表層に形論である酸化的な表層環境の存在は，還元的な温室成・維持されることは極めて重要である [23]．Gale ク

効果気体を大量に必要とする既存の火星温暖化メカ

レータの堆積物中に濃集した MnO2 は，地殻と水とのニズムとは矛盾している．これらのことは，
地質的・間の水 - 岩石反応の結果，元々岩石に含まれていたマ

地球化学的証拠が示唆する表層環境と，大気科学・

2+

ンガンが還元的な Mn として間隙水中に溶脱するこ

気候学的が支持する大気気候モデルとの間に，大きとで供給されていたと考えられる．このような水 - 岩

な隔離が存在することを示すものである．今後は，

2+

（二価鉄
石反応によって，Mn だけでなく他の還元剤
2+

これら異分野間の理解に基づき，地質・化学的にも

イオン Fe や水素分子）も同様に間隙水に供給されて気候・大気科学的にも整合的なシナリオの構築が必いたことが高い確度で期待される [9]．一方，本研究要となるだろう．

の結果は，同時期の火星において大気表層が酸化的で↑TOPへ←目次へ

146

日本惑星科学会誌 Vol. 27, No. 3, 2018[22] Zahnle, K., 2008, J. Geophys. Res. 113, E11004.

謝 辞[23] Russell, M. et al., 2011, Astrobiology 14, 308.
[24] Fendorf, S. E. and Zasoski, R. J., 1992, Environ. Sci.

本論文の執筆にあたり，村上隆氏には大変貴重なコメントを頂きました．また，橘省吾氏には投稿原稿を丁寧に査読していただきました．ここに深く謝意を表します．本研究は，文部科学省による新学術領域研究（研究領域提案型）（水惑星学の創成：JP17H06456，
JP17H06458），および自然科学研究機構アストロバイ
オロジーセンターから研究助成を受けました．ここに感謝申し上げます．

参考文献[1] Ehlmann, B. L. et al., 2011, Nature 479, 53.
[2] Wordsworth, R. D., 2016, Annu. Rev. Earth Planet. Sci.
44, 381.
[3] Grotzinger, J. P. et al., 2015, Science 350, 7575.
[4] Lanza, N. L. et al., 2016, Geophys. Res. Lett. 43, 7398.
[5] Klemm, D. D., 2000, J. African Earth Sci. 30, 1.
[6] 臼井朗ほか, 2015, 海底マンガン鉱床の地球科学（東京大学出版会）[7] Foster, A. L. et al., 2003, Geochim. Cosmochim. Acta.
67, 1937.
[8] Mu, J. et al., 2006, J. Dispers. Sci. Technol. 27, 1223.
[9] Aiuppa, A. et al., 2000, Geochim. Cosmochim. Acta
64, 1827.
[10] Brookins, D. G., 1998, Eh-pH Diagrams for
Geochemistry (Springer Berlin Heidelberg)[11] Manceau, A. et al., 2003, Environ. Sci. Technol. 37, 75.
[12] Manceau, A. et al., 2007, Geochim. Cosmochim. Acta
71, 1967.
[13] Rai, D. et al., 1987, Inorg. Chem. 26, 345.
[14] Hurowitz, J. A. et al., 2017, Science 356, eaah6849.
[15] Arvidson, R. E. et al., 2016, Am. Mineral. 101, 1389.
[16] Farquhar, J. et al., 1998, Science 280, 1580.
[17] Fukushi, K. et al. 2018, submitted.
[18] Clement, B. G. et al., 2009, Geochim. Cosmochim.
Acta 73, 1878.
[19] Lu, Z. et al., 2014, Science 346, 61.
[20] Lammer, H. et al., 2003, Icarus 165, 9.
[21] Usui, T. et al., 2012, Earth Planet. Sci. Lett. 357, 119.

Technol. 26, 79.

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火星生命探査のための生命探査顕微鏡の開発／吉村 他

147

特集「火星圏のサイエンス」

火星生命探査のための生命探査顕微鏡の開発
吉村 義隆 ，山岸 明彦 ，佐藤 毅彦 ，宮川 厚夫 ，今井 栄一 ，
5
6
6
7
7
佐々木 聰 ，小林 憲正 ，癸生川 陽子 ，薮田 ひかる ，長沼 毅 ，
833,9
三田 肇 ，藤田 和央 ，臼井 寛裕
1

2

3

2

4

2018年6月29日受領，査読を経て2018年8月2日受理．

（要旨）近年の探査によって，火星表面から有機物や微生物のエネルギー源などが見つかり，火星に現在も微生物が存在する可能性が考えられるようになってきた．我々は，火星の微生物細胞を検出するための，生命探査顕微鏡（LDM : Life Detection Microscope）の開発を行っている．LDM は，蛍光色素で試料を染色し，非生物起源を含む有機物，膜構造や触媒活性をもつ有機物（微生物細胞）の他，レゴリスやダストなどの鉱物を，1 µm/pixel の分解能で映像化する．現在，実験室レベルでの試験機のための設計と製作を進めており，
本稿では LDM の開発状況を報告する．

1. はじめに球の生命は，
環境の変化に伴って進化し，
地球上の隅々
まで生息場所を広げてきた．火星の生命もまた，一端

現在の火星表面は，乾燥した低温環境であるが，こ誕生したならば，環境変化に適応し，現在も生き残っれまでの研究から，数十億年前の火星は，1）表面に大ている可能性がある．可能性の高い場所の一つとして量の水（海洋 / 湖沼）が存在したこと [1]，2）一定の期間，考えられているのは地下である．地下（表面下 2～20

温暖湿潤な気候が存在したこと [2]，3）大気を保護すkm）は温度と圧力が上昇するため，液体の水が安定しる強力な磁場が存在していたこと [3]，などが明らかて存在している可能性がある [6]．また，火星大気かになり，生命の誕生に適した環境であったと考えられ

らはメタンが発見されており，季節変動が見られるこるようになってきた．2011 年に打ち上げられたマーとから，クラスレート（メタン分子が水分子に囲まれズ・サイエンス・ラボラトリー（MSL）計画のキュリ

た包接水和物）のような状態で地下にメタンが存在す

オシティローバーによっても，生命に必須な元素（炭素，る可能性が示唆されている [7]．メタンは，地球上で水素，酸素，リンなど）や，微生物のエネルギー源とはその多くが生物由来（メタン生成菌と呼ばれる微生

なる，様々な酸化還元状態の鉄や硫黄の化合物 [4]，物が生成したもの）と言われている物質である．火星

チオフェン類や芳香族などの有機化合物が見つかってでは，地下でのフィッシャー・トロプシュ反応や，隕

おり [5]，数十億年前の火星表面には生命が存在でき石などに由来する有機物の熱や紫外線による分解など，る環境があったと考えられている．

非生物的メタン生成の可能性も考えられており [8]，現在の火星は，当時の環境とは大きく異なるが，地1. 玉川大学
2. 東京薬科大学
3. 宇宙航空研究開発機構
4. 長岡技術科学大学
5. 東京工科大学
6. 横浜国立大学
7. 広島大学
8. 福岡工業大学
9. 東京工業大学
ystk@agr.tamagawa.ac.jp

その起源は不明であるが，地下にはメタン生成菌のような微生物が存在している可能性がある [9]．
一見過酷な環境に見える表面もまた，微生物が生息できる可能性がある．近年，地球上の極限環境に存在する微生物の知見が多く得られてきており，－ 20℃
でも代謝できる微生物 [10]，火星と同程度の大気圧（7hPa）
でも増殖する微生物 [11]，火星表面の放射線量（76-1mGy yr [12]）に十分耐えられる微生物 [13] など，生物

148

日本惑星科学会誌 Vol. 27, No. 3, 2018の生存限界は非常に広いことが分かってきた．火星環

ー質量分析とレーザー脱離質量分析（laser desorption

境では，表面に降り注ぐ紫外線が最も生物に与える影

mass spectrometry）を 組 み 合 わ せ た 装 置（MOMA:

響が大きいが，紫外線は数 cm 程度のレゴリスで十分

Mars Organic Molecule Analyzer）を搭載する計画でに遮蔽されるので，表面から数 cm 下であれば生存可ある [23]．Mars 2020 計画ではさらに，土を容器に入能である [14]．微生物のエネルギー源となる，還元物

れて火星上に保存し，将来のミッションで地球に持ち

2+

0

-1

質（Fe , S , S , CH4 など）も見つかっており [15]，液体

帰ることも検討している．これに対して我々は，現在の水については，地下水が継続的に湧出していることも火星に生命が生存している可能性に着目し，微生物を示唆する峡谷や，
リカリング・スロープ・リニア（RSL:細胞を検出する，蛍光顕微鏡を使った生命探査を提案

Recurring Slope Lineae）と呼ばれる，水が流れた跡のし た [14]． 探 査 装 置 を 生 命 探 査 顕 微 鏡（LDM: Life

ように見える筋状の表面構造が見つかっており [16]，Detection Microscope）と名付け，JAXA（宇宙航空研

気温が上昇する春から夏に現れ，秋から冬に消滅する

究開発機構）のワーキンググループで開発を続けていことを周期的に繰り返している．RSL は，液体の水る [24]．本論文では，LDM の開発状況を報告する．

[17]，砂などの粒子 [18] などの可能性が考えられているが，塩濃度が高ければ，凝固点が下がり，火星の低2. LDMの原理

温環境でも水は液体状態を保つことが出来るので，好塩菌のような高塩濃度環境に適応した微生物が存在しLDM は，蛍光顕微鏡を基本原理として，有機物，
特に微生物を検出できる装置である．蛍光顕微鏡は，ているかもしれない．
以上のように，現在でも火星には微生物が存在して微生物学，生化学，医学など，生物学の幅広い分野でいる可能性があるが，1970 年代に行われたバイキン

用いられている機器であり，蛍光色素で染色した試料

グ計画による生命探査では生命は見つからなかった．

に励起光を照射し，色素から発する蛍光を検出する．

バイキング着陸機は，表面土を使って光合成反応や呼様々な生体成分を検出する蛍光色素が市販されている吸活性など，代謝活動を検出する 3 つの生命探査実験

が，我々は，以下の特徴を持った色素が生命探査に適を行った．これらのうち，LR（Label Release）実験としていると考えている．（1）非生物起源を含む有機化14呼ばれる，表土試料に C で標識した有機物（栄養液）

合物を検出する．（2）膜に囲まれた有機化合物を検出を加えた実験では，大量の放射性炭素の放出が検出さする．（3）触媒反応を検出する．地球の生命は有機化

れ，添加した有機物を代謝する生物が存在する可能性

合物で構成されている．特にアミノ酸は隕石にも含まも考えられたが，熱分解ガスクロマトグラフィー質量れるほど宇宙には普遍的に存在するので，アミノ酸が分析法で，火星由来と思われる有機物が検出されなか重合したタンパク質様の有機物は火星の生命も利用しったことから，生命の存在に否定的な結論が出されたている可能性が高い．（1）の有機物検出には SYPRO[19]．しかしその後，バイキング実験結果の再検討がRed という蛍光色素を用いる
（図 1
（a）左）
．この色素は，なされ，質量分析装置の感度が低く，アタカマ砂漠な生物起源のタンパク質の他，前生物的過程で生産されど地球上の微生物密度が低い環境でも生命を検出できると考えられるプロテノイド（アミノ酸熱重合物），隕ないなどの問題点が指摘されている [20]．また，実験石などに含まれる多環芳香族炭化水素（PAH:で添加した有機物を火星の微生物が利用できるかどう

polycyclic aromatic hydrocarbon）などの非生物起源かも不明である．近年，NASA（アメリカ航空宇宙局）

有機物も検出する（図 1（b））．また，地球の生命は全て，や ESA（欧州宇宙機関）は，有機物分析装置の開発を膜に囲まれた細胞構造を基本として，外界と内部を隔進め，2020 年打ち上げ予定の Mars 2020 計画では紫外て選択的に物質交換を行っている．このような膜構造

蛍光とラマン分光法を組み合わせた装置（SHERLOC:

は地球のみならずあらゆる生命の基本構造と考えられScanning habitable environments with Raman &る．そこで，（2）では膜透過性の異なる 2 種類の蛍光

luminescence for organics & chemicals）[21]，色素を用いて膜構造を検出する．用いる蛍光色素はExoMars 2020 で は， ラ マ ン 分 光 装 置（RLS: Raman（PI）の 混 合 色 素 で あ る
SYTO24 と Propidium iodide

Laser Spectrometer）[22] や，ガスクロマトグラフィ（図 1（a）中央）．細胞膜構造が保たれている細胞（生細火星生命探査のための生命探査顕微鏡の開発／吉村 他

149

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6<3525HG

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図2： LDMの概念図．試料皿ローターには20個の試料室と染色液タンクが並んでおり，20個の試料を異なる蛍光色素で染色できる．概寸160 W×120 L×240 H（mm）， 目 標6 kg， 電 力 消 費 約30 Wで
あ る． 文 献[24]（Ⓒ 2018 by the Japan
Society for Aeronautical and Spaceより改変．
Sciences and ISTS）

6<3525HG
図1： 蛍光色素で染色された，（a）Escherichia coliおよびDNAが欠損したミニセル，（b）
PAHの蛍光画像．使用した蛍光色素はSYPRO Red，
SYTO24とPIの混合液，
CFDA-AMである．（a）で点状に見られる小さな細胞がミニセルであり，DNAがない細胞でも検出可能である．

DE

生命活動を維持するために酵素によって触媒される，多くの化学反応を行っている．最も一般的な酵素であるエステラーゼによる触媒反応を
検 出 す る 蛍 光 色 素 CFDA-AM を 用 い る（図 1（a）右）．CFDA-AM 自体は無蛍光だが，細胞内でエステラーゼによって加水分解されると緑色の蛍光を発する．これらの色素は，一般的な微図3： 粘土鉱物（モンモリロナイト）にDeinococcus radioduransの生菌および死菌を添加して，SYTO24とPIの混合色素で染色した蛍光画像．（a）SYTO24による緑色蛍光（生菌）は観察されるが，粘土鉱物にPIが吸着し死菌と鉱物を識別することができない．（b）黒色インクを添加することで鉱物由来の蛍光が吸収され，微生物の蛍光が観察可能になる．

生物細胞の他，ミニセルと呼ばれる DNA を持たない直径 1 µm 以下の微小な細胞 [19] も染色可能である．また，蛍光色素を含む染色液には，火星の低温低圧環境で用いるために，67％グリセ
ロール溶液として使用する．これにより，-30℃～30℃，火星大気圧（7 hPa）で，染色と撮像に必胞）では，親水性の PI は細胞膜を透過できないが，疎要な時間中，液体状態を保つことができる．また，過水性が高い SYTO24 は細胞膜を透過し，核酸などの塩素酸や放射線，温度耐性も十分な色素溶液を開発し有機化合物を染色する．そのため SYTO24 の緑色蛍ている．
4

光が観察される．細胞膜が壊れている死細胞では，PI

LDM の大きな特徴は，高感度（10 cells/g）と高空が細胞内に入り，SYTO24 に共に核酸が染色されるが，である．この感度は，バイキン
間分解能（1 µm/pixel）

SYTO24 の緑色蛍光を PI が吸収するため，PI によるグ着陸機で用いられた熱分解ガスクロマトグラフィー

赤色蛍光が観察される．これにより膜構造をもつ細胞

質量分析装置よりも 2 桁高く，地球の陸上環境で最もを検出できる．（3）の色素は，生命の代謝を支える酵

微生物密度の低い場所でも検出できるように設定した．

素による触媒反応を検出する．全ての地球の生物は，仮に細胞が検出されなかった場合でも，火星は，地球

150

日本惑星科学会誌 Vol. 27, No. 3, 2018
3

で最も過酷な場所よりも低い微生物密度であることがしていれば，1 mm の体積内に数～10 細胞程度検出

判明し，火星の微生物密度の上限を設定することがでされる．各画像中の焦点が合った粒子を抽出し 1 枚のきる．これは，将来の有人探査で，ヒトと火星生命が画像に統合したのち地球に送信する．また，LD とは接触するリスクを評価する際の重要な情報になる．ま別に，白色 LED 照明を搭載しており，蛍光画像だけた，1 細胞中には大腸菌で約 0.3 ng の有機物が含まれでなく，明視野画像も得ることもできる．これは，レており，これが有機物の検出限界と言える．

ゴリスやダストなどの鉱物粒子の形状を高解像度に観1 µm/pixel の分解能は，地球の原核生物のサイズ察するときに特に有効である．現在の仕様は，概寸をもとに設定した．火星生命がどのようなものかは不160 W × 120 L × 240 H（mm），目標 6 kg，電力消費約明であるが，生命が誕生してからおよそ 20 億年間は30 W，動作温度 -30 〜 30 ℃，保存温度 -40 〜 70 ℃で単細胞の原核生物だけの世界であった．火星では，海ある．MSL 計画などで使われている質量分析装置はおよび大気が最初の 10 億年ほどで多くが失われたこ

小型軽量化が難しいのに対し，LDM は軽量化できるとを考えると，現在の火星生物は，原核生物の段階でのが利点である．解析試料数を減らせば，大幅に小型あると推定できる．地球の原核生物は，細胞内器官（核，の装置も可能であり，将来の様々な火星探査計画に合ミトコンドリア等）や細胞内運搬装置を持たず，細胞

わせて仕様を変更することができる．

内での物質移動は拡散のみに依存するため，細胞直径が 1 µm より大きくなることはまずなく，ほぼ全ての4. 今後の課題

原核生物（球菌あるいは桿菌）の直径は 1 µm 以下である．また，蛍光顕微鏡はピクセル面積に反比例して検土壌などの環境試料を蛍光顕微鏡で観察する場合，出感度が悪くなるので，仮に 10 µm/pixel だと，1 µm

鉱物への色素の吸着や，鉱物の自家蛍光によって擬陽の物質に対しては，検出感度は 1 µm/pixel の 100 分の性シグナルとなる可能性がある．例えばモンモリロナ

1 に な る．ExoMars 2020 計 画 の SHERLOC や Exo-

イトのような粘土鉱物は PI を吸着し，図 3（a）のようMars 2020 計画の RLS でも有機物の映像化を行うが，に微生物と鉱物の蛍光が区別することができない．こ

解像度は 7～30 µm/pixel で，蛍光法よりも感度が低の問題に対しては，黒色インクを添加し，鉱物からのい ラ マ ン 分 光 法 に よ る 検 出 の た め， 微 生 物 細 胞（1蛍光を消光し，微生物の蛍光を検出することが可能でµm）の検出は期待できない．

あることが分かっている（図 3（b）），また，鉱物の自家蛍光と細胞の蛍光との識別は，退色速度や蛍光スペ

3. LDM装置の概要

クトルの違いを利用する予定である．鉱物の自家蛍光
は励起光を照射してもほとんど退色しないのに対し，

図 2 は LDM の概念図である．装置上部の円筒形は，色素由来の蛍光は徐々に退色する．撮像後，一定時間試料を受け取る試料皿を回転するローターである．ロ

励起光を照射し続けた後にもう一度撮像し，蛍光強度

ーターには 20 個の試料皿があり，それぞれの試料皿が減少している粒子が色素由来の蛍光と判定できる．

の隣には色素液タンクが並んでいる．ローバーのロボ

また，鉱物の蛍光は，ピーク波長や半値幅が蛍光色素

ットアームで採取された土は試料皿に入り，色素液タと異なるのでスペクトルを比較することで識別可能でンクから染色液が試料皿に流れ込んで染色する．試料ある．これらの方法を用いて，擬陽性として検出され皿の下部は石英窓になっており，対物レンズで試料をる粒子数を最小限に抑える．さらに，最初に分析する

下から観察する．光源には青色レーザーダイオード

サンプルは，表面土の試料を用いる．表面土は強い紫（LD）を使用し，LD からの励起光を，ダイクロイック

外線にさらされているため，火星由来の微生物は存在ミラー（DM）と対物レンズを通して試料皿下部に入射しないはずであるが，機器などに付着して地球から持する．生じた蛍光は，対物レンズ，DM，結像レンズち込まれた微生物や，鉱物由来の蛍光
（擬陽性）
が検出

を通り，撮像素子に結像させ撮像する．ローターを動される可能性がある．これをリファレンスとして，ノ3

かしながら約 1 mm の試料体積を走査し，静止画像
4を 200 枚撮影する．10 cells/g の密度で微生物が存在

イズレベルを設定する．試料中で検出された細胞の数が統計的に有意である場合，試料は火星由来の細胞を↑TOPへ←目次へ

火星生命探査のための生命探査顕微鏡の開発／吉村 他

151

含むと見なすことができる．
擬陽性以外の課題として，低温低圧環境下での染色参考文献

液添加機構，試料量の対応範囲の確認，試料皿の蓋開閉機構などを検討しており，実験室レベルでの試験機（ブレッドボードモデル（BBM））の製造を目指して開発を行っている．

[1] Carr, M. H. and Head, J. W., 2003, J. Geophys. Res.
Planets 108.
[2] Pollack, J. B. et al., 1987, Icarus 71, 203.
[3] Acuna, M. et al., 1999, Science 284, 790.

5. まとめ[4] Grotzinger, J. P. et al., 2014, Science 343, 1242777.
[5] Eigenbrode, J. L. et al., 2018, Science 360, 1096.

近年の探査によって，火星に現在も生きている微生物が存在する可能性が考えられるようになってきた．

[6] Oze, C. and Sharma, M., 2005, Geophys. Res. Lett. 32,
L10203.

生命探査装置として提案した LDM は，顕微鏡を使っ[7] Webster, C. R. et al., 2018, Science 360, 1093.

て有機物やレゴリスやダスト粒子を 1 µm/pixel の分[8] Oehler, D. Z. and Etiope, G., 2017, Astrobiology 17,

解能で映像化する装置である．有機物は，試料を蛍光1233.

色素で染色したのち，青色レーザーダイオードを照射[9] Atreya, S. K. et al., 2007, Planet. Space Sci. 55, 358.

して発する蛍光を検出する．SYPRO Red は，微生物[10] Rivkina, E. et al., 2000, Appl. Environ. Microbiol. 66,の 他，PAH な ど の 非 生 物 起 源 有 機 物 を 検 出 し，
SYTO24 と PI の混合色素によって膜構造を持つ微生物を，CFDA-AM によって触媒活性を有する微生物

3230.
[11] Nicholson, W. L. et al., 2013, Proc. Natl. Acad. Sci.
U.S.A. 110, 666.

を検出する．これらの微生物は生きている細胞と見な[12] Hassler, D. M. et al., 2013, Science 343, 1244797.

すことができる．レゴリスやダスト粒子は白色 LED[13] Cox, M. M. and Battista, J. R., 2005, Nat. Rev.

を使った明視野照明で映像化する．微生物の検出感度
4は，10 cells/g であり，地球上で最も微生物密度の低Microbiol. 3, 882.
[14] Yamagishi, A. et al., 2010, Biol. Sci. Space 24, 67.

い土でも検出可能である．日本では，火星の衛星フォ[15] Cockell, C. S., 2014, Astrobiology 14, 182.

ボスとダイモスの観測とサンプル採取を行う，火星衛[16] McEwen, A. S. et al., 2014, Nat. Geosci. 7, 53.

星 探 査 計 画（MMX: Martian Moons eXoploration）が[17] Ojha, L. et al., 2015, Nat. Geosci. 8, 829.

進められており，火星本体への着陸計画は検討段階で[18] Dundas, C. M. et al., 2017, Nat. Geosci. 10, 903.

あるが，軽量かつ生命の形態を映像化できる LDM は，[19] Klein, H. P., 1977, J. Geophys. Res. 82, 4677.

火星だけでなく，エンケラドスや金星など，他の天体[20] Navarro-Gonzalez, R. et al., 2006, Proc. Natl. Acad.

での生命探査にも有効であると考え，今後行われるでSci. U.S.A. 103, 16089.

あろう，国内外での生命探査計画に搭載することを目[21] Beegle, L. et al., 2015, IEEE Aerospace Conference, 1.

指して開発を進めている．

[22] Edwards, H. G. et al., 2013, Astrobiology 13, 543.
[23] Vago, J. L. et al., 2017, Astrobiology 17, 471.

謝 辞[24] Yamagishi, A. et al., 2018, Trans. JSASS, Aerospace
Technology Japan 16, 299.

LDM の開発は，JAXA の生命探査ワーキンググル
ープで，平成 29 年度および平成 30 年度宇宙理学委員会戦略的基礎開発予算，平成 30 年度自然科学研究機
構アストロバイオロジーセンタープロジェクト（課題番号：AB301019）の助成を受けて行っている．

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152

日本惑星科学会誌 Vol. 27, No. 3, 2018

特集「火星圏のサイエンス」

地形変化から見る現在の火星の地質現象と将来の火星探査の展望逸見 良道 ，宮本 英昭 ，Reid Parsons
1

1,2

1

2018年6月29日受領，査読を経て2018年7月31日受理．

（要旨）火星の表面進化史の理解に重要となる地質区分のうち，アマゾニアンは約 30 億年前から現在までに相当する．しかし，現在の地質現象はアマゾニアンに分類されない地域でも活発に起こっている．現在の火星の活動度を理解するには，まずこうした個々の現象の詳細を理解することが重要である．そこで本稿では，
火星周回機によって近年観測された現在の表面変化を概観する．さらに現在の帯水層やメタンの放出に関与する可能性がある地形的特徴を検討し今後の火星探査ミッションの展望を概観する．

1. これまでの火星の地質学

ヘスペリアンでも引き続き火山活動と表層水の影響が大きく，大規模な溶岩平原，アウトフローチャネル，

バイキング計画以降の火星周回機が，火星表面全体

峡谷が形成した．北部低地の大部分と南部高地の一部について 1 画素あたり数十～数百 m のリモートセンシの火山地域と衝突盆地の底がヘスペリアンに対応する．

ングデータを得たことで，全球的な地質マッピングがこうした時代に対し，アマゾニアンでは火山活動は可能になった．火星表面はクレーター年代学と層序関火山地帯の局所的な地域に限られ，テクトニクスや天係に基づき地域ごとに表面更新の時系列が整理され，

体衝突の頻度，表層水の活動度は時間とともに著しく

古 い 順 に ノ ア キ ア ン（Noachian）， ヘ ス ペ リ ア ン

低下し，地形変化の規模は極めて小さくなったと考え（Hesperian），アマゾニアン（Amazonian）と分類されられた．

た（e.g. [1]）．特にクレーター年代学に関しては，各地

図 1 に米国地質調査所（USGS）が作成した最新の地質ユニットの表面に残された直径 16 km，5 km，2，

質図 [2] のうち，アマゾニアンとして分類された地域

1，0.5 km でのクレーター数密度の累積サイズ頻度分を示した．特に最も新しいアマゾニアン後期（約 3 億布とクレーター年代関数との比較 [2] から，ノアキア年前～現在）に分類される地域は，
南北極冠のみである．

ン－ヘスペリアン境界は約 37 億年前，ヘスペリアン

その一方で，高い時間分解能・空間分解能をもつ近－アマゾニアン境界は約 33 － 29 億年前に相当すると

年の火星周回機の観測データの増大に伴い，現在の火考えられている．

星表面で生じる多様な地質現象の詳細が明らかになり

ノアキアンでは，温暖湿潤な気候による表層水・地つつある．アマゾニアンは定義の上では現在を含む一下水と活発な火山活動・熱水活動の環境条件の下，天方で，現在の地質現象の観測地点を地図上にプロット

体衝突による巨大盆地，巨大火山帯であるターシス山

すると，アマゾニアンに分類された地域とは必ずしも群（Tharsis Montes）や オ リ ン ポ ス 山（Olympus

一致しない
（図 1）
．これは，数 km に満たない範囲でMons）一帯の大部分，バレーネットワークが生じた．

発生する地形変化が，地質区分に用いられる直径数

ノアキアンに形成した表面の大部分は現在の南部高地

km 以上のクレーター数に影響を与えないことに起因に残されている．

しており，これまで使用されてきた地質区分が「表面年代」ではなく，どちらかというと地殻あるいは上部

1. 東京大学総合研究博物館
2. 東京大学大学院工学系研究科
hemmi@seed.um.u-tokyo.ac.jp

地殻の形成年代に相当することを表している．
このような背景を考慮すると，現在の地質現象を理

地形変化から見る現在の火星の地質現象と将来の火星探査の展望／逸見 他

153

解するには従来の巨視的な表層進化史とは異なる時間
軸や空間スケールでの見方を必要とする．また，現在

2. 大規模な表面変化

でも活動度の高い領域は，将来の火星探査ミッションにおいても重要度の高い探査対象となる．
そこで本稿では，現在の火星表面の地質現象の詳細（地形的特徴，発生地域，生成プロセスなど）を概説し，アマゾニアン以前には無視できるほど小規模だった地質現象が現在の表面では地形変化の主因であることを明らかにする．
次に，近年観測された季節変動する大気メタンがど規模という点で現在の表面変化で突出するのは，アマゾニアン後期の地域に分類された，季節により変化
する南極冠表面と砂丘地帯である．

2.1

南極冠

火星の南極冠は下位から順に，H2O 氷とダストを主体とする層状堆積物（直径約 1000 km，厚さ数 km），のようなプロセスを経て発生しているのか，また帯水（その下は H2O 氷）
残留極冠（幅約 400
CO2 氷に覆われた層がどのような形で地下に現存しうるかというテーマ

km，厚さ 5-10 m）で構成される．さらに南極冠は毎に対して，特定の地形や現在の表面変化との関係性に

年冬に CO2 の霜でできた季節性極冠（最大直径約 5000

ついて筆者らが行った予備的研究の結果を踏まえながkm，厚さ数 m 以下）に覆われる [3]．

ら検討する．

季節性極冠は，CO2 の昇華によって，南半球の秋か

最後に，今後の火星探査計画ではどのような地質現ら春にかけて南極冠の表面に生じ，夏季になると後退象の観測が期待されるか概説する．なお，ダスト・デ（消失）する（消失しきらなかった部分が残留極冠となビルと呼ばれる塵旋風が通過した跡や，表面ダスト粒る）という現象を 1 火星年ごとに繰り返す．そのため，子が風で飛ばされて生じるウィンド・ストリークのよ

残留極冠や季節性極冠の表面では，不規則形状の地形

うな表面変化は，地下深部との相互作用や地形変化へ的変化が観察される．

の寄与が比較的乏しいため本稿では扱わない．

残留極冠に生じる虫食い状の凹地（その形態から「ス

1

図1： 現在生じている地質現象の観測された地点およびアマゾニアンに分類された地域と代表的な地名 ．背景画像は火星全球のマーズ・グローバル・サーベイヤーのレーザー高度計MOLAの標高図に基づく陰影起伏図．カラーの図は電子版を参照されたい．Courtesy USGS Astrogeology Science Center, http://astrogeology.usgs.gov
注1：筆者らは昨年度，大学院講義にてIAU Gazetteer of Planetary Nomenclatureに掲載されている火星の各地名に対応する日本語表記の一覧を独自に作成した．本稿の本文中・図中ではそれらを使用して記載している．なお，各地形（Feature Types）は元来の定義や代表的な産状を反映させるため，Chasmaは「大峡谷」，Mensaeは「台地群」，Mons「山（山群）」，Planitiaは「平原」，Planumは「高原」，Terraは「高地」，Vallesは「大峡谷」と訳した．固有名（Montes）は詞については，欧米の出身者が大半を占める火星研究者コミュニティの間で最も頻繁に発話される発音に近い形でカタカナ表記した．

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日本惑星科学会誌 Vol. 27, No. 3, 2018

地やカルデラの底といった地形的に周囲より低い地域に点在する傾向がある．地球上で見られる砂砂漠の見かけと類似した形状（バルハン，星型，長細いもの等を含む）を持つ．構成粒子は石英粒子でなく玄武岩質の母岩が風化した暗色の粒子と考えられている．
砂丘地帯は全体が移動しており，例えばニリ・パテ
ラ（Nili Patera; シルティス・メイジャー高原の火山カルデラ）の底に分布する砂丘一帯の移動速度から推測される砂のフラックスは，地球上の南極ビクトリア谷の砂丘地帯と同程度である [7]．これは大気圧がわず（地球大気の約 150 分の 1）とはいえ，大か 4.0-8.7 hPa
気と表面の相互作用が活発なことを示しており，ダス
ト・ストームやダスト・デビルといった全球的に生じるダスト粒子の頻繁な巻き上げ現象からも推察できる．
図2： 大規模に変化する表面を撮像したHiRISE画像．
（a）一部昇華した南極冠（0.94° W，85.84° S），（b）スパイ
ダー（127.42° E，87.01° S），（c）オリンピア砂丘（116.03°
E，79.94° N），（d）ダーク・デューン・スポット（179.32° E，71.97° S）．画像提供：NASA/JPL/University of Arizona．

ただし，火星表面でもダストの被覆量が多い地域と砂丘地帯は必ずしも一致しない．
北極冠を取り囲むように分布する砂丘地帯はオリン
ピア砂丘（Olympia Undae ; 図 2c）と呼ばれ，分光観測から石こう（gypsum）が検出された [9]．北極冠あるいは基盤岩から流れ出た硫酸を含む融水が表面水あるい

イス・チーズ」（Swiss cheese）とも表現される）が時は地下水としてこの地域に流入・沈殿し，西向き（時間とともに個々の窪地が広がり互いにつながってゆく計回り）の卓越風により風食し風下方向に向かって濃（図 2a）[4]．これは昇華に伴う体積の減少で説明される． 度が減少するように堆積したと考えられている．しか
季節性極冠の表面に生じる特徴として，樹枝状の亀裂からの暗い物質の放出現象である「スパイダー」（蜘蛛状の形状から英語では spider あるいは araneiform

し，現在までこの一帯にだけ砂丘が留まり続けている
理由はわかっていない．
緯度 60 度以上の高緯度域の砂丘では，代表的な表と表現する）も知られる（図 2b）[5]．図 1 にスパイダー

面変化としてダーク・デューン・スポット（dark duneの最新の分布データを示した [6]．これは透明な氷のspot）が見られる（図 2d）．秋から冬にかけて砂丘全体層を透過した太陽光が地下の CO2 氷を昇華し圧力上昇（季節性極冠）に覆われ白くなるが，これがが CO2 の霜を経て上面を突破してジェットとして噴出する現象に春になり昇華すると幅数 m ～数十 m の暗い斑点模様

よって生じたと解釈される．いずれにしても，極冠はが砂丘の峰や谷に発生する．これは，先述のスパイダ

地形変化が数千 km の範囲で見られるものの，せいぜーと同様のプロセスで形成されたと考えられている．

い深さ数 m でドライアイスが太陽光輻射を受けて相砂丘の斜面では粒子流を引き起こし後述のデューン・変化することで生じている現象と考えられている．

ガリーに類似する地形を形成する [10]．

2.2

砂丘地帯

3. 斜面上での変化

火星には大小さまざまな規模の砂丘が存在するが，ここでは USGS の火星全球砂丘データベース [6] に基火星の表面には衝突クレーターや火山，丘，風成地

づき，個々の砂丘が集まり砂丘地帯となった面積 1形，谷などが存在し，それにともない大小さまざまな

2

km 以上の大規模な砂丘地帯（図 1）を紹介する．砂丘

斜面が無数に存在する．そうした斜面上では，火星周地帯の分布は，北極冠の周囲に発達するものが目立つ

回機が取得した高解像度画像から現在も新たに生じてが，高緯度域から赤道域においても，局所的に衝突盆いる表面変化が確認されている．ここでは特によく知地形変化から見る現在の火星の地質現象と将来の火星探査の展望／逸見 他

155られたスロープ・ストリーク，RSL，ガリーの特徴を
詳説する．

3.1

スロープ・ストリーク

スロープ・ストリークあるいはダーク・スロープ・
ストリーク（（dark）slope streak）
は，幅数十 m ～数百
m，長さ数百 m ～数十 km に及ぶ，周囲よりも暗い筋状の特徴である（図 3a）[11]．同様の形状で周囲より明るいものも一部存在し，ブライト・スロープ・ストリーク（bright slope streak）と区別することもある．バ
イキング探査機の観測によりその存在は知られていた
ものの，現在も発生していることはマーズ・グローバ
ル・サーベイヤー探査機の高解像度カメラ MOC による観測で判明した．
斜面上の微地形の影響を受けて屈曲・分岐・合流しながら，重力方向に流れ下る形状を持ち，発生地点は数 m 以内に収まるほど極端に小さい．発生以降は形状を変えないが，時間の経過とともに暗い色が薄まり

図3： 斜面上の変化を撮像したHiRISE画像．（a）スロープ・スト
リーク（17.96° E，5.8° S），（b）RSL（9.54° E，45.95° S），（c）ガリー（37.27° W，36.49° S），（d）デューン・ガリー（20.13° E，46.73° S）．画像提供：NASA/JPL/Universityof Arizona．

周囲の色に近づく．
形成プロセスとして現在有力視される乾燥粒子流モデル（dry granular flow）では，一定量以上に堆積したダストが表層数 m 以内の層理面で閾値を超えてダス

3.2

RSL

トなだれ（dust avalanche）として流れ去り，地下の新Recurring Slope Lineae（RSL）は，斜面上で季節ご

鮮な暗い面を露出するマス・ムーブメントと考えられとに変化する，線状に暗くなる特徴（幅数 m，長さ数た．

百 m 程度）である（図 3b）．最高解像度 25 cm/pixel の一方で，高々数度の傾斜角しかない斜面でも生じる

マ ー ズ・ リ コ ネ ッ サ ン ス・ オ ー ビ タ ー（MRO）のスロープ・ストリークを粒子流のみで説明するのは困HiRISE カメラで撮像された複数の高解像度写真を比難であるため [12]，液体の水が関与する可能性も排除

較することによって初めて発見された [16]．

できない．そこで提案された「湿った」流体モデルの春から夏にかけて長さが時間とともに斜面下方向にうち代表的なものでは，斜面表層下の塩化物（水和塩）

徐々に伸びるように成長し，秋から冬にかけては逆ににより大気中の水分が融解して塩水となり，斜面を不徐々に後退してゆく（先端側から消失する）というパタ安定化させて流動を引き起こすと解釈された [13]．

ーンを毎火星年に同一地点で繰り返す．スロープ・ス

類似の現象は地球の南極大陸で観測されている．ス

トリークと異なり，1 火星年の間に形状を変えるだけ

ロープ・ストリークの全球的な分布 [14]（図 1）についでなく，個々の線状の地形が分岐や合流を繰り返す特ては，ダストの被覆量が多いターシス（Tharsis）地域

徴が見られる．

やエリジウム（Elysium）地域，アレイビア高地（Arabia
Terra）に集中する一方で，こうした地域は水蒸気圧

2 火星年以上の複数回の観測によって，長さの漸増，同一地点での複数年の発生，冬季の消失という 3 つのの高い地域ともよく一致するため [15]，どちらの仮説

条 件 を 満 た す も の は， 特 に コ ン フ ァ ー ム ド RSL（あるいは両方の組み合わせによる可能性）もいまだに（confirmed RSL）として判別され，これまでに南部高有力である．

地の南緯 30-60 度の範囲，赤道域のマリネレス大峡谷やアレイビア平原（Arabia Terra），（Valles Marineris）
北部低地のアセデリア平原（Acidalia Planitia）に位置

156

日本惑星科学会誌 Vol. 27, No. 3, 2018

する，衝突クレーターの内壁や中央丘，および谷をなリーが増加する傾向にある [24]．

す側面の崖や底面の残丘において確認された [17]．図これまで南半球では南緯 30 度よりも高緯度域で小1 に示したのは，これまでに報告された（コンファー

規模な表面ラフネスが減少し，これは厚さ数メートルムド）RSL および RSL の条件を 1 つでも満たす類似のの水氷主体の堆積物で高緯度域が覆われることが原因

地形が発見された地点である．

と考えられてきたが [25]，これはガリーの数が南緯 30

高解像度の分光観測による RSL 発生箇所で水和塩

度から増加する傾向とも調和的である．

（特に過塩素酸塩・塩素酸塩・塩化物の水和物）が発見

地球のガリーと同様に火星表面でも液体の水が関与され [18]，凝固点効果により一時的に液体になった塩した土石流として，特に地下水（塩水を含む）の帯水層

水が斜面を流れ下ったと解釈された．

からの湧水，地軸傾斜角が大きい時期の雪解け水や地

さらに，火星大気圧下で水氷から融解した水を砂で下氷の融解が起源に挙げられたが，現在の気候条件でできた傾斜面に浸透させる室内実験では，沸騰した水

は液体の水が持続的に存在することは難しい．そこでが表面の砂粒子を吹き飛ばしながら前進する現象が確

風成堆積物の乾燥粒子流や液体の CO2 に駆動される流認された [19]．水和塩の潮解によって土壌の反射率のれ等の水の関与しない説も提唱されてきた．

低さを再現した実験結果 [20] とともに，液体の水の影
響が有力視されている．

高い時間・空間分解能のリモートセンシングデータが充実してきた昨今，ガリーのチャネル内に CO2 の霜

その一方，高解像度数値標高モデルの解析から RSLが発生する様子が観測された．熱力学に基づく数値計

末端部の勾配が乾燥した粒子流によってできた安息角算から冬季に大気中から凝縮される CO2 氷がレゴリスと調和的という研究が昨年発表された [21]．

の表面を覆うだけでなくレゴリス内の間隙を満たし，一部の地域の RSL については THEMIS 表面温度データの解析結果が水の関与が非常に小さいことを示し昇華する際に CO2 ガスと土壌が混合して土石流が生じるという説も提案された [26]．

ており [22]，完全に乾燥した環境での形成も排除しき

上記とは異なる特徴を持つガリーとして分類されたれない．また，発見地域の地質学的産状が大きく異なのが，砂丘の峰から風下斜面に分布するもので [27]，

るため RSL の生成プロセスが地域ごとに異なる可能

特にデューン・ガリー（dune gully）と呼ばれる（図 3d）．

性すらある．

デューン・ガリーは幅数 m 程度で小規模なアルコー

3.3

ガリー

ヴに対して，リムを持ったチャネルが数百 m ～数 kmと直線状あるいは屈曲を繰り返しながら延びる [28]．

ガリーは，幅数 m ～数百 m，長さ 100 m ～数 km，末端部では明瞭なエプロンを持たない代わりに，ガリ

深さ数十 m 未満の削剥された小規模な谷地形である

ー先端から数 m ほど離れた地点に数 m 大の複数の穴（図 3c）．ガリーは次の 3 つの要素で構成される [23]．

（ターミナルピット ; terminal pit と呼ばれる）を伴う（1）削剥の起点となった崖上部でシャープな輪郭を持ことが多い．

つ峰に挟まれた「アルコーヴ」（alcove），（2）削剥され通常のガリーと同様に土壌中の CO2 昇華により土石た物質を運搬する「チャネル」（channel），（3）崖下部流が生じると考えられた．低温低圧環境の下で砂で覆に運搬された物質が堆積し緩斜面になった「エプロン」

われた表面にドライアイスを放置する近年の実験では，（apron）．エプロンの形状からガリーの大半は単独のドライアイスが土壌内にもぐり込み，昇華に伴いリム

イベントではなく多数の堆積イベントによって現在みを持つチャネル状の構造ができるだけでなくターミナられる地形を形成したと考えられる．高解像度カメラ

ルピットに類似する穴を生じる現象が確認されている画像の比較から，特にエプロン部において明るい物質[29]．そのため，
ドライアイスの関与が有力視されるが，が現在も近年新たに堆積する様子が報告されている．

実スケールで砂丘内部で数百 m 大のガリーと数 m 大

図 1 に示すように，ガリーの多くは南北両半球の緯のターミナルピットが生じうるのか，詳細な形成過程

度 30-60 度の範囲に位置するクレーター内の壁面や中央丘に見られ，南半球の方が北半球に比べて発見数が多く，緯度が高くなるにつれて赤道向きに流下するガは今のところわかっていない．

地形変化から見る現在の火星の地質現象と将来の火星探査の展望／逸見 他

図4： 衝突クレーター（拡大図）によって新たに生じたスロープ・
ストリークを撮像したHiRISE画像（14.77° E，11.81° N）．
画像提供：NASA/JPL/University of Arizona．

157

図5： エリジウム平原（Elysium Planitia）にてリッジに沿って新しく生じた暗い斑点（矢印の地点）．aとb（158.94° E，4.44°N），cとd（149.56° E，5.23° N）がそれぞれ同じ場所での形 成 前 後 のCTX画 像． 画 像 提 供：NASA/JPL-Caltech/
MSSS．

組の画像ペアの解析を行った．
72

北半球の低緯度領域（総面積 1.0 × 10 km ; 火星全体

4. 地下物質の放出の 7.06 % に相当）について調査し，計 477 個の新たに天体衝突は小規模ながら現在の火星表面で生じてお生じた暗い点を判別した．そこから推定した生成率はり，衝突によって生じるクレーターや放出物，衝突が1.3 × 10 /km /yr で，過去の推定値よりも 1 桁大きい

もたらす衝撃や熱に誘発する地質現象（例 : 衝突による値が得られた．

スロープ・ストリークの発生 ; 図 4）は現在の表面を変-52過去の推定よりも調査面積が 1 桁小さく，画像の撮像期間や対象地域の違いから先行研究と単純に比較す化させる [30]．
現在の衝突クレーターは直径数 m 程度であったとることは難しいが，過去の推定よりも多くの衝突が少しても放出物は直径数十～数百 m の範囲に広がるたなくともある領域では生じているという解釈が成り立め，MRO CTX カメラ画像（5～6 m/pixel）では大きさつデータが得られた．

数ピクセル以上の暗い斑点模様として観測できる．

その一方で，天体衝突とは全く異なり，こうした現2006 年から 2012 年までに同一地点を複数回観測した

象のいくつかは火星の地下の活動度に起因する可能性

CTX 画像を比較することで現在の衝突頻度が 1.65×も捨てきれない．具体的には，現在でも温度勾配が局-62

10 /km /yr と推定された [31]．これは理論計算に基
-8

-6

2

所的に高い領域が存在することで，地下の氷や揮発性づく衝突フラックスの値（10 － 10 /km /yr）[32] と調物質が短期間に表面に噴出し同様の陥没地形や放出物和的であった．

を形成するというものだ．言い換えれば低緯度域でもしかし，筆者らは衝突以外の現象（たとえば揮発性物質の放出）によっても表面に同様の暗い模様が生じスパイダーやダーク・デューン・スポットと同様の現象が起きうるともいえる．

うるという仮説を立て [33]，のべ 3 万人以上の市民と予察的な画像解析ではリッジのような構造地形に沿20 名以上のボランティア，4 名の研究者の協力のもと，って生じているものも見つかった（図 5）．引き続き対2017 年までに撮像された CTX 画像を使用し，計 3,549

象領域・観測期間を広げ，より正確な統計データを得158

日本惑星科学会誌 Vol. 27, No. 3, 2018

るとともに，高解像度画像を用いた詳細な解析により衝突クレーター以外の成因がありえないか，今後慎重に検討する必要がある．

5. 地下に帯水層は現存するか？
前節までで，現在の火星表面の地質現象が理解されつつあり，液体の水の関与の可能性は排除されていないことを示した．本節では過去の水（氷）の挙動がどうに考えられてきたのか，現在の地下や表面の地形とどう関連しうるのかを整理する．
現在火星表面に露出する水氷の大部分は極冠として存在する．Clifford は地殻表層が氷で飽和状態にあるのに対して，深部では氷が地熱によって溶融し帯水層として全球水循環に関わると提唱した [34]．地下水が赤道域に向かって流動し，赤道域では上昇して一部が表面に現れ気化して大気中へ移動し最終的には極冠と

図6： プ ロ ト ニ ル ス 台 地 群（Protonilus Mensae）に み ら れ る 典
型的なGLFのCTX画像（50.53° E，42.23° N）．画像提供：
NASA/JPL-Caltech/MSSS．

して固定されるという説である．
マーズ・エクスプレスの地中レーダー MARSIS（周るとも言われる [38]．こうした地域的な変動は火星レ

波 数 帯 は 1.3-2.3 MHz，2.5-3.5 MHz，3.5-4.5 MHz，

ゴリス，特に低い透気係数で断熱材の役割を果たす未

4.5-5.5 MHz の 4 バンド，自由空間での深さ方向の分固結のダスト堆積物で覆われた地域では，永久凍土が解能は約 150 m，地上でのフットプリントの大きさは溶融する深さを推定するのに重要といえよう．

アクロストラック方向に 10 － 20 km，アロングトラ

最近両半球の高緯度域（約 55 度付近）の露頭に，水ック方向に 5 － 10 km）は，2017 年まで地下深部に帯氷が大量に含まれる画像を HiRISE カメラが撮像した水層の反射面を検出できていなかった．

と報告された [39]．これは大量の氷が火星の地下に貯これは少なくとも地下 400 m の範囲には地下水面が留している可能性を示唆し，これが地下深部において存在しない可能性，あるいは存在する場合でも空間分溶融したり，地軸傾斜角が現在と異なる時期に溶融す

解能以下のサイズである可能性を示す一方，深さ約ることで地形変化を引き起こす可能性がある．

300m 以深でシグナルが減衰している可能性があり，中緯度域では，地下氷の厚い堆積物（厚さ～700m）

より深部での地下水面の存在は否定できないと考えらが薄いレゴリス層（厚さ 10m 未満）に覆われてできた，れてきた [35]．

過去の氷河流動の痕跡とされる地形が多数みられる．

そして，2018 年 7 月，MARSIS 観測データの解析に，Lobate Debris Aprons
Viscous Flow Feature（VFF）

よって，南極冠（193° E，81° S）の層状堆積物（深さ 1.5（LDA），Lineated Valley Fill（LVF）などと分類されkm）の直下に周囲よりも極めて明るい反射面（幅 20たが，ここでは [40] にならい総称して GLF（Glacier-likekm）が存在し，液体の水と調和的である（比誘電率Forms）とする（図 6）．

>15）と初めて報告された [36]．今後別の地域についても同様の報告が続く可能性がある．

図 1 に GLF の分布 [40] を示すと，北半球ではデュテ，プロトニルロニルス台地群（Deuteronilus Mensae）

数値モデルからは，火星の地殻熱流量に関して約，南半球ではヘラス平
ス台地群（Protonilus Mensae）

2

原（Hellas Planitia）の東側に集中して見られた．70 年

44 億年前の 60 － 70 mW/m から現在の 10 － 20 mW/
2m に減少したと考えられる [37]．しかしより最近の研代のバイキング探査機画像から LDA は水氷でできた

究では，地殻の厚さの変動とマントルの熱フラックスと考えられ，MRO のレーダーサウンダー SHARADの変動によって現在の熱フラックスには地域差が生じによる観測では，最大の LDA がほぼ純粋な氷ででき地形変化から見る現在の火星の地質現象と将来の火星探査の展望／逸見 他

159ているとわかったが [41]，水の純度や厚さについては不明である．
現在の気候条件下で氷が不安定であるため，過去に地軸傾斜角の変化によって大量の氷が極域から中緯度域に再配置されたと考えられている．この氷堆積物表
面のクレーター数密度から，氷の再堆積が起こったのはアマゾニアンの後半ごろ（約 3 億年前）と考えられるが，この堆積物が周期的に生じた可能性もある．
降雪の量や時期に制約を与えるため，氷の蓄積と流れに関する数値シミュレーションが GLF に適用されたが [42]，統一的な結果は得られておらず，降雪量や岩屑物の変位量が地域的に変動するせいで，ごく限られた地域のみから地軸の変動史を制約するのは困難である．
以上のように，現在火星の地下に帯水層が存在する
か否かは多角的な面から検討され，最新の観測データ
やモデル計算から少なくとも地下水の存在を否定する
結果は出ていない．特に中緯度から高緯度域に見つかった地下氷が溶融することで生じた地形は，地下水の供給源と関連が深い可能性がある．

6. メタンの放出源はどこなのか？

図7： メラス大峡谷（Melas Chasma）の丘状の地形（69.41° W，11.52° S）のHiRISE画像と対応する数値地形モデルから抽出した2次元地形断面．頂上のくぼ地，直径約500―1000 m，
高さ約50―150 mという特徴は地球の泥火山と調和的である．画像提供：NASA/JPL/University of Arizona．

前節では地下の液体の水や氷の挙動が現在も表面地るだけでなく，メタンの貯留や分解についてまだ知ら

形の変化に影響を及ぼす可能性を述べた．本節では，れていないプロセスが存在する可能性がある．あるい

揮発性物質の放出などの形で現在の地形変化に寄与すは濃度が急上昇した期間に，メタンの噴出がキュリオる可能性がある揮発性物質の中でも特に重要視される

シティ探査車の近傍で連続して起こったことで噴出が大気メタンについて筆者らの予察的観察とともにこれ停止して拡散する前に検出できたのかもしれない．

までの研究を概説する．
メタンは現在の火星大気中では比較的短命と考えら

全球的には Mumma らの 2003 年のメタン濃度の観測 [46] では，夏に最大 45 ppbv 程度のメタンの濃集域れていて，供給されることがなければせいぜい約 300が赤道付近で検出された．これはサバヤ高地（Terra年，場合によってはわずか 200 日間から数時間で分解

Sabaea），ニリ・フォッサ
（Nili Fossae），シルティス・されるといわれている [43]．

メイジャー高原（Syrtis Major Planum）の各地域にメ

これまで火星大気中のメタンの検出は複数の火星周タン源が存在する可能性を示唆している．しかし，こ回機・探査車の機器を用いた観測および地上観測にようした地上観測のデータに対しては地球大気のメタンり報告された．特にキュリオシティ探査車は試料分析の吸収が影響するとも反論されている [47]．

装置 SAM（Sample Analysis at Mars）を用いてメタメタンの発生プロセスとしては有機物の紫外線によンのその場観測を行い，2015 年の約 1 か月間に～7.2

る分解や岩石の熱水変成が考えられるが，生じたメタ

ppbv [44]（2014 年 3 月から 2017 年 5 月のバックグラウ

ンはクラスレート（メタンハイドレート）
として地下のンドレベルが平均して 0.41 ppbv [45]）という，短期間

永久凍土層に貯留し，ここから現在もメタンが表面へのメタン濃度の急上昇が観測された．

と漏れ出ている可能性がある．しかし，メタンが火星

これは単にメタンの大気中への急速な放出を示唆す

地殻中のメタン生成菌によって生じた可能性も排除で

160

日本惑星科学会誌 Vol. 27, No. 3, 2018

きない．
メタン放出に伴う地形的特徴の探索も続いているが，今のところ決定的なものはなく，いくつかメタンガスの抜け穴（地球上では macroseepage や microseepageと呼ばれる）に類似する特徴が報告されている [43]．
また地球上のメタンガスの放出源として知られる泥火山（地下深部の細粒物質・液体の水・ガスの混合流
体が過剰圧力を受けて噴出し堆積してできる山体）に類似する直径数十 m ～数 km の山体が火星の各地で多数報告されてきた [48]．
もしこうした地形からメタン放出に伴い形成されたとすると，その地下に貯留したメタンが今も地下から
地上の噴出口へ直結する経路を通して放出を続けている可能性すらあるため [49]，地下深部の物質のサンプ
リングの容易さも考慮すると，将来の重要な探査対象になる．
実際，筆者らは将来の探査候補地点として，マリネ
レ ス 大 峡 谷（Valles Marineris）内 側 の メ ラ ス 大 峡 谷

図8： エリジウム平原（Elysium Planitia）の斜面に近年生じた暗い表面（矢印の地点）のCTX画像（163.17° E，14.85° N）．左が変化前，右が変化後．画像提供：NASA/JPL-Caltech/
MSSS．

（Melas Chasma）東部を提案してきた [33]．メラス大
峡谷では，RSL，泥火山状の丘（図 7），地すべり堆積物， 火星周回機トレース・ガス・オービター（TGO）は，
水和した硫酸塩鉱物が全て観測できるため，各地形が軌道の調整期間を経て 2018 年 5 月から本格的に観測を相互にどのように関係するのかについて，より詳細な開始した．TGO によってメタン放出イベントの時間・調査を現在進めている．

場所・濃度を高い分解能で観測できる．これにより火星表面のメタン放出の発生源や発生プロセスをより制

7. 火星探査の展望とまとめ約できると期待される．
また，2018 年 5 月に打ち上げられた火星着陸機イン

ここまでで列挙した現在の表面変化が地下物質の相サ イ ト は 2018 年 11 月 末 に エ リ ジ ウ ム 平 原（Elysium

変化や移動を反映している可能性を示唆している．現

Planitia）に着陸し（図 1），内部構造や地殻熱流量，火在活動中の火星探査機と将来の火星探査機は，こうし震を計測する予定である．筆者らの予備的な観測では，た地質現象に対して，高い分解能（時間・空間・波長）

エリジウム平原に存在する斜面上にて，近年アルベドで周回軌道上から観測したり，対象地形に接近しそのが極端に低くなる現象が CTX 画像の比較により確認

場観測を行う絶好の機会を迎える．

された
（図 8）
．

に着
2012 年 8 月にゲール・クレーター（Gale crater）

こうした特徴は一般的には砂丘を構成する暗い粒子

陸したキュリオシティは，現在クレーター中央丘の斜の堆積として認識されてきた．しかし，なぜ周辺域一面を登りながら南下しているが，その予定進路には帯にではなく斜面上にのみ集中するのか説明がつかな

HiRISE 画像の観測から RSL が報告されている [50]．

い．近傍には過去のスコリア丘あるいはルートレス・

これまで探査車や着陸機による RSL のその場観測のコーン（溶岩流と水の接触による爆発で生じる小丘）と例はないため，RSL に接近し高解像度の画像やレーザ

類似する地形も観察できたため，局所的な温度勾配にー光を照射する化学分析カメラなどでの観測により液よる液体の水の滲出と解釈することも可能である．イ

体の水の関与について制約を与えるような結果が期待

ンサイトによってこうした地質活動が観測されることされる．

が期待される．

2016 年 10 月に火星に到着したエクソマーズ計画のまた，筆者らはアレイビア平原でも同様の現象を確地形変化から見る現在の火星の地質現象と将来の火星探査の展望／逸見 他

認しているため，このような地形変化が全球規模でどのような地域に分布するのか，また他の地形変化とど

https://astrogeology.usgs.gov/geology/mars-dunes/themars-global-digital-dune-database

う関連するのか，あるいは単なる表面ラフネスの変化[8] Bridges, N. T. et al., 2012, Nature 485, 339.

で説明可能かを今後の研究課題として検討している．

[9] Langevin, Y. et al., 2005, Science 307, 1584.

最後に，現在の地質現象の発生地点を特定するには，

161[10] Hansen, C. J. et al., 2011, Science 331, 575.

周回機によって 2 回以上（可能であれば複数年にわた[11] Sullivan, R. et al., 2001, J. Geophys. Res. 106, 23607.

り複数の季節で）同じ地点を観測するデータが必要で[12] Miyamoto, H. et al., 2004, J. Geophys. Res. 109,

ある．加えて数十 m スケールの地形解析においては高い空間解像度をもつ画像や高解像度ステレオペア画像に基づく超高解像度（1 画素あたり最高で 1 m）の数
値標高モデルが必要である [51]．

E06008.
[13] Kreslavsky, M. A. and Head, J. W., 2009, Icarus 201,517.
[14] Schorghofer, N., 2007, Icarus 191, 132.

そのうえ，こうした地形変化の判別には，画像解析・[15] Bhardwaj, A. et al., 2017, Sci. Rep. 7, 7074.

惑星地質学・野外調査のエキスパートによる肉眼での[16] McEwen, A. S. et al., 2011, Science 333, 740.

徹底的な観察が欠かせない [52]．実際，RSL が報告さ[17] Stillman, D. E. et al., 2017, Icarus 285, 195.

れたのは HiRISE カメラの観測が開始されてから約 5[18] Ojha, L. et al., 2015, Nat. Geosci. 8, 829.

年が経過した時期であった．

[19] Massé, M. et al., 2016, Nat. Geosci. 9, 425.

今後こうした研究を続けていくことで，火星表面お[20] Heinz, J. et al., 2016, Geophys. Res. Lett. 43, 4880.

よび地下環境についてより正確な地形変化の記載が可[21] Dundas, C. M. et al. 2017, Nat. Geosci. 10, 903.

能になり，表面と大気および地下物質の相互作用や流[22] Edwards, C. S. and Piqueux, S., 2016, Geophys. Res.

動に関する理論モデルが進展し，Mars 2020 をはじめとする将来の着陸探査計画に対して有望な着陸候補地が提案されると期待できそうだ．

Lett. 43, 8912.
[23] Malin, M. C. and Edgett, K. S., 2000, Science 288,
2330.
[24] Harrison, T. N. et al., 2015, Icarus 252, 236.

謝 辞[25] Kreslavsky, M. A. and Head, J. W., 2000, J. Geophys.
Res. 105, 26695.

ゲストエディターの玄田英典博士からは，本稿を執[26] Piloget, C. and Forget, F., 2016, Nat. Geosci. 9, 65.

筆する機会と原稿への助言・コメントを頂きました．

[27] Mangold, N. et al., 2003, J. Geophys. Res. 108, 5027.

査読者の小川佳子博士からは，有益なコメントを頂き[28] Miyamoto, H. et al., 2004, Geophys. Res. Lett. 31,

ました．本稿の改訂を助けて頂いたことを深く感謝い

L13701.

たします．本研究は科研費 16K13890，17H02953 と株[29] McKeown, L. E. et al., 2017, Sci. Rep. 7, 14181.

式会社東京ドーム／宇宙ミュージアム TeNQ の支援[30] Malin, C. M. et al., 2006, Science 314, 1573.

を得ています．

[31] Daubar, I. J. et al., 2013, Icarus 225, 506.

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[2] Tanaka, K. L. et al., 2014, USGS Sci. Inv. Map 3292.

[36] Orosei, R. et al., 2018, Science 361, 490.

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[37] Hauck, S. A. and Phillips, R. J., 2002, J. Geophys. Res.

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3

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162

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[52] 小松吾郎, 2012, 地質学雑誌 118, 597.

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火星における塩水による地形模様の形成に対する塩析出の役割／今村 他

163

特集「火星圏のサイエンス」

火星における塩水による地形模様の形成に対する塩析出の役割
今村 翔子 ，関根 康人 ，佐々木 猛智 ，前川 優
1,2

1

3

3

2018年7月12日受領，査読を経て2018年7月30日受理．

（要旨）現在の火星表層の中低緯度の低地では，気温や湿度の日変化・季節変化に応じて，液体の塩水が形成と蒸発をくりかえす可能性が示唆されている．本論文では，火星上の塩や塩水の存在，中低緯度の急斜面について近年の探査結果をレビューする．さらにくり返し現れる暗い筋模様（Recurring slope lineae : RSL）に，塩水の形成と蒸発がくり返される場合の土壌中での塩水の振る舞いを調べた著者らの室内実験を紹介する．実験では，塩水が蒸発することにより土壌中に析出した塩化物が，砂粒子の空隙を埋めて浸透率を低下させることで，再び供給される塩水の土壌へのさらなる浸透を妨げることが示唆された．浸透を阻害された
塩水は表層流となり，斜面下方に流れることで縦に伸びた特徴的な流跡が形成する．このメカニズムにより形成する流跡は，火星の RSL の形状的特徴とも整合的である．

1. 背 景着目し，土壌中をどのように塩水が運動するかを調べた著者らの実験的研究について，その結果を紹介する

乾燥寒冷状態にある現在の火星表面において，純粋な液体の水は熱力学的に不安定であり，水による活発
かつ大規模な地形形成は起きていない．しかしながら，（2–4 章）．

1.1

火星上における塩の存在と塩水の形成

近年の着陸探査機のその場分析によって，火星表面に

現在の火星表層には，液体の水と岩石との相互作用おいても，高濃度の塩水であれば一時的に液体としてにより形成したさまざまな二次鉱物が存在する [4]．

安定に存在できる可能性が示されている [1, 2]．これ

その 1 つである塩化物は，一般的に，岩石中に含まれは高濃度の塩水による凝固点降下と蒸発率低下に起因るナトリウムやマグネシウム，塩素が表層水・地下水

しており，現在の乾燥寒冷な火星における水循環の理に溶脱した後，水が蒸発する過程で塩化ナトリウム

解や，将来の有人探査での水資源の獲得において，塩（NaCl）や塩化マグネシウム（MgCl2）として凝結し形成

水の形成・消失，それらによる地形形成の理解は本質される [5]．火星表層における塩化物の全球的な分布は，的に重要となる [1-3]．

主に周回探査機オデッセイに搭載された熱放射写像カ

本稿では，前半で火星表層における塩や塩水の存在

メ ラ THEMIS に よ り 明 ら か に さ れ て き た [5, 6]．

に関する最近の探査結果を述べた後，近年注目を集め

THEMIS は赤外線領域の 9 つのスペクトル帯（6.78，

る，火星上の急斜面にくり返し出現する黒い筋模様

7.93，8.56，9.35，10.21，11.04，11.79，12.57，14.88（Recurring slope lineae : 以下，RSL）について，これμm）を使用して，火星のごく表層（～100 μm）の鉱物までの観測結果と提案されている形成メカニズムをレや熱放射を観測する装置である（空間解像度 : 約 100ビューする（1 章）．後半では，火星上での塩水の形成・

m/ ピクセル）．この波長領域で塩化物は特徴的な吸収

流出・蒸発という一連のサイクルに伴う地形の形成にピークを持たず，なだらかな右下がりのスペクトルを

1. 東京工業大学 地球生命研究所
2. 東京大学 大学院理学系研究科
3. 東京大学 総合研究博物館
shoko@elsi.jp

示す [6]．THEMIS で得られた赤外スペクトルのデータ解析から，約 38 億年前にあたるノアキアン中期に堆積したとされる南半球低−中緯度域の高地や，その164

日本惑星科学会誌 Vol. 27, No. 3, 2018

縁に存在する約 30 − 35 億年前のヘスペリアン期に形学的に安定に存在できることが，近年の着陸探査から成された平地で，塩化物が広く発見されている [5, 6]．

示されている．Martín-Torres らは，探査車キュリオ

塩化物の存在地点は周囲よりアルベドが低く局所的なシティに搭載された Rover Environmental Monitoring

低地となっており，当時の水循環の結果，周囲より低

Station（REMS）が得た火星のゲイル・クレータにおけいくぼ地に岩塩として析出したと推定されている [5]．

る 温 度 − 相 対 湿 度 の 時 間 変 化 デ ー タ を 用 い，

これら塩化物の存在地域は，河川地形であるバレーネCa（ClO4）2 と水との共融点付近の液体が存在可能であットワークの存在地域ともよく一致している [4]．

ることを示している [1]．例えば，ゲイル・クレータ

過塩素酸塩も火星上で発見されている塩の 1 つであにおける冬の日（太陽経度 Ls = 93 の日．ただし太陽る [1]．これら過塩素酸塩は，比較的現在に近い時代に，

経度 Ls は火星北半球の春分点を 0，秋分点を 180 とし

大気中やごく浅い表層で塩化物が紫外線により酸化さて定義される）の地表の温度と相対湿度の変化を見るれることで生成されると考えられている [7]．実際，と，日の出（午前 6 時ごろ）に伴い温度上昇と相対湿度

北極周辺の高緯度に着陸した探査機フェニックスは，の減少がおき，正午ごろに温度が最高かつ相対湿度が搭載した Wet Chemistry Laboratory（WCL）内で火星最低になる．その後日没に伴い，温度は下降，相対湿

土壌を液体の水に混合し，水に溶けたイオンをイオン

度は上昇し，次の日の出の直前（午前 5 時ごろ）に温度

クロマトグラフによって分析した．その結果，土壌かが最低かつ相対湿度が最高となる [1]．この日変化のら約 10 mmol/L の塩が溶け出し，その塩のうちの 0.4（ClO4）（ClO4）2 は，データと H2O - Ca
2 系の相図から Ca−− 0.6 重量％が過塩素酸（ClO4 ）であった [8]．また，

冬の 1 日において午後 9 時から午後 11 時ごろにかけて探査車キュリオシティは，南北半球境界付近に存在す

液体の Ca（ClO4）2 溶液が形成可能であり，その後，午るゲイル・クレータにおいても過塩素酸塩を見つけて

前 5 時ごろまでに冷えて氷となり，正午ごろには液体いる [9]．搭載された Sample Analysis at Mars（SAM）の水が蒸発して過塩素酸塩を形成することが予想されを用いた土壌の熱分解ガス質量分析の結果，得られたる [1]．また，他の季節についても同様の解析を行うと，ガ ス の 質 量 ス ペ ク ト ル が 過 塩 素 酸 カ ル シ ウ ム（Ca

夏には午前 2 時から 3 時にかけてと午前 6 時ごろ，春（ClO4）2）の熱分解の際に生成するガスと整合的である

は午前 1 時から午前 6 時ごろ，秋は午後 6 時から午前 0ということが示されている [9]．このように塩化物の時にかけて，Ca（ClO4）2 が一時的に安定して液体の塩

一部は，火星表層での光化学反応によって過塩素酸塩

水として存在可能であることが示された [1]．これらとなり，現在の火星上に広く分布している．

のその場観測はゲイル・クレータで行われたものであ

これら塩化物や過塩素酸塩は，現在の火星においてるが，同様の温度・湿度条件は火星の低緯度地域で広潮解などで液体の塩水を形成する可能性がある [2, 10]．

く達成されうる．以上のことから，現在の火星表層で潮解とは大気中の水蒸気が塩に吸着し，塩を融解する

は火星の日変化・季節変化にともない，液体の塩水がことで起きる [2, 10]．潮解性を持つ塩には MgCl2 など

形成と蒸発をくりかえすことが示唆される．

の塩化物や，Ca（ClO4）2 などの過塩素酸塩があり [11]，上記のようにこれらの塩は火星上に広く見つかってい1.2

Recurring slope lineae（RSL）

る [1, 3, 4]．潮解は，周囲の相対湿度と温度が，塩固

塩水が斜面において形成されれば，それらが表面を有の臨界相対湿度と共融温度よりそれぞれ大きくなる

流れることによって特徴的な地形や模様，物質を表面ときに起こる [11]．潮解で形成した流体の組成は塩とに残しうる．RSL は，このようにくりかえし流れる塩水との共融点となるため，一般的にその塩分濃度は極水によって形成された可能性が提案されている地形模

めて高くなる（例えば MgCl2 の場合は塩分濃度が 21.6

様である [2, 3, 13]．ただし，1.3 章で述べるように，%）[12]．また，過去に存在した塩水が地下で凍結し凍RSL のすべての特徴を液体の塩水（あるいは水）の流出

土層となり，それが気温の上昇とともに融解する可能では説明できておらず，液体を伴わない土壌斜面の重性もある [2]．その場合も，塩と水の共融点付近の塩力崩壊の可能性も提案されており [14, 15]，現在論争

水が形成されうる．

を引き起こしている．本 1.2 章では，まず観測事実にこのような高濃度の塩水は，現在の火星上でも熱力基づく RSL の地形的な特徴ついてまとめる．

火星における塩水による地形模様の形成に対する塩析出の役割／今村 他

165

北緯 30 度周辺のクリュセ平野とアシダリア平野域，
赤道近くのマリネリス峡谷域の 4 つの中低緯度地域に集中して分布しており，2016 年 5 月までに見つかっている 474 か所中 239 か所の RSL（confirmed, candidate,likely すべて含む）がマリネリス峡谷内の低地に集中している [13]．
近年では，RSL を構成する物質を明らかにする目的
で，RSL 表面の反射スペクトルが取得されている．
Ojha らは，南半球中緯度域に存在するパリカー・ク
レータ，ホロウィッツ・クレータの中央丘，ヘイル・クレータの中央丘，マリネリス峡谷域に存在するコプ
ラテス・カズマの 4ヶ所に対して，マーズ・リコネッ
サンス・オービターの分光計 CRISM（波長領域 : 0.370
図1： マ リ ネ リ ス 峡 谷 に 存 在 す るRSL（南 緯11.517度， 西 経
69.683度）．画像上が斜面の上部，下が斜面下部になっている．黒い矢印はRSLの代表例を示しており，黒く長く伸びる筋模様が存在していることがわかる．また，RSLの斜面上部には，侵食地形であるガリー（図中白抜き矢印）も見られる．（ESP_031059_1685/NASA/JPL/University of
Arizona）− 3.920 μm，空間解像度 : 約 18 ｍ / ピクセル）を用い，それぞれ RSL の密集した領域の表面反射スペクトルの解析を行った [3]．パリカー・クレータの RSL 密集地域では，波長約 1.4，1.9 μm の水和塩鉱物の吸収が（ClO4）2， 塩 素 酸 マ グ ネ シ ウ ム
見 ら れ，MgCl2，Mg（Mg（ClO3）2）の混合塩による吸収と整合的であった．

RSL とは，赤道向きの急斜面（勾配 30 度程度）の土

他の地点についても，ホロウィッツ・クレータの RSL

壌に現れる，細長く（幅 : 0.5-5 m，長さ : 数 100 m）周密集地域では，波長 1.9，2.15，2.43 μm の吸収により

囲より暗い複数の縞模様である（図 1）[2, 3]．同様の小過塩素酸ナトリウム（NaClO4）が，ヘイル・クレータ

規模地形に，地表面が表層水などで削られてできる溝の RSL 密集地域では約 1.48，1.9 μm の波長での吸収であるガリーがあるが，ガリーには気温変化に伴う明により Mg（ClO4）
2 が，それぞれ土壌と混合している可確な形成・消失が現在において見られない点で RSL

能性が示唆された [3]．コプラテス・カズマでは，吸とは明確に異なる．また，RSL は溝の形成のような浸収された波長が 1.9 μm のみであったため鉱物を同定

食作用を伴っておらず，土壌表面のアルベドの変化ですることができなかったが，水和塩が存在することは特徴づけられる．ただし，RSL が生じる斜面の上部の示唆された．このようにいくつかの RSL では，その基盤岩にはしばしばガリーが見つかり（図 1），両者の出現に伴って塩化物や過塩素酸塩の存在が示唆されて形成には関係性があることが示唆されている [13]．

いる．

これまで，周回探査機マーズ・リコネッサンス・オ
ービターの高空間解像度カメラ HiRISE によって RSL

1.3

RSL形成メカニズムの活動が長期的に観測されてきた [2]．RSL として判RSL について，これまで大きく二つの形成メカニズ

定される基準は，①温かい季節（夏）に斜面の下方向へムが提案されている．一つは，土壌中に液体の水（塩

定期的に伸長すること，②寒い季節（冬）に消失するこ水を含む）が流れ出た可能性であり [2, 13]，もう一つと，③毎年くりかえし伸長・消失が起きることの三つは液体の流出を伴わない斜面の重力崩壊の可能性であである [13]．これらすべてを満たすものを confirmed

る [14, 15]．前者の液体の塩水（水）の説では，気温のRSL（確実な RSL），三つの基準を一部満たしているも高い時期に地下の凍土層の融解や塩の潮解がおき，このを candidate RSL（RSL 候補）と呼び，基準を一つもれが急斜面に流れ出ることによって RSL を作ったと満たしていないものの RSL らしい暗い筋模様を呈すするものである [2, 13]．一方，斜面の重力崩壊によるるものを likely RSL（RSL らしきもの）と定義している

RSL 形成説の代表的なものには，土壌の間隙中に存在[1, 12]．RSL は火星上で，南半球中緯度域，赤道領域， する気体分子が太陽光によって暖められることで生じ

166る上昇気流が砂粒子を持ち上げ，安息角に近い斜面の土壌が重力崩壊を引き起こすというものである [14]．
重力崩壊した斜面では暗い基盤岩が見え，その上に徐々にダストが沈降することで暗い模様が消えるという可能性が提案されている．
両説とも，火星の温度・湿度や太陽光強度の年変化
により RSL が発生するという，RSL の季節性を説明することができる（表 1）[1, 15]．しかし，液体の塩水（水）の場合，次のようないくつかの RSL の特徴を説明できていない．まず，RSL 周辺地域の赤外分光分析
から，液体の水による吸収が観測されていないという

日本惑星科学会誌 Vol. 27, No. 3, 2018
表1： RSL形成に対する，塩水流および斜面の重力崩壊による形
成メカニズムの比較．観測事実の整合性について，各説で説明可能なものを「◯」，明確な理由がないものを「？」とした [3, 13, 14, 16]．本研究では，塩水により長く伸びた形状が形成されうるかに着目している．

塩水流による
メカニズム
◯
◯
？
？
（本研究）

RSLに関する
斜面崩壊によ観測事実
るメカニズム
水和塩の検出？
季節性◯
赤外スペクトルにより水の吸収が見られない◯点
急峻な坂にのみ存在◯
長く伸びた形状の形成？

事実を説明できていない [3]．このことは，RSL において液体の水が土壌表面に最大でも 4 重量 % 程度しか含まれていないことを意味し [16]，この結果は液体のデルのみからは，形成プロセスについて決定的な理解

塩水により RSL が形成したとする考えとは一致しなに至っていない．特に，RSL 最大の特徴である縦に細い [14]．また，RSL は勾配が 30 度程度の急峻な坂にの長く伸びる地形模様の形成は，どちらの説も十分に説み出現しているが [2]，土壌への塩水（水）の流出の場合，

明できているとはいいがたい（表 1）．現状の RSL 形成

このような急勾配にのみ出現する明確な理由は今のとメカニズムの理解を阻む大きな問題点の一つは，高塩

ころ不明である（表 1）．さらに，過去の実験的研究では，分濃度の塩水の土壌中での振る舞いや，それによって潮解や氷の融解などの液体の供給フラックスが低い場形成する地形模様の理解が不十分であることにある．

合には，土壌中を流れる流体は供給源から同心円状にこれまで，火星上での地形形成要因の理解は，地球上広がり [17]，RSL のような縦に伸びる地形的特徴を再で形成したそれらとの比較によって行われてきた．し現できないという問題点もある．ただし，RSL 密集地

かしながら，上記のように，塩との共融点近い流体の域に観測された水和塩の存在は，土壌に塩水が流出し，形成が予想されること，相対湿度の日変化・季節変化

その後乾燥したとする考えとは調和的である（表 1）[3]．

に応じて塩水が流出・蒸発・凝結を繰り返すこととい

一方で，RSL が斜面崩壊で形成されるとする場合にった条件が [1, 12]，地球上で達成されることは極めても以下のような問題点がある．斜面崩壊説の場合，稀であるため，RSL の地形的特徴がどのようなメカニ

RSL の分布が南半球の中低緯度域に偏っていることやズムに起因しているのか理解することができていない．

RSL に伴って水和塩が検出されていることに対する説

本論文の後半では，火星表面での形成が予想される

明は明確ではない．さらに，RSL が粒子流によって形

高塩分濃度の塩水が，土壌内に流出した場合の動的振成されたとすると，RSL とその周囲の領域には標高差る舞いを実験的に調べた著者らの研究を紹介する．塩が生まれ，また斜面下方には流れた粒子が堆積するは水が流出と蒸発を繰り返すと，固体の塩が土壌内に析

ずだが，RSL においてこのような高度変化や堆積物は出することによって，この析出した塩が土壌の空隙率

観測されていない [14]．しかしながら，液体の水の赤を減少させ，また，砂粒子の表面を塩が覆うことで，外吸収が RSL 上に見つかっていないことや，勾配 30

液体と砂粒子との間の表面張力（毛細管力）も変化しう

度という砂の安息角に近い急峻な坂にのみ RSL が出る．これらによって，次に流れてくる塩水の土壌内で現することとは整合的である [14]．

の浸透流の運動に影響が生じることが考えられる．本このように，現状ではどちらの可能性も RSL の一研究では，特に上記の点に着目し，塩の析出が土壌内部の特徴を説明するものの，すべてを整合的に説明すの浸透流の運動に与える影響を評価し，RSL の特徴でることはできていない．液体が関与する過程と斜面崩ある細長く伸びた地形模様の形成に塩が果たす役割を

壊過程の複合プロセスである可能性も提案されている

議論する．

が [17]，火星上のリモートセンシングによる観測やモ火星における塩水による地形模様の形成に対する塩析出の役割／今村 他

167

2. 実 験
本研究では，5 mol/L の飽和 MgCl2 溶液を，グローブボックス内に設置した粉末ガラスビーズ粒子から構成される斜面へと注入し，斜面上での溶液の流れをビ
デオカメラ（HC-VX985M：Panasonic）を用いて撮影した（図 2）．比較のため，純水（Milli-Q：ミリポア社）
を，MgCl2 溶液と同様にガラスビーズ粒子から構成される斜面へと注入し撮影した．MgCl2 を使用したのは，
火星の RSL 上で発見されている塩化物であり，潮解

図2： 実験装置の概念図．グローブボックス内にガラスビーズ粒
子の斜面を設置し，送液ポンプを用いて，MgCl2溶液および純水を定常的に流す．グローブボックス内はエア―ドラ
イヤによって，相対湿度が制御されている．

性も持つためである [18]．溶液を注入・乾燥の後，斜面 の ガ ラ ス ビ ー ズ 試 料 を 回 収 し， 走 査 電 子 顕 微 鏡にあるガラスビーズが 60％を超えることを，粒度径（Scanning Electron Microscope : SEM）エネルギー分を用いて確認した．
分析装置（Hydro 2000s : Malvern）

散 型 分 光（Energy Dispersive Spectroscopy : EDS）

この斜面を，気温 27（± 2）℃，相対湿度 35（±5）％に（JSM-7000F : 日本電子株式会社）を用い化学分析を行保たれたグローブボックスに設置した．その際，グロい，マイクロＸ線 CT（Micro X-Ray Computed Tomo-ーブボックス内の相対湿度は，接続されたエアードラ

graphy）（ScanXmate-B100TSS110 : コムスキャンテ

イヤにより常に一定となるよう制御した（図 2）．

クノ株式会社）を用いて，空隙率や内部構造の観察を行った．

実験手順は以下のとおりである．本実験では，グローブボックス内に設置したガラスビーズ層の上部 8実験における各パラメタは，以下のように設定した． mm から，MgCl2 溶液および純水を流し，そのガラス
斜面の勾配は，火星上で RSL が存在する典型的な斜ビーズ層内への流入・拡散の様子を斜面上部からビデ面の勾配に基づき 30 度とした [2]．周回軌道衛星マー

オカメラによって継続的に撮影した．また，RSL の平ズ・グローバル・サーベイヤーの熱放射スペクトロメ

均伸長速度は 0 − 20 m/ 火星日と推定されている [2]．

ータ TES が計測した地表の熱慣性 [2] から，RSL の存

本実験では，
これらの観測の上限値に近い伸長速度（約

在する斜面上では，一様に細かい土壌が玄武岩質の基20 m/ 火星日～1.3 cm/ 分）を再現する流量を与えた．

盤岩の上に数十μm から数 cm の厚さで薄く堆積してつまり，本実験での流跡の幅（約 1 cm），ガラスビーいると推定されている [19]．また，火星土壌を構成す

ズ層の厚さ（3 mm）と空隙率 35 % から，伸長速度 1.3  

る鉱物粒子径は，探査機キュリオシティのその場観察

cm/ 分を実現する流量はおよそ 0.15 ml/ 分となる．本から約 50 ％が 250 μm 以下と推定されている [20]．こ

実験では，これに基づき，送液ポンプを溶液の流速を-3-2用いて 0.15 ml/ 分に設定した．MgCl2 溶液および純水

cm/s 程度である [21] のに対し，玄武岩の透水係数がは，それぞれ 1 回につき 5 分間連続して流し，10 時間のような細かい土壌堆積物の透水係数が 10 − 10-12cm/s 程度であることから [22]，土壌に対して基以上かけて乾燥させた．この作業をそれぞれ 5 回ずつ

盤岩は不浸透層であるとみなすことができる．そこでくり返した．1 回の流入時間を 5 分間としたのは，塩本実験では，これらの観測結果に基づき，不浸透層と水流がガラスビーズ層斜面の下端に到達することを防見立てた基盤岩を模擬した斜度 30 度のアクリル板（縦ぐためである．

10: 225 mm，横 : 165 mm）の上に，粉末にしたガラスビ

実験後，ガラスビーズ層内における MgCl2 塩の析出，ーズ（径 45 − 250 μm）を，厚さ 3（± 0.1）mm になるよ

およびそれに伴う空隙率の変化を調べるため，MgCl2

うに一様に敷いた．ガラスビーズは，市販のガラスビ溶液を流した後のガラスビーズ層の一部を回収し，顕ーズ（粒径 0.7 − 1.0 mm）をタングステン製試料粉砕機

微鏡観察および固体分析を行った．サンプルは流跡の（TI-100: CMT）で砕いたのち，アルミ製のふるいにか

2ヶ所からそれぞれ約 2 mm
（縦）×約 2 mm（横）× 約 3

け選別したものである．実際に，45 − 250 μm の範囲mm（厚さ）の体積を回収した．試料の 1 つは MgCl2 溶

168

日本惑星科学会誌 Vol. 27, No. 3, 2018

図3：（a）純水流を注入したときの流跡．ほぼ同心円状に浸透流が広がっていき，乾燥後は元の状態に戻る．5回くりかえし流しても，流れ方はほぼすべて同じであった．（b）MgCl2溶液を注入したときの流跡．くりかえし流すたびに流跡が伸長し，浸透流のみならず表層流も形成する．図（a）中の点線
は流跡の先端部分を示している．

液の注入地点の直下で MgCl2 溶液が 5 回流れた領域か後すぐさま浸透流となり，ガラスビーズ層内に注入口

ら採取し（以降，サンプル X と呼ぶ），もう 1 つは流跡に広がる．
を中心としてほぼ同心円状（直径 : 約 85 mm）の先端で MgCl2 溶液が 1 度だけ流れた流域から採取しその後，乾燥させると流跡は完全に消え，ガラスビー

た（以降，サンプル Y と呼ぶ）．ガラスビーズ層内の観ズ層は見かけ上，初期状態と同様の状態に戻る．その察・物質分析に用いた SEM-EDS 分析は加速電圧 15

後，くりかえして純水を流した 4 回とも 1 回目と同様

kV で行い，空間分解能は約 3 nm である．Micro X 線に同心円状にガラスビーズ内を浸透する浸透流となり，

CT はサンプル X，Y の断面をそれぞれ，空間解像度 2

流跡は下流方向には伸びず乾燥後には流跡は残らない．

μm，X 線管電圧 100 kV，撮影範囲の縦，横，厚さ方

一方，MgCl2 溶液の流れ方は純水の場合とは大きく向の各画素数を 1024，1024，1012 で撮影した．Micro

異なる．MgCl2 溶液の注入後のガラスビーズ層内およX 線 CT によって得られた画像は，画像解析ソフトウ

び表面での流れの時間変化画像を図 3（b）に示す．1 回

J National Institutes of Health）を用いて
ェア Image （目の注入において，MgCl2 溶液はガラスビーズ層に到二値化し，空隙とガラスビーズ粒子，MgCl2 塩の領域

達後，すぐさま浸透流となったものの，純水のときのを区別した．また，ガラスビーズ粒子および MgCl2 塩

ように注入口を中心とする同心円状（幅 : 約 42 mm）と空隙の各面積を全断面図で足し合わせそれぞれの体に広がる成分以外にも，下流に線状（幅 : 約 17 mm）

積を求め，空隙率を算出した．またこの二値化した画に伸びながら層内を浸透していく成分が見られる．ま像を，3D 画像表示ソフトウェア Molcer（ホワイトラビット）を用いて三次元構造を構築した．

表2： MgCl2溶液を注入した場合における，各回の流域の伸長速度と伸長を引き起こした流れの形態．

3. 結 果3.1

純水とMgCl2溶液の比較実験で観察した，純水の注入後のガラスビーズ層の画像を図 3（a）に示す．純水はガラスビーズ層に到達

1回目
2回目
3回目
4回目
5回目

伸長速度
[mm/分]
7.4 ± 0.3

伸長を引き起こした流れ浸透流

4.9 ± 0.5
7.7 ± 2.7
11.1 ± 2.2
20.8 ± 1.8

表層流
表層流
表層流
表層流

火星における塩水による地形模様の形成に対する塩析出の役割／今村 他

169

図4： MgCl2溶液が5回流れたサンプルXの表面物質の電子顕微鏡（SEM）画像．点Aに代表されるなめらかな部分と，点Bに代表される角張った部分が存在する．点A，Bをそれぞれ元素分析（エネルギー分散型X線分光分析 : EDS）すると，点
AはMgCl2塩，点BはMgCl2塩とガラスビーズ粒子からなることがわかる（右パネル上が点A，下が点BのEDSスペクトル）．

図5：（a）MgCl2溶液が5回流れたサンプルXのX線CT断面図．破線で囲った部分がガラスビーズ粒子，その周囲の灰色の領域がMgCl2塩，黒色の部分が空隙を表している．（b）サンプルXの断面図を三次元構築した立体図．MgCl2塩とガラスビーズ粒子を不透明にしている．内部の空隙の多くは周囲の空隙と繋がっておらず，大部分の空隙が孤立していると考えられる．

た，乾燥後も可視光で暗い流跡が浸透流の流れた跡に示す．表層流による伸長速度は，MgCl2 溶液を流す回

残る．2 回目以降の注入において，MgCl2 溶液はそれ数を重ねるごとに約 5 mm/ 分から約 21 mm/ 分へと以前の注入時に浸透流の流れた領域に再び浸透したの上昇する．

ち，一部がガラスビーズ層の表面を流れる表層流となり斜面下方向へ流跡が伸長する．この表層流の量は3.2

固体試料の観察・分析結果

MgCl2 溶液をくりかえし流すたびに増え，また流跡は

図 4 にサンプル X の SEM 画像を示す．SEM 画像は下流方向に長く伸長する（5 回目終了後の流跡の全長 :サンプルの表面を撮影したもので，図中には点 A に

約 116 mm）
．動画解析から求めた，各実験での伸長代表される滑らかな部分と，点 B に代表される角張っ速度とその流れの様式（浸透流または表層流）を表 2 にた部分が見られる．EDS 分析の結果，図 5 中の点 A か170

日本惑星科学会誌 Vol. 27, No. 3, 20182

らはマグネシウムと塩素に由来する X 線ピークが強件での純水の動粘度は約 0.9 mm / 秒，MgCl2 溶液のく検出されたことから，点 A は MgCl2 溶液の注入後，動粘度は約 6.0 mm / 秒である．したがって，同じ浸2

乾燥によって析出した MgCl2 塩であることがわかる．

透流ではあるが動粘度の高い MgCl2 溶液は拡散しにく

一方，点 B の EDS 分析の結果，マグネシウム，塩素く，一部は等方に拡散するものの，重力の影響で斜面の他にケイ素のピークも主要成分として検出され，析下方に伸びる流れとなったと考えられる．一方，動粘出した MgCl2 塩とガラスビーズ粒子が混在しているこ

度の低い純水では，等方的な拡散による効果が顕著にとがわかる．以上のことから，点 A に代表される滑なりほぼ同心円状に拡散したと考えられる．実際，1

らかな部分は MgCl2 塩のみで構成されていることがわ

回目の流跡の幅は純水で 85 mm であるのに対して，

かる．一方，点 B に代表される角張った物質はガラス

MgCl2 溶液で 42 mm であり，動粘度の高い MgCl2 溶

ビーズの粒子であり，その表面の一部に MgCl2 塩が付液が等方的な拡散を起こしにくかったことがわかる．

着していると考えられる．点 A の周囲には角張った

液体の注入量やフラックスが同じである場合，1 回目

粒子が数粒存在しており，その間隙を埋めるようにの注入における形状は，液体の動粘度に強く影響され

MgCl2 塩が析出していると考えられる．

ることが示唆される．

Micro X 線 CT で撮影したサンプル X の断面の例を

次に，2 回目以降の MgCl2 溶液および純水の流れの

図 5（a）に示す．X 線 CT 画像では，密度，物体の厚さ， 違いについて考察する．まず，純水の場合では 1 回目
物質の原子番号の違いにより，明暗が決定される．

の浸透流の乾燥後も，析出物がガラスビーズ層内に残SEM での観察により（図 4），角張った物質がガラスビ

らない．そのため，ガラスビーズ層内の空隙率や浸透ーズ粒子で，その表面を覆う物質，あるいは粒子の間率は変化せず，2 回目以降も 1 回目と同様の流れ方を隙を埋める物質は析出した MgCl2 塩であることが示さ

くり返すと考えられる．一方，MgCl2 溶液がガラスビれている．これらの形状的特徴から，図 5（a）中の明ーズ層内に流入・乾燥することにより，ガラスビーズ

るい灰色の領域（破線内）はガラスビーズ粒子，暗い灰粒子の表面および間隙に MgCl2 塩が析出する（図 5）．

色の領域（破線の周囲）は MgCl2 塩，黒色領域は空隙と

特に，液表面から水分子の蒸発が起きることで，溶液解釈される．これらの物質の同定に基づき三次元構造の浸透領域に（特に浸透領域の先端領域を中心に）から空隙率を算出したところ，MgCl2 溶液が 1 度しか

（図 6
（a）
）
．この際，溶MgCl2 塩が析出することになる

流れていない流跡の先端部分であるサンプル Y では液が到達したガラスビーズ層の空隙率が MgCl2 塩の析空隙率が 38（± 4）％であったのに対し，MgCl2 溶液が出により減少する（図 5）．再び MgCl2 溶液が供給され

5 度流れた注入部付近のサンプル X では空隙率が 21

ると，はじめは浸透流としてガラスビーズ層内を広が（± 1）％であった．また，サンプル X の二値化した Xっていくが，1 回目の溶液供給時に層内に析出した

線 CT 画像から 3 次元構築したガラスビーズ粒子とMgCl2 塩が存在する領域まで到達すると，その先への

MgCl2 塩の立体図（図 5（b））から，析出した MgCl2 塩に浸透が MgCl2 塩によって妨げられる．水平方向の浸透より空隙が一部完全に埋まり，浸透流の経路が遮断さも 1 回目に析出した MgCl2 塩によって遮られるため，れていることが確認できる．

浸透領域の幅は 1 回目の溶液注入に伴う浸透流の幅によって決定される．これにより，1 回目の浸透領域を

4. 実験結果の解釈：メカニズム

浸し，行き場のなくなった MgCl2 溶液が，表層流として表面にあらわれる（図 6（a））．表層流に働くのは主

はじめに，MgCl2 溶液と純水に関して，それぞれのに重力であり，斜面下向きに表層流が流れることで，1 回目の注入における流れ方の違いについて解釈する．

1 回目の浸透領域を超えてその下方のガラスビーズ層

MgCl2 溶液と純水はどちらもガラスビーズ粒子層内に

（図 6
（b）
）
．
に MgCl2 溶液が到達し，そこに浸透していく

浸透し，粒子との間の表面張力による等方的な拡散の下方のガラスビーズ層内で浸透流となった溶液は，1

影響と，斜面下向きの重力の影響を受けると考えられ回目と同様，ガラスビーズ層内に広がり，乾燥後，る．等方的な拡散の影響は溶液の動粘度に依存し，動

（図 6
（c）
）
．3 回目以降の MgCl2 溶
MgCl2 塩が析出する

粘度が高いほど拡散しにくい性質を持つ [21]．実験条

液の供給でも，同様のメカニズムで，それ以前の溶液

火星における塩水による地形模様の形成に対する塩析出の役割／今村 他

171

図6： 本実験から示唆される，MgCl2溶液がガラスビーズ層の斜面を流れるメカニズム．各パネルにおいて，左図は斜面を上から見た概念図，右図は斜面のガラスビーズ層の断面の概念図を表す．（a）ガラスビーズ層内に析出したMgCl2塩により，浸透を阻害されたMgCl2溶液が表層流として現れる．（b）表層流が重力により斜面下方へ流れることで流跡が伸長する．
（c）その後，MgCl2溶液が蒸発し，浸透した流跡にMgCl2塩が析出する．この一連のサイクルをくりかえすことで斜面下方に長く伸びる流跡が形成する．

が浸透した領域の空隙率が MgCl2 塩の析出で低下する

る．

ことで表層流が生じ，斜面下方の領域へと溶液の浸透

本実験結果を現実の火星へ応用する際の不確定要因が広がることとなる．特に，4 回目，5 回目の MgCl2の一つとして，塩の化学組成の違いがあげられる．本

溶液供給では，それ以前の浸透領域の下方に表層流が研究では MgCl2 溶液を用いて実験を行ったが，現実の到達した段階で，表層流の初速度が高くなっている．

火星には，上述のように過塩素酸塩やマグネシウム以

そのため，伸長速度が上昇し（表 2），下方に到達した

外の塩化物も存在する [4]．しかしながら，本実験で浸透流もより下方へと広がる形状となると考えられる．

明らかになった塩水の流動メカニズムは，塩水が蒸発し析出した塩が粒子の空隙を埋めることが原因である

5. 火星RSLへの示唆

ため，塩の組成の違いは斜面下方に伸びる流跡になるという形状的特徴の形成には大きく影響しないと考え

本研究の実験結果から，現実の火星上においても塩られる．ただ，4 章で述べたように溶液の動粘度によ水の供給・乾燥がくり返されると，そのたび土壌内にって 1 回目の浸透流の形が変化することが考えられる．

塩が析出することで土壌の空隙率・浸透率が低下し，

1 回目の浸透流によってその後の流跡の幅が決定されこれによって表層流が形成することで流跡が斜面下方るため，溶液の動粘度は流跡の形状に対して重要な要に向かって伸長する可能性が示唆される．このような素である．例えば，今回用いた MgCl2 以外の潮解性を

斜面下向きに向かって長く伸びる塩水の流跡は，火星

もつ塩化物である CaCl2 の 6 mol/L の飽和水溶液は，上の RSL の地形模様と定性的には整合的といえる．

動粘度が 25℃で 5.3 mm / 秒である．これは本実験に一方，純水の浸透では，供給源から同心円状に浸透流（6.0 mm / 秒）よりわず用いた MgCl2 水溶液の動粘度が広がるため，RSL の地形模様を説明することができ

かに小さいが，純水の動粘度（0.9 mm / 秒）に比べれない．この結果は，RSL が液体によって形成したのでば顕著に大きい．動粘度が小さい流体は粒子内で拡散

2

2

2

あれば，その組成は高濃度の塩水である可能性が高い

しやすくなるため，CaCl2 飽和水溶液によって形成さことを示唆する．この結果は，RSL 密集領域に塩化物れる流跡は，本実験で得られた MgCl2 飽和水溶液の流や過塩素酸塩が見つかること [3, 5, 6] とも整合的であ跡よりも幅が広くなり，斜面下向き方向への成分が小

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172

さくなることが予測される．しかし，純水の動粘度と日本惑星科学会誌 Vol. 27, No. 3, 2018

謝 辞

比べると CaCl2 飽和水溶液の動粘度は十分大きいため，形成される流跡は本実験で見られたように線状になる

投稿原稿に対する丁寧な査読を行ってくださった城と考えられる．したがって，定性的には，本研究の結野信一博士，およびゲストエディターの玄田英典博士

果は他の塩化物に対しても適応できると考えられる．

に感謝申し上げます．本研究は，文部科学省による新RSL が塩水の流入で形成された場合にも，まだ多く

学術領域研究（研究領域提案型）（水惑星学の創成 :の未解決の課題がある．高濃度の塩水は，上述のよう

JP17H06458），および自然科学研究機構アストロバイに，土壌中の塩の潮解や塩を含む氷の融解によって形

オロジーセンターから研究助成を受けました．ここに成しうる．したがって，RSL 供給源である RSL 最上

感謝申し上げます．

部には，塩化物や過塩素酸塩の存在が予想される．これらの塩がいかにして RSL 供給源に供給されたのか，

参考文献

RSL が何度となく形成されるなかで，なぜ現在でも供給源に塩が存在しつづけられるのかといったことは明[1] Martín-Torres, F. J. et al., 2015, Nat. Geosci. 8, 357．

らかではなく，今後解決すべき課題といえる．また，[2] McEwen, A. S. et al., 2011, Science 333, 740．

RSL が急峻な斜面にのみ形成される理由も，本研究の[3] Ojha, L. et al., 2015, Nat. Geosci. 8, 829．

結果のみからでは明らかではない．緩やかな勾配の斜[4] Ehlmann, B. L. and Edwards, C. S., 2014, Annu. Rev.

面上でも同様に塩水が形成されている可能性はあるが，斜面下方へ塩水が流れずその場に溜まり RSL のよう

Earth Pl. Sci. 42, 291．
[5] Osterloo, M. M. et al., 2008, Science 319, 1651.

な空間的に広がった形状に発展しないのかもしれない． [6] Osterloo, M. M. et al., 2010, J. Geophys. Res.: Planets
その場合，リモートセンシングの空間解像度によっては，発見されない可能性もあるだろう．斜面の勾配に対する塩水の流れ方の違いについては，今後の室内実験で明らかにしていくべき課題である．

115, E10012.
[7] Schuttlefield, J. D. et al., 2011, J. Am. Chem. Soc. 133,
17521.
[8] Hecht, M. H. et al., 2009, Science 325, 64.
[9] Leshin, L. A. et al., 2013, Science 341, 1238937.

6. まとめ[10] McEwen, A. S. et al., 2014, Nat. Geosci. 7, 53．
[11] Gough, R. V. et al., 2014, Earth Planet. Sci. Lett. 393,

本論文では，火星表面において塩水が出現・蒸発をくり返す可能性，および RSL について，それらの最73．
[12] Farnam, Y. et al., 2015, Constr. Build. Mater. 93, 384.

近の探査結果や形成メカニズムに関する議論をレビュ[13] Stillman, D. E. et al., 2017, Icarus 285, 195.

ーした．そして，RSL の細長く伸びる形状に着目し，[14] Dundas, C. M. et al., 2017, Nat. Geosci. 10, 903．

塩水がくり返し供給される場合の斜面での流体の流れ[15] Schmidt, F. et al., 2017, Nat. Geosci. 10, 270．

方のメカニズムを室内実験により調べた．実験の結果， [16] Massé, M. et al., 2014, Planet. Space Sci. 92, 136.
塩水が蒸発することで析出した塩が土壌の空隙率を低[17] Massé, M. et al., 2016, Nat. Geosci. 9, 425．

下させ，それによって一度塩水が流れた領域の浸透率[18] Möhlmann, D. and Thomsen, K., 2011, Icarus 212,を低下させることが示唆された．さらなる塩水の供給時に，土壌中で塩水が浸透するのを妨げ，表層流の形成に寄与することも示唆された．このようなメカニズ

123.
[19] Ruff, S. W. and Christensen, P. R., 2002, J. Geophys.
Res.: Planets 107, 5127.

ムによって，塩水が供給と乾燥をくり返されるに従い， [20] Cousin, A. et al., 2015, Icarus 249, 22.
形成される流跡が斜面下方に線状に長く伸びうる．本
研究は，火星上の RSL の特徴である線状に伸びる形[21] 登坂博行, 2006, 地圏水循環の数理－流域水環境の解析法, 東京大学出版会．

状を説明しうるものであり，RSL が液体の塩水によっ[22] グッドマン, R. E.（大西有三, 谷本親伯 翻訳）,て形成しているという考えを支持するものである．

1984, わかりやすい岩盤力学, 鹿島出版.

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残留磁化緩和時間に基づく火星磁気異常ソースの評価／佐藤 他

173

特集「火星圏のサイエンス」

残留磁化緩和時間に基づく火星磁気
異常ソースの評価
佐藤 雅彦 ，山本 裕二 ，西岡 孝 ，小玉 一人 ，５
６
７２
望月 伸竜 ，潮田 雅司 ，中田 亮一 ，綱川 秀夫
１,２

３

３

４

2018年6月29日受領，査読を経て2018年7月18日受理．

（要旨）現在観測されている火星の地殻磁気異常を説明するためには，数十 km の火星地殻深部で 40 億年間
安定に残留磁化が保存されている必要がある．本稿では，残留磁化の安定性という観点から，火星地殻磁気
異常のソースと成り得る磁鉄鉱の粒径・形状の評価を行った．様々な火星熱史を仮定して計算を行った結果，ユーレイ比が低い場合では針状単磁区磁鉄鉱が磁気異常ソースと成り得る事が，ユーレイ比が高い場合では
針状単磁区磁鉄鉱に加えて等方的単磁区磁鉄鉱と擬似単磁区磁鉄鉱もソースと成り得る事が明らかになった．一方で，いずれの場合でも粗粒な多磁区磁鉄鉱ではソースと成り得ない事が明らかになった．従って，観測されている磁気異常を説明するためには火星地殻中にはたとえ数十 km の深部であってもミクロンサイ
ズ以下の細粒かつ針状の磁鉄鉱が普遍的に存在している必要がある事が示された．今後の研究では，火星の地殻深部に細粒かつ針状の磁鉄鉱を作る条件を調べていく事で，火星地殻生成条件に関して新たな制約を与えられる可能性がある．

1. はじめには磁気異常がほとんど観測されず，一方で，相対的に古い地質構造からなる南半球高地では非常に強い磁気

1.1

火星磁気異常とそのソース異常が観測されている．この関係は巨大なインパクト
クレーター上で顕著に見られ [4, 5]，クレーターのクMars Global Surveyor による火星磁場観測の結果，レーター年代に対してクレーター上空での平均磁場強火星には地球の 10 倍程度の非常に強い磁気異常が存度をプロットすると，約 40 億年前を境に急激な変化

在していることが明らかになった [1]．ここで磁気異が見られる（図 1 下段）．地質年代と磁気異常の関係か

常とは地殻岩石の磁化に由来する磁場の事で，金属核ら，ダイナモ作用を起源とする火星主磁場の生成・維の対流運動（ダイナモ作用）に由来する主磁場とはその持は約 40 億年前に停止したと考えられている [1, 4, 5]．

起源が異なる．Mars Global Surveyor に搭載された

従って，現在観測されている磁気異常を説明するためElectron Reflectometer の観測データ [2] から作成したには，地殻岩石は火星の主磁場が存在していた時期に火星の磁気異常マップを図 1 上段に示す．火星磁気異残留磁化を獲得し，その後 40 億年間安定に残留磁化常の重要な特徴として，地質年代との対応関係が挙げを保持している必要がある．

られる．相対的に若い地質構造からなる北半球低地で
1. 東京大学
2. 東京工業大学
3. 高知大学
4. 同志社大学
5. 熊本大学
6. 産業技術総合研究所
7. 海洋研究開発機構
m.sato@eps.s.u-tokyo.ac.jp

磁気異常に関する過去の研究に基づき作成した，火星の地殻磁化分布モデルを図 2 に示す．火星地殻の磁化層厚は，衝突現象に伴う地殻岩石の消磁のモデリン
グ [6] と磁気異常のスペクトル解析 [7] からそれぞれ
30-40 km と 47.8 ± 8.4 km と見積もられており，地殻深部での厚い磁化層の存在が示唆されている．強い磁気異常を作るためにも厚い磁化層が好ましいと考えら174

日本惑星科学会誌 Vol. 27, No. 3, 2018
90˚

NP
Ac

60˚

Ut
Az IA

30˚

Is
Sc

Ar Hm

SE

Am

0˚

Cr

Ze

He

Ag

−60˚

−90˚

So

SW Da

−30˚

Si

0˚

30˚

60˚

90˚

120˚

150˚

180˚

210˚

240˚

B185 km (nT)

4
100

Am

Ze

Da
Si

10

270˚
8

16

300˚
32

330˚

360˚

64 128 256 nT

Ar
SW

Hm
Sc
Cr
Az
SE
IA,So
Ac
So Cr
Ac
NP
IA
Ut

He Ag

Pre-Noachian
Noachian
4.5 Ga4.2 GaIs

Hesperian
3.7 GaAmazonian
3.0 Gapresent

図1：（上）火星磁気異常マップ．185 km高度での磁場強度をカラーコンターで示している．磁場が4 nT以下の領域を白，磁場データが欠損している領域を黒でそれぞれ示す．星印で直径1,000 km以上のクレーターの位置を示す．位置
および名称はFrey（2008）[3] に基づく．Am : Amenthes, Ze : Zephyria, Da : Daedalia, Si : Sirenum, SW : SW
Daedalia, Ar : Ares, Az : Amazonis, IA : In Amazonis, So : Solis, Cr : Chryse, Hm : Hematite, Sc : Scopolus,
Ac : Acidalia, NP : North Polar, Ut : Utopia, SE : SE Elysium, He : Hellas, Ag : Argyre, Is : Isidis．（下）クレーター上の磁気異常強度．磁気異常マップに星印で示した直径1,000 km以上のクレーター上空での平均磁気異常強度をクレーターのクレーター年代に対して図示している．ガイドとして点線を示している．Lillis et al.（2008）[4]を編集して作図．

れており，Terra Cimmeria 地域に見られる縞状磁気

Depth [km]
0
0 A/m
~10

異常パターンは磁化－ 20 A/m から +20 A/m・厚さ30 km の磁化層によって説明可能である事 [8]，全球的な磁気異常パターンは磁化－ 12 A/m から +12A/m・
厚さ 40 km の磁化層によって説明可能である事 [9] が~10 A/m

報告されている．一方で，Terra Sirenum 地域の磁気

Magnetized layer

異常と地質構造の対比から表層に消磁状態の層が存在30~している可能性が指摘されており [10]，また表層約 10

50

0 A/m

60
0 A/m

km はダイナモ作用停止後の衝突現象や加熱により消Crust

磁されている可能性が指摘されている [11]．これらのMantle

情報をまとめると，火星地殻は少なくとも 30 km 程度の深さまで磁化しており，表層 10 km は消磁状態である可能性が高い．

図2： 火星の地殻磁化分布モデル．

磁性鉱物の磁気的性質は，鉱物組成に応じて劇的に残留磁化緩和時間に基づく火星磁気異常ソースの評価／佐藤 他

変化する事が知られており [12]，磁鉄鉱，磁硫鉄鉱，
赤鉄鉱が火星磁気異常ソースの候補として検討されて

175

擬似単磁区

いる [11]．磁硫鉄鉱は火星隕石中などにもしばしば見られるが [13]，キュリー温度が 320 ℃と低く上述のよ
うな厚い磁化層を作る事が難しい [11]．地球と比較し多磁区

針状単磁区 *

等方的単磁区て還元的環境と考えられている火星マントル [14] から

磁区 磁壁 磁区

火星地殻を作った場合に赤鉄鉱を大量に作る事は難し
いと考えられる．また，チタン鉄鉱 – 赤鉄鉱固溶体で晶出するラメラ磁性も火星磁気異常のソース鉱物として提案されているが [15]，地球においてラメラ磁性が観察されているような斜長岩質地殻が火星全域に分布しているとは考え難くソースである可能性は低い [11]．
強く厚い磁化層を作るためには，キュリー温度が高く~100 nm~10 μm

粒径

図3： 磁性鉱物の粒径・形状と磁区構造．等方的粒子の場合，単磁区状態-擬似単磁区状態のしきい値は100 nm程度，擬似単磁区状態-多磁区状態のしきい値は10 μm程度である．
＊粒子のアスペクト比増加に伴って単磁区状態を維持でき
る粒径は増加するため，針状粒子では100 nm以上の粒径でも単磁区状態となる．

単位体積辺りの磁化が強い磁鉄鉱が最有力の候補と考えられている [11]．

1.2

磁性鉱物の残留磁化とその緩和

磁性鉱物の残留磁化は平衡状態に向かって緩和しており，残留磁化の緩和時間は磁性鉱物やその物理的状態によって異なる．火星のように過去 40 億年間ダイ続いて鉱物の磁性に関する簡単な説明を記述する．

ナモ起源の主磁場が存在しない場合は，磁性鉱物の平ここではスペースの問題で簡略化して記述を行うが，衡状態は消磁状態であり，火星地殻中の磁性鉱物は消鉱 物 の 磁 性 に 関 す る 詳 細 な 説 明 は Dunlop and

磁状態に向かって徐々に緩和する．上述のように磁性Özdemir（1997）[12] などを参照されたい．磁性鉱物の鉱物の磁気的性質は，粒径・形状の変化に伴い変化す

粒径・形状の変化に伴い，その磁気的性質が変化するる事が知られており，当然その残留磁化緩和時間も変事が知られている．磁性鉱物をミクロに見た場合，単化する．どのような粒径・形状の磁鉄鉱が火星地殻内

位格子当たりの磁気モーメントが全て同じ方向に揃っで 40 億年間残留磁化を安定に保持できるか，というている磁区を形成しており，磁気的性質の変化は粒径・点は火星磁気異常ソースを理解する上で重要な問題で形状の変化に伴う磁区構造の変化に由来する．磁性鉱あり，その点を明らかにする事で火星地殻形成条件な物の粒径・形状と磁区構造の変化を図 3 示す．球状やどに制約を与えられる可能性がある．しかし過去の研

立方体状の等方的な粒子を考えた場合，約 100 nm 以

究では，火星地殻内での残留磁化緩和に関しては単磁下の細粒な粒子では粒子内で磁区が一つの単磁区状態，

区粒子を用いた定性的な評価しか行われていない [11,

一方で，約 10 μm 以上の粗粒な粒子では粒子内で磁17]．そこで本稿では，磁鉄鉱の磁気的性質を適切に区が複数に分かれている多磁区状態となっている [12]．

評価して，火星地殻内での残留磁化緩和時間の計算を

約 0.1 〜 10 μm の中間的な粒径の粒子では，単磁区とする事で，30 km 程度の火星地殻深部で 40 億年間残多磁区の中間的な性質を示す擬似単磁区状態となって留磁化を安定に保持可能な磁鉄鉱の粒径・形状の評価

いる．擬似単磁区粒子の物理的背景については，磁区を行う．

と磁区を区切る磁壁の影響が卓越するためなど諸説あるが [12]，その理論的理解は不完全である．擬似単磁区状態や多磁区状態では形状の影響はあまり無いと考えられるが，単磁区状態では磁性鉱物の形状の影響を大きく受ける．等方的な粒子の場合は，約 100 nm が単磁区状態を維持できる上限であるが，粒子のアスペクト比が高くなるにつれて，単磁区状態を維持可能な粒径が増加する [16]．

2. 残留磁化緩和時間に基づく火星地
殻中の磁鉄鉱粒径・形状の推定2.1

残留磁化緩和時間の計算

火星地殻内の温度プロファイルは，地殻内での熱伝と放射性核種の濃度が一定であると仮導率（3 W/mK）

176

日本惑星科学会誌 Vol. 27, No. 3, 2018

定し，一次元定常状態における熱伝導方程式を用いて104計算を行った．火星地殻内の圧力プロファイルは，地3

殻内での岩石密度が一定（2,900 kg/m ）であると仮定
して計算した．現在の火星地殻内における放射性核種

103

CTh = 650 ppb）[18] とそこから Th/U 比を 3.5 と仮定して求めた U 濃度を計算に用いた．火星全体における放102

and Dreibus（1988）
射性核種の濃度としては，Wänke
ȪȪȱȱʆʆǙǨǸǹƶ
10ǙǨǸǹƶǛǫǿǹǹǬǿ
ǛǫǿǹǹǬǿ ȯȯ½½ƃƃȜȜɂɂȤȤ ǓǨǴǴǨƼǞǨǿƶ
ǓǨǴǴǨƼǞǨǿƶǟǷǬǪǺǸǶǴǬǺǬǸ
ǟǷǬǪǺǸǶǴǬǺǬǸ ȰȰŬŬāā''ȰȰȑȑȦȦ= ćʄǏ
305 ppm，C[19] の K，Th，U 濃度（CKǠǯTh = 56 ppb，ǚǶǨǪǯǰǨǵ
ȯ­ȜɂȤgñȰ
ǗKȳƶǋƶǂƻǁǅƿƶǷǷǴʆǏƶǋƶǅǄƿƶǷǷǩʅǦǀǇǧǗ ǗƶǋƶǂƻǁǅƿƶǷǷǴʆǏǠǯǠǯƶǋƶǅǄƿƶǷǷǩʅǦǀǇǧǚǶǨǪǯǰǨǵ ȯ­ȜɂȤgñȰ Ǘ Kȳ Ǡǯ ćʄǏ
16 ǂƽǄ
ppm）
を計算に用いた．放射壊変による放射CU =óɅ
111
ǡǡćɅŰľȯĜȐȤʇĈÎ-ȯȓȘ
111 ȬȢȚȔȿȬȢȚȔȿǠǯƾǡ
ǠǯƾǡóɅǂƽǄȬȝȪöȻȤȬȝȪöȻȤćɅŰľȯĜȐȤʇĈÎ-ȯȓȘ
性核種濃度の変化を加味して，過去 40 億年間におけ112ǗʆǠǯʆǡ
Ǘƶǋƶ
112 ɁÁ¨àĴȰćȬȝȪȱʆǣȄǵǲǬƶǨǵǫƶǐǸǬǰǩǻǹƶƷǀǈǇǇƸƶǦǀǈǧȰɁÁ¨àĴȰćȬȝȪȱʆǣȄǵǲǬƶǨǵǫƶǐǸǬǰǩǻǹƶƷǀǈǇǇƸƶǦǀǈǧȰ
ǗʆǠǯʆǡćʄǏ
ćʄǏ
ƶǋƶ
109
109
110
110

20 km

に形成された地殻の K 及び Th 濃度（CK = 3,260 ppm，

z = 10 km

Gamma-Ray Spectrometer の 観 測 値 の う ち Noachian

Relaxation time (Myr)の 濃 度 と し て は，Mars Odyssey に 搭 載 さ れ た

100

113
113
114
114

50 km

30 km

1

Ǘ

4
3.5
3
2.5
2
1.5
1
0.5
0
ǂƿǄƶ
ƶ ǋƶ Ǆǅƶ ǷǷǩʆǏǡƶǡǋƶ
る火星地殻の温度変化を計算した．また，報告されてǠǯǂƿǄƶǷǷǴʆǏǷǷǴʆǏƶ ǋƶǀǅƶ
ǀǅƶǷǷǴʅɅŰľȯĜȐȤʇÁqsȯȾɁÁ¨àĴǷǷǴʅɅŰľȯĜȐȤʇÁqsȯȾɁÁ¨àĴǠǯƶ ǋƶ Ǆǅƶ ǷǷǩʆǏ
Age (Ga)ćȰs<Ʌ8[ȝȪʆƏI
ǃƿǃƿ*ƞȯȓȘɁĈÎgñȰĀs<ɅŰľȝȤʇȸいる火星ユーレイ比の範囲（0.6 から 1.5 程度）[20, 21] でćȰs<Ʌ8[ȝȪʆƏI*ƞȯȓȘɁĈÎgñȰĀs<ɅŰľȝȤʇȸ
図4： 多磁区粒子の残留磁化緩和時間の進化（ユーレイ比1.2）．
115
ȤʆkYȜɂȪȐɁĈÎɺʃɿɊóȰĿbʄƿƽǅȔȿ115ȤʆkYȜɂȪȐɁĈÎɺʃɿɊóȰĿbʄƿƽǅȔȿǀƽǄǀƽǄĳʅǦǁƿǧǦǁǀǧȫŰľɅŠȑĳʅǦǁƿǧǦǁǀǧȫŰľɅŠȑ
計算を行う事で，様々な熱進化に対する評価を行った．
一定の地殻深度における残留磁化緩和時間の進化を2 kmおきに示している．点線は，40億年前からの通算時間を示し
116
116 ȫʆçȌȮĎƌ<ȯȟɁŴ!ɅŠȧȤʇƶȫʆçȌȮĎƌ<ȯȟɁŴ!ɅŠȧȤʇƶ
残留磁化緩和時間τは単磁区粒子と多磁区粒子でている．
117
117 ƶ ƶïğĮ<Œ\ÏƞȇȱDĮ>ŁyȬuĮ>ŁyȫȢɂȣɂʄǀʅȬʄǁʅȰȾȑȯïğĮ<Œ\ÏƞȇȱDĮ>ŁyȬuĮ>ŁyȫȢɂȣɂʄǀʅȬʄǁʅȰȾȑȯそれぞれ式（1）と式（2）のように表される [12]：118118 ŤȜɂɁǦǀǁǧʈƶŤȜɂɁǦǀǁǧʈƶ
𝑉𝑉𝑀𝑀
) 𝐵𝐵
++
𝑉𝑉𝑀𝑀
) 𝐵𝐵
119
𝜏𝜏 𝜏𝜏==𝜏𝜏#𝜏𝜏#exp（1）の立方体（等方的単磁区粒子），直径 0.1 μm の球（擬似119
exp 2𝑘𝑘 𝑇𝑇  (1)ƶ(1)ƶ. . 𝑇𝑇
2𝑘𝑘
単磁区粒子），直径 1 μm の球（擬似単磁区粒子），直𝑐𝑐𝑉𝑉𝑀𝑀) 𝐵𝐵.567++
𝑐𝑐𝑉𝑉.567 𝑀𝑀) 𝐵𝐵
120
𝜏𝜏 𝜏𝜏==𝜏𝜏#𝜏𝜏#exp．． (2)ƶ
120
exp(2)ƶ （2）径 10 μm の球（多磁区粒子）．詳細な定式化や変数値
𝑘𝑘𝑘𝑘
𝑇𝑇𝑇𝑇
..
（2018）[22] を参照されたい．
等については，Sato et al.
121ǠʆǙǹʆǹʆǎǎǢʆǢǎǨǸǲʆǪ ȱȢɂȣɂʆZøÄȯƟȟɁÄʆɲɾɡɳʁ
ƿʆǲ
ǎʆ
Ǫʆ
121 ȚȚȫʆȇȚȚȫʆȇƿʆǲǎ ʆǠʆǙǪʆǢʆǢǎǨǸǲʆǪ ȱȢɂȣɂʆZøÄȯƟȟɁÄʆɲɾɡɳʁ
ここで，τ0，kB，T，Ms，Bc，V，VBark，c はそれぞれ， また本稿ではスタンダードな計算結果について紹介を122
122 ÄʆĀʆƱ\Į<ʆ#Į7ʆŁyĶʆɪɾɒɩɋɛʁĶʆĮpȰɌɨɾɑʃ
ÄʆĀʆƱ\Į<ʆ#Į7ʆŁyĶʆɪɾɒɩɋɛʁĶʆĮpȰɌɨɾɑʃ
周波数に関する定数，ボルツマン定数，温度，飽和磁行うが，計算結果の各種パラメータ依存性などについ123
123 ƤpȯƟȟɁÄȫȏɁʇ¿DĮ>ŁyȯȨȐȪȱʆ5ƈȰƉɀȢȰďĘĥŗÑ
ƤpȯƟȟɁÄȫȏɁʇ¿DĮ>ŁyȯȨȐȪȱʆ5ƈȰƉɀȢȰďĘĥŗÑ
化，保磁力，粒子体積，バルクハウゼン体積，磁壁のても同文献を参照されたい．
124
124 ȰĘŮȕƌɆȫȐȮȐȕʆ`ȱʄǁʅɅĜȐȪïğĮ<Œ\ÏƞȰŰľɅŠȧȤʇȰĘŮȕƌɆȫȐȮȐȕʆ`ȱʄǁʅɅĜȐȪïğĮ<Œ\ÏƞȰŰľɅŠȧȤʇ
125
ĈÎgñ/ƓȫȰïğĮ<Œ\ÏƞɅŰľȟɁȯȱʆĮõɫɼɶʃɝʄƱ\Į<Ȭエネルギー障壁に関する定数である．擬似単磁区粒子125ĈÎgñ/ƓȫȰïğĮ<Œ\ÏƞɅŰľȟɁȯȱʆĮõɫɼɶʃɝʄƱ\Į<Ȭ
2.2 火星地殻中の磁鉄鉱粒径・形状
126については，前述の通りその物理的背景の理解が進ん
126 #Į7ʅȰĀs<ȓȾȳe7s<ɅŰľȟɁ¤ũȕȏɁʇ`ȰŰľȫȱʆƏI#Į7ʅȰĀs<ȓȾȳe7s<ɅŰľȟɁ¤ũȕȏɁʇ`ȰŰľȫȱʆƏI

127
127
128
128
129
129
130
130
131
131
132
132
133
133
134
134
135
135
136
136
137
137
138
138
139
139
140
140

ȰƲȔȿkYȜɂȪȐɁSĮõɫɼɶʃɝȰĀz¨ɣʃɝKȳe7z¨ɣȰƲȔȿkYȜɂȪȐɁSĮõɫɼɶʃɝȰĀz¨ɣʃɝKȳe7z¨ɣ 1.2 における多磁区磁鉄鉱の計算結果をユーレイ比
でいないが，今回は式（2）を用いて残留磁化緩和時間ʃɝɅŰľȯĜȐȤʇªȰÏƞʂgñþȯȓȘɁĀʂe7'ɅĜȐȪƱ\ĮʃɝɅŰľȯĜȐȤʇªȰÏƞʂgñþȯȓȘɁĀʂe7'ɅĜȐȪƱ\Į
図 4 に示す．図 4 では火星地殻の各深度における残留の計算を行った．火星地殻内部での残留磁化緩和時間<Ȭ#Į7Ȱ'ɅöȻʄǀʅȬʄǁʅȯ,ȟɁȫʆĈÎgñ/ȯȓȘɁïğĮ<<Ȭ#Į7Ȱ'ɅöȻʄǀʅȬʄǁʅȯ,ȟɁȫʆĈÎgñ/ȯȓȘɁïğĮ<
磁化緩和時間の時間変化を示している．40 億年前かを計算するには，磁気パラメータ（飽和磁化と保磁力）Œ\ÏƞȰƌ<ɅŰľȝȤʇƶ
Œ\ÏƞȰƌ<ɅŰľȝȤʇƶ
ら現在に向かって地殻温度の減少に伴い残留磁化緩和の温度変化および圧力変化を計算する必要がある．今`ȱĮ¨ƛďȰŁʂđɅsȒȪ`ȱĮ¨ƛďȰŁʂđɅsȒȪǄ ǄĴưȰŁyȯȨȐȪïğĮ<Œ\ÏƞȰĴưȰŁyȯȨȐȪïğĮ<Œ\ÏƞȰ
時間が増加している．同図には 40 億年前からの経過回の計算では，過去の実験から報告されている各磁気ŰľɅŠȧȤʇŰľȯĜȐȤŁyȰđȱȰƉɀȫȏɁʈǀƿƿƶǵǴȃǀƿƿƶǵǴȃǁƿƿƶ
ŰľɅŠȧȤʇŰľȯĜȐȤŁyȰđȱȰƉɀȫȏɁʈǀƿƿƶǵǴȃǀƿƿƶǵǴȃǁƿƿƶ
時間を点線で示しているが，「緩和時間 > 経過時間」
パラメータの温度依存性データ及び圧力依存性データ
ǵǴǵǴȰ_ŭßʄƙđDĮ>ŁyʅʆƆȰ_ŭßʄƙđDĮ>ŁyʅʆƆǇǃƶǇǃƶǵǴǵǴȰĺÉʄĽÉĥDĮ>ŁyʅʆħȰĺÉʄĽÉĥDĮ>Łyʅʆħ
の場合は平衡状態に緩和する十分な時間がないため残を計算に用いた．任意の時間・地殻深度における温度・ƿƽǀƶƿƽǀƶȆǴ
ȆǴȰėʄ¿DĮ>ŁyʅʆħȰėʄ¿DĮ>ŁyʅʆħǀƶǀƶȆǴ
ȆǴȰėʄ¿DĮ>ŁyʅʆħȰėʄ¿DĮ>ŁyʅʆħǀƿƶǀƿƶȆȆ
留磁化が保存され，一方で，「緩和時間 < 経過時間」
圧力値を用いて飽和磁化と保磁力の値を求め式（1）とǴǴȰėʄuĮ>ŁyʅʇŵŇȮ<ȽsÄ'ĽȯȨȐȪȱʆǟǨǺǶƶǬǺƶǨǳƽƶƷǁƿǀǇƸƶǦǁǁǧ
ȰėʄuĮ>ŁyʅʇŵŇȮ<ȽsÄ'ĽȯȨȐȪȱʆǟǨǺǶƶǬǺƶǨǳƽƶƷǁƿǀǇƸƶǦǁǁǧ
の場合は残留磁化が平衡状態に緩和して消磁状態にな式（2）に代入する事で，火星地殻内における残留磁化ɅJČȜɂȤȐʇȸȤØĵȫȱɘɝʁɞʃɥȮŰľŋÞȯȨȐȪňɅŠȑȕʆŰľɅJČȜɂȤȐʇȸȤØĵȫȱɘɝʁɞʃɥȮŰľŋÞȯȨȐȪňɅŠȑȕʆŰľ
緩和時間の進化を計算した．
ŋÞȰSĴɫɼɶʃɝz¨ȮȭȯȨȐȪȼUÅĒɅJČȜɂȤȐʇƶŋÞȰSĴɫɼɶʃɝz¨ȮȭȯȨȐȪȼUÅĒɅJČȜɂȤȐʇƶ ってしまう．従って，40 億年間安定に残留磁化を保ƶƶ
今回は磁性鉱物の粒径・形状を変えて 5 種類の粒子ǁʇǁƶĈÎgñȰĮƚƛŁʂđƶについて残留磁化緩和時間の計算を行った．計算に用ǁʇǁƶ ĈÎgñȰĮƚƛŁʂđƶ持するためには，40 億年間を通じて「緩和時間 > 経過

時間」となっている必要がある．図 4 の場合では，8ƶ ƶɺʃɿɊó
ǀƽƿ
ȯįȟʇc
ȫȱĈÎg
よりも深い部分では 40 億年の間に残留磁化が緩和いた粒子の形状は以下の通りである：100ɺʃɿɊóǀƽƿȯȓȘɁuĮ>ĮƚƛȰŰľŋÞɅcȯȓȘɁuĮ>ĮƚƛȰŰľŋÞɅcǃ ǃnm×100
ȯįȟʇcǃ ǃkm
ȫȱĈÎg
141
*5ȔȿĖf
141 ñȰSþȯȓȘɁïğĮ<Œ\ÏƞȰÏƞs<ɅįȝȪȐɁʇǃƿñȰSþȯȓȘɁïğĮ<Œ\ÏƞȰÏƞs<ɅįȝȪȐɁʇǃƿ*5ȔȿĖf
して消磁状態になってしまう．このように 40 億年間
nm × 200 nm の四角柱（針状単磁区粒子），一辺 84 nm
142
142 ȯWȔȧȪgñĀȰÿȯȐïğĮ<Œ\Ïƞȕo8ȝȪȐɁʇUcȯȱȯWȔȧȪgñĀȰÿȯȐïğĮ<Œ\Ïƞȕo8ȝȪȐɁʇUcȯȱǃƿǃƿ

残留磁化緩和時間に基づく火星磁気異常ソースの評価／佐藤 他
Baratoux et al. (2011)

0

多磁区
擬似

20

単磁

区

等

(1 μ

方

単

等方的単磁区磁鉄鉱の場合，残留磁化緩和時間は粒径区増加に伴って増加するため [16]，今回計算を行った一

単
磁
区
.1

(0
)

μm

区

磁

単

HOT

0.8

の場合では火星磁気異常のソースと成り得るが，それ

磁

似

状
針

40

等方的単磁区磁鉄鉱では，ユーレイ比が約 1.4 以上(10 μm)以外の場合では 30 km 以下の磁化層厚となっている．

的m)

火星磁気異常のソースと成り得ない．

Nimmo & Gilmore (2001)
Voohies (2008)

30

50
0.6

なる．従って，約 10 μm 以上の粗粒な多磁区磁鉄鉱はKrause & Gilmore (2000)
表面消磁層 Dunlop& Arkani-Hamed (2005)

擬磁化層厚 (km)る残留磁化緩和時間および磁化層厚としては最大値とRuiz et al. (2011)

10

177

1.0
1.2
Urey ratio

1.4
COLD

図5： 40億年間残留磁化を安定に保持可能な磁化層厚とユーレイ比の関係．

辺 84 nm の立方体粒子は等方的単磁区状態のほぼ最大粒径であり，等方的単磁区磁鉄鉱における残留磁化
緩和時間および磁化層厚としては最大値となる．従って，等方的単磁区磁鉄鉱はユーレイ比が約 1.4 以上の場合を除き火星磁気異常のソースと成り得ない．
直径 1 μm の擬似単磁区磁鉄鉱では，等方的単磁区
磁鉄鉱とほぼ同じ様な傾向を示す事が図 5 から分かる．
一方で，直径 0.1 μm の擬似単磁区磁鉄鉱では，傾向が針状単磁区磁鉄鉱と近くなり，ユーレイ比が約 1.05以上の場合は 30 km 以上の厚い磁化層を 40 億年間維持する事が可能である．前述の通り，擬似単磁区 - 多を通じて「緩和時間 > 経過時間」の条件を満たす最大磁区程度の粒径では，粒径増加に伴って保磁力およびの深度を求める事で，40 億年間残留磁化を安定に保残留磁化緩和時間が減少する．直径 0.1 μm の球状粒持できる磁化層厚を求める事ができる．

子は擬似単磁区状態のほぼ最小粒径であり，磁化層厚40 億年間残留磁化を安定に保持できる磁化層厚のとしては最大値となる．ミクロンサイズの擬似単磁区

ユーレイ比依存性を図 5 に示す．図 5 では粒径・形状

磁鉄鉱ではユーレイ比が高い場合を除き火星磁気異常の異なる 5 種類の磁鉄鉱ごとに磁化層厚のユーレイ比のソースと成り得ないと考えられるが，サブミクロン依存性を示している．針状単磁区磁鉄鉱では，ユーレ

サイズの擬似単磁区ではユーレイ比が約 1.05 以上の場

イ比が低い場合（<0.85）を除き，30 km 以上の厚い磁合において火星磁気異常のソースと成り得ると考えら化層を 40 億年間維持する事が可能である．今回は 100

れる．

nm × 100 nm × 200 nm の粒子について計算を行った

今回計算を行った残留磁化緩和時間という観点からが，形状の異なる針状単磁区磁鉄鉱についても同様のは，以下の事が明らかになった．ユーレイ比が低い場計算を行い，極端にアスペクト比や粒径が小さい場合

合（<0.85）を除き針状単磁区磁鉄鉱は火星磁気異常のを除いては同様な結果が得られる事を確認している．

ソースと成り得る．中間的なユーレイ比（約 1 から 1.4

従って，針状単磁区磁鉄鉱はユーレイ比が約 0.85 以上

程度）では，針状単磁区磁鉄鉱に加えてサブミクロンの場合では火星磁気異常のソースと成り得る．一方で，サイズの擬似単磁区磁鉄鉱もソースと成り得る．ユー

多磁区磁鉄鉱では，今回計算したユーレイ比の範囲にレイ比が高い場合（>1.4）では，針状単磁区磁鉄鉱とサおいて磁化層厚は約 12 km よりも薄く，また表面消磁

ブミクロンサイズの擬似単磁区磁鉄鉱に加えてミクロ層とほぼ同等かそれ以下の磁化層厚となっている．擬

ンサイズの擬似単磁区磁鉄鉱や等方的単磁区磁鉄鉱も似単磁区 - 多磁区程度の粒径では，磁鉄鉱の粒径増加

ソ ー ス と 成 り 得 る． い ず れ の 場 合 に お い て も， 約に伴って保磁力が減少する事が知られており [23]，残10 μm 以上の粗粒な多磁区磁鉄鉱はソースと成り得

留磁化緩和時間も粒径増加に伴って減少すると考えらない．

れる．今回計算を行った直径 10 μm の球状粒子は多磁区状態のほぼ最小粒径であり，多磁区磁鉄鉱におけ178

3. 細粒かつ針状の磁鉄鉱の成因

日本惑星科学会誌 Vol. 27, No. 3, 2018

4. まとめと今後の展望

現在観測されている火星の磁気異常を説明するため観測されている火星地殻磁気異常を説明するためにには，40 億年間残留磁化が安定に保持されている必は，数十 km の火星地殻深部で残留磁化が 40 億年間安要があり，そのためには数十 km の地殻深部に細粒か定に保持されている必要がある．本稿では，残留磁化

つ針状の磁鉄鉱が普遍的に存在している必要がある事の安定性という観点から，火星磁気異常ソースと成りが今回の計算結果から明らかになった．以下では火星

得る磁鉄鉱の粒径・形状について評価を行った．様々の地殻深部に細粒かつ針状の磁鉄鉱を作るシナリオにな火星熱史を仮定して計算を行った結果，ユーレイ比

ついて検討を行う．

が低い場合では針状単磁区磁鉄鉱がソースと成り得る

溶岩流を考えた場合，磁性鉱物としては細粒なウル事が，ユーレイ比が高い場合では針状単磁区磁鉄鉱に

ボスピネル – 磁鉄鉱固溶体が晶出すると考えられる．

加えて等方的単磁区磁鉄鉱と擬似単磁区磁鉄鉱もソーValles Marineris では溶岩流により厚さ約 10 km の層スと成り得る事が明らかになった．いずれの場合でもが形成されていると報告されており [24]，同様な構造

粗粒な多磁区磁鉄鉱では，火星地殻深部において残留が広範囲かつ深部に広がっている場合，溶岩流の積み

磁化を 40 億年間安定に保持する事が出来ないため，重なりから成る厚さ数十 km の地殻が存在している可

磁気異常ソースと成り得ない事が明らかになった．従能性もある．溶岩中のウルボスピネル – 磁鉄鉱固溶体って，観測されている磁気異常を説明するためには，

では不純物を多く含むためキュリー温度が低く，厚い

火星地殻中にはたとえ数十 km の深部であってもミク磁化層を形成する事は難しいが，固溶体の酸化に伴い

ロンサイズ以下の細粒かつ針状の磁鉄鉱が普遍的に存

チタン鉄鉱と磁鉄鉱のラメラが形成され細粒な磁鉄鉱在している必要がある事が示された．地殻深部に細粒を作る可能性がある（高温酸化 [12]）．Tissint など実際

かつ針状の磁鉄鉱を作るメカニズムとして，溶岩中にの火星隕石中でも高温酸化による細粒な磁鉄鉱の形成含まれるウルボスピネル – 磁鉄鉱固溶体の高温酸化やが確認されており [25]，溶岩流シナリオでは高温酸化

ケイ酸塩中の磁鉄鉱離溶現象が有力な候補と考えられによる細粒磁鉄鉱の形成条件を調べる事が重要である．

る．

深成岩を考えた場合，磁性鉱物としては斑晶鉱物と高温酸化や磁鉄鉱離溶の条件を明らかにする事が今

ケイ酸塩中に含まれる包有物の 2 種類が考えられる．

後は重要であると考えられるが，これまでの岩石の磁深成岩中に斑晶鉱物として存在する磁鉄鉱は，不純物

気測定研究では地球の岩石に対応する条件での知見がを多く含む可能性がありまた粗粒になる傾向があるた

ほとんどであるため，今後は火星の岩石に対応する条め，磁気異常のソースとなる可能性は低いと考えられ件での岩石実験や磁気測定研究を進めて上記現象が起る．一方で，斜長石や輝石などのケイ酸塩中に細粒かこる条件を明らかにする事が重要だろう．火星マント

つ針状の磁鉄鉱がしばしば含まれている事が知られて

ルは地球と比較して高い鉄含有量と低い酸素フガシテ

いる [12]．これらの磁鉄鉱包有物は，ケイ酸塩の晶出ィーである事が知られているが [14, 28]，例えば酸素

後に，より低温で磁鉄鉱がケイ酸塩から離溶して晶出

フガシティーによりケイ酸塩中への鉄の分配 [29] やケしていると考えられている．火星地殻の岩石が適当なイ酸塩中の鉄の拡散速度 [30] などが大きく変化する事

条件を満たせば離溶現象は必ず起こるはずであり，大が知られており，これらの違いは火星地殻中での高温

規模な蛇紋岩化反応 [26] や大規模な菱鉄鉱沈殿 [27] な

酸化や磁鉄鉱離溶現象と密接に関係している可能性がどの特殊なイベントを仮定する必要がないため，ケイあり，長期間安定かつ非常に強い火星磁気異常の特徴

酸塩中の離溶磁鉄鉱は火星の磁気異常ソースを作るイを作っている原因かもしれない．今後の研究においてベントとして魅力的な候補である．一方で，斜長石やは，火星磁気異常ソース生成条件と酸素フガシティー

輝石には必ずしも離溶磁鉄鉱は含まれておらず，深成の関係を調べていく事で，火星地殻生成条件に関する

岩シナリオではケイ酸塩中での磁鉄鉱離溶条件を調べ

新たな制約等が得られる可能性がある．

る事が重要である．

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残留磁化緩和時間に基づく火星磁気異常ソースの評価／佐藤 他

179[19] Wänke, H. and Dreibus, G., 1988, Philos. Trans. R.

謝 辞

Soc. London. Ser. A 325, 545.
[20] Baratoux, D. et al., 2011, Nature 472, 338.

立浪千尋博士には火星の熱進化について有益な助言[21] Ruiz, J. et al., 2011, Icarus 215, 508.

を頂きました．Robert Lillis 博士には図 1 下段につい[22] Sato, M. et al., 2018, Geophys. Res. Lett. 45, 6417.

て元となる図の転載・編集の許可を頂きました．本研[23] Heider, F. et al., 1987, Science 236, 1287.

究は高知大学海洋コア総合研究センター共同利用・共[24] McEwen, A. S. et al., 1999, Nature 397, 584.

同研究（採択番号 10A017，10B017，11A016，11B014， [25] Gattacceca, J. et al., 2013, Meteorit. Planet. Sci. 48,
12A027，12B024）のもとで実施されました．本研究は日本学術振興会グローバル COE プログラム“地球から地球たちへ”の支援により実施されました．原稿修正にあたり有意義なコメントを下さった中村教博氏に感謝いたします .

1919.
[26] Quesnel, Y. et al., 2009, Earth Planet. Sci. Lett. 288,
184.
[27] Scott, E. R. D. and Fuller, M., 2004, Earth Planet. Sci.
Lett. 220, 83.
[28] Taylor, S. R. and McLennan, S. M., 2009, Planetary

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L14203.
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[30] Behrens, H. et al., 1990, Phys. Chem. Miner. 17, 62.

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180

日本惑星科学会誌 Vol. 27, No. 3, 2018

特集「火星圏のサイエンス」

火星研究における「火星隕石」の役割：
これまでの貢献と将来の展望
小池 みずほ ，森脇 涼太 ，臼井 寛裕
12

1

2018年7月2日受領，査読を経て2018年8月3日受理．

（要旨）近年の火星探査で報告された多数の「水の証拠」は，かつての火星の大規模な環境変動と生命の存在可能性を示唆し，火星における物質科学研究の重要性を強調している．火星は，地球以外の惑星では唯一，
その岩石試料を「火星隕石」として手にすることのできる惑星である．
火星隕石から得られた詳細な岩石記載・
化学分析情報は，火星探査によるその場分析データと相補的な関係にあり，火星史の解明に大きく貢献してきた．本稿では，特に「火星隕石の同位体記録」を主軸に，表層の大気・水環境進化，および，火星内部の化学進化について，現在までにわかってきた事と将来の可能性を提示する．

1. はじめにない．火星は，「火星隕石」として実試料を得られる点で有利である [6]．隕石は天然のサンプルリターン

地球や火星など固体惑星の表層環境は，気候・火山とも言え，（1）比較的少ないコストで試料へアクセス

活動・水や生命の有無など，惑星ごとに著しく異なり

できる，
（2）
実験室での詳細な化学分析を可能にする，多様性に富む．なかでも火星は，現在は寒冷で乾燥し（3）母天体の（おそらく）広範囲の場所・時代をカバーたレゴリスに覆われているが，かつては湿潤環境を保する，といった多くの利点がある．ただし，隕石の研持したと思われる惑星で，その表層環境の進化と生命

究には，母天体での産状が分からないことや，地球物の存在可能性は，数 10 年間にわたり世界的な興味・質による汚染を考慮しなければならない，等の問題が関心を引いている．火星は，地球にとって月に次いで常に付きまとう．これらの問題を如何に克服・軽減し，最も身近な天体で，探査と実試料（火星隕石）分析の双

正確に母天体情報を復元できるかが，火星隕石を用い方が進んだ唯一の惑星でもある．近年の精力的な火星た研究において重要である．これまでの火星隕石研究探査により，太古の海洋や表層 / 地下水の記録が多数

は，火星の進化史に関する我々の理解を大きく助けて報告され，火星の水環境の変動史が議論されてきた

きた．本稿では，火星隕石の簡単な分類と特徴的な隕（[1-5] および，それらの引用文献）．また，火星の地石を紹介した後（第 2 章），「火星隕石の，特に同位体下には大規模な固体水（氷や含水鉱物）の存在が指摘さ記録からの知見」を主軸に，大気進化（第 3 章），表層

れており，将来の火星地下圏探査の重要性が認識され

水環境（第 4 章），マントル進化（第 5 章）
，有機物
（第 6

つつある．

章）について，それぞれ現在までに得られた知見と将一方，固体惑星の表層水や大気の進化史の定量評価

来の展開を述べたい．

においては，過去の岩石などの実試料の詳細な鉱物記
載・化学分析研究が重要な鍵となる．実試料から得られる知見は大きく，固体惑星の実試料を手にすることは，その惑星の進化史を包括的に論じるために欠かせ

2. 火星隕石の年代記録：太古の火星
隕石ALH 84001とNWA 7034
火星隕石の多くは，約 1.7 〜 13 億年前という「比較1. 宇宙航空研究開発機構 宇宙科学研究所 太陽系科学研究系
2. 千葉工業大学 惑星探査研究センター
koike@planeta.sci.isas.jaxa.jp

的最近」の火成活動に由来する火山岩・深成岩であり，岩石学的にシャーゴッタイト（Shergottite），ナクライ

火星研究における「火星隕石」の役割：これまでの貢献と将来の展望／小池 他

a

181

c



msk

cpx

opx
crb

apt



400 µm50 µm

図1： 火星隕石の薄片画像．特筆の無いものは，全て未発表・オリジナルデータ．（a）ALH 84001の光学顕微鏡像．（画像提供: 梶谷伊織さん）図中，opx : 斜方輝石，
crb : 炭酸塩鉱物．
（b）NWA 7034の電子顕微鏡像（BSE像）．
（c）LAR 06319（shergottite）のBSE像．
（斜長石組成ガラス），cpx : 単斜輝石，apt : アパタイト．
図中，msk : マスケリナイトト（Nakhlite），シャシナイト（Chassignite）に分類され

ただし，様々な放射年代系が 41-39 億年で一致するこる．酸素同位体比から，これらの隕石群は同一の母天，隕石が持つとから（e.g. U-Pb, Lu-Hf, K-Ar; [11-15]）

体起源であることが確かめられており，各グループの母天体の同位体記録は約 41 億年前のものであると判頭文字を取って“SNC 隕石”とも呼ばれる．SNC 隕石

断して良いだろう．ALH 84001 は，2013 年に後述のが火星起源である可能性は，1970 年代から，若い形

NWA 7034 が報告されるまで唯一の「古い」火星隕石

成年代や水質変成・衝撃変成など間接的な証拠に基づであった．さらに，有機物や二次的な炭酸塩などの生いて指摘されてきた．1980 年代，シャーゴッタイト

命の痕跡を思わせる組織が発見されたこと [16] から，

EETA 79001 の衝撃溶融ガラスに捕獲された母天体大

世界的に有名となった．ただし，ALH 84001 に見ら気が調べられ，希ガスなどの同位体組成が火星大気とれた組織の生物化石説については現在否定的な見方が一致したことから，これらの隕石群が「火星隕石」と．この隕石中の直径 100 ミクロンほ強い（詳細は , [17]）して認識されるようになった．歴史的な経緯の詳細は，

どの球状炭酸塩鉱物（図 1a）は，火星上での 40–39 億年

過去の文献を参照いただきたい [6-8]．

前の水質変成作用により晶出したと考えられる [13, 18]．

火星隕石の大部分は 13 億年以降の火成岩だが，幾ALH 84001 は，41 億年前の火星の内部・表層環境を．1984
つかの「古い」火星隕石も知られている（図 1, 2）

記録する重要な隕石として，現在でも注目されている．

年に南極で発見された Allan Hills（ALH）84001 は，45

2011 年 に モ ロ ッ コ の サ ハ ラ 砂 漠 で 発 見 さ れ た〜 41 億年前に形成した斜方輝石集積岩で，酸素同位（NWA）7034（及び，以降見つかったNorthwest Africa

体比や鉱物組成などから火星隕石に分類された [9]．

ペア隕石．本稿ではペア隕石の研究報告も，代表的な

ALH 84001 の形成年代は，45 億年とする説 [10] と，“NWA 7034”で統一する）は，様々な火成岩組織・水41 億年とする説 [11] があり，決着はついていない．

質変成組織を示すレゴリス角礫岩である（図 1b）[19,

地質
年代

45億年前
ノアキアン
以前

火山
活動

？

水
環境

？

火星
隕石

NWA7034
44億年

40

現在

30

ノアキアン

ヘスペリアン

アマゾニアン

表層の流水活動

地下氷循環

地下水循環

ALH84001
41億年

NWA7635
NWA8159
22 – 24億年

図2： 火星の地質年代と火星隕石の関係．[2, 10, 20, 27, 77]を元に作成．

SNC隕石
13 – 1.7億年

182

日本惑星科学会誌 Vol. 27, No. 3, 2018

20]．俗に“Black Beauty”とも呼ばれる．NWA 7034 は，窒素（N2），アルゴン（Ar）などから構成される．火星

あらゆる面で特殊な火星隕石と言える．まず，この隕

大気の H, C, N, Ar などの安定同位体比は，地球に比石の鉱物・元素組成は，主要な SNC 隕石と異なり，

べて著しく「重く」（= 重い安定同位体に相対的に富む），

探査機スピリットが調べたグセフ・クレーターの岩石

大規模な大気散逸を示唆する [28-31]．惑星大気中のと良く一致する [19, 20]．また，他の火星隕石がすべて

希ガスや窒素（N2）は，他の反応性の高い揮発性元素

火成岩であるのに対し，NWA 7034 は唯一のレゴリスに比べて安定であり，その同位体組成は大気の物理進

角礫岩である．各岩片中のジルコンやバデレアイトな化トレーサーとして有用である．地球においては，過どの年代記録から，NWA 7034 の元となる岩石は，44

去 40 億年間の Ar 同位体指標をもとに，初期の大規模

億年前の火成活動で形成したと知られている [20, 21]．

脱ガスを伴う大気の脱ガス進化モデルが構築された

これは確認されている火星隕石の中で最古であり，火[32]．火星大気の希ガスや N2 は，火星内部からの脱ガ星表層の地質記録にもほとんど残されていない時代

ス，宇宙空間への散逸，隕石衝突に伴う供給と剥ぎ取（ノアキアン以前）に該当する．ただし，角礫岩としてり効果，のバランスで変動する [33]．これらの同位体

集積した年代については，44 億年前から 13 億年前と組成の時代ごとの変遷がわかれば，火星における大気

され，まだよく分かっていない [19-24]．NWA 7034 は，進化モデルを制約できる．

全岩の含水量が 6000 ppm と，SNC 隕石の 10 倍以上も前章で述べたとおり，「火星隕石」を火星起源とす

水に富むという点でも特徴的である [19]．この水が火る証拠の 1 つは，若い火星隕石であるシャーゴッタイ

星由来のものか，サハラ砂漠での風化によるものかは

ト中の捕獲大気が火星大気の希ガス同位体組成を示す

疑問が残るが（例えば [25]．本稿の第 4 章にて言及），

ことであった．より古い火星隕石が太古の火星大気組

今後の詳細な分析で，火星の水環境についての重要な成を記録していれば，大気進化の手がかりとなる．

手がかりを得られるかもしれない．NWA 7034 は現状

ALH 84001 と NWA 7034 は，それぞれ 41 億年前，44唯一の“44 億年前の火星を代表する”岩石であり，今億年前の火星の岩石である．火星史における 41 億年後の分析技術の発展に伴い，火星の初期環境に関する

前は，火星の火山活動，地下 / 表層水の循環，隕石衝

貴重な情報を得られると期待される．

突が活発であったと思われる時代である
（図 2）
．また

その他，近年では約 22-24 億年前の火星隕石（NWA

44 億年前については，火星の地質記録がほとんど残7635, NWA 8159 [26, 27]）も確認されている．上記をされていない．火星史において，ALH 84001, NWA

含め，火星隕石は約 44 億年前から最近数億年までの7034 が記録しうる初期数億年の環境変動は，表層水

幅広い時代をカバーしており，火星の長期進化を論じの大規模散逸
（第 4 章）とも関わり，最重要かつ未知のる上で重要な役割を果たしている（図 2）．さらに，こ問題と言える．ただし，NWA 7034 については，約

れらの隕石は，火星のマントル・地殻・大気など異な20―14 億年前の熱変成により全岩の揮発性元素情報がる場所の地球化学情報を記録している．適切な試料・リセットされているため，現状では 44 億年前の火星手法の選択と分析技術の発展により，火星隕石から，大気は不明である [22]．太古の記録が NWA 7034 の特

時間的・空間的な広がりを持った包括的な火星史を描

定の鉱物やインクルージョンに局所的に残されていれけるとともに，将来の火星サンプルリターンへ向けたば，今後の分析技術の発展に伴い，44 億年前の火星知見が得られると期待する．

大 気 組 成 を 推 定 で き る か も し れ な い． 一 方，ALH
84001 は 41 億年前に火星での水質変成を経験しており，

3. 火星の大気進化：窒素および希ガス同位体組成からの制約
火星の大気組成は，1970 年代のバイキング着陸機や，

この時代の火星大気を記録すると期待される．
一般に，火星隕石が持つ希ガスは，①火星大気，②火星マントル成分，③地球大気の混合系である．隕石から①火星大気の情報を推定する為には，②，③の影

2012 年に火星着陸し現在も探査を続けているキュリ

響を注意深く評価しなければならない．さらに，①，

オシティにより詳細に調べられてきた．現在の火星大③の大気成分は，捕獲プロセスに応じて元素分別を伴気は地球の 100 分の 1 以下と希薄で，二酸化炭素（CO2），

う可能性が指摘されており（風化に伴う大気吸着など），

火星研究における「火星隕石」の役割：これまでの貢献と将来の展望／小池 他

a

火星大気

2.5

ALH 84001

600

Viking500

δ15N [‰]

129Xe/132Xe

1.5

火星大気

700

真空破砕
(シャーゴッ
タイト)

2.0

b

800

シャーゴッ
タイト

183

Curiosity

400
300
200

1.0

0.5

地球大気

0

火星内部 or
分別した地球大気
010

シャーゴッタイト

100

-100

20

30

40

ALH 84001

地球大気
0.0

0.2

84Kr/132Xe

0.4

40Ar/14N

図3： 火星隕石（シャーゴッタイト，ALH84001）の大気成分．
129
132
84
132
129
132
84
132
（a） Xe/ Xe- Kr/ Xeプロット．火星大気の Xe/ Xe比はキュリオシティの分析値， Kr/ Xe比は火星隕石の分析値を採用. 隕石データのうち，三角形のポイントは真空破砕分析の結果．それ以外は加熱分析の結果．デー
タは，[35, 39, 40, 78]および，それらの引用文献．
154014（b）δ N- Ar/ Nプロット．シャーゴッタイトのデータは，バイキングの報告値と地球大気の混合直線上に乗るが，
15
15
キュリオシティの報告値は同一直線上に乗らない．ALH 84001はδ N ～ 400‰からδ N ～ 0‰まで報告がある．
データは，[31, 37, 38]および，それらの引用文献．

注意が必要である [34]．ALH 84001 が捕獲する火星大シャーゴッタイトの衝撃溶融ガラスなどから得られる

気の希ガス元素組成（クリプトンとキセノンの安定同窒素同位体比は，バイキングから報告された火星大気

84

132

位体の存在比 ; Kr/ Xe 比など）は，シャーゴッタイ

組成と地球大気組成の混合直線上にプロットされる

トの捕獲大気組成と異なることが知られる（図 3a）．

（図3b）
．シャーゴッタイトの窒素は，希ガスと同様に，

この理由は，41 億年前の火星大気が現在と異なるク

現在の火星大気を反映したものと考えられる．しかし，

リプトン／キセノン比を持っていたか，水質変成など

近年キュリオシティが調べた火星大気組成は不整合なに伴う元素分別を反映したものと考えられるが，未だ結 果 を 示 し て お り， 原 因 は ま だ 分 か っ て い な い．

に解決していない．一方，ALH 84001 のキセノン同ALH 84001 が記録する火星大気の窒素同位体比とし

129

132

位体比
（ Xe/ Xe 比）は，火星大気に特徴的な高い値
129を示す（図 3a ; [35]）． Xe は，太陽系初期に存在した
129

I
1600 万年）の壊変に
短寿命放射性ヨウ素 （半減期約
129

132

129

15

と，
て，地球大気程度の軽い値（δ N ～ +7 ‰ ; [36, 37]）15

現在の火星大気に近い重い値（δ N ～ +400 ‰ ; [38]）が報告されている．41 億年前の火星大気の代表値と15

Xe/ Xe 比は， I がまだ存して軽い値（δ N ～ +7 ‰）を採用すると，当時の火在した時代に初期大気のキセノンが失われたことを意を保持していたと推星が現在より厚い大気（≥ 0.5 bar）

味し，火星大気が 41 億年前には既に希薄であった可定される [33]．ただし，軽い窒素同位体比が 41 億年前

能性を示唆する．ただし，キセノンは他の希ガスに比の火星大気なのか，地球での汚染の影響かは，慎重なべて，太陽の紫外線エネルギーによりイオン化されや検討が必要である [17]．

より生成される．高いすく，火星の初期大気がキセノンの選択的な散逸・同従来の希ガスや窒素の同位体分析では，隕石を真空

位体分別を経験した可能性があることに注意が必要で中で 1000℃以上まで一気に（あるいは段階的に）加熱ある（[33] および，その参考文献）．

し，抽出したガスを精製する「（段階）加熱法」が主流

15

14

火星大気の窒素安定同位体比（ N/ N の存在比）は，であった．このような加熱破壊分析は，隕石中の微量

火星探査機バイキング，キュリオシティの調査で確認な希ガスを高精度分析できる点で有利だが，1 つの試1514されている．現在の火星大気の N/ N 比は地球大気
15の 1.6 倍ほど重く（δ N ～570 ‰），地球大気に比べア
40

14

．
ルゴン／窒素比（ Ar/ N 比）が高い（図 3b ; [28, 31]）

料中に起源が異なる複数のガス成分が混在した場合，それらを区別することが難しい．特に，火星隕石の場
合，衝突による大気捕獲の再現実験は報告されている

184

日本惑星科学会誌 Vol. 27, No. 3, 2018

δD [‰]
シャーゴッタイト[46–50]

6000
5000
4000
3000

初期の大規模散逸
表層水（大ALH84001~1000–3000 ‰[47, 51, 52, 77]

気・表土）

地下水（氷・含水鉱物）

2000
火星初生水
≤300‰ [48]045ゲールクレーター~2000‰ [45]

40

30

火星大気,
表土 [29,44, 45]シャーゴッタイト衝撃ガラス [54]

マントル水
20

10

年代 (億年前)

図4： 火星表層の水素同位体比の時間進化．D/H比データの引用元は，図中に記載．

ものの，大気成分がいつ・どこに・どういう形で捕獲存在可能性とも密接に関連し，世界的な注目を集めてされたかよく分かっていない．例えば，同じシャーゴいる．これまでの火星探査から，40-30 億年前に形成ッタイトを真空中で機械的に破砕し，ガスを回収した

された流水地形，表層 / 地下の水から晶出した含水鉱

場合（真空破砕法），得られた希ガス同位体組成は加熱物（粘土鉱物や硫酸塩など），北半球高緯度域の古海洋法の結果と異なり，火星大気と一致しないことが報告の証拠など，多数の地質学的・岩石学的証拠が報告さされている（図 3a [39, 40]）．分析法による結果の不一れ，太古の火星における活発な表層 / 地下水活動の存

致は，複数の起源が異なる希ガス成分が存在すること在が指摘されてきた．さらに，現在でも高緯度域の地を示唆する．過去大気の復元には，適切な試料および下には氷が存在し，氷―水蒸気の表層循環が存在する

分析手法の選択が不可欠である．窒素についても，手こと，季節変動に伴い地表付近で断続的な流水現象が法の選択・確立は重要な課題である．近年，火星表層生じることなどが確認されている（[1-5] および，それに硝酸塩の存在が確認され [41]，火星における大気 N2

らの引用文献）．火星の水環境の大変遷，すなわち「太と窒素化合物との窒素循環・共進化が注目されつつあ古の活発な表層水・地下水循環システム」から「最近る．さらに，火星隕石の衝撃溶融ガラスにも硝酸塩がの（おそらく穏やかな）地下氷−水蒸気循環システム」

15

含まれ，地球と同程度の低いδ N を持つことが，破へ移行過程の解明は，火星史の最重要課題の１つと言壊分析にて報告されている [42, 43]．硝酸塩と大気 N2

える．

のように，異なる化学種の挙動や同位体組成の違いを一般に，惑星の表層水は，火成活動に伴うマントル

区別して取り扱うことが，火星の表層物質循環と大気からの脱ガス，宇宙空間への水素散逸，プレートテク

進化史を解明する上で重要になる．今後，従来の加熱トニクス等に伴うマントルへのリサイクル，隕石衝突

破壊分析に加えて，局所分析法が確立されれば，火星などの外部からの寄与，のバランスで変動する．火星

隕石中の希ガスや窒素が，いつ・どのように捕獲されは，観測できる範囲ではプレートテクトニクスは存在たもので，それぞれの同位体比がどの程度かを特定でせず，マントルへのリサイクルがどの程度効率的に生きる．火星隕石が火星史の構築に貢献できる余地は，じているかは不明である．また，脱ガスは，初期には未だ非常に大きいと言える．

活発だったと思われるが，物質証拠の不足から定量評
価はできていない（第 5 章）．一方，現在の火星表層水

4. 火星の水環境進化：水素同位体比からの制約
火星に見られる多くの「水の痕跡」は，火星生命の（大気・表層の含水鉱物）の水素同位体比（D/H 比）は，
水素散逸に伴う質量分別効果により，地球海水の 5-6
倍以上も重くなっていることが知られる（図 4 ; δD ～5000 － 6000 ‰ [29, 44, 45]）
．火星の長期的な D/H 比変

火星研究における「火星隕石」の役割：これまでの貢献と将来の展望／小池 他

185

動がわかれば，水の散逸史を定量評価でき，過去 45

きたと思われる．将来の火星地下圏の探査により，火

億年間の水環境進化を明らかにできると期待される．

星の水環境の理解は大きく進展すると期待される．

火星隕石には，マグマ由来の含水鉱物（リン酸塩鉱

火星隕石分析を始めとする，近年の精力的な研究に物や角閃石など ; 図 1c）が微量に含まれる．これらはより，火星の水環境に関する我々の理解は飛躍的に進

マグマの冷却の最終段階で晶出し，表層物質との同位歩した．しかし，まだ多くの重要な未解決問題が残さ

体交換を経験するため，火星表層の D/H 比を反映する．

れている．特に，火星史の初期 4–5 億年間は，水の大シャーゴッタイトの含水相が火星大気的な高い D/H

規模散逸などの環境変動が集中した時代だと思われる比を持つことが，主に二次イオン質量分析計（SIMS）

が，この時代の地質記録はほとんど残されておらず，による局所同位体分析などから確かめられている（最謎が多い．火星隕石からこの時代の水環境に制約を与大でδD ～4000 － 6000 ‰ ; [46-50]）．マグマ由来の含えられれば，火星の環境大変動の解明につながると期

水相の他，いくつかの火星隕石は火星での水質変成鉱待される．第 2 章で述べたとおり，NWA 7034 は 44 億物
（炭酸塩鉱物やオリビン変質物など）を含み，変成時年前の火成岩片を持つ火星のレゴリス角礫岩であるの周囲の水を記録する．ALH 84001 には，41 億年前（図 1b）．この隕石は豊富な水を含み，その D/H 比はのマグマ由来のリン酸塩鉱物と水質変成由来の炭酸塩

他の火星隕石と比べ著しく軽いことが知られる（全岩鉱物が存在し，双方が高い D/H 比を示す（δD ～1000

で約 6000 ppm，δD ～300 ‰ [19]）．しかし，残念な－ 3000‰ ; [47, 51, 52]）．この値は現在の火星表層水（～

がらこの水の記録は「44 億年前の火星の水」を反映し6000 ‰）よりは軽いものの，地球海水に比べ 2–4 倍とているとは考えにくい．理由は主に 2 つある．第一に，著しく重く，41 億年以前に火星の D/H 比が大きく変NWA 7034 は 20–14 億年前に著しい再加熱を経験して動したことを示す．一方，かんらん石や輝石などの火いる．いくつかの放射年代系や希ガス同位体を含め，成鉱物中に捕獲されたメルト・インクルージョンは，

全岩の揮発性元素情報は，この加熱イベントで完全に元のマグマ情報を保持しうる．シャーゴッタイト Y-

書き換えられた．NWA 7034 の火成岩片にはリン酸塩

980459 のインクルージョンガラスの局所分析から，（F,
鉱物（塩素と水酸基に富むアパタイト [Ca（PO54）
3火星の初生的な水の D/H 比が，地球や炭素質コンド

Cl, OH）]）が豊富に含まれるが，これらの同位体記録

ライトの水と同程度（δD< ～300 ‰）であることが確も 14 億年前にリセットされたことが，年代分析で確かめられた [48]．火星隕石の D/H 比の記録は，初生水・かめられている [23]．NWA7034 のリン酸塩鉱物の D/

41 億年前・現在の表層水で大きく進化している（図 4）． H 比（δD<3000 ‰）は現在の火星表層よりやや軽く，
D/H 比の進化は，火星のかつての表層水の大部分が14 億年前の火星のレゴリスが大気と完全には同位体

41 億年以前に散逸し失われた可能性を示唆する [53]．

平衡にならなかった可能性を示す [55] が 44 億年前のまた，初期の大規模散逸後も残された水は，火星の地

D/H 比は残していない．第二に，NWA 7034 は砂漠

下に氷や含水鉱物などとして貯蔵されている可能性がで発見された隕石で，地球上での変成作用を受けた可高いことが指摘されている．探査機によるゲール・ク

能性がある．NWA 7034 の豊富な水は，主に隕石マト

レーターの堆積岩の分析と火星隕石の分析の両方で，リックスに豊富に存在する酸化鉄や粘土鉱物などの変中間的な D/H 比（δD ～1000 － 2000 ‰）を持つ水の存

成鉱物に由来する [25, 56]．リン酸塩鉱物などの火成在が報告されている [45, 54]．この値は，現在の火星

鉱物中の水は量が限られ，全岩に対する寄与は小さい．

の表層水ともマントルとも異なり，独立した第 3 の水

酸化鉄や粘土鉱物は，火星での水質変成で晶出するこのリザバーとして，大規模な地下の固体水（氷や含水とが確認されているが，地球上での変成でも形成しう

鉱物など）が考えられる．一連の D/H 比に関する研究

るため，これらの起源の特定が難しい．すなわち，から，火星の水は，初期 4–5 億年間で大規模な散逸をNWA 7034 の豊富な水と軽い D/H 比は，20–14 億年前経験した後，残された水の大部分が地下に貯蔵され，の火星の表層水か，地球の水による汚染のいずれかでその後は①表層水（δD ～6000 ‰），②マントルの水あろうと考えられる．現時点では，NWA 7034 から，の（δD ～300 ‰），③地下の固体水（δD ～2000 ‰）44 億年前の D/H 比は得られていない．しかし，この少なくとも 3 種類の独立した系として維持・進化して隕石は，様々な時代のマグマ活動・熱 / 水質変成作用・

186

日本惑星科学会誌 Vol. 27, No. 3, 2018ab
Depleted
Intermediate
Enriched
0.514

0.513

143

Nd/144Nd （初生値）

0.515

0.512

0.700

0.705

0.710
87

0.715

0.720

0.725

Sr/86Sr （初生値）

図5： 火星マントルの化学リザバー．（a）シャーゴッタイトの初生Nd-Sr同位体 ;（b）初生鉛同位体の時間進化．データは，[68, 79]
および，それらの引用文献．

衝撃加熱などを記録した岩片を持つポリミクト角礫岩

在することを示す [61]．これらのリザバーは，マグマであり，局所的には太古の記録を残している可能性がオーシャンからの結晶分化によって形成されたと考え高い．将来の分析技術の発展・応用，および，適切なられており，depleted リザバーがマグマオーシャン初

対象鉱物の選択により，「44 億年前の火星の水」を復期に固化した集積結晶を起源とする一方で，enriched

元できると期待する．

リザバーは最後に固化した分化残液の組成を反映している [62, 63]．マグマオーシャン固化時（約 45 億年前）に形成された火星マントルの化学的不均質が，シャー5. 火星マントルの化学進化

ゴッタイトの火成活動時（約 1.7 億から 5.7 億年前）まで
火星隕石は，火星内部の化学的情報を得るための現保存されていたことは，火星内部の物質循環が限定的状唯一の手がかりでもある．火星隕石が記録するソーであったことを示す．中間の組成を示す intermediate

スマントルの年代情報（e.g. 消滅核種年代
146

182

182

Hf – W,

リザバーは，2 つの端成分リザバー（depleted, enrich-

142

Sm– Nd など）から，火星は太陽系形成から 1000 万ed）由来の成分の混合によって形成されたと考えられ年以内に集積し，コア形成までを完了している [57,ているが，この混合については，①マグマオーシャン

58]．また，マグマオーシャンの固化に伴う火星マン

固化直後の激しいマントル対流由来 [58, 64]，または，

トル－地殻分化は，太陽系形成後 5000 万年以内に完②シャーゴッタイトの火成活動直前の比較的小規模な了していたと推定されている [58–60]．火星はこの惑マグマ混合由来 [63] の 2 つの説が提案されており，現星初期分化以降大きな組成変動を経験しておらず，太在でも議論が続いている．

陽系初期に形成された原始惑星の化学的特徴を現在でシャーゴッタイトの初生同位体組成から推定されるも保持していると考えられている．そのため火星は，

ソースマントルの元素比は，そのソースマントル形成

地球型惑星の成り立ちを理解するうえでも非常に重要

時の元素分別を記録しているため，惑星分化プロセスな研究対象である．

を理解する重要な手がかりとなる．例えば，各火星マ

火星マントルの地球化学的研究は，主にシャーゴッ

ントルリザバーの238

204

U/ Pb 比（ウラン長寿命核種

238

U

204

タイトの化学分析に基づいて行われてきた．シャーゴと非放射壊変起源の鉛 Pb の比 ; µ 値）は，enriched

ッタイトは，初生ストロンチウム（Sr）
・ネオジム（Nd）

マ ン ト ル が 3–5 程 度 で あ る の に 対 し，depleted で は

同 位 体 組 成 な ど に 基 づ い て， さ ら に depleted，

1–2 程度と非常に低く，太陽系の初生 µ 値よりも低い

intermediate，enriched シャーゴッタイトに分類され値まで報告されている [23, 64–68]．これらの低い µ 値る（図 5a）．これらの特徴は，火星マントル中に，不は，分配係数に基づく計算によると，ケイ酸塩鉱物の適合元素に枯渇した depleted リザバー，不適合元素

みでは再現できず，硫化鉱物を必要とする（硫化鉱物に 富 む enriched リ ザ バ ー， そ の 中 間 の 組 成 を 持 つは鉛を取り込みやすく，非常に低い µ 値を持つ）[65]．

intermediate リザバーの 3 つのマントルリザバーが存

これは，depleted マントルを形成した集積結晶が，ケ火星研究における「火星隕石」の役割：これまでの貢献と将来の展望／小池 他

187

イ酸塩鉱物に加えて多くの硫化鉱物を含んでいたことの 1 つである．将来，火星衛星・火星のサンプルリタ

を示し，火星マグマオーシャンの組成・酸化還元状態

ーンにより，過去の火星の内部物質を直接（あるいはやその結晶化プロセスに制約を与える．また，火星マ

間接的に）調べられれば，マントル脱ガス史の理解はントルリザバーの µ 値は，火星地殻の持つ高い µ 値

大きく進歩するだろう．現時点では，火星隕石が残し（>13.4 [23]）と大きく異なり，火星におけるマントル

うるマントル情報が最も有力な手がかりと言える．特－地殻間の相互作用が限られていたことを強く示唆すに，44 億年前の火星隕石 NWA 7034 から，火星の初る（図 5b）．

生的な情報が得られれば，マントル脱ガス史を定量的

惑星の内部進化は，表層環境とも密接に関連する．

に評価できると期待する．

火星の表層を特徴づける水や大気の変動は，①火山活動等に伴うマントルからの脱ガス，②宇宙空間への揮6. 火星の有機物と生命存在可能性

発性元素の散逸，③プレートテクトニクス等に伴う表層物質のリサイクル，④隕石衝突など外部からの影響，

火星の有機物の探求は，一連の火星着陸探査の重要のバランスで決定する．火星における③リサイクルが，なテーマである．近年，探査機キュリオシティの分析

いつ・どの程度の規模で生じていたかはよく分かってにより，火星大気中に微量のメタンが検出され，そのいない．上述のとおり，シャーゴッタイトの化学記録

量が周期的に増加することが報告された [73]．さらにから，火星マントルの物質循環は 45 億年間にわたり

最近，ゲール・クレーターの 35 億年前の堆積岩中に，極めて限定的であったと推定される．これは，火星に構造中に硫黄を含む有機物（チオフェン・芳香族・脂プレートテクトニクスの記録が見られないこととも整肪族など）が検出された [74]．有機物やメタンの起源

合的である．ただし，初期地球で指摘されるような地としては非生物的な形成プロセスが提案されているが，殻の密度差に伴う鉛直方向の物質循環は，プレートテ

よく分かっていない．
火星における有機物の形成過程・

クトニクスの有無に関わらず存在した可能性が考えら

種類・存在量などの解明は，生命存在可能性とも関連れる [69, 70]．火星の表層水や大気が内部へどの程度リし，これから大きく進むと期待される．

サイクルされたかは，議論の余地が残る．一方，①マントルから表層への物質供給（脱ガス）は，特に火星のいくつかのシャーゴッタイト，ナクライト，および，ALH 84001，NWA 7034 では，多環芳香族炭化水素

初期進化において重要な役割を果たした可能性が高い． （polycyclic aromatic hydrocarbons, PAHs）な ど の 高
40–30 億年前の火星は，活発な火山活動に伴うマグマ

分子炭素化合物（macromolecular carbon, MMC）の存の放出が卓越したことが，地質学的証拠から指摘され在が報告されている（[75, 76] および，それらの引用文ている [71]．40 億年以前の火山活動に関しては，地質献）．これらは鉱物のインクルージョンや割れ目・粒記録がほとんど残っていないため十分にわからないが，間などに存在し，組織観察や化学分析から（少なくと太古の火山噴火に伴う脱ガスは，火星の表層環境に大も一部は）地球の汚染ではなく火星由来であると考えきく影響したと思われる．火星隕石の記録から，現在られている．MMC の形成は，還元的なマグマの冷却の火星マントルは地球に比べ水に枯渇していることがや熱水反応，隕石衝突などの非生物的プロセスによる．これは，知られている（H2O ≤ 15–70 ppm ; [48, 72]）

ものと考えられ，必ずしも生命活動の痕跡を示すもの

必ずしも火星マントルが初期から「ドライ」であったではない．しかし，これらの発見は，生命の材料となことを意味しない．これまでの火星探査・火星隕石かりうる物質が火星表層に長期間存在したことを示唆すら見つかった多数の水の痕跡から，初期火星には全球る．特にレゴリス角礫岩である NWA 7034 に含まれ平 均 で 数 100 m － 1,000 m の 大 規 模 な 表 層 水（古 海る MMC は，火星の堆積岩中に見つかった有機物とも

洋）が存在したと指摘されている（[53] および，その引関連性が高いかもしれない．将来の火星探査・火星隕

用文献）．初期の火星では，マントルから表層への水石分析で，火星の有機物形成プロセスと火星生命可能の供給が重要な役割を果たした可能性が高い．火星の性の探求が大きく進むことを期待する．

内部進化，特に水などの揮発性元素の脱ガス史の解明
は，火星の水環境を理解する上での重要な未解決課題

188

日本惑星科学会誌 Vol. 27, No. 3, 2018[14] Cassata, W. S. et al., 2010, Geochim. Cosmochim. Acta

7. おわりに74, 6900.
[15] Koike, M. et al., 2014, Geochemical J. 48, 423.

火星隕石が記録する鉱物・同位体化学情報は，火星[16] McKay, D. S. et al., 1996, Science 273, 924.

史の解明に大きく貢献してきた．分析技術の進歩や新[17] 三浦弥生, 2017, 日本惑星科学会誌 26, 15.

たな隕石の発見に伴い，火星隕石から得られる情報は[18] Halevy, I. et al., 2011, PNAS 108, 16895.

今後も増えるだろう．また，現在，日本主導の火星衛[19] Agee, C. B. et al., 2013, Science 339, 780.

星サンプルリターン計画（MMX 計画）が進んでおり，[20] Humayun, M. et al., 2013, Nature 503, 513.

将来的には火星地下圏の探査，火星からのサンプルリ[21] McCubbin, F. M. et al., 2016, J. Geophys. Res. Planets

ターンも実現すると期待される．急速に火星圏の科学が発展しつつある現在，唯一の実試料である火星隕石が果たす役割はさらに大きくなると言える．

121, 2120.
[22] Cartwright, J. A. et al., 2014, Earth Planet. Sci. Lett.
400, 77.
[23] Bellucci, J. J. et al., 2015, Earth Planet. Sci. Lett. 410,

謝 辞

34.
[24] Nyquist, L. E. et al., 2016, Meteorit. Planet. Sci. 51,

玄田英典博士には，本稿を執筆する機会を頂き，粗稿を読んで頂きました．また，三浦弥生博士には，大変有意義なご助言・ご指摘を多数頂きました．これらの方々に感謝致します．本研究は，日本学術振興会科研費（17H06459, 15KK0153, 16H04073, 18J02005）の援助を受けています．

483.
[25] Lorand, J. P. et al., 2015, Meteorit. Planet. Sci. 50,
2099.
[26] Simon, J. I. et al., 2014, 77th Meeting of the
Meteoritical Society abstract.
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↑TOPへ←目次へ

火星研究における「火星隕石」の役割：これまでの貢献と将来の展望／小池 他[40] Koike, M. et al., 2017, 48th Lunar Planet. Sci. Conf.
abstract.
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79.
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[55] McCubbin, F. M. et al., 2016, 47th Lunar Planet. Sci.
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190

日本惑星科学会誌 Vol. 27, No. 3, 2018

特集「火星圏のサイエンス」

火星隕石が経験した衝撃変成
新原 隆史

1,2

2018年6月30日受領，査読を経て2018年7月17日受理．

（要旨）南極や砂漠で隕石発見数が増えるにつれ火星隕石の登録数も増加し，岩石学的なバリエーションを増やしている．このことにより火星の表面に存在する岩石の起源や火星の進化史の理解にむけた研究が進められている．しかしながら火星のような重力天体の表面から岩石が脱出し地球へと落下する過程においては，
少なくとも火星脱出時に衝撃変成を受けている．この衝撃変成によって獲得される高温・高圧環境では岩石の記録が様々な程度で上書きされ，さらには岩石中でも不均質であるため，丁寧にこの評価を行うことは火星隕石から火星の進化史を理解するうえで重要である．

1. はじめに成の変化など，様々なレベルでの影響を与える．このため，本稿ではこれまでに火星隕石から報告されてい火星隕石はこの 20 年の間に発見数が飛躍的に伸び，る衝撃変成の痕跡をまとめたい．

Meteoritical Bulletin（https://www.lpi.usra.edu/
meteor/metbull.php）への登録は 200 個を超えた．こ2. 火星隕石の分類と形成年代

れらの火星隕石の詳細な分析および火星探査機による観測をあわせることで，火星の進化史や火星マントル

火星隕石が発見されてから現在までに，多くの分析の様相を類推することが可能となっている．現時点でにより分類がなされてきた．火星隕石の数が増えるこ

50,000 個を超える隕石試料の内の一部が火星起源であとによって，その岩石種や化学的な特徴に大きなバリるということは 1980 年代に明らかとなり，その論拠

エーションが生まれた．岩石・鉱物学的特徴を基にしは三河内 [1] に詳しい．岩石が火星を脱出して地球へた分類では，輝石や斜長石（マスケリナイト化していと落下する過程では，特に火星脱出の際に少なくともる ）を 主 要 構 成 鉱 物 と す る シ ャ ー ゴ ッ タ イ ト

1 回の衝撃現象を経験している．火星隕石の放出過程（Shergottite：玄武岩質，レルゾライト質，かんらんについては黒澤 , 他 [2] を参照されたい．隕石に見られ石フィリックに細分される），単斜輝石が卓越している衝撃変成の程度については，衝撃実験や隕石の観察

るナクライト（Nakhlite：単斜輝石集積岩），かんらんに基づきまとめられているが，岩石 1 つ 1 つが経験し石が卓越しているシャシナイト（Chassignite：かんらた衝撃変成度は異なり，また同一の岩石の中でもこの

（ALH）
ん岩質）
， 斜 方 輝 石 が 卓 越 す る Allan Hills

影響は不均質であるため，個々の隕石について丁寧な

84001（斜方輝石集積）に分類されている．また，近年観察によって上書きされた衝撃変成の情報を正しく読の砂漠から回収された隕石の中には，玄武岩質の角礫み解くことが，母天体での現象を理解するうえで重要（NWA）7034 など）が発見された．
岩（Northwest Africa

である．一口に衝撃変成といってもその変化は多様で，

シャーゴッタイトについては化学的な特徴（軽希土元

岩石組織・鉱物相の変化，化学組成の変化，同位体組

素パターン）を基にするとさらに 3 種類に分けることができる（不適合元素に富むもの，乏しいもの，中間

1. 東京大学大学院 工学系研究科 システム創成学専攻
2. 東京大学 総合研究博物館
niihara@sys.t.u-tokyo.ac.jp

的なもの）．このような特徴はシャーゴッタイトを作るマグマの起源の違いを反映していると解釈される．

火星隕石が経験した衝撃変成／新原191

火 星 隕 石 の形成年代をみると，最も古い岩 石 で は残り物質が存在している．全岩溶融をしたような衝撃

ALH 84001 の約 45 億年前，新しい岩石ではシャーゴ

溶融岩は火星隕石にはまだ見つかっていない．これはッタイトのおよそ 2 億年前，中間的な 13 億年前を示す

火星隕石の発見数が伸びているといえどもまだ数には

ナクライトとシャシナイトと幅広い年代の記録を残し限りがあるためであると考えられる．

ており，火星の進化史を考えるうえで重要な試料であ多くの火星隕石において特徴的な衝撃変成による変化として挙げられるのは，斜長石が結晶構造を失った

る [3]．

マスケリナイト（diaplectic ガラス）である
（図 2）
．衝撃

3. 岩石組織・鉱物の変化

圧と斜長石の変化の関係については，Fritz, et al. [4]によりまとめられており，おおよそ次に示す 5 つのス

現在確認されている火星隕石のほとんどの試料は強テージに分類されているが明確な境界があるわけでは

い衝撃変成を受けた痕跡をのこしており，岩石学的・

5-20 GPa 斜長石の複屈折が見られる ;（b）ない :（a）

鉱物学的に様々に変化している．最も強い衝撃が加わ26-32 GPa 部分的に複屈折が残っている diaplectic ガった場合は岩石の一部が溶融するがその溶融の形態もラス ;（c）
30-36 GPa 反射率が斜長石とガラスの中間

さまざまである（図 1）．岩石に細く黒い線状に続く溶40-45 GPa 反射率が合的になる diaplectic ガラス ;（d）融脈（メルトベイン）は多くの火星隕石で観察され（図>45 GPa
成斜長石ガラスに近い diaplectic ガラス ;（e）1 上），このベイン中に高圧鉱物が存在していること

反射率が合成斜長石ガラスと等しい vesiculated ガラがある．Dhofar（Dho）378 はシャーゴッタイトの中でスとなる，ナクライトやシャシナイトに含まれる斜長は，大規模に溶融した痕跡が確認でき，発泡した様子

石（マスケリナイト）
は火星隕石の中では比較的低い衝が観察できる（図 1 左）．溶融の規模が小さい場合は，撃圧の痕跡を持ち，シャーゴッタイトは高衝撃圧の特

数ミリ程度の領域が溶融したメルトポケットが観察さ徴を持つ．近年発見された NWA 8159 シャーゴッタ

れる（図 1 右）．このようなメルトの中には多くの溶けイトからはマスケリナイトではなく弱く衝撃を受けた

図1： 衝撃により溶融した組織．（上）NWA 856に見られる細いメルトベイン（破線に沿う黒い脈）．火星隕石には
このようなベインがよく観察される．（左）Dho 378はシャーゴッタイトの中でも溶融した物質の割合が多い．
（右）RBT 04261には多くのメルトポケットが観察される．年代測定に使われたバデレアイトもメルト
中に存在することもある．

192

日本惑星科学会誌 Vol. 27, No. 3, 2018

図2： ALH-77005の偏光顕微鏡写真．斜長石はマスケリナイト化しており，クロスニコルでは黒く光を透過しない．
この隕石に含まれるかんらん石は茶色く変色している．（左）オープンニコル，（右）クロスニコル．  

斜長石が発見されており，シャーゴッタイトであっても増えており，今後も未知の高圧鉱物が発見されるこも比較的低い圧力で形成したものも存在している [5]．

とが期待される．このような高圧相の多くはメルトポ

Fritz, et al. [4] は様々な火星隕石に含まれる斜長石おケットやショックベイン中などの岩石の中でも特異的よびマスケリナイトを顕微ラマン分光に分析を行い，に高温・高圧状態が獲得された場所に局所的に存在し衝撃圧に応じてラマンスペクトルの変化が起こることている．

を報告しているが，特に高い衝撃圧縮の場合だと衝撃

火星隕石に含まれるかんらん石には，茶色や黒色を後の熱によるアニーリングの影響があり，ラマンスペ呈するものが存在している（図 2）．これらのかんらん

クトルの変化と圧力とは一致しないことを指摘してい石は結晶化時点から茶色や黒色を呈しているわけではる．地球の火山岩に含まれる斜長石には主要化学組成

なく，衝撃変成によって析出したナノフェーズの鉄がの累帯構造が見られるが，火星隕石中のマスケリナイ

生成したことによる．ナノフェーズ鉄の形成メカニズ

トにも同様の累帯構造が保存されている場合がある

ムについてはかんらん石の還元反応と考えられてきた[6]，マスケリナイトの形成過程については未だに議論が [ たとえば 10, 11]，三河内，他 [12] はこれらのナノがなされており，Chen and El Goresy [7] は高圧下でフェーズ物質の中に酸化鉄（マグネタイト）も含まれてのメルトであると主張しているが，Jaret et al. [8] らいることを明らかにし，還元反応と酸化反応が起きてはインドのロナクレーターに産するマスケリナイトのいるとした．XANES による詳細な鉄の価数分析と電分析によりマスケリナイトは固相－固相の相変化によ

子顕微鏡による周囲の産状をみると，Fe がわずかにり形成したとしている．

存在していることや周囲にシリカ相が存在しないこと

斜長石は衝撃によりアモルファス化しているが，そ3+から，かんらん石の不均化反応により形成したことがのほかの鉱物には高圧相への相転移も観察される．火示 唆 さ れ る [13]． シ ャ シ ナ イ ト に 分 類 さ れ る NWA

星隕石からは，リングウッダイト，アキモタイト，メ

2737 隕石はほぼ岩石全体が黒色化しており，そのほ

ジャライト，リングナイト，ホーランダイト，スティ

かの火星隕石とは異なる衝撃履歴を受けていることがショバイト，ペロブスカイトといった高圧鉱物が数多うかがえる．この隕石のようにかんらん石の黒色化をく報告されており，衝撃時の温度・圧力を記録してい起こすためには温度上昇がおおよそ 1200-1500 ℃で衝る．一例として，Tissint 隕石は高圧鉱物の存在から

撃圧持続時間が 90 ms 程度必要であると見積もられた25 GPa の圧力で 2000 ℃ほどの温度上昇を経験してい[13]．

ると見積もられた [9]．電子顕微鏡や顕微ラマン分光，
電子後方散乱回折法（EBSD）などの局所分析技術が発展するに従い，火星隕石中の高圧鉱物の発見数は現在

火星隕石が経験した衝撃変成／新原

193

図3： 火星隕石の可視・近赤外スペクトルの変化．黒色化したNWA 2737ではケイ酸塩鉱物の吸収が不明瞭となっている．データはブラウン大学のRELABより．

ルは火星周回機からの観測により得られており [17]，4. 反射スペクトルへの影響

炭素質コンドライトである Tagish Lake 隕石に似ているとされている．この隕石のスペクトルの特徴として黒色化した NWA 2737 隕石について可視・近赤外は反射率が低く，ケイ酸塩鉱物などの顕著な吸収が見領域の反射スペクトルを見てみると，そのほかの火星

られないことである．本来ケイ酸塩鉱物が主体の火星

隕石では顕著にみられるケイ酸塩鉱物であるかんらん

物質のスペクトルは可視・近赤外領域のスペクトルは石や輝石の吸収（1 μm・2 μm 付近）がほとんど見られ

かんらん石や輝石の吸収（1 μm・2 μm）が顕著である

なくなっている（図 3）[14,15]．同時に反射率も５％ほが，衝撃変成による溶融やナノフェーズの鉄・マグネ

どと低くなっている（図 3）．火星隕石は火星を飛び出

タイトの析出によって，スペクトルの特徴を失ってしして地球に落下したものであるが，これらと同様の物

まう．さらにはアポロ計画やルナ計画で持ち帰られた

質は火星の衛星のフォボスにも降り注いでいる可能性

月面試料や小惑星探査機はやぶさが持ち帰った S 型小がある [16]．火星衛星であるフォボスの反射スペクト

惑星試料では，宇宙風化によってケイ酸塩鉱物の表面

図4： 炭素質コンドライトと衝撃変成により黒色化した火星隕石のスペクトルの比較．黒色化した火星隕石のスペクトルは，吸収が不明瞭となり炭素質隕石の反射率に近くなっている．データはブラウン大学のRELAB
より．

194

にナノフェーズの鉄が形成しスペクトルの特徴も暗く

日本惑星科学会誌 Vol. 27, No. 3, 2018

ステージでの結晶化プロセス [27] や地殻物質との反応なっていることが明らかにされた [ 例えば 18]．つまり， をしている [ 例えば 28] ことが考えられているため，とフォボス表面に火星物質が存在しているとしても，宇くに親核種の分析を行わない Pb-Pb 年代が示す年代

宙風化によって火星物質はさらに黒色化していること

が結晶化年代とする説には疑問点がのこる．これまでが考えられる．さらに火星衛星の形成過程としては，に行われてきた同位体年代は全岩及び鉱物フラクショ

小惑星の捕獲（炭素質コンドライト類似物質）[ 例えばンから求められたアイソクロン年代であったが，近年

19] もしくは火星へのジャイアントインパクト起源（火では単一鉱物を用いた局所同位体分析による年代測定星物質）[ 例えば 20, 21] が唱えられており議論が継続も行われている [29, 30]．火星隕石中には地球の珪長している．火星衛星の起源と進化過程については兵頭・質岩に見られるジルコン（ZrSiO4）はあまり含まれてい玄田 [22] を参照されたい．火星物質と炭素質コンドラ

ないが，高温でも安定でジルコンと同様に年代測定に

イトではその構成元素や鉱物組み合わせは大きく異な用いることができるバデレアイト（ZrO2）が微量ながっているが，火星物質が衝撃変成や宇宙風化により黒ら含まれているため（図 1），このバデレアイトを用い色化した場合は反射スペクトルで見分けるのが困難にた鉱物年代を求める試みがなされてきた [29,30]．また，なる可能性もある（図 4）．このためリモートセンシン

この鉱物が衝撃変成による高温・高圧下でも結晶化年

グ（ガンマ線分光分析や近接でのラマン分光分析な代を保つことができるのかについて明らかにするため

ど）やサンプルリターンによりもたらされる詳細なデに，著者らは年代既知の地球産バデレアイトの U-Pb

ータによる物質同定に期待が寄せられる．

同位体系について衝撃実験（最大 57 GPa）や加熱実験（最大 1300 ℃）を行い，衝撃変成による高温・高圧環

5. 衝撃変成による同位体系への影響

境下でも年代情報を失ってしまうようなリセットが行
われないことが確かめられた [26]．ただし地上での衝1980 年代より火星隕石の同位体年代が衝撃変成に

撃実験は衝撃圧の持続時間などが天然の現象とは異なよりリセットされたものなのかについては議論されてるため，天然の衝撃現象と比較する際には注意が必要

きた [ 例えば 23-26]．とくにシャーゴッタイトの Rb-Sr， である．筆者 [29] は 10 μm ほどの微小領域での年代測
Sm-Nd，Ar-Ar，U-Pb などの放射性同位体年代から定を RBT 04261 シャーゴッタイトに含まれる様々なは約 2 億年という同位体年代が求められているが，こ産状のバデレアイトについて行った．この結果，衝撃の年代が岩石の形成年代なのか，衝撃変成でリセット

により部分的に溶融したバデレアイトに若干の同位体した年代なのかについて議論されてきた．1980 年代

系の乱れが確認されたが，年代の完全なリセットは起にはシャーゴッタイトに含まれるかんらん石の主要元

きていないことを明らかにし，約２億年の年代がシャ

素組成の累帯構造が保存されていることから，同位体

ーゴッタイトの結晶化年代であると結論した．さらに系から得られた年代は結晶化年代であるとされていた

Moser ら [31] は衝撃によりバデレアイトが分解し新た[23]．2000 年代に入り高精度の Pb-Pb 年代が測定されにジルコンが成長している産状を発見し年代測定をしると，約 41 憶年という年代が報告され，再度年代のたところ，10 Ma ほどと非常に若い年代を得ており，も つ 意 味 の 議 論 が な さ れ た [24, 25]．Bouvier et al.

この年代が衝撃によるリセット年代であるとした．こ[24,25] は Pb-Pb 年代で求められた 41 億年前という年のように年代がリセットしているときには強い衝撃の代値こそが結晶化年代であり，約 2 億年という年代値

痕跡が確認できる．

は水質変成もしくは衝撃変成によりリセットされた年代であると主張したが，それを直接的に示す根拠は示されていない．火星隕石は強い衝撃変成の痕跡を残しているが，岩石全体が溶融しているような隕石はまれ

6. 火星隕石が受けた衝撃変成の評価における問題点である．このため，すべての同位体系を同時にリセッ

火星隕石に限らず，隕石が経験した衝撃変成度は岩トさせ，Pb 同位体のみが変化をしない状況が必要と

石・鉱物学的特徴，衝撃実験による再現実験によってなる．また，シャーゴッタイトの成因を考えると，2求められており，例えば Stöffler et al. [32] によるとシ火星隕石が経験した衝撃変成／新原195ョックステージを S1-S6 の 6 ステージと溶融岩として分類がなされており，現在もこれを踏襲する形となっ

参考文献ている．火星隕石についても同様の手法で評価されて
おり，Fritz et al. [33] によってまとめられている．こ[1] 三河内岳, 2014, 遊星人 23, 278.

れらによると，火星隕石が経験した衝撃後の温度上昇[2] 黒澤耕介ほか, 2018, 遊星人（本号）.

は 10-1000 ℃程度で，ピーク圧力は 5-55 GPa 程度と[3] Nyquist, L. E. et al., 2001, Space Sci. Rev. 96, 105.

なっている．しかしながら，これらの情報は限られた[4] Fritz, J. et al., 2005, Ant. Meteorite Res. 18, 96.

実験データにより与えられているために，定量的な評[5] Herd, C. D. K. et al., 2017, Geochim. Cosmochim.

価としては議論の余地がありそうだ．ダイアモンドア
ンビルを用いた斜長石のアモルファス化の実験では斜長石のマスケリナイト化は従来考えられていた衝撃圧（30 － 90 GPa）は必要ないと提案されている [34]．最近
では，Kurosawa and Genda [35] による理論計算によると，岩石の内部摩擦を考慮すると，温度上昇は容易に 2000 ℃にも達するとされており，温度の指標の見直しや定量的な指標の検討が必要かもしれない．

Acta 218, 1.
[6] Mikouchi, T. et al., 1999, Earth Planet. Sci. Lett. 173,235.
[7] Chen, M. and El Goresy, A., 2000, Earth Planet. Sci.
Lett. 179, 489.
[8] Jaret, S. J. et al., 2015, Jour. Geophys. Res. Planet. 120,570.
[9] Baziotis, I. P. et al., 2012, Nature Communications
4:1404, 1.

7. おわりに[10] Van de Moortèle, B. et al., 2007, Earth Planet. Sci.
Lett. 262, 37.

火星隕石の発見数が増えるにつれて情報量も増えているが，たびたび衝撃変成と岩石の記録の意味付けに[11] Treiman, A. et al., 2007, J. Geophys. Res. 112, E04002,
doi:10.1029/2006JE002777

関して議論が起こっている . 火星隕石全般として強い[12] 三河内岳ほか, 2011, 遊星人 20, 161.

衝撃変成によって情報が上書きされた状態であるため，[13] Takenouchi, A. et al., 2017, Meteorit. Planet. Sci. 52,

火星隕石が持つ記録が衝撃変成によるものなのか，はたまた岩石の起源や形成過程に関する情報を保持して

2491.
[14] Pieters, C. M. et al., 2008, J. Geophys. Res. 113,

いるのか，を理解するためには，衝撃変成による影響

E06004, doi:10.1029/2007JE002939.

を正しく評価することは重要である．この衝撃変成に[15] Noble, S. et al., 2007, Icarus 192, 629.

よる影響は同一岩石の中でも不均質であるため，特に[16] Ramsley, K. R. and Head, J. W., 2013, Planet. Space

局所分析においては分析点付近の状況を正しく判断す

Sci. 87, 115.

ることが求められる．このためには，衝撃変成の温度・[17] Fraeman, A. A. et al., 2014, Icarus 229, 196.

圧力の定量的な指標の構築も必要となるだろう．

[18] Hiroi, T. et al., 2006, Nature 443, 56.
[19] Pollack, J. B. et al., 1978, Science 199, 66.

謝 辞[20] Craddock, R. A., 2011, Icarus 211, 1150.
[21] Hyodo, R. et al., 2017, ApJ 845, 125.

今回，執筆の機会を与えてくださった東京工業大学[22] 兵頭龍樹ほか, 2018, 遊星人 27, 216.

の玄田英典博士と葉工業大学の黒澤耕助博士，本稿を[23] Jones, J., 1986, Geochim. Cosmochim. Acta 50, 969.

査読いただいた JAXA/ISAS の臼井寛裕博士には深く[24] Bouvier, A. et al., 2005, Earth Planet. Sci. Lett. 240,

感謝を申し上げます．また，東京大学の菊地紘博士には火星衛星に関して有益な議論をさせていただきましたので併せてお礼申し上げます．本稿の一部はクリタ
水環境科学財団（17D006）より助成を受けたものである．

221.
[25] Bouvier, A. et al., 2008, Earth Planet. Sci. Lett. 266,
105.
[26] Niihara, T. et al., 2012, Earth Planet. Sci. Lett. 341,
195.

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196

日本惑星科学会誌 Vol. 27, No. 3, 2018[27] McCoy, T.J. et al., 1992, Geochim. Cosmochim. Acta56, 3571.
[28] Shearer, C.K. et al., 2018, Geochim. Cosmochim. Acta
234, 24.
[29] Niihara, T., 2011, Jour. Geophys, Res. 116, E12008.
[30] Herd, C. D. K. et al., 2007, Lunar Planet. Sci. 38,
Abstract 1664.
[31] Moser, D.E. et al., 2013, Nature 499, 454.
[32] Stöffler, D. et al., 1991, Geochim. Cosmochim. Acta
55, 3845.
[33] Fritz, J. et al., 2005, Meteorit. Planet. Sci. 40, 1393.
[34] Tomioka, N. et al., 2010, Geophys. Res. Lett. 37,
L21301.
[35] Kurosawa, K. and Genda, H., 2018, Geophys. Res.
Lett. 45, 620.

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火星隕石の放出過程／黒澤 他

197

特集「火星圏のサイエンス」

火星隕石の放出過程
黒澤 耕介 ，玄田 英典 ，岡本 尚也 ，松井 孝典1
1

2

1,3

2018年6月29日受領，査読を経て2018年7月23日受理．

（要旨）火星隕石は火星の表層物質が地球に到達することがあるという物的証拠である．ところが，衝撃物理学の原理に従うと火星表層物質が宇宙空間に射出されるという力学的制約（放出速度 > 5 km/s）と，火星を同時に満たすことはできない．我々は先行
隕石の岩石学的分析から得られる制約（最大経験圧力 <50 GPa）
研究に比べて一桁以上高い空間解像度で数値衝突計算を実施し，火星隕石放出過程について詳細に調査した．
その結果，衝撃波と膨張波の伝搬によって加速された物質が地表面付近で局所的に集まることで圧力勾配が発生し，その一部が心太式に緩やかに加速されることがわかった．このことにより , 衝撃物理学から決まる
上限の速度よりも高速度の放出が達成されることがわかった . 我々はこの緩やかな加速を ｢ 後期加速 ｣ と名付けた．本稿ではこの新発見について紹介し，天体衝突による高速度放出についての未解明点を整理する．

ことがわかっているため比較的低衝撃圧であることが

1. はじめに

岩石学的条件として加わる．
以下では力学的な制約（放
火星隕石は現在のところ，人類が手にできる唯一の出速度 vej > 5 km/s）と岩石学的な制約（最大衝撃圧力

火星の試料である．火星探査機によるその場分析では<50 GPa）を 同 時 に 満 た す 条 件 を MM（Martian

不可能な火星物質の高度な地球化学分析データの蓄積

meteorite）
条件と呼ぶことにする．

が，比較惑星学の発展に重要な貢献をしてきたことはここで衝撃物理学で天体衝突による標的表層物質の疑いがないであろう [e.g., 1]．本稿では火星隕石がど加速過程がどのように記述されるか説明する．最初にのように火星を脱出して地球に到達することができた

以下で用いる圧縮波，衝撃波，希薄波，膨張波の言葉のか，その力学機構に焦点を当て，先行研究と最近のの定義を述べておこう．圧縮波は媒質中で密度を増加させる縦波を指し，衝撃波は固体中の P 波速度よりも我々の研究についてまとめる .
火星隕石が地球上で見つかるという事実は火星表層

高速で伝播する圧縮波を指す．希薄波は自由表面の情物質が火星の重力を振り切って宇宙空間に脱出したこ報を伝える見かけの波を指す．希薄波は圧縮された媒とを意味している．火星への典型的な衝突速度は～10

体中の P 波速度で伝播する．膨張波は希薄波が到達しkm/s であるので，その半分程度の速度まで標的天体た物質を実際に自由表面に向けて膨張させる波を指す．

の表層物質を加速できるかどうか？が問題となる．衝希薄波は情報のみを伝えるが，膨張波は実際に速度変突噴射現象（Impact jetting）によって，衝突速度より化を及ぼす．衝撃波背面の物質は衝撃波の伝播方向とも速い放出物が生成される [e.g., 2, 3] ことが知られて同じ向きに加速される．自由表面の情報を伝える希薄

おり，力学的な制約を満たすのは難しくないように思波が到達すると，自由表面に向けて膨張し，速度ベク

える．火星隕石の岩石学的分析によって火星隕石が経トルの方向が変化する．これは見かけ上標的表面から1験した最大衝撃圧力は 30-50 GPa 程度 [e.g., 4] である

伝わる膨張波による加速と見ることができる．膨張波

1. 千葉工業大学 惑星探査研究センター
2. 東京工業大学 地球生命研究所
3.宇宙航空研究開発機構 宇宙科学研究所
kosuke.kurosawa@perc.it-chiba.ac.jp

1. Nakhlitesなど低い衝撃圧力（5-20 GPa）しか経験していないとされる火星隕石も見つかっているが，ここでは初めて数値計
算によって衝突剥離過程の検証を行ったHead et al.（2002）に習い，30–50 GPaの衝撃圧範囲を設定した.

198

日本惑星科学会誌 Vol. 27, No. 3, 2018

で決まることによる．このモデルは低圧縮度と高速度放出の両立は可能であることを明快に示しており，火星隕石は天体衝突によって火星物質が宇宙空間に放出されたものであるという認識が広まった．ところが高速度衝突時の衝突点近傍では上記の 2 つの仮定が妥当性を失うためにこのモデルは >1 km/s の高速度放出に適用できない．すなわちこのモデルで火星隕石の放出過程を扱うことはできない．これは提唱者の Jay
Melosh 氏自身が論文の要旨で顕に述べている．衝突点近傍では圧縮度が高く衝撃波が発生するため，三角波の仮定は適用不可となる．また衝撃波による不可逆
加熱で蓄えられた内部エネルギーに起因する熱圧力の効果が無視できないので，波の線形重ね合わせも妥当
図1： 最大衝撃圧力に対する放出速度の上限値. 3種類の異なる物
質について示した．計算に用いた物性値は参考文献[5]のもの．MM条件（本文参照）を満たす領域に赤のハッチをかけた．Kurosawa et al.（2018）[12]のFigure 2を改変．

でない．このような解析的取扱いの限界を受けて，計算機の能力が向上してきた 2000 年代に入ってから格子法を用いた数値衝突計算によって衝突剥離過程で火星隕石の放出を説明できるかどうかの検証が行われた伝播による速度の変化量は最初の衝撃波加速で得た粒[4, 7]．これらの計算では熱圧力を取り扱える状態方程

子速度の大きさと同程度である [e.g., 3, 5]．膨張波背式が用いられた．標的天体の極表面から MM 条件を面の物質はその伝播方向と反対向きに加速される．従満たす高速放出物が発生することが確かめられ，このって衝撃波に対して膨張波が対向から伝播する幾何学問題に決着がついたように見えた．

条件の場合が最終的な粒子速度の理想的な上限となり，

数値衝突計算中で衝撃圧縮を経験しているにも関わ

その絶対値は衝撃波背面における粒子速度の 2 倍であらず，衝突物理の原理から導かれる放出速度の上限をる．これは自由表面における Velocity doubling rule

超えて MM 条件を満たす放出物が発生する物理的なとして広く知られている [e.g., 5]．このような幾何学

理由は明確に示されてはいなかった．数値計算に導入

条件の代表例は 1 次元平板衝突実験の標的裏面付近でした人工粘性によって自由表面付近で衝撃波が人為的ある．図 1 に花崗岩，玄武岩，橄欖岩の理想的な到達に鈍った結果，最大衝撃圧力が見かけ上小さくなった

速度を衝撃圧の関数として示す．この計算から衝撃物可能性が指摘され [8, 9]．2010 年以降に火星隕石放出理の原理に従って検討すると天体衝突による物質放出の力学機構について再び議論されるようになった [8-で MM 条件を満たすことは困難であることがわかる．

11]．筆者らがこの研究を始めた 2015 年当時では議論

月隕石や火星隕石の放出を説明する力学モデルとしは平行線を辿ったまま収束していなかった ．そこでて 80 年 代 に 提 案 さ れ た の が 衝 突 剥 離 過 程（Impact

我々は現代の数値衝突計算と室内衝突実験を組み合わspallation）[6] である．標的表面（自由表面，圧力 0 のせ，惑星間物質移動を説明するような高速度放出の力境界条件）付近の浅部では衝突点から伝播する圧縮波学機構の解明を目指すこととした．

2と自由表面からの膨張波が干渉する領域（Interferencezone）が存在する．このとき圧縮波・膨張波の時間に

2. 衝突剥離の数値計算

対する形状が三角波であること，2 つの波の線形足し合わせが可能であること，の 2 つの仮定を置くと，干本研究では格子法と粒子法の 2 種類の独立な数値手

渉領域内の物質の圧力は圧縮波の頂点まで到達しない法を用いて先行研究よりも 1 桁以上高い空間解像度でが，粒子速度は圧縮波で駆動されるそれの〜 2 倍になる．これは圧力が 2 つの波の合成波の振幅の大きさで決まるのに対し，粒子速度は 2 つの波が作る圧力勾配

2. 衝撃物理の原理に基づき衝突剥離過程による火星隕石の射出は不可能であり，数値衝突計算で見出された低衝撃かつ高速度の物質は人工粘性による見かけの結果に過ぎないと喝破[8,9]したPaul S. De Carli氏が2013年に逝去されたことによる．

火星隕石の放出過程／黒澤 他

199

衝突剥離過程の数値計算を実施し，天体衝突による火る．衝突速度は格子法計算と同様に 12 km/s で固定し星隕石の放出が力学的に可能か否かを検討した [12]．

た．人工粘性は格子法と同じ形式，同じパラメータの今回は簡単のため，球を平面標的に垂直衝突させた．

ものを導入した．

斜め衝突については 4 章にて今後の展望とともに現在

格子法計算では各格子に導入した追跡粒子を，粒子進行中の結果を一部紹介する．状態方程式には花崗岩

法計算では SPH 粒子そのものを解析した．今回は固に対応する Tillotson EOS [13] を用いることで熱圧力体密度を持つ放出物を扱うため，Tillotson EOS で凝3の効果を計算に取り入れた ．衝突天体が標的表面に縮相と判定される粒子のみを取り出して解析した．本

接触する直前から計算を開始し，貫入特徴時間（ts =研究では標的表面から測った高さが 0.1 Rp を超えた粒

Dp/vimp，ここで Dp, vimp はそれぞれ衝突天体直径と衝子を ｢ 放出物 ｣ と定義した．

突速度）の 1.4 倍まで計算した．衝突天体半径（Rp）を
10 km に設定した．衝突現象の最初期を扱うため重力

3. 計算結果の効果は無視できる．また今回は簡単のため，標的天
体表層物質は物質強度を持たない完全流体であるとし

本章では数値計算結果を述べる．3.1 章では計算のて計算を実施した．重力，強度の効果を考慮していな

スナップショットを紹介し，計算中の放出速度と最大いため，今回の計算で得られた結果は任意の空間スケ

衝撃圧力の関係を示す．3.2 章では衝撃波と膨張波をールへ適用可能である [e.g., 14]．本章の以下では格子可視化し，衝撃波と膨張波それぞれについての加速方法，粒子法の計算手法について，そしてデータの解析向について述べる．3.3 章では高解像度計算中で衝突法について簡単に述べる．さらなる詳細については参点近傍の流れ場を解析することで見出された ｢ 心太式考文献 [12] を参照して頂きたい．

後期加速機構 ｣ について述べる．この新機構によって格子法計算には 2 次元版の iSALE-Dellen [15-17] を天体衝突による火星隕石放出は力学的に可能であるこ用いた．円柱座標で球を円柱に衝突させた．空間解像とが示された．3.4 章では実際の火星隕石放出を想定

度は 1000 cells per projectile radius（CPPR）とした．

した計算結果について紹介する .

以下では衝突天体半径を表現するために使用した格子の数を nCPPR と書く．衝突速度は火星や月への典型的

3.1

放出速度と経験した最大衝撃圧の関係

な衝突速度程度である 12 km/s に固定した．計算中で図 2 に貫入特徴時間（t/ts = 1，ここで t は最初の接衝撃波を補足するため von Neumann-Richemyer 型の触からの経過時間）のスナップショットを示す．参考

人工粘性 [18] を導入した．人工粘性のパラメータにはのため異なる空間解像度で行った計算の結果 [12] も示

iSALE で標準的に利用されている値を採用した [19]．

す．格子法と粒子法で似たような結果が得られている

このパラメータでの衝撃波の鈍り具合は半値幅で 3ことがわかる．我々は系統的に空間解像度を変えた計

cell 程度である [12, 20]．各計算格子には追跡粒子を挿算を行い人工粘性の影響を評価した [12]．図 2 では人

入し，その位置，経験した圧力の時間変化を記録させ為的に低衝撃圧となっている物質は灰色で示した．今た．

回は固体密度を持つ放出物に注目しているため，粒子粒 子 法 の 計 算 は 先 行 研 究 [21, 22] で 構 築 さ れ た法を用いると格子法に比べて低い空間解像度でも高速

Smoothed Particle Hydrodynamics（SPH）code を用い度の放出物を表現できるようである．図 3 に放出されて実施した．このコードは 3 次元計算用のコードであた粒子の放出速度と最大衝撃圧力の関係を示す．図 2

るが，2-D iSALE との比較のため垂直衝突の計算を実と同様に空間解像度に対して強く依存するような物質施した．格子法計算の空間解像度と比較するために衝は 灰 色 で 示 し て い る． こ こ で は 結 果 を 放 出 速 度 と（4/3）
突 天 体 を 構 成 す る SPH 粒 子 の 数 nimp を nimp=

Rankine − Hogoniot 関係式から導かれる最大衝撃圧と3

πnCPPR となるように設定した．粒子法計算の空間解8

像度は nCPPR = 200 とした．全粒子数は 1.3 × 10 であ3. 玄武岩に対応するTillotson EOSを用いても結果は変化しない
ことを確かめている[12]．

その衝撃波背面における粒子速度（upH）を比較して整（2）vej =理 す る．3 本 の 線 は そ れ ぞ れ（1）vej = upH，
（3）vej = 2upH の線である．それぞれの線は（1）√2 upH，粒子速度 - 衝撃圧力平面上の Hugoniot 曲線，（2）本研

200

日本惑星科学会誌 Vol. 27, No. 3, 2018

図2： 貫入特徴時間のスナップショット．上段に格子法（2-D iSALE）, 下段に粒子法（3-D SPH）の結果を示す. 空間解像度の異なる計算結果を並べて示した．色は標的物質の粒子速度に対応している. 色がついていない放出物は空間解像度を系統的に変化させた計算で人工粘性の影響を受けていると判定された物質である[12]．Kurosawa et al.（2018）[12]のFigure 3を改変．

図3： 衝撃圧に対する放出速度．（a）に2-D iSALE,（b）に3-D SPHの結果を示す．衝撃圧力と放出速度はそれぞれ1次元インピーダンスマッチング法で計算される圧力，衝突速度で規格化した．衝突速度は12 km/s．色は初期配置における深さを衝突天体半径に対する100分率で示している．図1と同様にMM 条件を満たす領域に赤いハッチをかけた．図2と同様に人工粘性の影響を受け信頼できない粒子には色をつけず灰色で示した. 図中の3本の曲線については本文を参照.

究で見出された衝撃波と膨張波による加速（Shock-

きる深さからも MM 条件を満たす粒子が放出されてrelease cycle）で得られる最大の粒子速度（3.2 章参照），

いることがわかる．以下ではより空間分解能が高い（3）衝突物理の原理から求まる放出速度の上限に対応

2-D iSALE の結果を中心に解説する．upH<vej< √2 upHする．（1）の線よりも高速度で放出される物質（vej >となる粒子の起源について 3.2 章，vej> √2 upH となる粒upH となる粒子）が衝突剥離過程（Spallation）で放出さ子の加速機構について 3.3 章で解説する．

れた物質と定義される [e.g., 12, 14]．2-D iSALE，3-D
SPH の両方で人工粘性の影響を受けていない信頼で火星隕石の放出過程／黒澤 他

201

図4： 2-D iSALEの結果．（a）追跡粒子の初期位置に対する衝撃波, 膨張波の等時刻線．衝突天体貫入特
徴時間で規格化した到来時刻をそれぞれの線の横に示した．（b）表面付近の拡大図．衝突点から衝
突天体半径程度離れた動径方向距離に注目している．（c）図4a中のA, B点に位置する物質の衝撃波と膨張波による加速で得られる合成速度ベクトル模式図．Kurosawa et al.（2018）[12]のFigure 8を改変．

図5： 2-D iSALEの結果．貫入していく衝突天体の縁近辺を拡大した計算のスナップショット.衝突天体
貫入特徴時間で規格化した経過時刻（t/ts）を図中に示した．色は圧力を示す．図2と同様に人工粘性の影響で圧力の計算値が信頼できない物質については色をつけていない． 同じ軌跡を辿る6つの（2018）
追跡粒子の速度ベクトルと，同じ深さの地層の動きを同時に示している．Kurosawa et al．
[12]のFigure 10を改変．

3.2

衝撃波と膨張波の可視化

心としてほぼ半球状に伝播していることがわかる．
t/ts ～0.4 の時刻で衝突天体の縁から膨張波が発生し，

図 4a に追跡粒子の初期位置に対する衝撃波と膨張

三角形状に伝播する．図 4b には標的天体の表面付近

波の到着時刻の等時刻線を示す．衝撃波は衝突点を中を拡大して示す．衝撃波と膨張波の成す角度がほぼ

202

日本惑星科学会誌 Vol. 27, No. 3, 2018

90 度になっていることがわかる．図 4c には図 4a の図中に示した A，B 点における最終的な粒子速度ベクトルの向きを模式的に示す．A 点は衝撃波と膨張波の伝
播方向の成す角度がほぼ 90 度になるため，速度ベク
トルの向きが～45 度曲げられ，その大きさは～√2 倍になると期待できる．B 点のような衝突点遠方では衝撃波と膨張波がほぼ同じ方向から伝播してくる．このとき速度ベクトルは標的表面側に大きく曲げられ，その大きさは衝撃波伝播後のそれと比較して小さい．これは衝突掘削過程（Normal excavation）[e.g., 5, 23] として知られている状況である．このような 2 次元的な衝撃波と膨張波の伝播過程の幾何学的な検討から最終的な粒子速度の実際の上限値は 2upH でなく√2 upH にな
ることがわかった．図 3 で vej > √2 upH の高速度で放出された物質は未知の加速機構で放出されていることに
なる．

3.3

心太式後期加速

図6： 2-D iSALEの結果．（a）図5中で示した6つの追跡粒子の粒子速度（実線, 左Y軸）と圧力（点線, 右Y軸）の時間変化．（b）
6つの追跡粒子の衝突点から測った距離．衝突点半径で規格化している．色は圧力を示す．心太式後期加速が起こっている時刻に赤いハッチをかけた．Kurosawa et al．
（2018）[12]のFigure 11を改変．

本章では vej > √2 upH で放出される物質の加速機構について述べる．図 5 に標的天体に貫入していく衝突
天体の縁を拡大した計算のスナップショットを示す．
計算中で同じ軌跡をたどる 6 粒子の運動と，その粒子が位置している深さの地層の変形も同時に示している．
特筆すべき点は放出物カーテンの根本は地表面を超えているにも関わらず～10 GPa の圧力を受け続けていることである．図 6a に図 5 中の 6 粒子の粒子速度と圧力の時間履歴を示す．最大衝撃圧が衝突点からの距離が大きくなるにつれて減衰しており，衝撃波到達直後の粒子速度の大きさはほぼ upH になっている．図 6b に衝突地点から測った 6 粒子の距離の時間変化を示す．
この図の傾きは衝突点から遠ざかる速度に対応する．
t/ts ～0.4 の時刻に注目すると，6 粒子間の相互距離が詰まって圧縮状態になっていることがわかる．この時
刻は図 5 のパネル（c）に対応しており，粒子 #4，#5，

図7： 2-D iSALEの結果．図5中の追跡粒子#6の粒子速度の絶対値（色付き, 左Y軸），粒子速度の動径方向成分（灰色, 左Y, 粒子速度の鉛直方向成分（黒色, 左Y軸），速度ベクト軸）
ルの向き（色），圧力（青, 右Y軸）の時間変化．火星脱出速度,
最大衝撃圧に対応するupH, √2upHも図中に示した．upHの定義については本文を参照．Kurosawa et al.（2018）[12]のFigure 12を改変.

#6 はすでに地表面を飛び出している．図 6a に戻って同じ時刻の粒子速度と変化に注目すると，初期に衝突

浅い場所に位置していた粒子（例えば粒 #6，低い衝撃点遠方かつ浅いところにいた粒子ほど加速を受け，粒圧，小さい upH）に追いつき，心太式に押し出すことで子速度の大きさの大小関係が入れ替わっていることが発生する．図 7 に粒子 #6 の挙動の詳細を示す．粒子

わかる．最終的に粒子 #4，#5，#6 は火星脱出速度を速度の絶対値，動径方向成分，鉛直方向成分，標的表

超えている．この加速は衝突点からの距離は近いが相面から反時計回りに測った速度ベクトルの角度，圧力対的に深い場所に位置していた粒子（例えば粒子 #1，の時間変化を示している．t/ts = 0.365 の時刻で～35

高い衝撃圧，大きい upH）が，衝突点遠方かつ相対的に

GPa まで圧力が急上昇している．これは衝撃波の到来

火星隕石の放出過程／黒澤 他

203に対応しており，この系では先行研究で用いられた三角波の仮定は妥当でないことを確認した．このときの粒子速度の大きさは 35 GPa に対応する upH になっており，このような複雑な系でも衝撃波面前後の RankineHugoniot 関係式は成立していることがわかる．速度ベクトルの角度は 20-30 度である．この粒子は地表面付近に位置しているので衝撃波と同時に希薄波が到来する．衝撃圧縮の直後に膨張を開始し，圧力が下がる．
t/ts = 0.38-0.39 の時刻で粒子速度がおよそ√2 upH になり，速度ベクトルの角度が 60-70 度に上昇している．
膨張波は粒子 #6 に対してほぼ真上から到来し，速度の動径方向成分はほとんど変化せずに鉛直方向成分のみが増加するため，速度ベクトルの向きが大幅に（～
40-50 度）変化している．これは図 4c の A 点で見た挙動に対応している．t/ts = 0.39-0.41 の時刻では圧力が～10 GPa でほぼ一定となってなり，t/ts = 0.41-0.44 ま

図8： 2-D iSALEの結果．（a）追跡粒子の初期位置に対する放出
速度．最大衝撃圧の等圧線も図中に示している．（b）MM条件（本文参照）を満たす物質の初期位置．Kurosawa etal.（2018）[12]のFigure 14を改変.

で緩やかに減少している．これは粒子 #6 が先述した
心太式押出しによって圧力を受けていることに対応すの境界線も同時に示している．この結果から火星隕石る．図 5c を見ると明らかなように衝突点からみて外は衝突天体半径の 2 % よりも浅い場所から放出される側かつ上側に圧力勾配が生じており，斜め上向きに加ことがわかる．この計算で MM 条件を満たした粒子速される．t/ts = 0.39-0.44 まで粒子速度の動径方向成の総質量は衝突天体質量の 0.12 % であった．斜め衝分，鉛直方向成分がともに緩やかに増加し，最終的に突の場合はより深いところからの放出も可能であるこ

粒子速度の大きさは火星の脱出速度を超えている．圧とからこの掘削深さと質量の見積もりは最小見積もり

力が 0 に近づくと圧力勾配による加速が効かなくなり， であることに注意してほしい .
等速直線運動に移行する．このように（1）初期位置，
特に衝突点からの距離と標的表面からの深度，（2）減4. 議 論衰衝撃波によって生まれる衝突点からの位置に応じた
upH の速度差，（3）放出物流の圧縮性の 3 つの要因によ3 章で述べたように ｢ 後期加速 ｣ の発見によって衝って心太式加速が起こることがわかった．この加速は撃物理学と岩石学の間の矛盾が解消され火星隕石の放衝撃波伝播時のような圧力上昇を伴わない．粒子が詰

出が力学的に可能であることが示された．4.1 章ではまることによって，膨張減圧中に減圧率が一時的に小後期加速による速度変化量についてさらなる考察を加さくなることによって自由表面への圧力勾配による加える．そして斜め衝突の場合に期待される変化（4.2速が長時間持続するという緩やかなものである．我々章）と今後の展望を述べる（4.3 章）．

は こ の 加 速 機 構 を ｢ 後 期 加 速（Late-stage acceleration）｣ と名付けた [12]．

3.4

火星隕石の放出位置

4.1

後期加速による速度変化

本章では 3.3 章で述べた後期加速で得られる速度変化の近似式を導く．放出物カーテンの外縁は自由表面

図 8a に t/ts = 1.4 の時刻までに放出された追跡粒子であることから放出物カーテンの根本付近を構成するの初期位置に対する放出速度を示す．経験した最大衝粒子の加速度 a late は，カーテン根本の圧力 Proot とカー

撃圧の等圧線も同時に示す．図 8b は今回の計算条件

テンの特徴的な厚み L を使って，（12 km/s，垂直衝突）で MM 条件を満たした粒子の初期位置である．最大圧力と火星脱出速度で決まる 3 つa late=

1 ∂P
Proot
  

≈
ρL
ρ ∂r

（1）

204

日本惑星科学会誌 Vol. 27, No. 3, 2018と近似できる．ここでρはカーテンを構成する物質
3

斜め衝突計算の結果の 1 例を示す．我々は弾丸を 100の密度で岩石の場合はおよそ 3000 kg/m である．物

万個以上の SPH 粒子で表現すると，実験で観察され性値と数値計算で得られた典型的な結果を使って速度る放出物の様相をよく再現できることを確かめつつあ

変化量Δv ～ alate Δt を見積もると，る [Okamoto et al., 執 筆 中 ]． こ れ は 高 解 像 度 の 3-D∆t
L（10PGP （）0.05t（）3000ρkg/m ）（0.02R）（km/s）

≈ 1.4


-1

root

a

s

3

-1

p

（2）

SPH 計算結果が信頼できることを強く支持する．数
値計算の最大の長所は室内衝突実験では困難なパラメータの変更や，様々な解析を実施できる点である．今となる．ここでΔt は後期加速の特徴的持続時間である．

後はこの 3-D SPH 計算コードを活用し，斜め衝突に

このように心太式後期加速による速度変化量は十分による火星隕石放出過程について詳細に調べる予定

大きく，図 7 で示した粒子 #6 の実際の放出速度（～6[Genda et al. 執筆中 ] である．

（～3 km/s）の差と同じオーダーであるkm/s）と√2 upH
ことがわかる .

4.2

斜め衝突

4.3

Pansperimia仮説への応用と放出時の経験温度

近年では TRAPPIST-1[27] などの系外惑星系の発見

本研究では簡単のために垂直衝突を扱ったが，天然によって惑星間物質輸送過程（Litho-Panspermia）[e.g.,では斜め 45 度を中心とした斜め衝突が起こる [24]．本

28] に再び注目が集まっている [29, 30]． 本研究で見出

章では斜め衝突で何が変わるのか ? について述べ，さされた心太式後期加速によって相対的に低衝撃圧しからに現在進行中の研究の結果を一部紹介する．過去の経験していない物質が従来の想定よりも多く宇宙空間

室内 / 数値斜め衝突実験から，斜め衝突時の放出物はに放出されていたであろう．母天体で生まれた微生物

著しい方位角異方性を示すことが知られている [e.g.,が衝突時の衝撃に耐え惑星間を移動するとする

25]．これは衝突速度ベクトルを標的表面に対して垂Panspermia 仮説に新展開をもたらすと期待している．

直方向成分と水平方向成分に分けると定性的には理解

ここで本研究では扱っていない物質放出時の加熱につできる．斜め衝突で形成されるクレータの大きさや衝いても述べておく．火星隕石は 100-600 K 程度の昇温

撃加熱度は衝突速度の垂直成分とよい相関があることを経験したと推定されている [e.g., 1, 31]．100 K 程度が知られており [e.g., 26]，斜め衝突は衝突速度の水平の温度であれば十分に耐える微生物も存在するため，方向成分で移動する座標系における垂直衝突と大雑把

生命の惑星間移動の可能性についても期待できる．とには近似できる．従って本研究で得られた垂直衝突のころが火星隕石の経験温度の推定値の多くは岩石学・放出物の速度ベクトルと水平方向の並進速度ベクトル

鉱物学分析から推定された最大衝撃圧から熱力学演算の和が斜め衝突時の放出物分布の第一次近似となるでによって間接的に算出されたものであることには注意あろう．

（2018）
が必要である．最近，Kurosawa and Genda

現在我々は斜め衝突時の高速放出物の発生過程の詳[32] は岩石物質の物質強度の効果を再評価し，従来の細を明らかにするため室内 / 数値衝突実験を実施して想定よりも低衝撃圧力でも同位体時計の初期化や熔融

いる [Okamoto et al., 執筆中 ; Genda et al. 執筆中 ]．過を引き起こすほどの高温に達することを示した．この

去の研究との大きな違いは（1）2013 年以降に可能にな発見は実際に火星隕石が経験した温度はこれまでの推った弾丸貫入特徴時間 ts よりも短い時間間隔の撮像計

定値よりも高い可能性があることを示唆する．今後は測を実施した点，（2）標的に融点の低いプラスチック

物質強度を取り入れた高解像度の数値衝突計算を実施

を用い，高速放出成分が完全流体として振る舞うようし，火星隕石が経験した圧力 - 温度の復元を行っていに工夫した点である．この 2 点によって室内衝突実験

く予定である .

と数値衝突計算の結果の詳細比較を可能にした．図 9に千葉工業大学惑星探査研究センターに設置された二

5. まとめ段式水素ガス銃 [3] を用いて行った超高速撮像計測と，本研究で用いたのと同様の 3-D SPH コードで行った天体衝突による物質放出によって火星隕石を説明で

火星隕石の放出過程／黒澤 他

205

図9： 斜め衝突時の高速度放出物の様子[Okamoto et al., 執筆中]．千葉工業大学惑星探査研究センターで実施した高速度衝突実験の結果を左列，3-D SPHの結果を右列に示す．弾丸と標的はともにポリカーボネイト．3-D SPH計
算ではポリカーボネイトに対応するTillotson EOSを用い，衝突速度と角度は左列に示した実験の実測値と同じに設定した．最初の接触からの経過時刻を図中に示す．括弧内の数字は弾丸貫入特徴時間で規格化した時刻である．

きるか否か，を数値衝突計算で検証した．先行研究に比べて一桁以上高い空間解像度の数値衝突計算を実施

謝 辞

し，衝突直下点近傍の流れ場を詳細に解析した．その結果，（1）MM 条件（放出速度 >5 km/s，経験した最大

iSALE の 開 発 者 で あ る Gareth Collins, Kai

圧力 =30-50 GPa）を満たす物質が確かに存在すること，

Wünnemann, Boris Ivanov, H. Jay Melosh, Dirk El-（2）その物質は衝撃波，膨張波による加速に続く心太

beshausen の各氏に感謝致します．匿名の査読者に感式後期加速によって緩やかに加速されて生じること，謝致します．本研究は科学研究費補助金 17H02990，（3）
12 km/s の垂直衝突の場合，MM 条件を満たす物

アストロバイオロジーセンタープロジェクト研究費

質の初期位置は衝突天体半径の 2 % よりも浅く，総質

AB301018 の支援を受けて実施されました．黒澤は科

量は衝突天体質量の 0.1 % 程度であることがわかった．

学 研 究 費 補 助 金 17H01176，17H01175，17K18812，

本稿で紹介したように近年の計算機能力と実験装置の

18H04464 の援助を受けています .

計測精度の向上によって，天体衝突の衝突直下点の流
体力学，熱力学について真正面から研究を行うことが参考文献

できるようになった．火星隕石は火星から地球への物
質輸送の貴重な実例と位置づけることができ，このような研究を進める上での制約条件を与えてくれる．
我々は（Litho-）Pansperimia 仮説を定量的な議論の俎上にのせるべくさらなる研究を行っていく予定である．

[1] Nyquist, L. E. et al., 2001, Space Science Review 96,
105.
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206

日本惑星科学会誌 Vol. 27, No. 3, 2018

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太陽系ハビタブル惑星の成立を探る火星衛星探査計画MMX ／倉本 他

207

特集「火星圏のサイエンス」

太陽系ハビタブル惑星の成立を探る火星衛星
探査計画MMX
倉本 圭 ，川勝 康弘 ，藤本 正樹 ，玄田 英典 ，平田 成 ，今村 剛 ，
6
7
5
8
2
9
亀田 真吾 ，松本 晃治 ，宮本 英昭 ，諸田 智克 ，長岡 央 ，中川 広務 ，
9
10
2
2
11
中村 智樹 ，小川 和律 ，大嶽 久志 ，尾崎 正伸 ，佐々木 晶 ，
12
5
9
2
12
千秋 博紀 ，橘 省吾 ，寺田 直樹 ，臼井 寛裕 ，和田 浩二 ，8
渡邊 誠一郎 ，MMX study team
1,2

2

2

3

4

5

2018年6月30日受領，査読を経て2018年7月30日受理．

（要旨） 火星衛星 Phobos からのサンプルリターンに挑む火星衛星探査計画（Martian Moons eXploration:
MMX）は，現在，宇宙航空研究開発機構（JAXA）プリプロジェクトとして，2024 年の打ち上げと 5 年の往還期間を設定し，精力的な検討・初期開発が進められている．MMX は，サンプル分析，Deimos を加えた火星衛星の近接観測，そして火星大気および火星圏のモニタリング観測を組み合わせることにより，惑星に寄りそう衛星という切り口と視座から，太陽系における大気と水を湛えたハビタブル惑星の形成と進化の解明に迫ろうとしている．

1. はじめに2015 年に宇宙科学研究所内で実施された予備調査を経た後，戦略的中型探査計画として採用されるに至っ

火星衛星のサンプルリターンミッションである火星

た．

は，衛星探査計画（Martian Moons eXploration : MMX）

火星衛星のサンプルリターンミッションは，これま

我が国の宇宙基本計画 [1] において戦略的中型宇宙科

でにも旧ソ連とロシアによって試みられたが，いずれ学探査計画 1 号機に位置づけられ，現在，JAXA プリ

も技術的な不具合の発生によって失敗に終わってきた．

プロジェクトとして，システム・機器・運用・データ

そして，その代替計画は，実現の見通しがたっていな

処理・サンプル分析等の検討と初期開発が精力的に進い．そんな中，MMX には海外の研究者や宇宙機関かめられている．MMX は，はやぶさの拓いた我が国のら強い関心が寄せられており，科学面はもちろん，技

小天体サンプルリターン探査の優位性を伸ばし，かぐ術交換・設備供与・一部観測機器の提供など，多岐のや（月）やあかつき（金星）で培ってきた我が国の重力天

協力関係が結ばれつつある．こうした国際協力の拡が体探査の火星への拡張を狙う連続性と展開性を有し，りは，火星衛星探査に科学者や技術者を惹き付ける魅1. 北海道大学
2. JAXA
3. 東京工業大学
4. 会津大学
5. 東京大学
6. 立教大学
7. 国立天文台
8. 名古屋大学
9. 東北大学
10. 神戸大学
11. 大阪大学
12. 千葉工業大学
keikei@ep.sci.hokudai.ac.jp

力が備わっていることの証左と，我々は受け止めている．
本稿では，MMX のこれまでの概念検討の最新の結果について，主に科学面に焦点を当てて解説する．なお，本稿は現時点における MMX 計画の検討結果をまとめたものであり，今後変更が加わる可能性があることには留意されたい．

208

日本惑星科学会誌 Vol. 27, No. 3, 2018

ないか，弱い場合には，捕獲天体はガス抗力によって軌道半径が徐々に縮小し，最終的には母惑星に落下し

2. Phobos, Deimosと火星てしまう．そして軌道傾斜は遭遇時の値からほとんど
太陽系全体で見れば衛星の総数は膨大だが，地球型変化しない [7]．原始大気に十分な回転運動があれば惑星に絞ると，衛星を持つものは地球と火星に限られ，この問題は緩和されるが，そのような運動が生じうる数も合計 3 つしかない．地球の月は，地球も経たであか現時点では定かではない．

ろう初期の大規模溶融と多数の天体衝突現象の痕跡を

他方，火星衛星の軌道は地球の月のそれに似ており，とどめ，その詳しい調査から，月ひいては地球の起源

離心率・軌道傾斜ともに極めて小さな，ほぼ完全な赤と初期進化に対し幾多の重要な制約や知見がもたらさ

道円軌道となっている（表 1）．この事実は，むしろ原れてきた．MMX の目指す火星衛星 Phobos と Deimos

始火星に生じた巨大衝突によって放出された破片が，からも，衛星自体はもちろん，その母惑星火星の形成

火星の周囲で再集積して衛星が形成されたとする巨大と進化について，ユニークな制約を得ることができる

衝突説に立つほうが説明しやすい．最近の数値シミュと期待される．

レーション研究 [8] によれば，火星衛星の形成には，

地球の月と比較したとき，Phobos と Deimos のもっ失われたもう一つの衛星の形成が重要であった可能性

とも目立つ特徴はサイズ・質量が小さく，またアルベがある．このシナリオによれば，衛星の巨大衝突によ

ドが低いことである（表 1）．反射スペクトルは赤化傾り形成された破片円盤から，火星近傍に巨大な衛星が向を示し，揮発性物質に富む炭素質隕石の母天体に相形成され，その重力の作用によってより外側を周回す

当するとみられる D 型小惑星や T 型小惑星のそれにる破片の軌道が乱される．こうして破片同士の軌道交似ている [2]．これらの事実は，火星衛星が火星軌道差が促された結果，小衛星が 2 つ誕生し，内側の巨大より外側の領域で生まれた，始原的な小惑星の捕獲に衛星はその後の潮汐軌道進化によって火星に落下してより形成されたとする捕獲説を示唆する．ただし反射失われる．

スペクトルのみから天体の組成や起源を断定するのは

巨大衝突起源の場合，Phobos と Deimos を構成する危険であり，実際に，強い宇宙風化を受けた月面の斜物質は，原始火星のマントル由来物質と衝突天体由来

長岩地殻が，火星衛星同様の反射スペクトルを示す例

物質の混合物となり [9]，火成岩的な組織・鉱物組成[3] が知られている．

になると予想される [10]．ただしこうした物質が宇宙飛来した小惑星の捕獲には，接近遭遇時に火星に相風化によって，現在の火星衛星と同様の反射スペクト

対的な軌道エネルギーが減衰することが必要である．

ルを示すようになるのかは検証されていない．現状に減衰を引き起こす抗力源には，火星を取り巻く原始大おいては両起源説とも確定的とは言えず，決着をつけ

気，特に原始太陽系星雲ガスを原始火星の重力で束縛るには新たな調査が必要である．

したものが候補に挙げられる．そのような仮定を置い両衛星を従える火星は，太陽系においてもっとも地た解析 [5,6] によれば，飛来した小天体の一時的な捕獲球に近い表層環境を有する惑星である．バレーネット

は珍しい現象ではない．しかし原始大気に自転運動がワークやアウトフローチャネルなどの流路地形は，30億年前から 40 億年前の過去に，大量の液体の水が火

表1： 火星衛星の主な性質[JPL Solar System Dynamics[4]のまとめによる]パラメータ
質量 [kg]サイズ [km] 1）
平均密度 [g/cm3]
軌道半長径 [火星半径]
軌道離心率
軌道傾斜角 [° ] 2）
幾何アルベドPhobos
1.066×1016
13.4×11.2×9.2
1.872±0.076
2.76
0.0151
1.075
0.071±0.012

Deimos1.476×1015
7.5×6.1×5.2
1.471±0.166
6.92
0.0002
1.788
0.068±0.007

備考 1）楕円体近似三軸半径，2）対Laplace面星上に存在していたことを示唆する．近年の軌道上か
らの高精細スペクトル撮像 [11] や，着陸機による堆積
岩のその場調査 [12] からも，生命の生育が可能な組成の液体水が，過去の少なくとも一時期に広範に存在していたことが裏付けられてきた．他方，火星は衝突ク
レーターに富む太古に形成された地域を保存しており，岩石型惑星における大気水圏の形成と進化をつぶさに辿ることの可能な無二の惑星である．
地球の約半分という火星の直径と，火星隕石中の消太陽系ハビタブル惑星の成立を探る火星衛星探査計画MMX ／倉本 他

209

滅核種の痕跡を用いて推定された，太陽系最古の固体

球サイズに到達するまでに，原始惑星がどのような進粒子の形成から数百万年以内という火星の形成時間化を経たのかを知る手がかりを持つ天体としても重要[13] は，惑星形成論の予測する原始惑星の特徴 [14] にである．

近い．原始惑星とは，各々の局所的な軌道範囲内にあ地球生命圏を支える地球の水と他の揮発性物質の起る微惑星集団内において，暴走的な集積成長を起こし源は未解決の研究テーマだが，低温の外惑星領域で形て形成される天体を指し，地球型惑星領域におけるそ成された小天体が，後に地球型惑星へ水や有機物を運の典型サイズは月から火星サイズである．地球や金星び込んだとする考えが有力視されている [17]．火星は，は，これらの原始惑星がさらに相互の巨大衝突を何度

外惑星領域にもっとも近い軌道を持った地球型惑星でか起こし，最終的な質量まで成長したものと考えられあり，内惑星領域への揮発性物質輸送過程を探る上でている．火星隕石にみられる消滅核種の関与する同位絶好の位置にあるといえる．

体系の組成的多様性は，火星マントルの攪拌が不完全

もし，火星衛星が揮発性物質に富む小惑星の捕獲起であったことを示唆し，これも火星が，全球的融解を源ならば，新たな探査により衛星前駆天体の形成過程，

引き起こす規模の巨大衝突を免れた，原始惑星の生き形成領域から火星へ至る軌道進化に制約を与えること残りであることを支持する [15,16]．つまり火星は，地によって，地球型惑星への揮発性物質供給過程を実証

表2： MMXミッションの理学目的 [18]

大目的 1

火星衛星の起源を明らかにし，内外太陽系接続領域における惑星形成過程と物質輸送に制約を与える．

中目的1.1 Phobos の起源が小惑星捕獲なのか巨大衝突なのかを明らかにする．
MO1.1.1 Phobosを構成する物質の表層分布を採取地点の科学的評価と地質構造把握に必要な空間分解能
で分光学的に明らかにし，Phobosの起源に制約を与える．
MO1.1.2 Phobos 表面の回収試料から構成物質の主要成分を，形成時の記録を保持する衛星固有物質として同定し，その同位体比等から，その起源を強く制約する（*1）．
MO1.1.3 Phobos内部の氷の存在に関わる分子放出率や質量分布等の情報を取得し，またPhobos表層の密度コントラストの有無を調べ，Phobosの起源にMO1.1.1，MO1.1.2とは独立に制約を与える（*2）．
中目的1.2a 【Phobos が小惑星捕獲起源の場合】地球型惑星領域へ供給される始原物質の組成とその移動過程を解明し，火星表層進化の初期条件を制約する．
MO1.2a.1 太陽系始原物質の形成およびスノーライン周辺領域での始原天体形成環境に，物質科学的に制約を与えるとともに，Phobos捕獲過程を推定することで，初期太陽系での天体移動過程と火星表層進化の初期条件に制約を与える．
中目的1.2b 【Phobos が巨大衝突起源の場合】地球型惑星領域における巨大衝突と衛星形成過程を理解し，火星の初期進化過程に及ぼす影響を評価する．
MO1.2b.1 Phobosの衛星固有物質中に，巨大衝突で飛び散った原始火星成分（火星起源成分）と衝突天体
起源成分を特定し，その特徴を明らかにするとともに，巨大衝突規模と年代を推定し，地球型惑星領域における天体移動と惑星形成過程に制約を与える．
中目的1.3 Deimos の起源に新たな制約を加える．
MO1.3.1 Deimosを構成する物質の表層分布を地質構造の把握に必要な空間分解能で分光学的に明らかにして，Phobosと対比する．
大目的2

火星衛星からの視点で，火星圏変遷の駆動メカニズムを明らかにし，火星圏進化史に新たな知見を加える．

中目的2.1 火星圏における衛星の表層進化の素過程に関する基本的描像を得る．
MO2.1.1 小惑星と比較して火星衛星に特有な表層レゴリス層の風化・進化過程（天体衝突頻度と撹拌の程度，並びに宇宙風化過程）を特定する．
中目的2.2 火星表層変遷史に新たな知見と制限を加える．
MO2.2.1 Phobos表面の回収試料中に，衛星形成後に火星から飛来した物質を探し，適切な試料が存在する場合には，それから火星表層の化学状態やその変遷に制約を与える．
MO2.2.2 火星史を通じた大気散逸量に，現在の散逸大気の組成比・同位体比から制約を与える（*3）．
中目的2.3 火星気候の変遷に関わる火星大気物質循環のメカニズムに制約を与える．
MO2.3.1 火星大気中および大気-地表間のダストと水の輸送過程にダストストームと水蒸気・雲の全球分
布の時間変化から制約を与える．

（*1）衛星起源の解明には，局所的な回収試料情報を衛星全体のリモートセンシング観測情報と対応づける必要がある．（*2）内部氷の存在が確認されれば，始原小惑星捕獲説が強く支持される．（*3）火星衛星軌道での滞在観測は，大気散逸過程の太陽風や季節変化の依存性を捉えやすい．

210

日本惑星科学会誌 Vol. 27, No. 3, 2018

的に描き出すことができる．また捕獲過程への制約か

簡潔に言えば，1）
大気と水圏を保有する惑星の起源のら，捕獲時の火星軌道周辺の原始惑星系円盤構造や，解明と，2）
火星圏の進化の解明に大別できる．前者に火星原始大気の構造復元も期待できる．他方，火星衛

ついては，まず近傍観測とサンプル分析により火星衛星が巨大衝突起源ならば，新たな探査により衝突の規星の起源論に決着をつける．そして捕獲起源と判明し模，タイミングについて，そして衝突天体に対応する

た場合には，近地球小惑星に比べて低温条件下で保存

隕石種や小惑星タイプの推定から，火星形成の最終段

された始原物質を手中にしたことになり，その分析か階における物質供給過程について制約を得ることがでら初期太陽系における物質進化と輸送過程を制約する．

きる．衝突天体が乾いた天体と結論されたなら，火星

他方，巨大衝突起源の場合は，衝突天体と初期火星物の揮発性物質は主に衝突以前に供給されたと推測でき，質の混合物を入手したことになり，ここから衝突天体

湿った天体なら，巨大衝突を含む後期重爆撃が火星大の由来と，火星の初期分化状態を制約する．火星圏の気水圏の質量増加に果たした寄与が推測できる．さら

進化プロセスを解明については，クレーター形成 , 微には，衝突時の火星マントルの物理化学状態にも一定

小 隕 石・ 高 エ ネ ル ギ ー 粒 子 の 影 響 に よ る Phobos・の制約が得られるものと期待される．

Deimos 表層の変質過程と火星大気の動態の把握を目

こうした物質科学に根差す制約の獲得には，リモー指す．もしも衛星試料に，火星由来の若い物質が発見

トセンシング観測と，微量元素濃度，同位体組成，年できた場合，その年代分析と併せて火星表層環境の変代等の測定や微視的構造の読み取りなど，物質科学的遷に物質科学的制約を与えることを試みる．

な深堀りが可能なサンプルリターンの組み合わせが極めて有益である．限定された箇所から回収された試料

4. ミッションプロファイルと探査機の概要の分析結果を衛星全体の性質に敷衍するには，試料の産状と，mm オーダーから全球に至るマルチスケール

現時点でのモデルミッションプロファイルを図 1 に解像度の全球リモートセンシングデータから導かれる

示す．地球と火星の相対位置関係から打ち上げ好機と表層の物質分布・特性との対照が不可欠である．

なる 2024 年 9 月に地球を出発し，1 年弱の惑星間航行

火星衛星は，火星とその周辺空間を併せ火星圏を構を経て周火星軌道に到達する．探査機は火星重力圏内

成する．火星衛星からは，惑星史を通じた火星圏の進に約 3 年滞在し，2028 年 8 月に火星重力圏を離脱，地化や変動過程にも迫ることが期待される．具体的には，

球には 2029 年 7 月に帰還する．

微隕石を含む天体衝突による衛星表層の進化，火星圏

周火星軌道に入った後に，探査機は徐々に Phobos

への天体衝突歴，火星からの衝突放出破片の衛星へのに接近する．Phobos 軌道と若干異なる離心率と軌道

集積，火星大気成分の流出，衛星内部揮発性物質の蒸傾斜角を与えることにより，実質的に Phobos を周回発と放出，衛星放出ダストによるダストリングの形成，する偽周回軌道（quasi satellite orbit : QSO）に投入し太陽風・宇宙線・火星大気散逸成分の衛星への打ち込て，Phobos の接近観測を行う．QSO は Phobos 重心にみ，宇宙風化などのテーマが挙げられる．また火星衛

対して短軸長軸比がほぼ 1：2 の楕円軌道である（低高星は火星のほぼ赤道軌道を周回していることから，衛度になると Phobos の重力が効き，円軌道に近づく）．

星近傍から火星全球を視野に納めながら，大気を連続

QSO は，観測要求から大高度（軌道半長径 200 km），

観測することが可能である．これは，多くの火星周回

，低高度
中高度
（同 100 km）（同 50 km）のものを適宜探査機が低高度の極周回軌道を持ち，限られた地方時組み合わせる．高解像観測に向け，より低い高度のの観測に偏りがちなことと比べ，火星大気の動態の把QSO の実現性も検討中である．

握において大きな利点となる．

着陸とサンプリングは Phobos に対して実施し，Deimos については遠隔観測のみを行う．科学的には

3. ミッションの科学目的両衛星からのサンプリングが理想的だが，運用リソー
スの制限から着陸は 1 衛星に絞る．Phobos を着陸対以上の背景を踏まえた MMX の科学目的とそのミッ象としたのは，既存の撮像データが豊富であり着陸点

ション要求への落とし込み構成を表 2 に示す．目的は，選定の参照にできること，Phobos と Deimos が互いに

太陽系ハビタブル惑星の成立を探る火星衛星探査計画MMX ／倉本 他

211

火星到着

軌道修正
地球軌道

火星軌道

打上

火星出発

図1： MMXミッションプロファイル例．

図2： 探査機の多段構成検討例．

似た反射スペクトルを有し，同様の物質からなると考宇宙風化度の違いなのかは分かっていないが，両方のえられること，また Phobos が火星により近い軌道を領域から試料を得ることが当然望ましい．そのため持ち，衛星形成後に天体衝突によって火星から放出さ

MMX は 複 数 地 点 で 着 陸・ サ ン プ リ ン グ を 行 う．

れた物質を，より高い濃度でレゴリス中に含んでいる

Deimos の接近観測は，探査機が Phobos に向かう途上可能性が高いことが理由である．Phobos は衛星としか，離脱し地球に帰還する途上，あるいはこれらの双ては小型だが，惑星イトカワやリュウグウなどと比較方において実施する．

すれば極めて質量が大きく，着陸可能な重力を持つ．

探査機は加速に優れる化学推進とし，運用段階に応

そこでタッチアンドゴー方式ではなく，着陸したうえ

じて探査機の減量を行って燃料消費を抑えるために，

でサンプリングと付随するその場観測を行う．

往路モジュール，探査モジュール，復路モジュールかPhobos には反射スペクトルの赤化傾向が強い，いらなる多段構成を採る（図 2）．現時点の検討では打ちわゆる赤領域と，傾向が弱い青領域が存在しているこ

上げ時の総重量がおよそ 3,500 kg と見積もられ，我がとが知られている [19]．この違いは組成の違いなのか， 国の次期基幹ロケットとして開発の進んでいる H-III

212

日本惑星科学会誌 Vol. 27, No. 3, 2018
表3： 搭載科学観測機器一覧．

機器名称

主な機能

γ線中性子分光計
MEGANE1）
広角可視多色カメラ
OROCHI2）
近赤外分光イメージャ MacrOmega3）

表層元素組成決定

イオン質量分析計
MSA4）
望遠カメラ
TENGOO5）
レーザ測距計LIDAR6）
ダスト検出器CMDM7）

衛星起源関連全球スケールの組
成の把握（水和鉱物，Fe/Si，水分子放出率など）
衛星起源に多角的判別指標提供

可視多色マッピン
グ
近赤外高分解反射
スペクトルマッピング
希薄イオン化学種・エネルギー・フラックス測定
精細単色地形撮像 地質構造，基盤岩
物質露出面の把握
衛星形状決定ダストフラックス
計測主要な役割
試料回収関連火星圏進化
着陸点選定と特徴付け（安全性，採取
試料の産状，衛星 火星大気物質循
基盤岩由来物質と 環過程の解明
しての代表性の担保）ガストーラス，
火星大気散逸の制約
クレーター年代学，地質史推定ダストリングの検出，宇宙風化における微小隕石衝突の役
割の把握

名称解説 1）Mars moons Exploration with GAmma rays and NEutrons，日本語の眼鏡にちなむ，2）Optical RaidOmetercomposed of Chromatic Imagers，八岐の大蛇にちなむ，3）はやぶさ2小型着陸機MASCOT搭載のMicrOmegaにちなむ，
4）
Mass Spectrum Analyzer，5）TElescopic Nadir imager for GeOmrphOlogy， 天 狗 に ち な む，6）LIght Detection andRanging，7）Circum-Martian Dust Monitor.

を用いて打ち上げる．

ターや地滑り地形などの地質学的に新鮮なスポットを同定し，それらの分光データから基盤岩の鉱物組成を5. 搭載科学観測機器推定する．もし含水鉱物を大量に含むなら，始原的小惑星の捕獲起源が示唆される．なお，これまでの火星

表 3 に搭載予定の科学観測機器をリストする．これ探査機による観測では，吸収物質が不明な 0.65μm 帯らと採取試料の地上分析を組み合わせることで，前述

吸収（地上観測からの示唆）と含水鉱物が示す 2.8μmのミッション要求が満たされるよう構成されている．

帯吸収の分光データが得られていない状態にある [19]紙面の都合から各機器についての詳細な解説は省き，が，MMX はこの波長域を漏らさずにカバーする．

ここではこれらの相補的な役割について述べる．

質量分析装置 MSA は，火星衛星内部からの水蒸気-

遠隔観測の大きな目的の一つは，火星衛星の起源に脱ガスが存在した場合に形成が期待される，OH など

対して試料分析とは独立な制約を与えることである．

水関連イオンの作るガストーラス [20] の検出を試みる．

そのため遠隔観測ではまず Phobos 全球の物質組成にもし十分な密度の水関連イオンが見いだされれば，制約を与える．ガンマ線・中性子分光計 MEGANE（米

Phobos 内部に氷が現存することを示唆し，Phobos のNASA/APL 提供）は，表層数十 cm の Si, Fe, H, K 等

冷たい起源，すなわち捕獲説を後押しすることになる．

の元素濃度を Phobos 半球程度の空間解像度で求める．

MSA はまた，太陽風によって Phobos 表面から叩きだ

例えば Fe/Si 比が，コンドライト的な物質に近ければされる二次イオンの質量とフラックスの測定から，表捕獲起源，明らかに低い値であれば火星マントル成分

面元素組成の推定と，それによる衛星起源の制約も狙の顕著な寄与，すなわち巨大衝突起源が示唆される．

う．レーザ測距装置 LIDAR は，Phobos の形状を決定

近赤外撮像分光計 MacrOmega（仏 CNES/IAS 提供）とする．探査機軌道データと併せ，重力場の推定を並行

可 視 広 角 多 色 カ メ ラ OROCHI は，QSO 軌 道 か ら

して行うことで，衛星内部の質量分布に制約を与える．

Phobos 全球の分光マッピングを m オーダーの空間解

これも氷を含む核の存在可能性など，内部構造の観点像度で実施する．10 cm オーダーの空間解像度を持つから衛星の起源の考察に貢献する．

望遠カメラ TENGOO の撮像データから，若いクレー

こうした遠隔観測機器は，サンプリング地点の選定

太陽系ハビタブル惑星の成立を探る火星衛星探査計画MMX ／倉本 他

213

や，試料が衛星の基盤岩に由来すること，すなわち採れる 300 μm 以下の小さいダストは太陽光圧の影響で取試料の代表性の担保にも用いられる．特に OROCHI

火星に落下するか火星圏外へ飛ばされる [25]．したがと MacrOmega は着陸時に mm スケールの精細な空間って，表面レゴリス粒子の典型粒径は 300 μm-2 mm

解像度で分光撮像を行い，採取試料の産状を詳細把握程度と想定される．

する．

MMX は 10g 以上の試料回収を行う．これによってこれまでに述べた観測により取得されたデータは，10000 個オーダーの数の粒子の確保が期待できる．

クレーター年代学をはじめ火星衛星表面の変質過程のPhobos が捕獲起源であれば，Phobos 固有の物質は炭解 明 に も 用 い ら れ る． さ ら に 周 火 星 ダ ス ト モ ニ タ

素質コンドライトに類似していると考えられる．この（CMDM）は，火星衛星周辺のダストフラックスを測場合，個々の粒子は化学的に非平衡な鉱物の組み合わ

定し，衛星表面への微隕石や，その存在可能性が理論せからなると想定される．多数の粒子を得ることによ的に示されているダストリング [21] の存否確認と，存り，統計分析から Phobos 固有物質の組成的特徴を導在した場合にはダスト粒子の再衝突による衛星表面のくことができる．他方，Phobos が巨大衝突起源の場

変質過程に迫る．採取試料の衝撃変成等の分析結果と，合は，フォボス固有物質はガラス質や火成岩的な組織

こうしたデータから得られる知見は，圧倒的に大きなを持つと推測される．火星脱出速度に近い低速度での重力を有する（地球の）月や惑星重力に束縛されていな衝突の場合には，火星マントル由来成分と衝突体由来

い小惑星との表層進化過程の違い，あるいは共通性を成分の粒子スケールでの混合は不完全である可能性が浮き彫りにするであろう．

ある [8]．多数の粒子を得てその組成的多様性を把握

OROCHI と MacrOmega は， 探 査 機 が Phobos の 日することで，両者の端成分に近い物質を得るとともに，陰側に回り込んでいるタイミングの一部を用いて，全混合の程度を推定する．また Phobos のレゴリスには，球スケールの火星大気の連続分光撮像を行う．大気ダ衛星形成後の火星から衝突によって放出された火星由

ストと水蒸気・氷雲の運動を追跡することによって，来物質がおよそ 300ppm 含まれていると評価されてお大気循環をモニタし，火星表層の H2O リザバー間のり [26]，10 g 以上の試料獲得により，そうした粒子が物質交換過程を追う．MSA は，火星大気から流失す

数十粒ほど回収できると期待される．

るイオンフラックスについても種別に測定する．これ

サンプリング地点は，リモートセンシング機器によによって火星大気の散逸過程について知見を深める．

る 全 球 観 測 結 果 を も と に， 着 陸 の 安 全 性 の 確 保 とここまで述べた装置群に加えて，現在，分離カメラ，

Phobos 固有物質の獲得の観点から選定する．着陸のローバーの搭載可能性が検討されている．これらの機障害となる数十 cm 程度の岩塊や起伏は QSO 観測でも器は，Phobos 表面に設置して観測を行い，レゴリス

完璧に知ることは困難であるため，障害物を避けて軟層の力学的・物質科学的特性をその場調査し，母機着着陸する自動航法を検討中である．また着地時の探査

陸やサンプリングの安全性の確認や，他の機器やサン機の跳ね返りを防ぐよう，着陸脚には探査機の接地直プル分析から得られるデータの解釈に資する．

前の相対運動量を吸収する構造を付与する．
サンプリングはマニピュレーター（可動関節付きア

6. サンプリングとサンプル科学ーム）とコアラーを組み合わせた方式で行う．宇宙風化の進行がほぼ無視できる 2 cm 以上の深さまで表層

Phobos には比較的豊富な撮像データが存在するが，試料を採取する．サンプリング前に mm オーダーの空

最高でも m スケールの空間解像度であるため，レゴ

間解像度で分光撮像を行い，表層地質・物質分布，レ

リス粒子の粒径分布に関する直接的な観測データは存

ゴリスの堆積状態を確認したうえで，ピンポイント採在しない．熱慣性の観測データに熱伝導モデルを組み取を行う．補助装置として，OSIRIS-REx に搭載され合わせた検討によれば Phobos 表面レゴリスの代表粒ているものと同様のガス噴射・吸引を利用したサンプ

径は 1 mm 程度 [22]，これに粒子間力と重力のつり合

リングシステムの搭載（NASA 提供）が検討されていいから求まる粒径と空隙率の関係を加味した手法ではる．帰還カプセルは，はやぶさ・はやぶさ 2 計画で得2 mm 程度とされる [23,24]．また，Phobos から放出さた技術を応用し，採取試料の増量に対応した大型のも214

日本惑星科学会誌 Vol. 27, No. 3, 2018
P.H. Warren / Earth and Planetary Science Letters 311 (2011) 93‒100

2ureilites
CK
other diﬀerentiated
化学組成，鉱物組み合わせ，微視的な宇宙風化状態，
CV

4

1

r = 0.87

TagishLake

試料を増やすことで，多数の試料粒子の統計解析が可
2

能となる．
50
ε
Ti

CB*

CR

HEDs, MG
pallasites,
mesosiderites

CI

隕石種・天体間で同位体組成が異なることが知られ
1ている酸素，クロムに代表される元素の同位体測定か∆17O (‰)

CM
NWA011
種々の年代などの計測が想定される．MMX
では採取
3

-3

EH

体ないしは衝突天体がどのような隕石種に近いのか推
L
LL

-4

-1

定できる（図 3）．小惑星探査によって裏付けが進みつ
angrites
-0.8

-0.4

0.0

0.4

0.8

1.2

1.6

54
50
Fig. 1. Stable isotopes in planetary materials: ε
Cr vs. εTi. For carbonaceous chondrites
and ureilites, the plotted data consist of data pairs (whole-rock analyses) available from individual meteorites, except in the case of the CB carbonaceous chondrite group. Since no CB
54
50
54
Cr and εTi, the plotted “CB*” point is based on ε
Cr for a
has been analyzed for both εdiﬀerent CB ( Shukolyukov and Lugmair, 2006a ) from the two CBs that (averaged) provide
50
Ti datum ( Trinquier et al., 2009 ). The two ureilites that have been analyzed for both
the ε
50
54
Ti and εCr are ALH 77257 and NWA 2376 ( Leya et al., 2008; Trinquier et al., 2009; Uedaεet al., 2006; Yamakawa et al., 2010 ).

は衝突天体の起源領域を推定する．化学組成や組織からも，衛星の起源について相補的な検討が可能であり，例えば揮発性元素に欠乏し，組織が火砕生成物的であれば巨大衝突起源が示唆される．これらの情報からは，衝突時の加熱量や火星マントル物質と衝突天体物質のincludes the Earth, its Moon and Mars. In addition to the wide gap sepa-

rating the carbonaceous chondrites from the other materials, note that

混合の程度を推定し，モデリング研究と突き合わせる
the carbonaceous chondrites show a signiﬁcant trend, r =0.87 (or 0.82

including the relatively uncertain “CB*” point), and the slope of this
ことで巨大衝突の規模に迫る．火星マントル側の端成

trend is approximately orthogonal to the rough trend of the “other”

分の化学組成からは，衝突直前の原始火星マントルのﬁeld. The carbonaceous trend is also approximately orthogonal to a vec-

tor that would extend from the carbonaceous chondrite ﬁeld toward the

分化状態の推定を試みる．一方で分析から得られる捕other ﬁeld. Thus, no realistic extension of the carbonaceous chondrite

isotope-compositional distribution can be expected to incorporate the
獲天体ないしは衝突天体の水や有機物の化学・同位体
other materials.

組成からは，火星大気・表層物質との比較により，近4.2. Chromium and oxygen

縁天体の火星への揮発性物質供給源としての貢献度にFig. 2 shows ε54 Cr plotted vs. Δ17O (cf. Fig. 3 of Qin et al., 2010b ).
知見を得る．
Again, the carbonaceous chondrites plot in a distinct ﬁeld, well separated from the ﬁeld within which cluster almost all other plotted ma天体の起源と進化の理解に，絶対的な時間軸を導入
terial types, including ordinary (LL, L and H) chondrites, enstatite
できることは，試料分析の大きな利点の一つである．
chondrites (both EL and EH), R chondrites, and a wide range of diﬀerentiated materials that includes the Earth, its Moon and Mars. The
Phobos
試料に対して，
どのような年代測定が適用でき，
carbonaceouschondrites
show a clearly signi ﬁcant correlation,r = 0.92 (or 0.91 including the relatively uncertain “CB*” point). In
有効であるかは実際の試料の性質による．ここでは年
this case, the conﬁguration of the “other” ﬁeld suggests a trend thatroughly parallels the carbonaceous correlation. Admittedly, without
代計測の着眼点について説明する．もし試料が始原的
the single R chondrite point, and/or without the ureilites, this trend
な炭素質隕石に類するものならば，構成鉱物粒子の形
would disappear. Still, a vector between the center of the carbonaceous chondrite ﬁeld and the center of the other ﬁeld would again
成年代や水質変質・熱変質の年代から，前駆天体の形
be approximately orthogonal to the carbonaceous trend; and thus
no realistic extension of the carbonaceous chondrite distribution can
成と進化について明らかにし，物質科学的特徴づけと
be expected to incorporate the other materials.

併せて地球型惑星にもたらされた揮発性物質の起源と4.3. Chromium and nickel

進化の解明を目指す．他方，衝突起源と推定される場

Like oxygen, titanium and chromium, nickel shows considerable
合は，巨大衝突イベント発生の年代を求めることがまisotopic diversity among planetary materials. The overall pattern on

a plot of ε62 Ni vs. ε54Cr is a positive correlation ( Fig. 3; cf. analogous
ず重要である．これには火星のクレーター年代学に絶対的な時間の楔を打つ意義もある．

月

CI

E 地球

CR
NWA011CB*

炭素質隕石
非炭素質コンドライト
ユレイライト
分化天体

CM

ES バラサイト

0.0

CK

0.4

ε54Cr

CO

CV

0.8

1.2

1.6

54
Fig. 2. 太陽系天体と隕石の酸素同位体組成
Stable isotopes in planetary materials: ε
Cr vs. Δ17
O. Symbols as for Fig. 1, except
図3：（三酸素同位体プロッ
among ureilite data, smaller symbols represent diverse clasts from the Almahata Sitta polyトにおける地球質量分別線からの差を千分率で表す）とク
mict ureilite ( Qin et al., 2010b).54The threebulk
ureilitesthathave been analyzed for both5254
ロム同位体組成（ MET
Cr/78008,
Cr比の標準試料からの偏差を一万Cr andΔ17O are ALH 77257,
and Y-791538. For carbonaceous chondrites
εand ureilites,
the plottedの2次元プロット．天体・隕石間で座標が異な
data consist of data pairs (whole-rock analyses) available from in分率で表す）
dividual meteorites, except in the case of the CB group. Since no CB has been analyzed for
ることがわかる．炭素質小惑星の捕獲説に従えば，回収試5454Cr and Δ17O, the plotted “CB*” point is based on ε
Cr for a diﬀerent CB ( Shukolyukov
both ε料の同位体組成は炭素質隕石の領域に落ちると考えられる．
and Lugmair,
2006b) from the two CBs that (averaged) provide the Δ17O datum. “G95” is theunusualchondrite GRO 95551 (see text).
巨大衝突説に従えば，回収試料は火星とどこか別の座標を結んだ混合線を形成する可能性がある．図は[27]を改変．

diagrams, based on smaller data sets, in Bizzarro et al., 2007; Regelous
et al., 2008 ; however, as mentioned previously, the ε62Ni data of
Bizzarro et al. are not used in this work). All ﬁve of the diﬀerent
analyzed carbonaceous chondrite groups are at the neutron-rich (in計から，火星軌道での天体衝突フラックスの変遷に制
terms of ε62 Ni and ε54 Cr) end of the trend. The noncarbonaceous

約を与える．もしも捕獲起源であった場合には，火星
carb. chondritesに捕獲されるまでは，小天体の群れの中を移動するこ
1.6
noncarb. chondr.

CIureilitesとで高いフラックスの天体衝突を受けたことが期待さ
CR*

1.2

other diﬀerentiatedCM
れるため [28]，導かれた天体衝突フラックスの急減期CVに着目し，捕獲時期の制約を試みる．また太陽風や宇
CV
0.8
CO

宙線の照射，微隕石衝突による粒子表層の改質状態あ
54
ε
Cr

ε Cr

G95

ユレイライトまた小惑星サーベイにより判明しつつある各分類小惑54星群の軌道進化の制約 [26] を併用し，捕獲天体ないし

L

火星＋

-5
-1.6 -1.2 -0.8 -0.4

つある隕石種と小惑星のスペクトル分類の対応関係，
-2
-1.2

LL
H

R

-2

Moon
0
ら，Phobosの起源が捕獲か衝突かに加えて，前駆天
H

HEDs,
メソシデライトMG パラサイト

0

-1

Earth

Mars

アングライト, IIIAB
オーブライト石3carbonaceous

質隕

COnoncarb. chondr.
試料分析には，組織，形状・サイズ分布，同位体・chondrites

炭素5のを用いる．
carb. chondrites

95

0.4

るいは宇宙線照射年代の測定からは，フォボス表面の
Earth

EL
0.0
深さ方向の物質攪拌に制約が与えられる．
EH

angrites
IIIAB
火星表層から輸送された物質粒子が同定できた場合
L

-0.4

LL
は，その同位体・化学組成や鉱物組み合わせ，場合に-0.8
MG pallasites
よっては磁化情報なども調べたうえで結晶化年代・放ALH 77257

出年代の計測を試みる．ここから放出当時の火星表層
-1.2
-0.3
-0.2
-0.1
0.0
0.1
0.2
0.3
環境の推定を目指す．多数のしかも放出年代がランダ
62
εNi

ムな火星由来物質が得られれば，火星表層環境の変遷
62
54
Fig. 3. Stable isotopes in planetary materials: ε
Ni vs. ε
Cr. For carbonaceous chondritesの解明に大きく資することが期待される．
and ureilites, the plotted data consist of data pairs (whole-rock analyses) available from in-dividual meteorites, except in the case of the CR group. Since no CR has been analyzed for
62
54
62
Ni and εCr, the plotted “CR*” point is based on εNi for a diﬀerent CR ( Regelous
both ε54
et al., 2008) from the three CRs that (averaged) provide the εCr datum ( Qin et al., 2010a;
Trinquier et al., 2007; Yin et al., 2009 ). Although only one ureilite, ALH 77257, has been an62
54
62
Ni and εCr, three others ( Quitte et al., 2010 ) have ε
Ni of －0.60 toalyzed for both ε
0.07 (±0.48).

7. 終わりに

MMX は，大気と水を有するハビタブル惑星の形成

火星衛星は，火星とともに長期間の天体衝突にさらと進化の解明において重要な研究対象である火星と火されてきたはずである．試料粒子の衝撃変成年代の統星圏の成り立ちに，火星衛星という切り口から迫るミ

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太陽系ハビタブル惑星の成立を探る火星衛星探査計画MMX ／倉本 他

ッションである．近傍からのリモートセンシング観測

215[13] Dauphas, N. and Pourmand, A., 2011, Nature 473, 489.

と採取試料の地上詳細分析により火星衛星の構成物質[14] Kokubo, E. and Ida, S., 2002, Astrophys. J. 581, 666.

を明らかにし，火星衛星の起源論争に決着をつける．

[15] Debaille, V. et al., 2007, Nature 450, 525.

そして火星自体の周回探査や表面探査のみからでは辿[16] Kleine, T. et al., 2009, Geochim. Cosmochim. Acta 73,

ることの難しい，火星ひいては地球型惑星の形成最終5150.

段階における水や有機物をはじめとする物質獲得過程[17] Genda, H., 2016, Geochem. J. 50, 27.

について，同位体組成や種々の年代など詳細な物質科[18] 火星衛星探査ISAS 所内プリプロ準備チーム, 2015,

学的情報をもとに明らかにする．巨大衝突起源の場合

火星衛星探査計画ミッション要求書.

には，衝突直前の火星マントルの分化状態にも迫る．

[19] Fraeman, A. A. et al., 2014, Icarus 229, 196.

天体衝突や太陽風・宇宙線照射による衛星表層の長期[20] Baumgärtel, K. et al., 1998, Earth Planet. Space 50,

的な進化過程を解明するとともに，火星表層，衛星，
周火星空間からなる火星圏システムの構造と大気散逸

453.
[21] Krivov, A. V. et al. 2006, Planet. Space Sci. 54, 871.

や衝突放出を含む物質輸送過程，そして進化過程を明[22] Gundlach, B. and Blum, J., 2013, Icarus 223, 479.

らかにする．赤道軌道という特徴を生かし，水とダス[23] Kiuchi, M. and Nakamura, A. M., 2014, Icarus 239,

トのリザバー間交換過程の解明を目指した火星大気の連続観測も狙う．
MMX は小惑星サンプルリターン探査の優位性を活かして我が国が火星探査に再び挑む，嚆矢としての位置づけを持つ．現在，2024 年の打ち上げを目指して

291.
[24] 木内真人, 中村昭子, 2016, 火星衛星探査計画ミッション要求根拠補足文書E1.
[25] Ramsley, K. R. and Head III, J. W., 2013, Planet. Space
Sci. 87, 115.

2019 年度にプロジェクト化するべく，種々の検討と[26] DeMeo, F. E. and Carry, B., 2014, Nature 505, 629.

初期開発が進行している．この計画は科学的な間口が[27] Warren, P. H., 2011, Geochim. Cosmochim. Acta 75,

広く，多様な研究者の結集が可能であることから，分野横断的な連携研究の推進の場ともなっている．本稿
がその拡大と発展の一助になれば幸いである．

参考文献[1] 内閣府宇宙開発戦略本部, 2017, 宇宙基本計画工程表（平成29年度改訂）.
[2] Rivkin, A.S., 2002, Icarus 156, 64.
[3] Yamamoto, S. et al., 2018, Geophys. Res. Lett. 45,
1305.
[4] JPL Solar System Dynamics, https://ssd.jpl.nasa.gov/[5] Hunten, D. M., 1979, Icarus 37, 113.
[6] Sasaki, S., 1990, in Lunar and Planetary Science
Conference 21, 1069.
[7] Szeto, A. M. K., 1983, Icarus 55, 133.
[8] Rosenblatt, P. et al., 2016, Nature Geoscience 9, 581.
[9] Hyodo, R. et al., 2017, Astrophys. J. 845, 125.
[10] Pignatale, F. C. et al., 2018, Astrophys. J. 853, 118.
[11] Bibring, J. P. et al., 2006, Science 312, 400.
[12] Grotzinger, J. P., 2014, Science 343, 1242777.

6912.
[28] Schmedemann, N. et al., 2014, Planet. Space Sci. 102,
152.

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216

日本惑星科学会誌 Vol. 27, No. 3, 2018

特集「火星圏のサイエンス」

火星衛星フォボスとデイモスの起源・進化の現状理解
兵頭 龍樹 ，玄田 英典
11

2018年6月29日受領，査読を経て2018年7月28日受理．

（要旨）火星には 2 つの小さな衛星フォボスとデイモスが存在する．この 2 つの衛星は JAXA のサンプルリ
ターン計画（通称 MMX 計画，Martian Moons eXploration）のターゲット天体に選定され，その起源と進化の深い理解は探査の科学的価値の最大化，および，火星史の解明において重要となる．歴史的に火星衛星の起源は飛来した小天体が重力的に捕獲されたと考えられてきたが（捕獲説），現状では火星衛星の軌道特性を説明することに成功していない．一方，近年，火星衛星が巨大衝突の副産物として形成されうることが示された（巨大衝突説）．もし火星衛星が巨大衝突で形成されたならば，火星衛星には多くの火星由来物質が含まれることが期待され，MMX サンプルリターン計画によって形成起源の論争に決着が着くだけでなく，人類初となる太古の火星物質のサンプルリターンも期待される．本論文では，近年，著者らによって大いに進展した巨大衝突説をまとめ，火星衛星の起源と進化の現状理解について議論する .

内側では衛星の自己重力に比べ，惑星の重力が卓越す

1. 火星衛星の基本的な情報ることで，衛星の潮汐破壊が起こる臨界距離である．
火星には 2 つの非常に小さな衛星フォボス（Phobos）

さらに火星衛星の軌道進化を議論する際に重要となるとデイモス（Deimos）が存在する．その質量は，それもう一つの臨界距離が存在する．それは共回転半径と-8-9

ぞれ火星質量（MMars）の約 1.6 × 10 と約 2.3×10 であ呼ばれるものであり，この臨界距離において火星の自り，地球の巨大な衛星である月（地球質量の約 1 %）と転周期と衛星の公転周期が一致する．衛星は火星の潮比べると非常に小さい．さらに，火星衛星の密度は汐によって軌道進化することになるが，この共回転半

3

3と 1.47 g/cm（デイモス）
であり，
1.876 g/cm（フォボス）

径の外側に存在するデイモスは外側に移動する．一方一枚岩で形成された天体と比較すると小さく，ラブル

で，共回転半径の内側に存在するフォボスは火星に落

パイル天体か氷を含んだ天体であると考えられている． 下していく．フォボスの形成年代は古い（約 40 億年
この 2 つの衛星は JAXA の次期サンプルリターン計画前）とされているが [l]，40 億年前に時間進化を巻き戻（通 称 MMX 計 画，Martian Moons eXploration）の タ

すと，フォボスとデイモスは共回転半径のすぐ内側とーゲット天体に選定され，その起源と進化の深い理解

外側に位置していたことになる（図 1）．つまり，火星

は，探査の科学的価値の最大化のみならず火星史の解

衛星の形成起源を考える場合には，このような初期状

明において重要となる．

態を説明することが必要となる．

現在，フォボス（軌道長半径 a ～2.76 RMars）とデイモ（aス（軌道長半径 a ～7 RMars）は，火星のロッシュ半径

2. 火星衛星の形成起源～3 RMars，RMars = 3400 km : 火星半径）のわずかに内側と外側を，ほぼ円軌道で，ほぼ火星の赤道面を公転し
ている
（図 1）
．ここでロッシュ半径とは，それよりも
1. 東京工業大学 地球生命研究所
hyodo@elsi.jp

2.1

火星衛星の捕獲説

歴史的に火星衛星の起源は，外惑星領域から飛来してきた小天体が重力的に捕獲されたものであると考え火星衛星フォボスとディモスの起源・進化の現状理解／兵頭，玄田

217

現在の軌道

Deimos: 7RMars

Phobos: 2.76RMars

潮汐進化

潮汐進化
( 2 cm/年 )共回転半径: 6RMars

ロッシュ半径: 3RMars

約40億年前の軌道

Deimos: 7RMars

Phobos: 5.7RMars

図1: 現在（上図）および約40億年前（下図）のフォボスとデイモスの軌道（火星赤道面を見た図）．潮汐進化による軌道変化のタイムスケールは中心惑星との距離に非常に強く依存するため，フォボスは40億年で大きく動くが，デイモスの軌道変化は小さい．

られてきた．理由は，フォボスの反射スペクトルが D
型小惑星のものと似ているためである [2, 3]．しかし

およそながら，捕獲された天体の軌道方向はランダムであり，

４０億年前

(a)

(b)

きく傾いた軌道として捕獲される可能性が非常に高い．
捕獲後の軌道進化（gas drag や潮汐進化）を考慮して巨大衛星の形成と外側移動によっても現在の軌道を説明することが非常に難しく，観測さ外側円盤で小衛星形成が促進れるような軌道を持つ衛星を 2 つだけ捕獲する確率は(c)

年末ジャンボを当てるようなものとなる．それゆえに現状では，捕獲説が完全に否定された訳ではないが，外側に小さな小衛星が２つ形成され,惑星形成史の中で捕獲によって火星衛星が形成された(d)

可能性は低いと考えられている [2].

火星衛星の巨大衝突説

1. 巨大衝突によって形成されうる可能性は，Cradokket al. 1994
[10] によって提唱されていたものの，具体的にどのような衝突および破片の力学進化を経て火星衛星が形成されたのかは明らかにされていなかった．

火星潮汐による
軌道進化

(e)

1

っていおり，その中でも，北半球に存在する最大の盆

内側の円盤は無くなる

火星へ落下

捕獲説に変わって近年台等してきたのが巨大衝突説である [4-9] ．火星表面には巨大なクレータが多く残

火星
巨大衝突による重たい内側円盤と軽い外側円盤の形成

火星周りに楕円軌道で，軌道面は火星の赤道面から大

2.2

共回転半径

現在

PhobosDeimos

残った２つの衛星が現在観測される

図2: 巨大衝突によって形成された円盤の進化と火星衛星の形成過程の概念図[5-7]（東工大/ELSIプレスリリースの図を改
変）．

218

日本惑星科学会誌 Vol. 27, No. 3, 2018

図3: 衝突起源説で期待される火星衛星の材料物質（左図）と衝突によって破片円盤としてばらまかれた火星由来物質の初期位置（火星表面からの深さ，右図）．Hyodo et al. 2017a [6]の図を改変．

地（ボレアリス盆地）は，巨大衝突によって形成された

量を失い火星へ落下し，消失する．（3）内側円盤が無と考えられている [7, 11]．また，このボレアリス盆地

くなった後，衛星達は火星の潮汐によって軌道進化をを形成した巨大衝突によって火星の自転周期の起源も続ける事になるが，共回転半径の内側に存在する巨大24

説明できる [7] ．

衛星は 40 億年以内に火星へ落下する .

近年，このボレアリス盆地形成巨大衝突 [11] の副産

外側円盤から共回転半径のすぐ内側に形成された衛物として形成された破片円盤から，次のようなプロセ

星は，40 億年の潮汐進化を経て，現在のフォボスの軌スを経て火星衛星が形成されうることが明らかになっ道へ到達する．一方，外側に形成された衛星は，現在

た [5-7]．（1）巨大衝突によって形成される破片のほとのデイモスの位置に到達することになる（図 2d-e）．

んどは火星のロッシュ半径の内側にばらまかれ，少量の破片が共回転半径の少し外側までばらまかれる（図2a）．（2）内側の重たい円盤は，短いタイムスケール（～
数千年）で拡散し，巨大な衛星を形成する．その後，
巨大衛星は残りの内側円盤と重力相互作用を通してよ

3. 巨大衝突説から期待される火星衛星の描像
ここからは，前節で述べた巨大衝突説が正しかった

り外側へ移動する．この巨大衛星の外側移動に伴って， 場合に期待される火星衛星の構成物質の物理化学的な5巨大衛星の軌道共鳴（2 : 1 と 3 : 1 共鳴）が外側円盤を通特徴について議論していく ．このような情報は過することになるが，その共鳴位置に破片が集まり，

MMX 探査計画の観測機器の設計に役立つだけでなく，

32 つの小衛星の集積が促進される（図 2b-c）．この時形探査活動で得られる情報と比較することで火星衛星の成された衛星の一つは共回転半径のすぐ内側，もう一つはすぐ外側に位置することになる（図 1 で示した約40 億年前の軌道位置に対応している）．また内側円盤
は，巨大衛星を外側へ押し出たために，自身は角運動
2. ボレアリス盆地を形成した衝突によって現在の自転が決定されたのならば，衝突点は赤道面近くに存在するべきであると考えられるが，True polar wanderによって，赤道近くから現在観測される北半球のボレアリス盆地へ衝突地点が移動できることが示されている[7].
3. もしこのような巨大衛星の移動（共鳴の通過）が無く，低質量の円盤からその場形成した場合は，フォボスやデイモスのような衛星が多数形成されてしまう．

4. 共鳴の通過に伴ってデイモスのみが形成された場合でも，巨大衛星が火星に落下する前に潮汐破壊され，新たな破片円盤を形成し，そこから（前回よりも小さな）新たな衛星を形成するというプロセスを何回も繰り返すことで，最終的に形成された衛星が現在観測されるフォボスであるというシナリオもある[12]．
5. Canup & Salmon 2018 [13] では，ボレアリス盆地を形成する
ような火星史最大の巨大衝突ではなく，より小さな Utopia やHellas 盆地を形成しうる Vesta から Ceres 程度の大きさを持つ天体との衝突による火星衛星形成を議論しているが，形成プ
ロセスは図 2 で説明したものと同じであり，衝突破片が経験する熱力学的状態も Hyodoet al. 2017ab, [6,7]，と大きく違わないため，3 節で述べる火星衛星の描像も大きくは変化しないと期待される．

火星衛星フォボスとディモスの起源・進化の現状理解／兵頭，玄田

219

図4: ボレアリス盆地を形成する巨大衝突SPH計算のスナップショット（衝突天体質量Mimp=0.03×火星質量，衝突速度Vimp=l.4×
火星脱出速度，衝突角度θ=45度．状態方程式にはforsteriteのM-ANEOSを使用）．上図の色は，衛星の材料物質（水色），
火星物質（赤色），一時的に火星周囲を回るが最終的に火星に落下する物質（黄色），火星の重力圏外に飛び出す（白色）粒子を表している．下図の色は，温度（ケルビン）を表している．表示法のせいで，火星表面全体が岩石の融点を超える高温になっているように見えるが，実際は衝突点近傍の一部のみが高温となっている[9]．Hyodo et al. 2017a [6]を改変．

起源と形成過程および火星の当時の集積環境を明らか

およびデイモスの材料物質は少なくとも衝突天体物質，にできる手がかりとなるため非常に重要となる．

火星地殻物質，火星マントル物質の混合であると考え

3.1 火星衛星の構成物質られる．混合度については，各粒子は，ランダムな軌
道進化における多数回の粒子間衝突によって破砕され，本節では，火星衛星フォボスとデイモスの材料物質

細分化されるため（3.2 節），ある粒子は火星由来物質で，がどこから来たのかについて議論する．高解像度の衝ある粒子は衝突天体由来の物質を反映した化学組成と

突 SPH 計算 [6] によって，巨大衝突によってばらまかなるが，固化する前にランダムな衝突過程で混ざり合れる衛星の材料物質が火星物質と衝突天体物質の混合った粒子も存在する．詳細な混合度については，追加であることが明らかになった（図 3 左）．このことは，の研究が必要となる．さらに，衝突当時の火星表面に地球の月を形成した巨大天体衝突でも同様のことがわ

十分な水が存在していた場合には，衝突によって形成かっており [14]，衝突天体のみ（もしくは地球物質のされる蒸発成分に H2O が含まれ，溶融物質が冷却時み）で月を形成することが不可能であることを示してに水蒸気成分と触れ合うことで，水質変成を記録したいる．また円盤物質としてばらまかれた火星物質の約粒子も存在すると期待される [6, 7]．つまり，巨大衝

半分は，火星表面から深さ 50 km 以上の深部から掘削

突説が正しければ，MMX 探査計画における人類初とされた物質であることが明らかになっている（図 3 右）．

なる衝突当時の太古の火星物質のサンプルリターンも衝突天体の半径が約 1000 km であることを考えると，期待される ．

衝突によって火星の深さ 50 km よりも深いところから物質が飛び出ることは，ごく自然なこととも言える．
衝突当時の火星地殻の厚みには不定性があるが，現在

63.2

衝突破片の初期の熱力学的状態と粒子サイズ

円盤構成粒子（火星衛星）の材料物質となる破片は，の地殻の厚みは平均的に約 50 km と見積もられており，厚みは時間とともに厚くなってきたと考えられている [15]．つまり，MMX 探査で観測されるフォボス

6. 火星衛星形成後，火星への小天体衝突によって火星表面から放出された破片がフォボスやデイモスの表面に降り積もっている可能性もある．
（Hyodo et al. in prep）

220

日本惑星科学会誌 Vol. 27, No. 3, 2018

図5: 火星衛星を形成する巨大衝突によって作り出された蒸発成分の平衡凝縮過程の計算結果．衝突直後のガス温度は約2000 K
で，組成は，火星由来物質とインパクター由来物質の1 : 1混合物質の蒸発成分[6,7]．4つの異なるパネルは，異なるインパクターの組成（左上： CV-like, 右上：EH-like, 左下：Mars-like, 右下：CI-like）を仮定した場合の結果．Pignatale et al.
2018[8]の図を改変．

火星および衝突天体のある特定の狭い内部領域から巨l00 micron から 10 m の幅をもった粒子になると見積

大衝突によってばらまかれることになる（図 4 上図）．

もられる [6, 7]．

つまり，巨大衝突過程において，火星衛星材料物質は

一方，5-10 wt% 程度の蒸発物質は，凝縮過程で小およそ均一な熱力学的状態を経験する．高解像度のさなダスト（0.1-l micron）を形成すると考えられる [6,SPH 計算によって，巨大衝突によって破片は約 2000

19]．このような小さなダストは総表面積が大きいこK 程度まで温度上昇し，大部分が溶融するが，蒸発のとから，溶融し固化した大きな粒子の表面を覆うこと

割合は 5-10 % の質量に留まることが見積もられたで，観測される火星衛星のスペクトルなどの光学特性

7, 8

[6] ．

を支配している可能性がある [6, 19, 20]．

溶融／蒸発した破片粒子は衝突直後に“腕”のような構造を形成しながら火星から遠ざかる（図 4）．この時，隣り合う溶融物質は，わずかに異なる速度（シアー速度）で動いているため，粒子サイズは，このシアー速度と表面張力によって決定されるサイズで分裂する
9[17, 18] ．SPH 計算から得られたシアー速度と岩石の典型的な表面張力を使うと，溶融した岩石の典型的なサイズは l m-l0 m 程度であることが見積もられている [6, 7]．さらに，破片は長期的な進化において衝突を繰り返すことでより細かく破砕され，最終的には

7. 月形成衝突は，火星衛星形成衝突に比べると衝突エネルギーが桁で異なることから大部分の円盤物質が蒸発してしまうと考えられている[16]．
8. Hyodo et al. 2017 [6] で は，Mimp = 0.03 × 火 星 質 量 Vimp = l.4×
火星脱出速度が用いられ，Canup & Salmon 2018[13] では，Mimp = 0.0005 ×火星質量，衝突速度 Vimp = l.5 × 火星脱出速度が用いられたが，衝突直後の衛星の材料物質の温度や蒸発率は大きく変わらない．
9. 水の入ったバケツを勢いよく振り回しながらひっくり返すと小さな水滴に分裂するが，静かにひっくり返すと大きな水滴になるのと同じ．

火星衛星フォボスとディモスの起源・進化の現状理解／兵頭，玄田

3.4

221

揮発性物質の損失

前節までの議論では，火星系は閉じた系であると暗に仮定されており，物質が火星圏を脱出する可能性は無視されてきた．しかしながら，前節で議論したように，火星衛星形成衝突によって開放されたエネルギー
によって，火星衛星の材料物質の一部は蒸発（～約2000 K の温度）を経験している．さらに，火星表面の一部は，衝突によって加熱され部分的に～6000 K にまで達している [9]．一方で，火星の重力は比較的小さい．さらに，蒸発物質には選択的により揮発性の高い物質が含まれている [8]．それゆえに，このような衝突直後の energetic な系において揮発性物質が何ら
図6: 流体力学的散逸によって火星系外に散逸する蒸発物質の割
合．蒸発物質の平均分子量を計算するために，初期温度が2000 Kで火星物質と異なるインパクター物質の1 : 1混合をスタートとして平衡凝縮計算を行っている（異なるマークは異なるインパクターの組成を仮定）．図中の色は，火星圏を脱出するのに必要な臨界距離（脱出速度Vescが熱運
動速度Vthと一致する距離）を表している．Hyodo et al.
2018[9]の図を改変．

3.3 火星衛星構成物質の化学組成

かのプロセスによって散逸される可能性があると考えられる．
また，衝突直後の蒸発成分は，火星周りを円軌道で回っているのではなく，楕円軌道で回っている [6]．
それゆえに，より火星から遠ざかり，重力ポテンシャ
ルの浅いところまで到達する軌道を持つ蒸発物質が存在する（つまり，より熱的散逸がしやすい）．Hyodo
et al. 2018 [9] は，衝突直後に期待される（1）蒸発物質

前節で述べたように，火星衛星の材料物質となる衝の熱的散逸，および，（2）凝縮したミクロンサイズの突破片は衝突加熱によって溶融または蒸発を経験する

ダストの radiation pressure による火星系外への吹きが，温度が下がるにつれて固化または凝縮する．この飛ばし，の可能性を詳細に調べた．その結果，流体力

時，様々な鉱物が形成されると期待され，その組成と学的な散逸（Hydrodyamic escape）によって，蒸発成組み合わせは衝突天体の初期組成にも大きく依存する分の 10-40 % が火星圏から失われうることが明らかにと考えられる．

なった（図 6）
．さらに，radiation pressure によって，Pignatale et al. 2016[8] では，Hyodo et al. 2017ab[6, 7]

凝縮したダストも部分的に火星系外へ飛ばされることによって見積もられた衝突直後の状態（温度～2000 K,

が明らかになった ．つまり，巨大衝突説が正しかっインパクターと火星物質の 1：1 混合ガス）をスタート

た場合，フォボスとデイモスには揮発性物質の損失が地点として凝縮過程の熱力学平衡計算が行われた．彼

起こっていると期待される．

10

らの論文では，インパクターの組成を CV，EH，CI，Mars-like などと仮定し計算が行われた．その結果，

4. まとめガスの温度低下に伴って凝縮するダストの鉱物組成は，インパクターの組成によって大きく異なることが明ら

現状では，火星衛星の起源には決着が着いていないかになった（図 5）．これは，計画が進む MMX 探査に（捕獲説 or 巨大衝突説）．前節において巨大衝突説でよって得られるデータと比較することで，火星衛星をフォボスとデイモスが形成された場合に期待される物

形成した巨大衝突天体組成の制約に繋がり，さらには理的／化学的な特徴を議論した．JAXA によって計画当時の火星周囲の集積環境の制約に繋がる可能性を示される MMX 探査機には，ガンマ線・中性子分光計や唆している．

10. Radiation pressureによるダストの吹き飛ばし効率は，ダストの光学特性，凝縮温度，および，軌道等による．詳細は，
Hyodo et al. 2018 [9]を参照．

222

日本惑星科学会誌 Vol. 27, No. 3, 2018

近赤外分光計が搭載されている．ガンマ線分光計では，Si や Fe などの主要な元素を観測することが可能であ

謝 辞り，中性子分光計では，H の濃集度を計測できる．また，近赤外分光計では，H2O などの揮発性元素の存在

2 年前（2016 年）まで火星に衛星があることも知らな比や水質変成を経験した鉱物の存在を明らかにできる．

かったが，たまたま存在に気づき，フランス人と協力

巨大衝突説が正しければ，揮発性元素の損失が起こる

し，巨大衝突による形成プロセスを見出すことができ[10]．更にもし，衝突当時の火星表面に十分な水が存た．また，ラッキーな事に，その直後に MMX 探査計

在していた場合は，巨大衝突によって，3 節で議論し画が発表された（web ニュースで知った）．MMX 探査

た蒸発成分に H2O 成分が多く含まれると期待される．

計画の発表によって，半径たった 10 km 程度しかない，

この H2O 蒸気が，溶融した難揮発性の岩石成分と反一見あんまり重要そうでない火星衛星がまさかの注目応することで，衛星の材料物質には水質変成が記録さを浴びることになった．おかげで数十人しか読まない

れている可能性がある [6]．さらに鉱物組成は，衝突と思っていた我々の論文 [e.g. 5, 6] までもがメディアに天体組成よって大きく変わると期待される [6, 8]．こ取り上げられ，引用もして頂き，火星衛星の研究にものような点に注目して MMX 探査を行うことで，火星やる気が出た（ちなみに玄田は，4 年前に火星衛星の衛星の起源に決着をつけられる可能性があり，更に衝存在を知った）．本研究は，日本学術振興会の特別研突説が正しかった場合には，衝突天体の組成に制約が究員奨励費（JPI7J01269），若手研究（18K13600）の助つけられることで，衝突当時の惑星集積環境の理解に成を受けておこないました．最後に，有意義な査読意

繋がる．

見を頂きました倉本圭教授に感謝致します．

また，これまで日本の惑星探査は工学ミッションの側面が強く，探査機が打ち上がって，データが得られ

参考文献

るまでに，こういった純粋なサイエンスが十分に検討されてこなかった．それゆえに，探査打ち上げ前の理[1] Schmedemann et al., 2014, Planet. Space Sci. 102, 152.

工の連携は十分ではなかったと思う．さらに，日本の[2] Burns, J. A., 1992, in Mars (Univ. Arizona Press),

惑星探査における国際協力のあり方にも改善の余地が1283.

あ っ た． 一 方 で， カ ッ シ ー ニ 探 査 な ど の NASA や[3] Murchie, S. L. et al., 1991, JGR 96, 5925.

ESA の惑星探査では，このような側面において目に[4] Citron, R. I. et al., 2015, Icarus 252, 334.

見える努力があった．火星衛星のサイエンス（形成起[5] Rosenblatt, P. et al., 2016, NatGe. 9, 581.

源 と 進 化 ）の 近 年 の 発 展 は， 偶 然 で あ っ た も の の[6] Hyodo, R. et al., 2017, ApJ 845, 125.

MMX 探査の発足時期と一致した．さらに，工学のみ[7] Hyodo, R. et al., 2017, ApJ 851, 122.

ならずサイエンスにおける国際協力もフランスなどの[8] Pignatale, F. C. et al., 2018, ApJ 853, 118.

諸外国と現段階から進んでいる．エンジニア側の人達[9] Hyodo, R. et al., 2018, ApJ 860, 150.

の，時間や予算の制限による大変な側面を耳にするが，[10] Craddock, R. A., 1994, LPI 25, 293.

MMX 探査では，著者のようなサイエンスの人間が，[11] Marinova, M. M. et al., 2008, Nature 453, 1216.

工学の人達と共に探査意義をサイエンス面からも考え，[12] Hesselbrock, A. and Minton, D. A., 2017, NatGe. 10,探査計画を共に最大化させようとする姿勢が探査前から現れていると思う．それゆえに MMX 探査が，工学主導のみならずサイエンス主導の惑星探査のあり方の266.
[13] Canup, R. and Salmon, J., 2018, Science Advances 4,4.

重要性を再認識させ，さらに理工連携のチームプレー[14] Canup, R. M., 2004, Icarus 168, 433.

の重要性を説くこれからの日本の惑星探査のあり方に[15] Zuber, M. T. et al., 2000, Science 287, 1788.

新たな舵を切る“良いきっかけ”になればと思う．

[16] Nakajima, M. and Stevenson, D. J., 2014, Icarus 233,
259.
[17] Melosh, H. J. and Vickery, A. M., 1991, Nature 350,

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火星衛星フォボスとディモスの起源・進化の現状理解／兵頭，玄田

494.
[18] Genda, H. et al., 2017, EPSL 480, 25.
[19] Ronnet, T. et al., 2016, ApJ 828, 109.
[20] Yamamoto, S. et al., 2018, Geophysical Research
Letters 45, 1305.

223

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224

日本惑星科学会誌 Vol. 27, No. 3, 2018

特集「火星圏のサイエンス」

ExoMars TGOと火星衛星探査計画MMXによる火星大気観測青木 翔平 ，中川 広務 ，小郷原 一智 ，神山 徹 ，今村 剛 ，
２
笠羽 康正
１

２

３

４

５

2018年6月30日受領，査読を経て2018年7月27日受理．

（要旨）2018 年春，欧州・ExoMars-TGO 探査機による火星観測の本格科学運用が始動した．我々は，同衛
星 デ ー タ の 解 析 を 進 め る と と も に，2024 年 打 ち 上 げ 予 定 の 日 本・ 火 星 衛 星 探 査 計 画（Martian Moons
eXploration : MMX）による火星大気観測の検討を進めている．本稿では，最新の火星探査衛星 TGO 火星大気観測が明らかにする項目を紹介し，将来 MMX 火星大気観測が目指す科学目標を著す．

1. 欧州のExoMars TGOによる火星
大気観測

り，それらの観測から，大気微量成分（Trace Gas）を通して火星の地殻活動や生命活動に迫ろうというものである．本稿では，火星大気微量成分観測の主軸を担

ExoMars Trace Gas Orbiter（TGO）は 欧 州・Euro-う NOMAD 及 び ACS に 焦 点 を あ て る．NOMAD とpean Space Agency（ESA）とロシア ･Roscosmos が共ACS は非常に似た性能を持ち，相補的に近赤外域を同で進める ExoMars 計画初号機に位置付けられる火

中心に網羅する分光計である．表 1 にそれぞれの装置

星周回衛星である．2 号機となる着陸機は 2020 年に打特性を記した．NOMAD は 0.2-4.3 μm をカバーし，ち上げが予定されており，それらの連携により，過去

SO，LNO，UVIS の 3 つの波長チャンネルを持つ [1]．

から現在の火星における生命の痕跡を詳しく調べよう

SO，LNO は近赤外線分光計であり，echelle gratingとするものである．TGO は 2016 年 3 月 14 日にカザフと音響光学可変波長フィルタ（AOTF）の併用によっ

スタン ･ バルコヌーイ宇宙基地から打ち上げられ，て，広範且つ高波長分解の達成が可能となっている．

2016 年 10 月 19 日に無事火星周回軌道へ投入された．

さらに，UVIS を SO・LNO と同時運用することで，

約 1 年半に及ぶエアロブレーキによる軌道修正を経て， 紫外・可視から赤外までを一度にカバーする．一方，
2018 年 4 月 21 日より本格的な科学観測が始まった．

ACS は 3 つの赤外分光計，NIR，MIR，TIRVIM から

TGO には科学観測を担う 4 つの計測器が搭載されて構成される [2]．NIR は NOMAD/SO 及び LNO と同タいる．
大気成分を詳細に調べる分光計・NOMAD（Nadirイ プ の AOTF-Grating 型 の 分 光 器 で，NOMAD で は

a n d O c c u l t a t i o n f o r M a r s D i s c o v e r y ）・ A C S

カバーしない 1 μm 帯の観測を行う．MIR は grating 分（Atmospheric Chemistry Suite），ステレオ観測が可光器で，AOTF ではなく，Cross-Disperser を用いて能な可視カメラ・CASSIS（Colour and Stereo Surface

多 波 長 の 観 測 を 行 う．TIRVIM は フ ー リ エ 分 光 計

Imaging System），地下の含水量を調べる中性子検出（FTIR）
で，1.7 – 17 μm の広範囲を網羅する．

であ
器・FREND（Fine Resolution Neutron Detector）

火星大気微量成分を検出するには，それらの分子吸収線が豊富に存在する赤外域の分光観測をする必要が

1. ベルギー王立宇宙科学研究所
2. 東北大学
3. 滋賀県立大学
4. 産業総合研究所
5. 東京大学
shohei.aoki@aeronomie.be

あるが，存在量が極僅かであることから，高波長分解能・高感度の観測が欠かせない．これまでの火星周回
衛 星 観 測 で は， こ れ ら は 達 成 さ れ て こ な か っ た．
NOMAD 及び ACS の大きな特徴は，（1）紫外域から中ExoMars TGOと火星衛星探査計画MMXによる火星大気観測／青木 他

225

表1 : NOMAD及びACSの装置特性．

観測装置
NOMAD

ACS

国，PI
ベルギー

Channel
UVIS

波長域200-650 nm

波長分解能
dλ～ 1-2 nm

Ann Carine
VandaeleSO

2.3-4.3 μm

R ～ 20000

LNO

2.3-3.8 μm

R ～ 20000

ロシア

NIR

0.73-1.6 μm R ～ 25000

Oleg
Korablev

MIR

2.3-4.2 μm

TIRVIM

1.7-17 μm

分光方式

AOTF
echelleAOTF
echelleAOTF
echelleGrating
Crossdisperser
FTIR

R ～ 50000

dλ～ 0.13 cm-1
（太陽掩蔽）
dλ～ 0.8 cm-1
（天底）．衛星から火星地面を直下視する観測モード．
※天底観測（Nadir 観測）

観測モード
太陽掩蔽
天底※
太陽掩蔽
天底
太陽掩蔽
天底
太陽掩蔽
天底
太陽掩蔽
太陽掩蔽
天底

間赤外域に跨る広い波長帯を従来よりも 1 桁以上高い"Background" と呼ばれ，規則的な季節変動を示すこ

波長分解能で観測する事，（2）太陽を直接光源にするとがわかった．もう 1 つのプロセスは，不定期に現れ

太陽掩蔽観測により高感度を達成する事，であり，そる 10 ppb 以上の CH4 増大である．これは，"Plume" と13

位 体： CO2,
れ ら に よ り，CO（同
2
18
13

13

13

17

OCO,

18

17

OCO,

呼ばれ，先行望遠鏡観測の捉えた CH4 はこの現象では18ないか考えられる．しかし，"Background" の季節変

O CO を 含 む ），CO（同 位 体： CO, C O, C O,
18

C O を 含 む ），H2O（同 位 体：HDO を 含 む ）
，NO2,
13

位 体： CH4, CH3D を 含 む ），C2H2,
N2O, O3, CH（同44

動の要因，"Plume" のメカニズムとも未解明である．
TGO による太陽掩蔽では，地表付近の観測は大気中

C2H , C2H6, H2CO, HCN, OCS, SO2, HCl, OH, HO2, H2Sに存在するダストの影響で難しいものの，高度 10 kmの検出が可能となる事である．これらの大気組成の探以上（※季節により異なる）から観測が可能であり，

索 ･ 時空間変動の観測により，火星の地殻・生命活動や，CH4 の検出精度は 0.1 ppb 以下と想定される．この精

大気環境の変遷理解につながる水循環・大気化学を調度は，"Background" の検出・変動を議論するには難査する．以下に，TGO の火星大気観測により明らか

しいが，"Plume" なら十分な精度で検出できる．TGOにされることが期待される項目を挙げる [1, 2]．

の太陽掩蔽観測では，火星 1 日間に最大 24 箇所の異な（1）
地殻・生命活動－CH4及び関連分子

る経度で高度分布の取得が可能である．火星全球を包括した連続的な "Plume" の探索により，火星 CH4 の時

火星大気中の CH4 の存在は，2004 年に地上望遠鏡

空間変動に新たな知見を与えることが期待される．さや MarsExpress 衛星の観測で検出が報告されて以降，（ CH4, CH3D），
らに，"Plume" の検出時に CH4 同位体

長年議論の的となっている [3]．CH4 の起源としては，

及 び 関 連 分 子（C2H2, C2H4, C2H6, H2CO, HCl, H2S,

地殻活動や生命活動が考えられるが，その生成・消失

N2O）を同時に計測することで，生成メカニズムに迫過程は全く分かっていない．その理由は，CH4 の存在

ることが可能である．地球でのアナロジーを想定する

量が極僅かであるために観測の不確定要素が大きい事と，CH4 と C2H6 のδ C を比べることで，同位体分別が挙げられる．近年，NASA･Curiosity 探査車によるの異なる生命起源と地殻起源の切り分けが可能である．

Gale クレータにおける定点 CH4 観測から，（少なくとHCl 及び H2S は地球上の火山性脱ガスに多く含まれるも）2 つの異なる生成プロセスが存在する可能性が示成分であり，地下からの湧出にも一定の制約を得られ唆された [4]．Curiosity の観測では，0.2 - 0.8 ppb の極るものと期待される．また，N2O は火星地殻活動での少 量 の CH4 を 定 期 的 に 検 出 し て い る． こ れ は，生成が期待されないため，検出されれば，生命活動を

13

13

226

日本惑星科学会誌 Vol. 27, No. 3, 2018

間接的に示唆する．CH4 と合わせて，これまでの探査

また，TGO による太陽掩蔽観測では，H2O とその機では検出困難であったこれらの微量大気組成を高精

同位体 HDO を同時に計測する事で，HDO/H2O 比の度で検出することにより，現在の火星における地殻・

高度分布を初めて明らかにする．火星大気の水蒸気

生命活動の探索を目指す．

HDO/H2O 比は全球平均で地球（SMOW）の約 5-6 倍で（2）
水循環 - H2O, HDOあり，軽い同位体が選択的に大気散逸することから，
火星の水が長い時間を経て宇宙へ流出した根拠の 1 つ

バレーネットワークなどの流路地形や地質的証拠かと解釈される [8]．散逸量を議論する際に重要である

ら，火星は約 30 〜 40 億年前に豊富な液体の水を有す

上層大気の D/H 比が，下層大気の HDO/H2O 比とどる気候が一定期間継続していたことが示唆されている． のような関係であるのか，NASA 火星探査機 MAVEN
太古に大量に存在した水はどこへ消失し，現在の低温搭載 IUVS で計測される上層大気の D/H 比と，TGO

乾燥な惑星環境へどのように変遷していったのか，火で観測される HDO/H2O 比の高度分布をあわせること

星水環境の歴史を理解することは，生命溢れる大気をで，初めて明らかになる．

育む惑星環境進化の解明へとつながる．太古に大量に存在した水は，長い年月を経た大気散逸によって宇宙（3）大気化学 - HO2, H2O, CO, NO2, O2, O3

空間へと消失したと考えられるが，近年の NASA 火

火星大気化学で未解決の問題は，大気成分を「酸化」

星探査衛星 MAVEN 搭載 IUVS 等の観測から，大気上する大気化学過程である．火星大気の酸化過程を担う

層の水の散逸率は太陽からの紫外線放射量により決ま（HOx:のは，H2O の光解離で生成される水素ラジカル

るのではなく，予想に反して，下層大気から供給され

H, OH, HO2 など）であるが，これらの変動は詳細に調る中層大気の水蒸気量に支配されることがわかってき

べられたことがない．TGO による太陽掩蔽観測では，

た [5]. 先行観測では限られている水蒸気高度分布の詳その代表成分の 1 つである HO2 を初めて検出し，その細な調査は，TGO の科学主題の 1 つである．これま

変動を調べ，生成源である H2O と同時観測することで，での水蒸気高度分布の直接観測は，Mars Express 搭

HOx 大気化学理解の第一歩とする．さらに，TGO の載 SPICAM による太陽掩蔽観測のみだが，その唯一太陽掩蔽観測では，主要分子である CO の高度分布もの SPICAM の観測から，北半球の秋・冬において，初めて調べられる．CO は，火星大気 CO2 の光乖離に

中層大気に予想を超えた量の水蒸気が存在する画期的よって生成され，水素ラジカルとの反応によって CO2な発見がされた．さらに興味深いことに，グローバルに戻る．しかし，その CO2 再生成の詳細過程は詳しく

ダストストーム時にはより顕著に水蒸気増大がみられ．CO と H2O
わかっていない（CO2 大気の安定性問題）

ることがわかった [6]．しかし，Mars Express の観測は，及び HO2 の同時観測は，同過程の制約を可能とする．

軌道の制約で観測機会が限られ，空間変動と季節変動

さ ら に，ACS-NIR で は O2 dayglow，NOMAD-UVISの切り分けが困難であったこともあり，そのメカニズ

では O3 の大気高度分布の計測が可能であり，それらムの解明には至っていない．TGO の太陽掩蔽観測では，は火星大気化学における酸化過程の理解をさらに深め

観測頻度が 1 桁上がり，空間変動と季節変動の切り分

る．

けが可能となる．さらに，SPICAM 観測より強い水

また，地球大気のように，N- 化合物や Cl- 化合物も蒸気吸収線を観測できる事，及び，波長分解能が上が酸化成分を生成し，大気化学で重要な役割を担っている事から，理論上では観測精度が 2-3 桁以上向上し，る可能性もある．TGO の太陽掩蔽観測では，これま

中層大気の水蒸気増大の詳細が掌握できるようになる．

での観測より 2 桁高い精度で NO2 と HCl の検出を試み

さらに，2018 年 6 月 20 日現在，火星では 2007 年以来ることで，それらの化合物が火星大気化学で担う役割の大きなダストストームが発生し，発達をつづけていを定量的に評価可能となる．

る [7]．TGO はストーム発生前である 4 月 21 日より観測を始めており，ダストストームの発達に伴う中層大気における水蒸気量を静穏時から終焉にかけて高頻度・高感度で連続的に掌握可能である．

（4）気候学 - 天底観測
TGO では太陽掩蔽観測に加えて，ACS，NOMAD
とも，天底観測が可能であり，CO2, CO, H2O, O3 の気

ExoMars TGOと火星衛星探査計画MMXによる火星大気観測／青木 他

227

柱量，エアロゾル（ダスト，氷雲）の光学的厚さ，及び影響を受けた局地気象や気温の日変化に伴う相変化が温度鉛直分布が得られる．これらの物理量はこれまで関わっていると想像される [12]．たとえば赤道域の上の周回衛星観測からも調べられてきたが，TGO でも昇流域での氷雲形成が上層大気の水蒸気量を規定する，

継続してモニターし，経年変化を調べるとともに，火特 定 地 域 で の 氷 雲 形 成 が 地 下 の water equivalent星大気大循環モデルとの比較，及びデータ同化（datahydrogen の不均一分布を説明する，などの可能性が

assimilation）を通して，火星気候の理解を深める．また，指摘されている [13]．したがって，時空間スケールの

水蒸気同位体 HDO の天底観測から，気柱量における小さな現象の理解が，空間スケールを跨ぐ水蒸気およ

HDO/H2O 比の空間分布・季節変動を議論できる可能びダストの全球的な鉛直輸送や 3 次元分布を理解する性がある．HDO/H2O 比は，水蒸気⇔氷（極冠・氷雲）

うえで必要不可欠である．何より，火星大気においての相変化に伴う同位体分別による変動が予想されてき最も振幅の大きい変動成分は 1（太陽）日周期変動であたが，近年の望遠鏡観測ではその予想の範疇を上回るるので，物質の大気への供給，輸送の時空間スケール変動が報告されており [9]，異なる HDO/H2O 比を持つも，それ相応になることは想像に難くない．逆に言え

水リザーバ（例えば，地下に存在する氷）と大気との相ば，ダストおよび水蒸気の大気への供給や氷雲の形成

互作用の可能性が指摘された．TGO の天底観測で気に典型的な地方時が明らかになれば，その背後にある

柱量における HDO/H2O 比の空間分布・季節変動が明大気現象を推定できる可能性がある．さらに，当該現らかになれば，太陽掩蔽から導出可能な高度分布・季象を確からしく推定できるよう数値モデルを開発改良

節変動と合わせて，火星水循環の新たな知見となる．

すれば，ダストおよび水蒸気の大気への供給や氷雲の形成を観測に基づいて正確に計算できるようになると

2. 日本の火星衛星探査計画（MMX）
による火星大気観測期待できる．問題は，従来の海外の火星探査機は極軌
道衛星であり，水蒸気やダストが大気へ供給されている様（ダストイベントや水蒸気の湧き出し）を十分に高火星気候の劇的な変遷に関わる大気物質循環のメカ

い時間分解能でモニタリングすることができない点でニズムに制約を与えようとすれば，水や二酸化炭素な

あ る． 例 え ば，Mars Global Surveyor 搭 載 の Mars

ど揮発性物質の宇宙空間への散逸や地下への輸送，表Orbiter Camera（MGS/MOC） や Mars Reconnais-

層の様々な水蒸気 water source/sink 間の（特に緯度を

sance Orbiter 搭 載 の Mars Color Imager（MRO/

跨いだ）水輸送を理解する必要がある．これらのプロ（太陽）日に 1 回（14 : 00 前後）しかMARCI）は各地を 1

セスは，大気中の水蒸気量および大気温度，大気 - 表

観測できない．観測点の地方時が夜と昼に固定されて層間の水交換過程，大気大循環に強く影響される．一いる（例えば Mars Global Surveyor では 02 : 00 および方で，地球では大気を駆動する熱的効果を水蒸気の温14 : 00）ことは，経度時間平均された温度分布や水蒸室効果や潜熱が担っているが，火星ではそれを大気ダ

気分布，それらの季節変化を明らかにするにはむしろストの放射効果が担っているので，ダストは上記の全好都合であった．しかし，温度や水蒸気，ダストがなてに関わっているといえる．それゆえ，水蒸気およびぜその季節にそのような空間分布になるのか，すなわ

ダスト両方の大気中への供給過程，水の相変化や輸送

ち物質が 3 次元的にどのように供給，輸送されている過程を観測し，大気大循環や物質輸送のシミュレーシのかを知ることはできない．これでは，水蒸気やダスョンにより解釈することが，大気物質循環のメカニズ

ト，氷雲がどのように供給され動いていくのかわからムの理解を進展させることになる．注意すべきは，水ないばかりか，ダストイベントや水蒸気の湧き出しが蒸気およびダストの大気への供給，輸送の時間スケー

いつ出現したのか決めることすらできない．

ル は 短 い こ と が 予 想 さ れ る 点 で あ る．Rocket dust

火星表層の物質輸送においてこのように時間スケー

storm と呼ばれるダストプリュームや斜面風といったルの短い現象が重要となりうることは，火星大気が薄短時間で発達，収束する小スケールの現象が，大規模

く，放射加熱や運動の時定数が短いことの帰結である．

な赤道上空の遊離ダスト層 [10] を形成することも指摘

地球大気観測に比べても短時間変動の重要性は大きいされている [11]．大気 - 表層間の水交換には，地形のと言える．日変化の時間スケールのダスト輸送と水輸↑TOPへ←目次へ

228

日本惑星科学会誌 Vol. 27, No. 3, 2018

送を，高時空間分解能で連続モニタリングすることにかな地形に伴う鉛直流により微細構造をもつと考えら

よって把握することがそのメカニズムの理解につながれるため，空間分解能 10 km 以下の観測を目指す．こる．比較的高度が高く軌道傾斜角が小さい火星衛星軌

れらを可視撮像による高分解能ダスト観測と同時に行

道から，1 時間に 1 回以上の頻度で全球観測することうことで，ダストや雲物性について理解することがでにより，それが実現する．また，探査期間において異きる．一方，MMX で得られる下層大気の水循環は，なる季節の情報が得られることは太陽加熱によって大前述した TGO 搭載機器で得られる中層大気中の水蒸きく変動する火星大気中の輸送メカニズムの理解のた

気 分 布 に 加 え て，NASA 火 星 探 査 衛 星 MAVEN やめにも有益である．

MMX 搭載イオン質量分析計 MSA で得られる超高層

日本の火星衛星探査計画（MMX）において，フォボ

大気中の散逸大気の時空間変動と密接に関わっている

スの軌道は火星に対してほぼ赤道軌道であるので，フことが期待される．TGO 搭載 FREND が明らかにすォボス偽周回軌道において，及び地球帰還時を利用しる地殻氷分布情報も表層の理解には重要であることかて，上記の火星観測を行う絶好の機会となる．以下に，ら，欧米との国際的な連携を基礎に，火星大気を表層

MMX による火星ダスト・水蒸気観測の精度についてから超高層に至る大きな一つのシステムとして捉え，まとめた．

劇的な気候変遷を経た火星水表層進化の解明を目指し，（1）
ダスト・氷雲の撮像観測
ダスト量の違いにより火星表面の反射率は 0.2-0.3

惑星のハビタビリティの理解に貢献する．

参考文献

程度の範囲で変化する [14]．Rocket dust storm の数値実験によれば，空間スケール 100 km 程度，時間ス[1] Vandaele, A. C. et al., 2018, Space Sci. Rev. 214, 80.

ケールが数時間の現象が重要な役割を果たしうる [11]．

[2] Korablev, O. et al., 2018, Space Sci. Rev. 214, 7.

このようなダストイベントを 10 階調程度で検出する[3] Formisano, V. et al., 2004, Science 306, 1758.

ために，太陽散乱光の強度を相対精度 1% 程度，空間[4] Webster, C. et al., 2018, Science 360, 1093.

分解能 10 km 程度で，15 分毎に全球可視撮像する必[5] Heavens, N. G. et al., 2018, Nature astronomy 2, 126.

要がある．また氷雲を同様の時空間分解能で撮像する[6] Fedorova, A. et al., 2018, Icarus 300, 440.

ことにより，水の局地的・短時間スケールの相変化や[7] https://www.jpl.nasa.gov/spaceimages/details.

輸送をとらえる．以上の観測を，フォボス夜側かつ火星昼側に探査機が位置している間継続して行う．

（2）
水蒸気の分光撮像観測
局地的な水蒸気輸送や水の相変化・日変化サイクル

php?id=PIA22519[8] Owen, T. et al., 1988, Science 240, 1767.
[9] Villanueva, G. L. et al., 2015, Science 348, 218.
[10] Heavens, N. G. et al., 2011, J. Geophys. Res. 116, 1.
[11] Spiga, A. et al., 2013, J. Geophys. Res. 118, 746.

をとらえるために，近赤外低分散スペクトルから水蒸[12] Melchiorri, R. et al., 2009, Icarus 201, 102.

気・氷雲・レゴリス中の水を定量し，CO2 吸収帯から[13] Feldman, W. C. et al., 2004, J. Geophys. Res. 109, 1.

大気循環の指標となる地表面気圧，光化学過程及び循

[14] Szwast, M. A. et al., 2006, J. Geophys. Res. 111,環の指標となる CO の情報も統合することで，「地殻 大気の水交換」「大気循環に伴う水蒸気輸送」「雲生成」
を切り分け，火星環境における水循環の詳細に迫る．
先行研究から数十〜数百 km の顕著な水蒸気量の不均一構造が捉えられており，その鉛直積算量は，10 prμm
（液体の水の深さに換算してμm 単位で表現したもの）程度である [12]．これらの構造とそれに伴う水蒸気変動を捉えるため，水蒸気の積算量を精度 1 prμm，空間分解能 10 km でマッピングする．氷雲は細E11008←目次へ

原始惑星内部のD/H比／齊藤，倉本229

特集「火星圏のサイエンス」

原始惑星内部のD/H比齊藤 大晶 ，倉本 圭
12

2018年6月30日受領，査読を経て2018年7月16日受理．

（要旨）形成期の惑星内部に取り込まれた初生水の D/H 比は地球と火星で異なるらしい．始原マントルにソースを持つと考えられる噴出岩中のメルト包有物中の H2O は，地球試料においては，星雲ガスを取り込んだことを示唆する低い D/H 比を示す一方で，火星試料においては，炭素質コンドライトに近い D/H 比を示す．両者の D/H 比の差異は，星雲内で集積する原始惑星上における原始大気の構造が惑星質量に依存しているためであるかもしれない．新たな一次元大気構造数値モデリングの結果によれば，火星質量程度の原始惑星の場合，上層に星雲ガス成分，下層に衝突脱ガス成分からなる成層した混成型原始大気が形成し，接している原始マントルは材料物質に含まれる H2O の D/H 比を獲得することができる．これに対して，火星質
量以上の原始惑星の場合，対流により起源の異なる両成分が混合し，下層大気の D/H 比は星雲ガスの値に接近する．これによって大質量の惑星の始原マントルは，星雲ガスに近い値の D/H 比を獲得できた可能性がある．

得られている [4]．これら地方で得られる溶岩はマン

1. はじめにトル深部由来のものであり，Pb-Pb 法による年代推定
水素同位体比（D/H）は，水の供給源によって値が異から，この溶岩のソース領域の形成は 44.5-45.5 億年なる．例えば，原始太陽系星雲ガス（以下，星雲ガス）前であることが示唆されている [5]．この年代はちょ-5の D/H 比は∼ 2.1 × 10 ，炭素質コンドライト隕石は-4

うど地球形成期に該当する．そのため，このソース領∼ 1.6 × 10 であり [1, 2]，両者の間の D/H 比には約 10

域は後のプレートテクトニクスによる地球表層物質と倍ほど値に開きがある．

の水素同位体交換をほとんど経験していないと推定さ

地球の海洋の D/H 比は炭素質コンドライトのそれれる．そのため，測定された D/H 比は地球形成期にと同様であることから，しばしば地球の水の起源は炭取り込まれた初生水の値を反映しているとともに，そ素質コンドライトであると考えられてきたが，そう断の値の低さから，水の供給成分として原始太陽系星雲

定するのは早計である．例えば，水素分子と水蒸気間ガスが重要であったことを示唆する．

での同位体交換反応や原始大気の大規模な散逸によっその一方で，火星マントル起源と考えられている火て D/H 比は 3～9 倍に上昇しうることが示されている星隕石メルト包有物中の H2O の同位体分析によると，[3]．これは形成初期の海洋の D/H 比は現在よりも低火星マントルの D/H 比は炭素質コンドライト的であいことを示唆する．

る [6, 7]．火星の場合，形成初期から現在にかけてプ

実際に，カナダのバフィン島から噴出する溶岩中のレートテクトニクス等の作用による表層物質と深部物

メルト包有物からは現在の海洋よりも低い D/H 比が質の混合は極めて限定的であったと推定される [8]．
したがって上記の水素同位体測定結果は，火星形成期

1. 高知工科大学 システム工学群
2. 北海道大学 理学研究院
saito.hiroaki@kochi-tech.ac.jpに取り込まれた初生水の D/H 比を示すと考えられる．
これが炭素質コンドライトの値に近いということは，

230

日本惑星科学会誌 Vol. 27, No. 3, 2018

火星が初期に取り込んだ H2O は主に微惑星起源であれる．その他，惑星の材料物質に FeO 等の酸化物がることを示唆する．

マグマオーシャンに含まれる場合でも，水素との酸化

火星隕石中の Hf-W 系を用いた放射年代測定による還元反応により星雲ガス成分の D/H 比を反映する水と，火星は，現在の約 1/2 の質量に達するのに 180（±が生成すると考えられる [13, 17]．このように，原始

100）万年程度と，急速に成長を遂げたことが示唆され大気の混合が起きるか起きないかの違いが，地球と火ている [9]．このことは惑星集積の寡占成長の理論と星の初生水の D/H 比の差をもたらしたのかもしれなも調和的である [10]．地球型惑星形成の現代的描像にい．以下では実際にその可能性があることを，原始大よると，微惑星の集積によって火星サイズの原始惑星

気構造の対流安定性の解析から示してゆく．

が地球型惑星領域に数十個形成すると考えられている．
このことからも地球の‘元’となった他の原始惑星も同

2. 混成型原始大気モデル

様に，少なくとも火星質量前後に達するまでは急速に集積成長した可能性がある．星雲ガスの散逸タイムス
ケール（<1000 万年）[11] に比べて推定された集積時間rHが短いことから，原始惑星は基本的に星雲ガス中で集⇠ 320rp積成長したと考えられる．


pH ⇠ 6 ⇥ 10 2 Pa

TH ⇠ 178 K(Kusaka et al., 1970) [20]23

原始惑星が月質量（～10 kg）以上になると，微惑星から H2O をはじめとする揮発性成分が衝突脱ガスを開始し，それが重力的に束縛され始める．それと並行して，原始惑星は星雲ガスを重力的に捕獲し始める［例

rCB

えば，12, 13]．このことから，上層に星雲ガス成分，
下層に脱ガス成分からなる，いわゆる混成型原始大気rpが火星を含む原始惑星上に形成された可能性がある


[14]．
原始大気の保温効果により地表面温度が岩石の融点を超えるとマグマオーシャンが形成される．マグマには水蒸気を吸収する性質がある［例えば 15] ため，マグマオーシャンヘの溶解により原始大気中の水蒸気が内部へ取り込まれる [16] ものと期待される．

図1 : 混成型原始大気構造を示す概略図．上層が星雲ガス成分，
下層が脱ガス成分からなる．rHはヒル半径，rCBは組成境界
高度，rpは惑星半径である．火星を想定した典型的な数値として，rH/rp∼320，rCB/rp ≲ 2である．

もし星雲ガス成分と脱ガス成分が互いに混合しなけ
れば，惑星内部の D/H 比は微惑星のそれにほぼ一致

原始大気は Saito and Kuramoto（2018）[14] と同様のするであろう．一方，混合が起こる場合には，低いモデルを採用する．詳しくは [14] およびそこでの引用

D/H 比をもった水が惑星内部に取り込まれる可能性

文献を参照されたい．混成型原始大気は上層に星雲ガがある．この低い D/H 比の水は，星雲ガス成分の混ス成分，下層に衝突脱ガス成分の 2 層からなる（図 1）．

合による D/H 比の低い水素が脱ガス成分由来の水蒸

また大気構造は，成層圏および対流圏からなる一次元

気との間で進行する同位体交換交換反応

放射対流平衡構造を仮定する．大気上端をヒル半径に

HD + H2O ←→ HDO + H2

とり，星雲ガス大気層と脱ガス大気層の境界は圧力的になめらかに接続する．両層は～5 倍の密度差があるによって生成すると予想される．高温高圧下におけることから，互いに混合しないものとまずは仮定する．

平衡定数は～1 であり，なおかつ平衡に至るタイムス

組成境界の位置を決定するためには，集積物質中の揮ケールは集積のそれに比べて十分に短い [3]．そのため，発性成分濃度と惑星集積率を与え大気構造を計算する

混合が起きる場合の水の D/H 比は対流混合によって必要がある．

平均化された水素の D/H 比と同程度になると考えら

星雲ガス成分は H2 と He からなり，その割合は太陽原始惑星内部のD/H比／齊藤，倉本

組成と等しい．また，星雲ガス中の水素分子の D/H-5

比は 2.1 × 10 とした [1]．
原始惑星の材料物質として，二成分モデル [18] を採用し，ここでは火星を想定し，揮発性物質に富み酸化的な炭素質コンドライト様物質 35 % と，揮発性物質

231

重力的に束縛される星雲ガス成分量が多くなり，光学的に厚くなって星雲ガス成分のみの大気でも対流が発
生する
（図 2）
．
10

に枯渇し還元的なエンスタタイトコンドライト様物質

8

成期をとおして一様に集積する，いわゆる均質集積を仮定した．この場合，還元剤として振る舞う金属鉄が常に供給されるため，集積中の脱ガス成分は還元的になる．原始惑星材料物質中の H/C 比（= 5）を与え，微惑星半径65 % からなると仮定した．そしてこれらの物質が形Ṁp = 1/3 MM Myr 1
対流圏界面高度64

惑星衝突時に実現される典型的な温度（2000 K），圧力（100 bar）下での化学平衡計算をしたとき，脱ガス
成分の組成は H2O : H2 : CO : CH4 = 0.15 : 0.45 : 0.20 :0.20 となる [19]．このとき脱ガスする H2O および H2 の
D/H は炭素質コンドライトの代表的な値である 1.6 ×  
-4

10 とする．二成分モデルにそのまま従うと，単位質量あたりの脱ガス成分濃度 fdeg は～4 wt% を得る．た

星雲ガス層内で対流は起きない

2
-1

0.1
10

火
星
10
10
火星質量

1

10
10

図2 : 対流圏界面高度と惑星質量の関係．実線は対流圏界面高度を表す．

だし，材料物質中の揮発性成分は集積前に一部失われる可能性があることも考慮し，本研究では fdeg をパラ
メタとして扱う．

次に，脱ガス成分大気を下層に加えた場合を考える．
純粋な星雲ガス層の構造は，放射フラックスとヒル半径での境界条件で決まるため，完全な組成成層の仮定

3. 混成型原始大気が混合する条件の下では，下層を脱ガス層に置き換えても，星雲ガス
大気部の構造は維持される．上記で求めた純星雲ガス

混成型原始大気の組成成層状態が崩れ，星雲ガス成

大気の対流圏界面以下に組成境界が位置すれば，組成

分と脱ガス成分が対流混合する条件について考える．

境界をまたぐ対流混合が生じて混合型原始大気が形成

拡散や微惑星衝突，その他の過程による混合は，少なし，その逆の場合は混成型原始大気が維持される．つくとも火星質量の原始惑星ではそれほど効率的ではな

まり，組成境界高度が対流圏界面高度に一致する場合

いと推定される [14]．対流混合は，組成成層の仮定のの脱ガス成分の大気質量が原始大気のタイプを分ける

下で組成境界高度よりも上方に対流圏界面が存在する

閾値となる．図 3 は，脱ガス成分の大気質量を材料物場合に起きると仮定する．ここでは，化学組成勾配の質の揮発性成分濃度に焼き直したときの閾値と惑星質存在による対流混合の抑制の可能性については無視し量の関係を示している．1 火星質量の場合，fdeg ≲ 0.1

た．このような混合を経た状態の大気を混合型原始大

wt% なら対流混合が起き，混合型原始大気が生じる．

気と呼ぶことにする．

それよりも惑星質量が大きい場合には，比較的容易に混合型原始大気が形成される条件を調べるために，混合型原始大気が形成する．地球軌道は火星軌道より

まずは全大気が星雲ガス成分のみで構成される場合をも太陽に近いことから，材料物質中の揮発性成分は少考え，どの位置に対流圏界面が生じるかを考える．図ないと考えられるが，火星の二成分モデルを想定した

2 は，大気全層が星雲ガス成分で構成される場合の対揮発性成分濃度（4 wt%）を与えた場合でも，惑星質星

流圏界面半径 rtr と惑星質量 Mp の関係を示している．

≲ l.5 MM までしか混成型原始大気を維持できない．そ-1

集積率が 1/3 MM Myr （MM : 火星質量）の場合，惑星

れ以上の惑星質量の場合は混合型原始大気が形成し，質量が～0.8 Mp/MM 以下のとき星雲ガスのみの大気でD/H 比が低下することが示唆される．

は対流は生じない．それ以上の惑星質量に達すると，

232

日本惑星科学会誌 Vol. 27, No. 3, 2018-3

10

Ṁp = 1/3 MM Myr−1   





  Ṁp = 1/3 MM Myr 1

��������������
D/Hratio比D/H

揮発性成分濃度

 以下 
混合型大気

-4

10

4 wt

%

地球海洋質量
に相当




混成型

-5

10

混合型


火星質量

4. 原始大気のD/H比の惑星質量依存性����������
2

4

6

� 2.1 ⇥ 10 5

火星質量Planetary
Mass [M ]

8

10

M



図3 : 揮発性成分濃度fdegと惑星質量の関係．実線は対流圏界面に相当する．火星の材料物質として二成分モデル[18]を採用したときのfdegは4 wt%である．地球の材料物質に対しても二成分モデルを適用すると，fdegは1 wt%程度となる．
ただし，この値にもかなりの不確定性があることには注意が必要である．少なくとも現在の海洋質量以上は存在したはずである．また地球内部には海洋質量の数倍ちかい水分が含有している可能性も指摘されていることから[21]，地球の材料物質中の揮発性成分濃度の値は0.06 < fdeg [wt%]< 1とした．

�

1.6 ⇥ 10 4

図4 : 下層大気のD/H比の原始惑星質量依存性．（集積率 : 1/3
MM/Myr）．曲線はそれぞれ揮発性成分濃度4, 1，0.1, 0.06
wt%を与えた場合を表す．

おいては，数火星質量に達した時点でほぼ星雲ガスと等しい D/H 比を取るようになる．
次に集積率を 0.01 から 1 MM/Myr まで変化させた場
合の原始大気下層の D/H 比と原始惑星質星の関係について示す（図 5）．1.5 火星質量以上に達する頃にはど–4の fdeg の値の場合でも D/H 比は <1.6 × 10 となり，混

前節の結果から概ね火星質量より大きな原始惑星の合型原始大気が形成することがわかる．図中の l.6 ×

場合，混合型原始大気が形成する可能性があることが10 と記した破線より左側領域では D/H 比は 1.6 ×わかった．混合した下層大気の D/H 比を見積もるた

10 に等しいこれは混成型原始大気を維持しているこめには，星雲ガス成分がどの程度の割合で混合するかとを意味する．惑星質量が大きくなるほど D/H は低を調べる必要がある．そこで，まず完全に組成成層し下する一方，集積率が高いほど，D/H 比の低下が鈍た原始大気構造を求め，そして対流圏界面から組成境くなる傾向が見て取れる．これは集積率が高くなるこ界までに存在する星雲ガス大気層中の水素分子が，脱とで，脱ガス成分大気層が熱的に膨張し組成境界が上

ガス大気層中の水素分子および水分子と対流により十方に位置するようになるためである．結果として混合分に混合すると仮定して，混合大気層の平均 D/H 比層に取り込まれる星雲ガス大気量が減少することで，と評価する．

D/H 比の低下が抑制される．

–4–4

集積率を固定した場合の，原始大気下層（条件によ今回与えた fdeg の範囲の場合，寡占成長を終え火星

り純脱ガス大気ないしは混合大気）の D/H 比の惑星質

質量程度に達した原始惑星上に形成する原始大気の量依存性を図 4 に示す．惑星質量が～1 火星質量以下

D/H 比はほぼ炭素質コンドライト的な値をとることの場合，fdeg によらず原始大気下層は炭素質コンドラがわかった．このことは，先に述べた火星隕石が示す

イト的な D/H 比をもつ．惑星質量が大きくなるに従岩石学的証拠と矛盾しない．集積中に星雲ガスが完全って，星雲ガス成分はより顕著に混合するようになり， に晴れてしまった場合でも，内部の D/H 比は炭素質
下層大気の D/H 比は星雲ガスの値に近づく．fdeg = 4
wt% の場合でも，原始惑星質量が十分大きければ下–5層大気の D/H 比は～4 × 10 となる．fdeg < 0.1 wt% に

コンドライト的な D/H 比を示すことになる．
惑星形成論によれば，地球は複数個の原始惑星が互いに巨大衝突を繰り返して現在の質量へ至った．地球

原始惑星内部のD/H比／齊藤，倉本

0.4
0.2

0.6

2

4

0.6

6

8

10

0.4

1 wt%

2

1

4

6

8

10

4 wt%

0.6

0.4
0.2

(b)

0.8

0.2

-4

log(D/H)(a)5.0x10 -5

2.5x1 05

5.0x10-5

0.8

-3.8

-4.6

0.4

2

(c)
2

4

6

-5
2.5x10
8

0.24

6

(d)

10

2

火星質量

4

-4.2
-4.4

10 -4

0.8

0.6

1.0x

1

0.8

1

1.0x10 -4
7.0x
10 -5
5.0x
10 -5

0.2

1.6x10-4

集積率 [MM/Myr]

0.4

0.1 wt%1.6x10-4

1.6x10-4

0.8
0.6

1

0.06 wt%

1.6x10-4

1

233

8
6

10
8

10

図5 : 集積率を変化させた場合の原始大気下層のD/H比と原始惑星質量の関係．集積率は0.01から1 MM/Myr，惑星質量は1 ≤ Mp/MM < 10までをとった．また，揮発性成分濃度は0.06，0.1，1，4 wt%を与えた．

のもとになった原始惑星の場合も 1 火星質量のときの持つと考えられる．その程度についてはより詳しい研

原始大気下層の D/H 比はコンドライト的な値を示す究が必要である．

が，2 火星質量あたりから急激に D/H 比は星雲ガス成分の値に漸近する．集積率にもよるが，fdeg < 0.1 wt%

5. 原始惑星内部のD/H比の場合だと，2 火星質量程度で D/H 比は星雲ガスの値と ほ ぼ か わ か ら な い 値 を 持 つ よ う に な る．fdeg = 1

惑星内部の D/H 比が集積期に形成する原始大気に

wt% のとき，2 火星質量でマントル深部由来の火山岩

よって決定されるとして，その場合どのような過程で–4の D/H 比（～1.2 × 10 [2]）と同程度の値を持つ．fdeg =決まったのか．今回想定した揮発性成分濃度の範囲

4 wt% の場合，脱ガス大気質量が多いため，D/H 比（0.06 < fdeg [wt%] <4）では，火星サイズの原始惑星上の減少は他に比べて顕著には認められない．ここまでには，脱ガス成分と星雲ガス成分の組成成層が維持さの議論では，背景大気として星雲ガスが存在している

れ得る．

ことを前提としていたが，星雲ガスが晴れてしまって

揮発性成分濃度が 0.1 wt% 以上のとき，混成型原始いる状況では，大気成分は脱ガス成分のみになるので大気の保温効果によって地表面温度が岩石融点を超え

D/H 比は炭素質コンドライト的な値をとると予想さる [14]．従って，火星の場合は，集積中に脱ガス成分れる．なおこの計算例では，星雲ガスの圧力と温度はと星雲ガス成分の混合が抑制され，組成成層が維持さ固定した地球軌道では，火星軌道における値よりも高れ続けた結果，下層大気の水や水素の一部が内部に分い星雲ガス圧力が期待されるが，これは星雲ガス層の配され，炭素質コンドライト的な値を獲得した可能性

不透明度を増加させ，より対流攪拌を促進する効果を

がある．

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234

日本惑星科学会誌 Vol. 27, No. 3, 2018

一方，微惑星の揮発性成分濃度には高い不定性があ

結果として混合型原始大気が形成する．この場合，下り，今回想定した範囲よりもさらに低い可能性もある． 層大気の D/H 比は星雲ガス由来の値に近づく．2 火星
例えば，惑星質量が 1 火星質星の場合でも，揮発性成

質量に達する前には，地球始原マントルの D/H 比の分濃度が≲ 0.1 wt% であれば，対流混合が生じ D/H 比

報告値（≲ 1.2 × 10 ）[4] 程度まで原始大気の D/H 比はは星雲ガス的な値を取ることになる．しかしながら揮低下する．地球は火星質量よりもやや大きな原始惑星

発性成分濃度が低すぎると，マグマオーシャンを形成段階を経ることによって，低い D/H 比を持った水をするほど大気は高温にならず [14]，原始大気の保温効

原始大気から内部に取り込んだ可能性がある．

-4果のみでは火星隕石が示唆するような形成段階初期で
コア・マントルの分化は起きない．ただし集積時間が謝 辞

十分短ければ，短寿命放射性核種による内部融解と分化は起こりうる [14]．この場合，地表面は融解してい本稿執筆にあたり，有意義な査読意見を頂きました

ないため原始大気から惑星内部への水の取り込みは抑

玄田英典博士ならびに黒川宏之博士に感謝致します．

制されるであろう．そして火星内部の水は，主に微惑星に由来するものとなると考えられる．この場合も火

参考文献

星内部はコンドライト的な D/H 比を獲得する．
地球のもととなった原始惑星の典型的な質量は概ね
月質量～火星質量と見積もられているが，微惑星の面[1] Geiss, J. and Gloecker, G., 1998, Sp. Sci. Rev. 84, 239.
[2] Robert, F. et al., 2000, Sp. Sci. Rev. 92, 201

密度によってはこれよりもやや大きな質量も取り得る．

[3] Genda, H. and Ikoma, M., 2008, Icarus 194, 42.

例えば，1.5 火星質量程度の原始惑星が地球軌道付近[4] Hallis, L. J. et al., 2015, Science 350, 795.

存在する場合を考えてみよう．海洋質量と同程度の水[5] Jackson, M. et al., 2010, Nature 466, 853.

が含まれる揮発性成分濃度（0.06 wt%）の場合，集積率[6] Usui, T. et al., 2012, Earth Planet. Sci. Lett. 357, 119.

–5にもよるが，D/H 比は～7 × 10 ，二成分モデルから推定される揮発性成分濃度（1 wt%）の場合でも，1.2–4[7] Hallis, L. J. et al., 2012, Earth Planet. Sci. Lett. 359,
84.

× 10 と D/H 比の低下が期待される（図 5）．またこれ[8] Watters, T. R. et al., 2006, Nature 444, 905.

らのケースでは，地表面温度は岩石の融点を超え，惑

[9] Dauphas, N. and Pourmand, A., 2011, Nature 473, 489.

星内部に効率的に原始大気成分を取り込むことができ[10] Kobayashi, H. and Dauphas, N., 2013, Icarus 225, 122.

る．このように地球の場合は，火星よりも多少大きな[11] Kita, N. T. et al., 2005, ASP Conference Series 341,

原始惑星が形成し，その頃に星雲ガスを内部に取り入れたのかもしれない．

558.
[12] Hayashi, C. et al., 1979, Earth Planet. Sci. Lett. 43, 22.
[13] Ikoma, M. and Genda, H., 2006, Astrophys. J. 648,

6. まとめ696.
[14] Saito, H. and Kuramoto, K., 2018, Mon. Not. R.

星雲ガス成分と脱ガス成分の組成境界と対流圏界面

Astron. Soc. 475, 1274.

の位置を比較することで，脱ガス成分と星雲ガス成分[15] Fricker, E. and Reynolds, T., 1968, Icarus 9, 221.

からなる原始大気の組成成層の対流安定性について議[16] Matsui, T. and Abe, Y., 1986, Nature 319, 303.

論した．火星質量程度の原始惑星の場合，揮発性成分[17] Sasaki, S., 1990, in Origin of the Earth.

濃度が 0.1 wt% 以上であると組成成層が維持される．

[18] Dreibus, G. and Wanke, H., 1987, Icarus 71, 225.

この場合，原始惑星内部は，主に微惑星由来の水を取[19] Kuramoto, K., 1997, Phys. earth Planet. Inter. 100, 3.

り込み，コンドライト的な D/H 比を獲得すると予想[20] Kusaka, T. et al., 1970, Prog. Theor. Phys. 44, 1580.

される．一方，火星質量を～50 % 以上上回る原始惑

[21] Murakami, M. et al., 2002, Nature 295, 1885.

星の場合，星雲ガス大気を重力的に束縛する量が急激に増えることから，星雲ガス大気層で対流が発生し，

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短周期スーパーアース系の形成／荻原

235

短周期スーパーアース系の形成

荻原 正博

1

2018年7月1日受領，査読を経て2018年7月20日受理．

（要旨）系外惑星観測によって数多くの短周期スーパーアースが発見されており，特にケプラー宇宙望遠鏡を用いた観測成果から短周期スーパーアース系の様々な特徴が明らかになってきた．観測から得られる情報の中には，惑星形成時の様子を記録したものもある．一例として，隣り合う惑星の軌道周期比分布からは，
惑星形成の最終段階の様子を議論することが可能である．このような情報が得られている現在，惑星形成過程を正確に追う惑星形成 N 体計算は短周期スーパーアース系形成理論の構築に極めて有用である．本稿では，短周期スーパーアース形成 N 体計算結果と観測結果の特徴をそれぞれ示し，短周期スーパーアース系形
成理論の現状の理解を整理する．

10000

1. はじめに1000ス」が初めて発見されたのは十数年前（mu Arae c は
2004 年に，Gliese 876 d は 2005 年にそれぞれ発見）であった．その後の観測手法の高度化・多様化により，短周期スーパーアースの発見数は急激に増加し，2018
年 6 月現在で存在が確認された系外惑星 3,730 個のうち，実に 1,000 個以上が短周期スーパーアースであり，大部分を占める（図 1 参照）．2008 年 6 月にナント（フランス）で初めて「スーパーアース」をテーマに据えた
1

国際会議 が開催され，これは大いに盛り上がったのだが，当時のスーパーアースの観測例はせいぜい数十個であった．丁度 10 年経った今の観測数を考えると，
2

改めて系外惑星観測の急速な進展に驚かされる ．
本稿では，現在の惑星系形成理論において最もホットなテーマの一つといえる短周期スーパーアースに注

惑星質量 (地球質量)

太陽系外惑星の一分類である「短周期スーパーアー

100

10

1

0.1
0.01

0.1

1

10

軌道長半径 (天文単位)
図1 : 系外惑星の質量と軌道長半径の分布．大きく分けて，短周期スーパーアース，短周期巨大惑星（ホットジュピター），
長周期巨大惑星の3分類が可能であることがわかるが，短周期スーパーアースが大部分を占める．データはNASA
Exoplanet Archiveによる．

目し，特に重力 N 体計算を用いた短周期スーパーアー
ス系形成の理論的研究の現状を紹介する．筆者の最近の研究成果が中心となるが，当該分野のレビューともなるように，周辺の重要な論文は極力取り上げること
1. 国立天文台 理論研究部
masahiro.ogihara@nao.ac.jp

1. M. Mayor氏の基調講演で新たに数個のスーパーアースの発見が発表され，新たな時代の始まりにわくわくしたことを覚えている．
2. 2018 年 3 月に国立天文台にてスーパーアースをテーマにした国際会議を開催したが，そこでもこの 10 年の急速な発展を実感することができた．

236

日本惑星科学会誌 Vol. 27, No. 3, 2018とする．また，数式を使用せずに通読のしやすさに注100

けると幸いである．
本稿の構成は以下である．まず，2 節で主にケプラー宇宙望遠鏡を用いた観測で明らかになった短周期
スーパーアースの特徴を概説する．3 節では，短周期
スーパーアース系形成モデルとそれを検証する手法に検出頻度 (%)

意したので，当該分野の専門家以外の方にも読んで頂

M型星
K型星
G型星
F型星

10

1

ついて述べる．4 節及び 5 節では実際に N 体計算の結果を紹介し，6 節では N 体計算の結果と観測結果の特徴の比較を整理し，形成モデルを議論する．7 節では今後の課題を述べ，8 節で本稿をまとめる．

2. 観測により明かされた特徴
本節では短周期スーパーアースのいくつかの観測的

0.1

1

10

100

軌道周期 (日)図2 : 短周期スーパーアースの検出頻度の軌道周期依存性及び中心星タイプ依存性．ここでは半径が1-4地球半径のケプラー
候補惑星（ケプラー望遠鏡により観測され，惑星候補とされた天体）を考えている．データはMulders et al.（2015）
による．

特徴を挙げ，更にそれによる形成理論への示唆も述べ
くつかの特徴が見いだせる（図 2）．まず，検出頻度は

る．

2.1

軌道周期 10 日程度（軌道長半径では 0.1 au 程度）以遠

検出頻度

ではほぼ一定である．また，軌道周期 10 日より内側

観測例の増加により，従来より高精度で惑星の検出

では検出頻度は単調減少している．これらの特徴から頻度が見積もり可能となってきている．検出頻度とは，

惑星形成時及びその後の軌道進化の示唆が得られるが，観測対象の恒星のうち特定の惑星を持つ恒星の割合を

これについては 6 節で議論する．

3

表す ．視線速度法やトランジット法では，長周期の惑星や低質量の惑星の検出効率は小さくなるが，この2.3 検出頻度の中心星質量依存性

影響を考慮して検出頻度は求められる．太陽型星周り

更に短周期スーパーアースの検出頻度は中心星質量の短周期スーパーアースの検出頻度は，解析の手法やに依存することがわかっており（図 2），低温度の晩期

4

短周期スーパーアースの定義 にも依るが，40-50% 程型星（低質量星）
ほどスーパーアースの検出頻度が高い．

度であると見積もられている [1]．これは短周期の巨

この特徴の起源については，ケプラー望遠鏡が観測し大惑星（ホットジュピター）の検出頻度（およそ 1 %）とた早期型星は系統的に晩期型星より低金属量である可比較すると，非常に高い．従って，短周期スーパーア能性があるという観測バイアス起源であるという指摘ースの形成理論としては，何らかの偶発的な現象を必もあるが，明確な説明はなされていない．観測バイア要とする理論モデルは不適当であろう．また，太陽系

スではなく，惑星形成プロセスに理由を求め，この起に存在しない短周期スーパーアースの検出頻度が高い源を説明する方が自然かもしれない．尚，巨大惑星のことは，太陽系は他の惑星系と比較して「標準」では検出頻度は中心星が軽くなるにつれて減少することもないということを示唆しているという意見もある [2]．

知られており，スーパーアースの巨大惑星に対する相

太陽系と短周期スーパーアース系の違いの起源をいか対的な検出頻度は，低質量星ほど高くなる．

に説明するかは重要な問題であるが，本稿では扱わな
5

い ．

2.2

検出頻度の軌道周期依存性

特定の軌道に存在する惑星の検出頻度（即ち検出頻度の軌道位置依存性）も求められており，ここからい

3. 一部では，対象の恒星1つあたりが持つ惑星個数と定義される場合もある．
4. 質量が 1-20 地球質量程度，公転周期が 200 日程度以下の惑星として検出頻度が求められることが多い．
5. 筆者らは，太陽系と短周期スーパーアース系の違いを円盤進化の違いで説明し得ることを提唱した．詳しくは論文を参照
されたい [3, 4]）．

短周期スーパーアース系の形成／荻原
30

惑星系の多重性及びKepler dichotomy

見されており，惑星系の多重性も議論されてきている．
実際に短周期スーパーアース系に存在する惑星の平均

1

2:1

0.8

20

0.6

15

0.4

10
5
0

0.2
1

2

3

5

7

累積分布

複数の惑星を持つ短周期スーパーアース系が多く発

6:5 4:3 3:2
5:4

25

個数

2.4

237

0
10

個数を求めるにはモデルを介する必要があるが，平均軌道周期比

惑星個数は 3 個程度という見積もり [7] やより多数の

図3 : 隣り合う短周期スーパーアースの軌道周期比．破線は一次の平均運動共鳴の位置を表している．データはNASA
Exoplanet Archiveによる．ここで扱う短周期スーパーアー
スの定義は，質量が100地球質量以下（もしくは半径が10
地球半径以下），軌道長半径が1 au以下（もしくは軌道周期が200日以下）としている．この定義には 1 地球質量以下の惑星やサブネプチューンと呼ばれる惑星も含まれている．尚，ケプラー候補惑星のみを解析しても同様の累積分布が得られる．
Credit : Ogihara et al., 2015, Aston. & Astrophys. 578,
A36, reproduced with permission ⓒ ESO.

惑星（7 個以上）が存在するという見積もり [2] もある．
惑星系の多重性に関連する特徴として，「Kepler di6

chotomy 」が最近注目されている [8]．これは一個の惑星のみがケプラー望遠鏡で観測された「単一惑星系」と複数の惑星が観測された「複数惑星系」は，それぞれ軌道の特徴が異なる別集団である可能性があるとい7うものである ．特に複数惑星系は，惑星同士の相互
軌道傾斜角が小さいことが知られている．この特徴に様な惑星形成過程を経たかの情報を含んでおり，惑星

ついては，観測及び解析手法によってバイアスを受け形成 N 体計算結果と比較する際には非常に重要になた特徴であるという指摘もあるが，この起源を惑星形る．過去には，ケプラー望遠鏡で発見された惑星は平

成時の物理過程（例えば外側軌道にある巨大惑星の影

均運動共鳴からわずかに外れた位置や軌道周期比が約響）によって説明する試みも行われている．本稿の 5

2.2 の位置に小さなピークを持つという特徴が注目さ節においても，一つの説明を与える．

れ，これの起源が議論された．図 3 はこれまでに存在

2.5

惑星サイズの二峰性分布が確認された短周期スーパーアース系（短周期軌道にはスーパーアースしか存在しない系）において，隣り

ケプラー望遠鏡で発見された惑星の性質をより精密合う惑星の軌道周期比を表す．一部の短周期スーパーに 議 論 す る プ ロ ジ ェ ク ト で あ る California-Kepler

アースは 3：2 などの 1 次の平均運動共鳴状態にあり，Survey によって，検出頻度は惑星半径について滑ら

軌道間隔がある程度近い．しかし，多くのペアは平均かな分布ではなく，惑星半径が約 1.3 地球半径及び約運動共鳴関係を持っていない．軌道周期比の累積分布

2.5 地球半径をピークにした二峰性分布をしているこからも，平均運動共鳴の位置に顕著な特徴が見られな

とも最近指摘されている [5]．本稿ではこの特徴の起いことがわかる．

源については扱わないが，形成直後から数億年以内に，中心星からの強い X 線と紫外線照射による加熱によ

3. 形成モデルと計算手法って水素・ヘリウムエンベロープが蒸発し，半径が約1.5-2 地球半径の惑星が欠乏することによって説明で
8

短周期スーパーアースの最初の観測報告後から今にきそうである [6]．また別のモデルとして，コアの冷至るまで，いくつかの形成モデルが検討されてきた．

却による水素・ヘリウムエンベロープの加熱が原因と例えば，惑星の形成位置に注目した「その場形成モデル」

する案もある．

「軌道移動モデル」「軌道移動後形成モデル」や巨大惑

2.6 軌道周期比分布星からの影響を調べた「巨大惑星シェパーディングモデル」などが挙げられる．これらのモデルは系統的に最後に，本稿で検討する最も重要な特徴として，隣分類されているわけではなく，同じ名称のモデルが，り合う惑星の軌道周期比を挙げる．軌道周期比もどの別々の論文で異なる定義で使用されていることもあり，

6. ケプラー二分性と訳すのが適当だろうか．
7. 仮に観測対象の惑星系が軌道傾斜角等が類似した単一の集団であると考えて模擬観測を行うと，単一惑星系と複数惑星系の検出割合が実際の検出割合と異なる為である．

8. 半径が約 1 地球半径の惑星コアに惑星質量の数 %の水素・ヘリウムエンベロープをまとった惑星（半径は約2地球半径となる）からの大気蒸発が最も効率的であり，このサイズの惑星が選択的に大気蒸発を経験することが理由である．

日本惑星科学会誌 Vol. 27, No. 3, 2018
105
104
103
102
101
100
10-1
10-2
0.01

1

初期状態
100万年
1000万年0.11

10

中心星からの距離 ( 天文単位 )100

図 4 : 円盤ガス面密度の進化．細線は太陽系最小質量円盤を仮定したべき分布モデル．太線は Suzuki et al.（2016）で計算された円盤風を考慮した円盤モデル．
Credit : Ogihara et al., 2018, Aston. & Astrophys. 615,
A63, reproduced with permission ⓒ ESO.

注意が必要である．

軌道長半径 ( 天文単位 )

ガス面密度 (g/cm-2)

238

0.3

0.1

103

惑星の最終的な軌道を決定する際に重要となる効果は，円盤中の軌道移動（タイプ I 移動）と円盤散逸後の軌道再配置である．従って，これらの効果が有効な惑星形
成の後期段階に着目する．具体的には，火星サイズの

105

106

107

時間 ( 年 )

本稿では，軌道周期比を比較するという観点で有効な方法で形成モデルを分類する．軌道周期比を含めた

104

図 5 : べき分布円盤モデルを考慮した計算での惑星の軌道長半径の時間進化．丸印の大きさは惑星半径に比例する．軌道移
動速度が速く，円盤内縁（0.1 au と仮定）付近でコンパクトな軌道配置をした系が形成する．
Credit : Ogihara et al., 2015, Aston. & Astrophys. 578,
A36, reproduced with permission ⓒ ESO.

原始惑星が形成した時点に注目し，その原始惑星が短周期領域（中心星からおよそ 1 au 以内）に形成した場

次節からは，前節で挙げた観測的特徴を再現するこ合と長周期領域に形成した場合の二パターンに分類すとを目的とした惑星形成 N 体計算の結果を紹介する．

る．前者は軌道位置が大きく変化せずに惑星が形成す再現を目指す観測的特徴は主に軌道周期比分布であるるので「その場形成モデル」，後者は惑星の軌道移動

が，他の特徴とも矛盾が生じないことに注意する．

が必要となるので「軌道移動モデル」と呼ばれる．注
意すべき点は，前述の通り「その場形成モデル」や「軌道移動モデル」は本稿での定義とは異なる定義で使用

4. その場形成モデル：短周期原始惑星起源

されている論文が存在することである．本稿におけるその場形成モデルに則り N 体計算を実行した研究

分類は，それぞれ「短周期原始惑星起源モデル」「長

結果を紹介する．まず検討されたのは原始惑星系円盤

周期原始惑星起源モデル」と言い換えた方がわかりやガスの効果を考慮しない場合である [9]．この研究ですいかもしれない．

は寡占成長の結果形成した原始惑星を数十個程度（総これらの形成モデルのどちらを採用すると，惑星形

質量では 20-100 地球質量），中心星から 0.05-1 au の成計算の結果として観測結果と整合的な惑星系が得ら間に分布させた状態から N 体計算を開始した．合体・れるのだろうか．この検証には軌道決定に重要な素過

成長した後のスーパーアースは，基本的には平均運動程を正確に考慮することが可能である惑星形成 N 体

共鳴からは外れた軌道で形成する．平均運動共鳴に捕計算が有効である．この惑星形成 N 体計算は極めて高獲される為にはある程度の軌道移動が必要であるが，い計算コスト（1 ランあたり 3ヶ月から半年程度）を要

この計算では円盤ガスによる軌道移動の効果が考慮さするが，これを辛抱強く可能な限り多数のランを実行れていないので，ある意味当然の結果ではある．また，

して惑星の分布を生成することで，他の惑星形成計算

軌道間隔が近い系があまり作られない傾向があること（例：種族合成モデル生成計算）よりもはるかに信頼性も示された．

のある議論をすることが可能となる．種族合成モデル
生成計算の改良については，7.1 節で後述する．

上記の計算結果は，平均運動共鳴から外れた系が形成するという点では観測と整合的ではあるが，軌道間短周期スーパーアース系の形成／荻原

7:6 5:4 4:3

累積分布

6:5

3:2

5

2:1

0.6

Mtot = 20 M⊕
Mtot = 40 M⊕
Mtot = 80 M⊕

0.4
0.2
0

1

2

3

軌道周期比

5

10

図6 : 軌道周期比の累積分布の比較．細実線は図3と同じ観測された分布である．細破線はべき分布円盤を用いた10ランの計算結果（Ogihara et al. 2015）．太実線は円盤風で進化する円盤分布を用いた計算結果（Ogihara et al. 2018b）であり，初期の固体総質量を変えて実行した10ランの結果をそれぞれ示している．太淡線は円盤風を考慮した場合で，初期の固体総質量を変えた3つの計算セットの結果を全て合わせた分布を表す．
Credit : Ogihara et al., 2018, Aston. & Astrophys. 615,
A63, reproduced with permission ⓒ ESO.

隔が狭い系は形成しないという問題もある．従って，
次に円盤ガスの存在下での惑星形成計算が行われた．
これまでの多くの惑星形成計算では，円盤ガスの構造と進化として図 4 の細線で示したような単一のべきで軌道長半径 ( 天文単位 )

1
0.8

239

1

0.1
103

104

105

106

時間 ( 年 )107108

図7 : 円盤風で進化する円盤中での惑星の軌道長半径の時間進化．タイプⅠ軌道移動が強く抑制されている．円盤散逸後に軌道不安定が生じ，最終的には平均運動共鳴から外れた状態で形成する．
Credit : Ogihara et al., 2018, Aston. & Astrophys. 615,
A63, reproduced with permission ⓒESO.

表されるべき分布円盤モデルが使用されてきた．これ連なって平均運動共鳴に捕獲された状態（鎖状共鳴とは太陽系最小質量円盤をガス面密度の初期条件とし，呼ばれる）にある．また，この軌道配置は数百万年以数百万年のタイムスケールで指数関数的に減少させる

降の円盤散逸後も長時間（1 億年以上）安定である．図モデルである．この円盤に，初期条件として原始惑星

6 では，初期の軌道位置を変えて実行した 10 ランの計

（planetary embryos）及び微惑星を配置し，それらの算結果の軌道周期比分布を観測結果と比較しているが，合体・成長と軌道進化を追った筆者らの N 体計算の結計算結果では多くの惑星は平均運動共鳴にあり，観測果が図 5 である [10]．原始惑星の成長時間は非常に短く，された短周期スーパーアースの軌道周期比分布とは全いくつかの惑星はおよそ数千年程度で地球質量を越えく合致しないことがわかる．つまり，円盤ガスの影響るまで成長している．これは，惑星の成長時間は固体を考慮した結果，惑星系は内縁付近にパイルアップをの面密度に反比例して短くなるが，観測されている質形成し，またそれらは共鳴に入っていることから，観量の短周期スーパーアースを形成する為に，初期に固測結果を説明できない．

体面密度が大きい状態を考えている為である．成長時

これに対し，最近の筆者らの研究によって，円盤進

間が円盤寿命と比較して非常に短いことから，初期に化モデルを改良することで観測結果が再現可能である

全ての固体材料物質が短周期領域に存在すると考える

ことが示されている．上記の計算結果で軌道周期比分

その場形成モデルでは，惑星は円盤ガス散逸前に十分布が観測と一致しない最大の原因は，惑星の軌道移動に成長したと考えるべきであろう．

が速すぎて，円盤内縁付近にパイルアップを形成した

この計算では円盤ガスの効果によって，惑星の軌道ことにある．従って，何らかの方法で軌道移動を遅くが変化する効果（例：タイプ I 移動）が最新のモデルをしてパイルアップの形成を回避することができればこ

使用して組み込まれているが，地球質量程度まで成長の問題を解決する可能性がある．ここで円盤進化に重した惑星は非常に速い軌道移動を経験することもわか

要な影響を与え得るとして近年注目されている「磁気る． 移 動 を 終 え た 惑 星 は， 円 盤 の 内 縁 付 近（∼ 0.1駆動円盤風」
を考える．2009 年に鈴木建氏（東京大学）

au）に非常にコンパクトな軌道配置（円盤内縁付近のの 3 次元磁気流体計算によって，原始惑星系円盤からパイルアップと呼ばれる）をしており，複数の惑星がの乱流駆動円盤風による質量流出（損失）が発見された240

日本惑星科学会誌 Vol. 27, No. 3, 2018

(a)

(b)
10
軌道長半径 ( 天文単位 )

軌道長半径 ( 天文単位 )

10

1

0.1
103

1

0.1
104

105

106

時間 ( 年 )

107

108

103

104

105

106

時間 ( 年 )107108

図 8 : 温度構造・進化を考慮した円盤中での惑星の軌道長半径の時間進化．（a）と（b）では初期の原始惑星の軌道配置が異なる．
（a）では円盤散逸後に軌道不安定を起こしたが，（b）では鎖状共鳴が壊されなかった．From Izidoro et al.（2017, Figures
4 and 5）, Breaking the chains : hot super-Earth systems from migration and disruption of compact resonant chains,
MNRAS, 740.

[11]．それ以降の研究の発展により，現在では磁気遠9生じ，離心率が跳ね上げられることで，惑星同士の軌心力風による質量降着（円盤風駆動降着）も併せて考

道交差が引き起こされる．これは惑星同士の衝突へとえた円盤進化が提示されている [13]．図 4 に，乱流粘繋がり，軌道共鳴関係は失われる．

性によって進化する円盤の面密度進化を表す拡散方程

同様の計算を原始惑星の初期位置を変えて 10 ラン式に，磁気駆動円盤風による質量損失と質量降着を導行い，最終的に形成した惑星系の軌道周期比をみると入して数値的に解いた円盤進化の例を太線で示す．尚， （図 6），惑星の多くは平均運動共鳴状態に無いことが理想 MHD 計算を元にしたモデルであるが，非理想確認できる．これは観測された短周期スーパーアース

MHD 効果がパラメータの値によって間接的に考慮さ系の特徴と整合的である．更に筆者らの研究では，初れている．図から，中心星に近い短周期領域では円盤期の総固体質量を変えた計算セットでも計算を実行し，風の効果が強く現れ，面密度の減少が早く，また面密

これらの結果を合わせることで，観測された軌道周期度の傾きが外側領域とは異なることがわかる．

比分布を良く再現することも示されている（図 6 の太

この円盤風で進化する円盤中で，初期に短周期軌道淡線）．尚，この N 体計算の結果では軌道周期比分布に配置した原始惑星の合体・成長と軌道進化を N 体計に限らず，2 節で概観したその他の特徴とも矛盾して算で追った結果の例を図 7 に示している [4]．べき分布いない．例えば検出頻度の軌道長半径依存性について円盤を仮定した図 5 と比較すると明らかなように，タは，最も内側の軌道の惑星が円盤内縁付近（0.1 au）に

イプ I 移動による軌道移動が強く抑制されており，従形成し，それより外側では 1 au 程度まで log で等間隔来の計算結果で見られていた円盤内縁付近のパイルアに分布しており，検出頻度の特徴と一致している（図ップも形成されていない．軌道進化を少し詳しく見て

7 参照）
．

みると，惑星は遅い軌道移動中に隣りの惑星との平均運動共鳴に捕獲され，鎖状共鳴関係を形成している．
ところが，円盤散逸後（数百万年以降）に軌道不安定が9. これはブラックホール等への降着円盤の研究で議論されてきた現象である [12]．

5. 軌道移動モデル：長周期原始惑星
起源
次に軌道移動モデルを採用した場合の短周期スーパーアース系形成を考える．前節では，惑星形成理論で

短周期スーパーアース系の形成／荻原1

7:6 5:4 4:3

累積分布

0.8

6:5

3:2

241

布を観測と比較しているが，全ランの結果を合わせる

2:1と平均運動共鳴にある系が多すぎることがわかる．観0.6

測と合うような分布を得る為には，90-95 % の系で円

0.4

盤散逸後の軌道不安定が生じることが必要であると見0.20

積もられた．ところが，実際のこの計算結果では 501

2

3

軌道周期比

5

10

図9 : 軌道周期比の累積分布の比較．太線は円盤温度構造を考えた計算（Izidoro et al. 2017）全120ランのまとめ．

60 % 程度の系でしか軌道不安定が生じておらず，観測された軌道周期比分布を直接説明することはできていない．
ところで，軌道不安定を経験した系としていない系
を 9:1 で混合した場合には，軌道周期比分布と同時によく使われている単一のべきで表される円盤モデルでKepler dichotomy（2 節参照）も説明できることも指摘

はタイプ I 移動速度が速すぎることが問題であることされた．軌道不安定を経験した系は，そうでない系よをみた．軌道移動モデルにおいては，そもそも短周期

り最終的な軌道傾斜角が大きいが，これを模擬観測す

惑星を作る為に軌道移動が必要ではある．しかし，従ると「単一惑星系」として観測される可能性が高い．

来のべき分布円盤ではやはり移動が速すぎることが問一方で，軌道不安定を経験しておらず軌道傾斜角が小題であると N 体計算で示されている（この結果は本稿

さい系を観測した場合には「複数惑星系」として観測では省略）[14]．

される．これによって，現在観測されている単一系と従って，軌道移動モデルにおいてもタイプ I 移動を

複数系の検出割合も説明されるという．

変える必要がある．ここ数年，主に欧州の研究者によ更に筆者らは，その場形成モデルで実行した計算とって研究されているのが，円盤の詳細な温度構造の影同様に，磁気駆動円盤風で進化する円盤（図 4）を用い響である．中心星輻射による加熱，粘性加熱，及び放て軌道移動モデル N 体計算も行った．図示は省略する

射冷却を考慮した多次元流体計算によって計算されたが 4 節の計算結果で見たのと同様に，外側領域からの円盤の温度分布は，中心星から外側領域までなめらか

軌道移動速度も遅くなり，結果として短周期軌道（1な関数で表されるのではなく，ところどころに窪み

au 以下）までの原始惑星の移動には百万年程度かかる．

（dip）や出っ張り（bump）が形成する [15]．これらは主この計算の結果，大多数のランで円盤散逸後の軌道不に水やシリケイトの凝縮位置に対応するが，この付近安定が生じた場合には，観測された軌道周期比分布とではタイプ I 移動速度がゼロになり得る．

整合的な分布になるという結論を得た．これは，上記

この円盤温度進化を導入して N 体計算を行った計の温度構造を変えた計算の結論と同様である．但し，算結果の例が図 8 である [16]．初期には原始惑星を 20

円盤風で進化する円盤モデルを使用した N 体計算で個程度，6 au 以遠に配置している．計算結果では，円も，円盤散逸後の軌道不安定は生じにくいということ

盤温度が変化する位置で軌道移動がせき止められるこが示唆されている．

とで，惑星が常に速い軌道移動を経験することはない．
実際に，惑星が短周期軌道まで移動するには百万年程

6. 議 論度かかっている．円盤内縁まで移動した後は，複数の惑星が円盤内縁の外側に平均運動共鳴に捕獲された鎖

これまでにその場形成（短周期原始惑星起源）
モデル

状共鳴状態で並ぶ．図 8（a）では，この鎖状共鳴状態

及び軌道移動（長周期原始惑星起源）
モデルそれぞれにの惑星が円盤ガスの散逸後に軌道不安定を経験し，最ついて，N 体計算の結果とその特徴を概観してきた．

終的には平均運動共鳴から外れている．

本節では，これらの結果が 2 節で挙げたいくつかの観一方で，計算によっては図 8（b）の様に円盤散逸後も軌道不安定が生じず，共鳴関係が残る場合もある．
この研究では全ランの 40-50% では不安定が生じなかった．図 9 では全 120 ランの計算結果の軌道周期比分

測結果と整合的であるかを整理するとともに，更なる議論を加える．

242

6.1

日本惑星科学会誌 Vol. 27, No. 3, 2018

軌道周期比分布

以下
ように，軌道周期が 10 日
（軌道長半径では 0.1 au）
では検出頻度が減少し，それ以上では一定である．べ

これまでみてきたように，観測された短周期スーパ

き分布円盤モデルを採用した N 体計算の結果，軌道移ーアース系において隣り合う惑星ペアの殆どは平均運

動が速い場合には惑星は円盤内縁付近でパイルアップ

動共鳴状態にはない．円盤ガス中での軌道移動を考えを形成し，観測と不整合であることが判明した ．一

た N 体計算の結果では，何れのモデルであっても軌道方で，軌道移動がある程度遅くなった場合，最も内側

移動後に複数の惑星が平均運動共鳴状態（鎖状共鳴）にの軌道の惑星は円盤内縁付近（およそ 0.1 au）で移動を捕獲されることが分かった．従って観測結果を説明す

停止し，その他の惑星はそれから外側の軌道に log でる為には，円盤散逸後の軌道不安定によって殆どの共等間隔に並ぶという結果が得られた（例えば図 7 や図鳴関係が壊される必要がある．その場形成（短周期原8）．この様な観測と整合的な分布は，軌道移動が遅く

始惑星起源）モデルでは，円盤風の影響下で進化する

なった場合には何れのモデルでも得られており（その円盤進化モデルを採用した場合には，ほぼ全てのラン場形成モデルで円盤風を導入した計算，軌道移動モデ

で円盤散逸後の軌道不安定が生じることから，観測さルで円盤温度構造を考えた計算及び円盤風を考慮したれた軌道周期比分布を再現できる．一方で，軌道移動計算），この観点からはどちらかのモデルがより観測（長周期原始惑星起源）モデルでは，円盤温度構造進化に合うとは決められない．

10や円盤風を考慮した場合の計算で，最大 50 % 程度のこの様に軌道長半径 0.1 au 程度の検出頻度の傾きがランでしか軌道不安定が生じない．従って軌道移動モ

変わる位置（cutoﬀ や break などと呼ばれる）は，円盤デルで観測結果を説明する為には，より多くのランで内縁の位置として説明できる．この cutoﬀ の位置は短軌道不安定が生じる必要がある．

周期スーパーアース系で最も内側軌道の惑星の位置をところで，鎖状共鳴にある惑星系が円盤散逸後に軌反映しているが，この位置は他のメカニズムでも説明

道不安定を経験するか否かの違いは何が決めるのだろされる可能性がある．例えば，ダストの昇華位置や惑うか．これは軌道不安定化時間で理解できる．軌道不星の潮汐による軌道移動が重要となる位置などが挙げ

安定化時間とは軌道が不安定になるまでのタイムスケられる．但し，別の研究によると，最も内側軌道の惑ール（惑星が 3 体以上だとこの時間は有限の値をと星の位置は原始惑星系円盤の内縁で決まるという説がる）を表し，惑星同士の軌道間隔が狭いほど，また系

やはり有望なようである．詳しい説明は省略するが，内の惑星の個数が多いほど，短くなる（つまり軌道不異なるメカニズム（例：ダストの昇華，惑星の潮汐）で安定になりやすい）ことが知られている．図 7 のその決定される cutoﬀ の位置は，それぞれ異なる中心星質場形成モデルの計算では，軌道が不安定になる前には量依存性を持つ．また，観測の結果として得られた10 個以上の惑星が存在しているのに対し，図 5 では

cutoﬀ の位置も中心星質量に依存することが確認され百万年以降で惑星個数は 5 である．図 5 のべき分布モている．これらの中心星質量依存性を比較すると，円デルでは個数が少なく軌道不安定化時間が 1 億年以上

盤内縁の位置の依存性が観測結果を最もうまく説明でと長いため，円盤散逸後も軌道が安定で平均運動共鳴

きるようである [17]．

関係が壊されなかったと解釈できる．尚，速い軌道移動を経験した場合（図 5）に惑星個数が少なくなっているが，これは惑星移動が速いことで多くの惑星を平均6.3

惑星系の多重性及びKepler dichotomy

ケプラー望遠鏡で観測された惑星には二分性がある．

運動共鳴に捕獲することが困難になるからである．軌

即ち，スーパーアース系は軌道の特徴によって 2 つの道移動モデルの計算（図 8）でも同様に，図 8（b）で軌道集団（単一惑星系と複数惑星系）に分けられる可能性が不安定が生じない主原因は共鳴に捕獲された系の惑星ある．これは 5 節で述べたように，円盤散逸後に軌道個数が少ないからである（短周期軌道の惑星個数は 6）．

不安定を経験して軌道傾斜角がある程度大きい系（単6.2

検出頻度の軌道周期依存性

検出頻度の軌道周期依存性については，2 節でみた一惑星系として観測される）と，軌道不安定を経験せ
10. 同様の円盤内縁付近のパイルアップは過去の種族合成計算の結果でも見られている．

短周期スーパーアース系の形成／荻原

243

ず軌道傾斜角が小さい系（複数惑星系として観測されI 移動はここ 20 年にわたり重要な研究テーマであり，る）の 2 つの集団によって説明することが可能である．

この間我々の理解も大きく進んだ．しかし，その発展

また，9 割以上の系で軌道不安定が生じた場合に，観はまだ完了しておらず，現在も検討が続けられている．

測された「単一惑星系」と「複数惑星系」の検出割合も例えば，惑星近傍に作られる温度と密度の非対称性に説明できるようである．これらは軌道移動モデルの計

よってもらたらされる加熱トルク [18] や，3 次元の効算結果から指摘されたものだが，その場形成モデルで果 [19] が最近検討されてきた．現在最も注目されていも同様のことが言える．単一系と複数系の検出割合のるのは動的トルク（dynamical torque）[20] である．こ比まで説明するには，殆どの系で軌道不安定が生じる

れは惑星の軌道移動によって共回転領域内のガスの流必要があり，これは 6.1 節の検出頻度分布と同様に，線が変更されることで共回転トルクの不均衡が生じる

その場形成モデルで円盤風を考慮した計算が最も整合現象である．局所等温を仮定した流体計算での検討か的である．

ら始まり，非等温の円盤にも応用されてきたが，まだ6.4 議論のまとめ

系統的な理解には至っていない．筆者らの最近の研究
ではこれを応用し，惑星と円盤ガスの動径方向の相対以上から，タイプ I 移動が遅くなった場合のその場速度によって軌道移動が変わる可能性を検討し形成（短周期原始惑星起源）モデルは，短周期スーパーた [21]．更に現在，主にイギリスにおいてこの効果

アース系の起源としてかなり有力であると言える．ポを惑星形成 N 体計算に導入する試みも開始されておイントは軌道移動が遅くなることであるようだが，本り，今後の結果に注目される．

稿で示した計算では円盤風を考慮した円盤進化モデル

11

次に円盤モデルについてもコメントする．本稿では，を採用することで軌道移動が遅くなった．おそらく円円盤モデルを書き換えることで短周期スーパーアース

盤風モデルに限らず，別のメカニズムでも軌道移動がの観測的特徴が説明可能となることを示した．ここか遅くなれば，それも有力なモデルになり得るだろう．

らわかる通り，円盤モデルは非常に重要である．本稿

軌道移動（長周期原始惑星起源）モデルについても，で紹介した円盤風で進化する円盤モデルは，べき分布

短周期軌道まで百万年程度の時間をかけて移動した後モデルと比較すると現実的であると言えるが，円盤進に軌道不安定によって平均運動共鳴関係が壊されれば，化の導出の際にいくつかの仮定を置いており，完璧な観測と整合的であるという流れはその場形成モデルとものというわけではない．例えば，円盤進化は円盤を同様である．但し，ほぼ全てのランにおいて軌道不安

貫く磁場の進化に依存する．これについてはこれまで定が生じるような計算を実現することはできていない

多くの研究が行われてきたが，依然として磁場の進化という問題は残された．今後の課題として，軌道移動についての定量的な理解は得られていない．また，円モデルにおいて計算条件を系統的に変えた計算を行い，盤風モデルに関しても更に発展が必要であり，例えば

観測結果の再現に成功する条件を見つける研究が必要

円盤風駆動降着が存在する円盤内の 3 次元方向の角運かもしれない．

動量の輸送，つまりガス流の 3 次元構造の解明は今後の重要な研究テーマとなり得る．

7. 今後の課題

また本稿では触れていないが，ペブルと呼ばれる
cm サイズ程度の固体粒子が惑星コアに集積する物理7.1

素過程の研究及び種族合成計算の改良

最後に，今後の短周期スーパーアース系形成計算の発展についていくつかコメントしておく．
惑星系形成理論において最も重大な問題の一つが，タイプ I 移動問題であった．タイプ I 移動は一般にその移動速度が速いことから，惑星形成において様々な困難を引き起こすと指摘されている．従って，タイプ

過程（ペブル集積）を考慮することも重要である．現状
では，ペブルの流入量やサイズ分布またその時間進化が制限されていないが，短周期スーパーアース形成過程にも影響を及ぼすと考えられる．
本稿では惑星形成 N 体計算の結果を紹介したが，別11. 同時期に同様の考察が C. McNally 氏らによって行われている[22]．彼らは「惑星と円盤ガスの相対速度」と読み替える手法
は彼らが初めて導入したと主張しているが，著者らの論文は彼らより 3 ヶ月以上前に投稿している．

244

日本惑星科学会誌 Vol. 27, No. 3, 2018の手法である惑星形成種族合成モデル生成計算の改良

実際に，惑星の質量と半径が求められた系外惑星につについてコメントを付す．惑星形成種族合成モデル生

いては，その組成について色々な議論が行われてきた．

成計算とは，惑星系形成理論に存在する不定なパラメ

一方で，惑星の内部組成は，質量と半径の情報だけでータを変化させたモデル計算を大量に実行し，系外惑

は一意に決定することができない場合が多い（内部組星の統計的な分布と合致するパラメータ値を決定する

成の縮退）という問題がある．この問題に対して，大方法である．従来，恒星の観測と恒星形成の理論モデ

気組成の観測を用いるという試みがある．例えば大気ルを比較する際に使用されてきた手法であるが，これの透過光観測によって，水素・ヘリウムが主成分の大を惑星に応用したものである．この計算では，惑星形

気か，水蒸気大気かが判別できる可能性がある．また成の素過程を簡単なモデルに落とし込むことで，数値

大気中の C/O 比を計測することで，その惑星が形成計算にかかる時間を大幅に短縮し，大量の計算を実行した際のスノーラインとの位置関係が推定できるかもすることが可能であることが大きな特徴である．一方しれない．このように，主に大型の観測プロジェクトで，この手法を用いて惑星形成後の軌道を議論する際に後押しされる形でスーパーアースの組成の議論が進には注意が必要である．本稿の 4 節及び 5 節の N 体計

むことから，理論サイドとしても組成を含んだ短周期算によって，軌道周期比に代表される軌道分布を議論

スーパーアース系形成理論の構築が必要となる．惑星

する際には，平均運動共鳴への捕獲とその後の軌道不の組成は，集積中の様々な効果（例：材料物質の組成，安定が極めて重要となることを確認した．しかし，現大気量進化）に依存して決定されることから，惑星集

在の種族合成モデル生成計算では，共鳴への捕獲や円積計算と組成進化計算を結びつけて検討することが重盤散逸後の軌道再配置に簡単なモデルが使用されてい要である．N 体計算でスーパーアースの大気量進化をる．一例として，平均運動共鳴にある惑星系の軌道不追った研究の例として筆者らの研究 [10] が挙げられる

安定化時間は，共鳴にない場合と比較して桁で変わる

が，今後の観測と比較して議論する為にはより現実的[23] が，この効果は種族合成計算に導入されていない． な組成進化を追った N 体計算の実行が必要である．
この問題に対し，N 体計算の結果によって求められた

一方で，N 体計算を用いずにスーパーアースの大気

平均運動共鳴への捕獲条件 [24] と共鳴にある系の軌道獲得過程を調べる研究はいくつか存在する．それらの不安定条件 [23] を現在の種族合成モデル生成計算に導研究で現在特に問題視されているのは，暴走ガス降着

入することで，比較的簡単に計算の信頼性を向上させ問題である．従来の大気降着モデルに従うと，スーパることが可能であることから，この方針での発展も期

ーアースとして典型的な質量である 5 地球質量の惑星

待したい．

が暴走ガス降着するまでの時間は典型的なガス円盤の今後，上記のような研究が実行されることによって，寿命よりも短い．つまり多くのスーパーアースは暴走

短周期スーパーアースを含めた惑星形成とその素過程

ガス降着を経験しガス惑星になり得る．しかし，2 節を記述する理論がより確固としたものになるだろう．

で述べた通り，ホットジュピターの検出頻度は短周期

7.2

スーパーアースの組成

スーパーアースよりも 10 倍以上低く，これはスーパ
ーアースは暴走ガス降着を回避したことを意味してお2018 年 に 打 ち 上 げ ら れ た Transiting Exoplanet

り，理論と観測が一致していない．この問題に対して，Survey Satellite（TESS）が更に多くの短周期スーパー

これまでにいくつかの解決案が提示されてきた．例え

アースを発見し，短周期スーパーアースの理解がよりば，惑星への 3 次元的なガス降着流の構造 [25, 26] や大深まることが期待される．一方で，今後の系外惑星に気中の高いオパシティ [27] によって大気の冷却を遅ら関する大型観測プロジェクトの方向性として，惑星のせる案が検討されている．別の案として，本稿の N 体

特徴づけ（即ち惑星や大気の組成の決定）を目指す計画

計算でみたように，スーパーアースの最後の成長は円が進行中であり，研究テーマとしてスーパーアースの盤散逸後に生じることを考慮し，円盤ガスの寿命以内

組成は重要性が増していく．

ではコア質量が小さくガス降着率も低いという可能性

惑星の組成を表すもっとも基本的な物理量は密度でが筆者らによって指摘されている [28]．更に筆者らはあり，これから惑星の構造を推定することができる．

最近別の案として，惑星コアが円盤から獲得する大気↑TOPへ←目次へ

短周期スーパーアース系の形成／荻原245

量は，円盤内の動径方向のガス降着率とその鉛直分布[8] Lissauer, J. J. et al., 2011, Astrophys. J. Suppl. 197, 8.

に依存して制限されるという可能性も指摘した．今後[9] Hansen, B. M. and Murray, N., 2013, Astrophys. J.

は，この暴走ガス降着問題を含めて，惑星形成と組成

775, 53.

進化を結びつける理論の構築が必要となる．

[10] Ogihara, M. et al., 2015, Aston. & Astrophys. 578,

8. まとめ[11] Suzuki, T. K. and Inutsuka, S., 2009, Astrophys. J. 691,

A36.
L49.
本稿では，短周期スーパーアース系の形成過程として，短周期軌道で形成した原始惑星を起源とする「その場形成モデル」と長周期原始惑星を起源とする「軌道移動モデル」それぞれを採用した最近の N 体計算の結果を紹介した．
これまでの 10 年がそうであった様に，今後も観測による発見に後押しされる形で，スーパーアース形成[12] Blandford, R. D. and Payne, D. G., 1982, MNRAS
199, 883.
[13] Suzuki, T. K. et al., 2016, Aston. & Astrophys. 596,
A74.
[14] McNeil, D. S. and Nelson, R. P., 2010, MNRAS 401,
1691.
[15] Bitsch, B. et al., 2015, Aston. & Astrophys. 575, A28.

理論は進展していくだろう．ところで，N 体計算を用[16] Izidoro, A. et al., 2017, MNRAS 470, 1750.

いた惑星形成研究では，最近欧米の研究者の存在感が[17] Mulders, G. D. et al., 2015, Astrophys. J. 798, 112.

増してきている．それ自体は必ずしも悪くは無いが，[18] Benitez-Llambay, P. et al., 2015, Nature 520, 63.

緻密な計算を得意とする日本人グループが再び惑星形[19] Fung, J. et al., 2017, Astron. J. 153, 124.

成 N 体計算をリードしていくことが必要だと考えて[20] Paardekooper, S. -J., 2014, MNRAS 444, 2031.

いる．ともあれ，今は今後の 10 年間の進展を考えて[21] Ogihara, M. et al., 2017, Astron. & Astrophys. 608,

再びわくわくしており，また 10 年後に本稿を読み返

A74.

すことも
（例え本稿の内容が大幅に塗り替えられてい[22] McNally, C. P. et al., 2017, MNRAS 472, 1565.

たとしても）楽しみである．

[23] Matsumoto, Y. et al., 2012, Icarus 221, 624.
[24] Ogihara, M. and Kobayashi, H., 2013, Astrophys. J.

謝 辞775, 34.
[25] Ormel, C. et al., 2015, MNRAS 447, 3512.

本稿を執筆する機会を与えて下さった，和田浩二編
集長に感謝致します．また本稿で紹介した研究の共同[26] Kurokawa, H. and Tanigawa, T., 2018, MNRAS 479,635.

研究者である小久保英一郎氏，鈴木建氏，Alessandro[27] Lee, E. J. et al., 2014, Astrophys. J. 797, 95.

Morbidelli 氏，Tristan Guillot 氏，Aurélien Crida 氏，[28] Ogihara, M. and Ida, S., 2009, Astrophys. J. 699, 824.

André Izidoro 氏らに感謝致します．

参考文献[1] Howard, A. W. et al., 2010, Science 330, 6004.
[2] Mulders, G. D. et al., 2018, Astron. J. 156, 24.
[3] Ogihara, M. et al., 2018, Aston. & Astrophys. 612, L5.
[4] Ogihara, M. et al., 2018, Aston. & Astrophys. 615,
A63.
[5] Fulton, B. J. et al., 2017, Astron. J. 154, 109.
[6] Owen, J. E. and Wu, Y., 2017, Astrophys. J. 847, 29.
[7] Zhu, W. et al., 2018, Astrophys. J. 860, 101.

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246

日本惑星科学会誌 Vol. 27, No. 3, 2018

地球物理学者によるハワイ島の火山見学案内 2

はしもと じょーじ

12（要旨）前編 [1] に続いて本稿 も無保証である．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. キラウエアは活発に噴火中

くなく，溶岩ツアーで見た溶岩流も，ずんずん広がっていくというよりは，もぞもぞゆっくりと動いてはい2018 年 5 月以降，キラウエア（Kilauea）火山は非常る，という感じで筆者がこれまでの溶岩ツアーで見たに活発な火山活動を継続している [2]．東リフトゾー

ものに比べて明らかに低調であった．オーシャンエン

ン（East Rift Zone）
では，溶岩が噴泉となって噴き出し，

トリーもなく，「もうちょっと活発に活動してくれて噴き出した溶岩はチャネルをつくって地表を流れていもいいんじゃない」と思ったものである ．

3

る．そして，高温のまま海に流れ込んだ溶岩は海水を現在の活発な火山活動がいつまで継続するのかはわ

蒸発させ，大気中で凝結した水蒸気はもくもくと立ちからない．もしかすると，あっさり終息するかもしれ

上 が る 白 い 雲を作っている．山頂のハレマ ウ マ ウ

ないし，あるいは，そこそこ長い期間にわたって継続（Halemaumau）火口でも噴石をまき散らすような爆発するかもしれない．国立公園は閉鎖されているが，空が発生し，キラウエアの南側面ではマグニチュード

中に噴き上げられる溶岩の噴泉やチャネルをどんどん

6.9 の地震も発生した．5 月 11 日以降，ハワイ火山国

流れていく溶岩を見るなら，今が好機である．筆者は立公園は閉鎖されており [3]，前編の火山見学案内 [1]

これまで利用したことはないが，観光目的のヘリコプで紹介した見所の多くは見学できなくなっている．

ターツアーがヒロ空港発着で運行されているので，次2018 年 3 月に筆者がハワイ島を訪れたとき，キラウ
エア火山はとても静穏で，活発な噴火活動が始まるとにハワイ島を訪間したときにはヘリコプターで上から4

溶岩流を見たいと思っている ．

は全く予想されていなかった．ハレマウマウ火口は噴「ハワイの噴火はすごいですね．ずいぶんと危険な煙を噴き上げてはいたが，モクモクというよりはモヤところに行かれていたんですね」などと，大学のトイモヤという感じで，全く勢いがなかった．プウ・オオ

レで他学科の教員から話しかけられたりする ．そん（Puu Oo）からは溶岩が出ていたが，量はそれほど多なときは，「ハワイよりも日本の方がよっぽど危ない

1. 岡山大学理学部地球科学科
george@gfd-dennou.org
2. 図らずもキラウエアの噴火が活発化したので，火山見学案内 [1]は追記が必要になったと思っていた．そんなときに，編集長が「もっと書いてもいいですよ」と言ったので，最近の噴火の状況に関する追記だけでなく，前編では分量の都合で割愛したことも書くことにした．編集長の言葉はただの社交辞令であったのかもしれないが，筆者と編集長の付き合いはそこ
そこ長いはずで，編集長は筆者に社交辞令が通じないことを知っているはずである．したがって，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. 筆者がそう思った（願った）ことと噴火は無関係である．1996「かいわれだいこん おどりぐい」と書いた
年の七夕で，短冊にら，その後，O157による食中毒騒ぎが起こって，カイワレダ
イコンは店頭から消えてしまった．ちなみに，カイワレダイ
コンは食中毒とは無関係であることが後に明らかとなった．
もちろん，筆者の書いた短冊と食中毒騒ぎも無関係である．
4. 観光目的で飛行するヘリコプターやセスナは，ハワイだけでなく世界各地で運行されている．そして，墜落事故は時々発生している．2013 年 2 月にはルクソールで観光客を乗せた熱気球が墜落する事故が発生した．直後の 2013 年 3 月に実施した岡山大学理学部の実習では，理学部長から「ヘリコプターは危険だから乗ってはいけない」と禁止令が出た．

5

2

༹‫ؠ‬෾ग़ྔͷਪఆ

2.1

౦Ϧϑτκʔϯͷ෾Ր

地球物理学者によるハワイ島の火山見学案内２／はしもと
247Ϧϑτκʔϯ͸ɼࢁෲׂΕ໨෾Ր͕ूத͢Δઢঢ়ͷ஍ଳͰ͋ΔɽϦϑτκʔϯͷ෾ՐΛҾ
1:
表1 : 溶岩チャネルのパラメタ．
km ͷਂ͞ʹୡ͢Δɽ
͖‫͍ͯ͜͠ى‬Δͷ͸஍Լʹ͋Δ΄΅Ԗ௚ͷฏߦ‫Ͱ܈຺ؠ‬ɼͦͷߏ଄͸਺ଟ͘ͷՐࢁͰ͸ɼ̎ͳ͍̏ͭ͠ͷϦϑτκʔϯ͕ͦΕͧΕ 120 ౓ͣͭ཭Εͯ‫ܗ‬੒͞ΕΔɽϋϫ
𝑤 = 100 m
June 10, 2018 - Kilauea [2]ΠͷՐࢁ͸௕͍Ϧϑτκʔϯ͕ൃୡ͢Δ͜ͱ͕ಛ௃ͷͻͱͭͱ‫ݴ‬ΘΕ͍ͯͯɼͦͷͨΊɼϋ
𝑢max = 2 km/hour
June 17, 2018 - Kilauea [2][4]ɽ2018 ೥ 5ϫΠͷՐࢁౡ͸ԁͱ͍͏ΑΓ͸௕ԁ΍֯ͷམͪͨࡾ֯‫͍ͯͬͳʹܗ͍ۙʹܗ‬Δ3

𝜌 = 2500 kg/m݄ʹ༹‫ؠ‬Λ෾͖ग़࢝͠Ίͨ౦ϦϑτκʔϯͷՐ‫ޱ‬͸ɼࢁ௖͔Β
30 km Ҏ্཭Ε͍ͯͯࢁ௖Α𝜇 = 1000 Pa·sΓ΋ւʹ͍͕ۙɼϦϑτκʔϯ͸཮্͚ͩͰͳ͘ւఈʹ΋ଓ͍͍ͯΔ͜ͱΛߟ͑Δͱɼඞͣ
本文
͠΋ࢁ௖͔Βԕ͍ͱ͸‫͍ͳ͑ݴ‬৔ॴͰ͋Δɽ
α = 0.01 rad
𝑔 = 9.8 m/s2Ϧϑτκʔϯͷ෾ՐͰ෾ग़͍ͯ͠ΔϚάϚ͸ɼࢁ௖Լʹ͋ΔϚάϚཷ·Γ͔Β‫͞څڙ‬Ε͍ͯΔͱߟ͑ΒΕ͍ͯΔɽ࣮ࡍʹɼ౦ϦϑτκʔϯͰ෾Ր͕࢝·ͬͯҎ߱ɼࢁ௖ͷΩϥ΢ΤΞɾと思いますよ．いつ地震が来るかわからないですかる．実際に，東リフトゾーンで噴火が始まって以降，June 7, 2018 - Kilauea [2]Google66 ݄ 15 ೔͔Β 18 ೔ͷؒʹΧϧσϥ಺Ͱ͸ 260 × 106 m3 ʹ૬Χϧσϥͷఈ͸௜͍߱ͯͯ͠ɼ
ら 」と答えている．噴石が飛んで来るようなところに山頂のカルデラ底は沈降しており，山頂下にあるマグද 1: ༹‫ؠ‬νϟωϧͷύϥϝλ
行くのは危険だが，そういう場所に近寄らないのであマ溜まりの体積の減少が示唆される．カルデラ底の沈౰͢Δؕ຅͕ੜͨ͡ (June 18, 2018 - Kilauea [2])ɽؕ຅͸ࢁ௖Լʹ͋ΔϚάϚཷ·Γͷମੵ
7
れば，特別に危険ということはないはずと思う ．
降量から山頂下にあるマグマ溜まりの体積減少率を求ͷ‫ݮ‬গʹΑͬͯҾ͖‫͜͞ى‬Εͨ΋ͷͰɼϚάϚཷ·Γͷମੵͷ‫ݮ‬গ͸౦ϦϑτκʔϯͰ༹‫ؠ‬ɹɹɹɹɹɹɹɹɹɹɹɹɹ
஋m3/s になる 8．マグマ溜まりの体積減少がจ‫ݙ‬
めると，702. 溶岩噴出量の推定
2.1

東リフトゾーンの噴火

東リフトゾーンでの溶岩噴出にそのまま対応するなら，͕෾͖ग़ͨ͜͠ͱʹؔ܎͍ͯ͠ΔɽԾʹɼؕ຅ͨ͠ମੵͱ౳͍͠ྔͷ༹‫͕ؠ‬౦Ϧϑτκʔϯ༹‫ؠ‬νϟωϧͷ෯w = 100 m

June 10, 32018 - Kilauea [2]東リフトゾーンの溶岩噴出率は 70 m /s ということにͰ෾͖ग़ͨ͠ͷͩͱ͢Δͱɼ༹‫ؠ‬ͷ෾ग़཰͸͓͓Αͦ 1 × 103 m3 /s ͱͳΔɽ
なる． u
༹‫ؠ‬ͷ࠷େྲྀ଎ɹ
June 19, 2018 - Kilauea [2]max = 7.7 m/s
東リフトゾーンで実際に噴出している溶岩の噴出率
౦Ϧϑτκʔϯ͔Β࣮ࡍʹ෾ग़͍ͯ͠Δ༹‫ؠ‬ͷ෾ग़཰͸ɼ༹‫ؠ‬νϟωϧͰଌఆ͞Εͨ࠷େ༹‫ؠ‬ͷີ౓ɹɹɹ
ρ = 2500 kg/m3
リフトゾーンは，山腹割れ目噴火が集中する線状のを，溶岩チャネルで測定された流速を使って推定してྲྀ଎ [2] Λ࢖ͬͯਪఆ͢Δ͜ͱ͕Ͱ͖Δɽࣼ໘ΛఆৗʹྲྀΕΔ೪ੑྲྀମͷ଎౓෼෍͸ɼ
地帯である．リフトゾーンの噴火を引き起こしている
みる．斜面を定常に流れる粘性流体の速度分布は，
༹‫ؠ‬ͷ೪ੑ཰ɹɹ
µ = 100 Pa·sρg sin α  2のは地下にあるほぼ鉛直の平行岩脈群で，その構造は(1)u=
h − y2 （1）
2µ
数 km の深さに達する．多くの火山では，2 ないし 3 つฏ‫౓ࣼۉ‬ɹɹɹɹα = 0.02 radGoogle ϚοϓɼJune 7, 2018 - Kilauea [2]で与えられる[5]．ここで u は斜面に沿った速度，ρ
のリフトゾーンがそれぞれ 120 度ずつ離れて形成されͰ༩͑ΒΕΔ [5]8 ɽ͜͜Ͱu ͸ࣼ໘ʹԊͬͨ଎౓ɼρ ͸ྲྀମͷີ౓ɼg ͸ॏྗՃ଎౓ɼα ͸ਫ
は流体の密度，𝑔る．ハワイの火山は長いリフトゾーンが発達することॏྗՃ଎౓ɹɹɹ
g = 9.8 は重力加速度，αは水平に対する斜m/s2
ฏʹର͢Δࣼ໘ͷ֯౓ɼµ ͸೪ੑ཰ɼh ͸ࣼ໘ʹରͯ͠ਨ௚ʹଌͬͨྲྀମͷް͞ɼy ͸ྲྀମͷ面の角度，μは粘性率，h は斜面に対して垂直に測っが特徴のひとつと言われていて，そのため，ハワイの6͜͜Ͱ͸νϟωϧͷఈ໘Ͱಇ͘೪ੑΛߟྀ͍ͯ͠Δ͕ɼνϟωϧͷଆ໘Ͱಇ͘೪ੑ͸ߟྀ͞Ε͍ͯͳ͍ɽ͔͠͠
た流体の厚さ，𝑦 は流体の表面から斜面に対して直交
火山島は円というよりは長円や角の落ちた三角形に近8ද໘͔Βࣼ໘ʹରͯ͠௚ަ͢Δํ޲ʹଌͬͨ࠲ඪ
0 ͸ྲྀମͷද໘ɼ=y=h ͸ࣼ໘ͷද໘)する方向に測った座標（𝑦 =(y0 =は流体の表面，𝑦hはい形になっている [4]．2018 年 5 月に溶岩を噴き出し始

5

斜面の表面）である．流速が最大となるのは表面で，Ͱ͋Δɽྲྀ଎͕࠷େͱͳΔͷ͸ද໘Ͱɼͦͷ଎౓ umax ͸
その速度 umax はれていて山頂よりも海に近いが，リフトゾーンは陸上
めた東リフトゾーンの火口は，山頂から 30 km 以上離だけでなく海底にも続いていることを考えると，必ずumax =

しも山頂から遠いとは言えない場所である．
リフトゾーンの噴火で噴出しているマグマは，山頂Ͱ͋Δɽρg sin α 2
h
2µ



（2）

(2)

である．

6 月 7 日の溶岩チャネルは，火口から海まで 12.5 km
下にあるマグマ溜まりから供給されていると考えられ
6
݄
7
೔ͷ༹‫ؠ‬νϟωϧ͸ɼՐ‫͔ޱ‬Βւ·Ͱ12.5 km ͷ௕͕͋ͬͨ͞ (June 7, 2018 ている．山頂下にあったマグマが東リフトゾーンで噴
8. [2]（July 17, 2018, - Kilauea）によると，ハレマウマウの底は5月

き出せば，山頂下にあるマグマ溜まりの体積は減少す
Kilauea [2])ɽՐ‫ޱ‬ͷඪߴ͸
Google ϚοϓΛ‫ݟ‬Δͱ
800 feet ͘Β͍ͳͷͰɼ༹‫ؠ‬νϟωϧͷ
頭にあった位置から450m沈降したとあるので，沈降速度は2

おおよそ 6 m/dayと計算される．火口の大きさを1 km とし
3て，体積変化率 70 m /sを得る．一方で，[2]5. 1度や2度ではないので，筆者のことを「ハワイ火山の専門家」（June 19, 2018 2 ͱද 1 ʹ͋Δ஋Λ࢖͏ͱɼ༹‫ؠ‬νϟωϧΛྲྀΕฏ‫౓ࣼۉ‬͸ 0.02 rad ͱ͍͏͜ͱʹͳΔɽࣜ
6と誤認している人がそれなりの数で存在しているらしい．
Kilauea）には，6月15日から18日の間にカルデラ内で260×10
3
6. という話をした直後に大阪で大きな地震が発生した．もちろmに相当する陥没が生じた，との記述がある．この陥没量をΔ༹‫ؠ‬ͷް͞ h ͸ 3 m ͱਪఆ͞ΕΔɽ
3
ん偶然である．
単位時間当たりに換算すると，1000 m /sになる．これは実際
7. 安全を保証するものではありません．
に山頂で生じている変化に対して大きすぎるように思われる．

༹‫ؠ‬ͷް͕͞ਪఆͰ͖ͨΒɼ࣍͸༹‫ؠ‬νϟωϧΛྲྀΕΔ༹‫ؠ‬ͷϑϥοΫε F Ͱ͋Δɽ༹ͳ͕Βɼ݁ՌΛ‫ͨݟ‬ΒΘ͔ΔΑ͏ʹɼࠓճѻ͍ͬͯΔνϟωϧ͸෯ (100 m) ʹରͯ͠ਂ͕͞ઙ͍ (3 m) ͷͰɼνϟωϧͷଆ໘Ͱಇ͘೪ੑΛແࢹͯ͠΋݁Ռ͸͍ͨͯ͠มΘΒͳ͍ɽ

F

=

 h

uw dy

(3)

2
umax hw
3

(4)

0

=

࠶ͼද 1 ʹ͋Δ஋Λ࢖͏ͱɼ༹‫ؠ‬෾ग़཰͸ 1.5 × 103 m3 /s ͱͳΔɽ͜Ε͸ઌʹࢁ௖ͷΧϧσϥఈͷؕ຅ͷେ͖͔͞Βਪఆ༹ͨ͠‫ؠ‬෾ग़཰ʹ΄΅Ұக͢Δ9 ɽ
日本惑星科学会誌 Vol. 27, No. 3, 2018248

ද 2: Րࢁౡͷՙॏʹؔ࿈͢Δύϥϝλ
表2 : 火山島の荷重に関連するパラメタ．

の長さがあった（[2] June 7, 2018 - Kilauea）．火口の標

2.2 Րࢁౡͷମੵ ɹɹɹɹɹɹɹɹɹɹ ஋
高は Google マップを見ると 800 feet くらいなので，溶岩チャネルの平均斜度は 0.02 rad となる．一般に，斜Րࢁౡͷਫฏεέʔϧจ‫ݙ‬L = 200 kmϓϨʔτӡಈͷ଎౓ͱࢁମͷେ͖͔͞Βɼ༹‫ؠ‬෾ग़཰ͷ‫ͯͬੵݟ‬ΈΔɽ͜͜Ͱ͸؆୯ʹɼ
度は火口に近いところでは急で，火口から離れると緩やかになる．ここでは火口から離れた場所における溶ՐࢁౡͷԖ௚εέʔϧ H = 9 km
10 cm/yearϋϫΠॾౡ͸ԣ౗͠ʹͨ͠ࡾ֯பͷ‫ܗ‬Λ͍ͯͯ͠ɼࡾ֯ப͕ϓϨʔτӡಈͷ଎౓
岩流の流速を用いて溶岩の厚さを推定することにして，όϧδͷҐஔɹɹɹɹ

xb = 250 km[5]Ͱ৳ͼ͍ͯ͘ͱߟ͑Δ͜ͱʹ͢ΔɽϋϫΠౡͷେ͖͞͸ɼϓϨʔτӡಈʹ௚ަ͢Δํ޲ͩͱ
斜度はざっくり平均の半分とする．以上より，式2とϚϯτϧͷີ౓ɹɹɹ ρm = 3300 kg/m [5]
表 1 にある値を使って，溶岩チャネルを流れる溶岩の5 km ͷւఈ͔Βͦͼ͍͑ͨͬͯΔͷ͓Αͦ 100 kmɼߴ͞͸ 4 km ͘Β͍͕ͩɼͦΕ͸ਫਂ
3

厚さ h は 2 m と推定される．

஍֪ͷີ౓ɹɹɹɹɹ

ρc = 2750 kg/m3[5]ւਫͷີ౓ɹɹɹɹɹ

ρw = 1000 kg/m3[5]ϓϨʔτӡಈͷ଎౓ɹv = 10 cm/yearͰɼࢁମͷஅ໘͸͓͓Αͦఈล L = 200 kmɼߴ͞ H = 9 km ͷࡾ֯‫͋Ͱܗ‬Δ10 ɽ

溶岩の厚さが推定できたら，次は溶岩チャネルを流れる溶岩のフラックス F である．溶岩チャネルの幅を෾ग़༹ͨ͠‫ؠ‬ͷྔΛ‫ੵݟ‬΋ΔͨΊʹ͸ɼՐࢁౡͷՙॏʹΑͬͯւ༸ఈ͕ԜΉ͜ͱ΋ߟྀ͢‫ؠ‬νϟωϧͷ෯Λ w ͱ͢Δͱɼ‫ؠ‬νϟωϧͷ෯Λ w w
ͱ͢Δͱɼ
とすると，

F
F

=
=
=
=


 hh
0
0

Δඞཁ͕͋Δɽઢঢ়ͷՙॏʹΑΔϦιεϑΣΞͷ‫͛ۂ‬͸ɼҎԼͷࣜͰ༩͑ΒΕΔ [5]ɽ

uw dy
uw dy

2
2 umax hw
3 umax hw
3



（3）

(3)
(3)

3





x
V0 α −x/α 2 ͷ਺஋ΛೖΕͯ‫͢ࢉܭ‬Δͱɼ༹‫ؠ‬෾ग़཰͸x
͜͜Ͱ v ͸ϓϨʔτӡಈͷ଎౓Ͱ͋Δɽද
0.13
(4)



ζ=

8D

e

cos

α

+ sin

α



（5）

(5)

100 ສ೥͘Β͍͔͔Δͱࢥ͏ͱɼ͜͜Ͱ‫ੵݟ‬΋༹ͬͨ
km3 /year ʹͳΔɽࢁମΛ‫ܗ‬੒͢Δͷʹ(4)（4）

ここで，ζは荷重がかかることでリソスフェアに生͜͜Ͱɼ3ζ ͸ՙॏ͕͔͔Δ͜ͱͰϦιεϑΣΞʹੜͨ͡Ԗ௚ํ޲ͷมҐɼ
V0 ͸୯Ґ௕͋ͨ͞‫ؠ‬෾ग़཰͸ 100 ສ೥͘Β͍ͷฏ‫ۉ‬తͳ༹‫ؠ‬෾ग़཰ͱ͍͏͜ͱʹͳΔɽ
再び表 1 にある値を使うと，溶岩噴出率は80 m /s とじた鉛直方向の変位，V0 は単位長さあたりの荷重，࠶ͼද 1 ʹ͋Δ஋Λ࢖͏ͱɼ༹‫ؠ‬෾ग़཰͸
1.5 × 1033 m33 /s ͱͳΔɽ͜Ε͸ઌʹࢁ௖ͷΧϧσ࠶ͼද 1 ʹ͋Δ஋Λ࢖͏ͱɼ༹‫ؠ‬෾ग़཰͸ 1.5 × 10 m /s ͱͳΔɽ͜Ε͸ઌʹࢁ௖ͷΧϧσϋϫΠՐࢁࠃཱެԂ [3] ͷ FAQ Λ‫ݟ‬Δͱɼ‫ࡏݱ‬ͷΩϥ΢ΤΞͷ༹‫ؠ‬෾ग़཰͸ 200,000(flexural（flexuralparameter)parameter）
ɼD ͸‫߶͛ۂ‬ੑ(flexural rigidity)ɼx ͸
Γͷՙॏɼα ͸‫͛ۂ‬ύϥϝλ，D は曲げ剛なる．これは先に山頂のカルデラ底の陥没の大きさか
αは曲げパラメタϥఈͷؕ຅ͷେ͖͔͞Βਪఆ༹ͨ͠‫ؠ‬෾ग़཰ʹ΄΅Ұக͢Δ99 ɽ
3 /day ͱ͋Δɽ͜Ε͸ 0.07-0.18 km3 /year Ͱɼࢁମͷେ͖͔͞Β‫ੵݟ‬΋༹ͬͨ‫ؠ‬
9500,000mϥఈͷؕ຅ͷେ͖͔͞Βਪఆ༹ͨ͠‫ؠ‬෾ग़཰ʹ΄΅Ұக͢Δ，x は荷重からの水平距離である．
ら推定した溶岩噴出率にほぼ一致するɽ．
性（flexural rigidity）
9

2.2

2.2
2.2

ࢁ௖ԼͷϚάϚཷ·Γ͔ΒҠಈͨ͠ϚάϚͷશ͕ͯ౦ϦϑτκʔϯͰ෾ग़ͨ͠ͱ͸‫ݶ‬Βͳ͍ (஍දʹग़Δ͜ͱͳ෾ग़཰ʹ΄΅౳͍͠ɽ༹‫ؠ‬෾ग़཰͸࣌ؒతʹมಈ͍ͯ͠ΔͰ͋Ζ͏͔Βɼ‫ࡏݱ‬ͷॠؒతͳ༹
火山島の荷重によって曲げられたリソスフェアは，荷火山島の体積ՙॏ͔Βͷਫฏ‫͋Ͱ཭ڑ‬ΔɽՐࢁౡͷՙॏʹΑͬͯ‫͛ۂ‬ΒΕͨϦιεϑΣΞ͸ɼՙॏͷ௚Լ͘஍Լʹ͋ͬͯࢁମΛ๲Β·ͤͨ΋ͷ͕͋ͬͯ΋Α͍) ͠ɼΧϧσϥఈ͕ؕ຅͢ΔΑΓલʹҠಈͨ͠ϚάϚ͕෾ग़͠ՙॏ͔Βͷਫฏ‫͋Ͱ཭ڑ‬ΔɽՐࢁౡͷՙॏʹΑͬͯ‫͛ۂ‬ΒΕͨϦιεϑΣΞ͸ɼՙॏͷ௚Լ重の直下（x = 0）で最も凹み，x b = πα の周辺にバル100 ສ೥͘Β͍ͷฏ‫ۉ‬తͳ༹‫ؠ‬෾ग़཰ͱ͍͍ͩͨಉ͡Ͱ͋Δ͜ͱʹҙຯ͸ͳ͍͔‫ؠ‬෾ग़཰͕

Ͱ࠷΋ԜΈɼ
xb = πα ͷपลʹόϧδ(๲ΒΈ) Λͭ͘Δɽ
͍ͯͯ΋Α͍
(ͦͷ৔߹ʹࢁମ͸ॖখ͢Δ)ɽ΋͏Ұஈਫ਼౓ͷߴ͍ٞ࿦Λ͢ΔͨΊʹ͸ɼࢁମͷମੵมԽΛ‫ݟ‬Δඞཁ
プレート運動の速度と山体の大きさから，溶岩噴出ジをつくる．
Րࢁౡͷମੵ
(x(x==0)0)Ͱ࠷΋ԜΈɼx（膨らみ）
΋͠Εͳ͍͕ɼ΋͠΋ɼ༹‫ؠ‬෾ग़཰ͷ࣌ؒతͳมಈ͕খ͍͞ͳΒ͹ɼ྆ऀ͕Ұக͢Δ͜ͱ͔b = πα ͷपลʹόϧδ (๲ΒΈ) Λͭ͘Δɽ

Րࢁౡͷମੵ

率を見積ってみる．ここでは簡単に，ハワイ諸島は横͕͋Δɽ

ハワイ諸島周辺の海底地形において，バルジはおお250km
kmͷҐஔʹ‫ݟ‬ΒΕΔɽͷҐஔʹ‫ݟ‬ΒΕΔɽ
ϋϫΠॾౡपลͷւఈ஍‫͍͓ͯʹܗ‬ɼόϧδ͸͓͓ΑͦΒ༹‫ؠ‬ͷ෾ग़‫ܗ‬ଶʹ͍ͭͯߟ࡯͢Δ͜ͱ͕Ͱ͖ΔɽΩϥ΢ΤΞͷ༹‫ؠ‬෾ग़཰͸஍දʹ෾ग़͠
xbxb==250
ϋϫΠॾౡपลͷւఈ஍‫͍͓ͯʹܗ‬ɼόϧδ͸͓͓Αͦ
10ϓϨʔτӡಈͷ଎౓ͱࢁମͷେ͖͔͞Βɼ༹‫ؠ‬෾ग़཰ͷ‫ͯͬੵݟ‬ΈΔɽ͜͜Ͱ͸؆୯ʹɼֆΛඳ͍ͯΈͨΒ (ඳ͔ͳͯ͘΋) Θ͔Δ͕ɼࢁମͷ͏ͪւ໘্ʹ͋Δग़͍ͯΔ෦෼ͷମੵ͸ࢁମશମͷ
10%͘
250 km の位置に見られる．このことから，倒しにした三角柱の形をしていて，三角柱がプレート
よそ x b =ϓϨʔτӡಈͷ଎౓ͱࢁମͷେ͖͔͞Βɼ༹‫ؠ‬෾ग़཰ͷ‫ͯͬੵݟ‬ΈΔɽ͜͜Ͱ͸؆୯ʹɼ༹ͨ‫͚ͩؠ‬ΛදΘ͍ͯ͠Δͷʹର͠ɼࢁମͷେ͖͔͞Β‫ੵݟ‬΋༹ͬͨ‫ؠ‬෾ग़཰͸஍දʹ͸ग़
α
=
80
km
ͱਪఆ͞ΕΔ[5]
ɽ·ͨɼ‫͛ۂ‬ύϥϝλͱ‫߶͛ۂ‬͜ͷ͜ͱ͔Βɼ‫͛ۂ‬ύϥϝλ͸
=80kmと推定される
曲げパラメタはα[5]．また，運動の速度 10 cm/year で伸びていくと考えることに͜ͷ͜ͱ͔Βɼ‫͛ۂ‬ύϥϝλ͸ α = 80 km ͱਪఆ͞ΕΔ [5]ɽ·ͨɼ‫͛ۂ‬ύϥϝλͱ‫߶͛ۂ‬Β͍͔͠ͳ͍ɽࢁମͷେ෦෼͸ւ໘Լʹ͋Δɽ
10 cm/yearϋϫΠॾౡ͸ԣ౗͠ʹͨ͠ࡾ֯பͷ‫ܗ‬Λ͍ͯͯ͠ɼࡾ֯ப͕ϓϨʔτӡಈͷ଎౓ͳ༹͔ͬͨ‫ؠ‬΋‫ؚ‬Ήɽ͕ͨͬͯ྆͠ऀͷҰக͸ɼϋϫΠͷϗοτεϙοτͰ͸༹‫ؠ‬ͷେ෦෼
10 cm/yearϋϫΠॾౡ͸ԣ౗͠ʹͨ͠ࡾ֯பͷ‫ܗ‬Λ͍ͯͯ͠ɼࡾ֯ப͕ϓϨʔτӡಈͷ଎౓
曲げパラメタと曲げ剛性の関係は次のように与えられする．ハワイ島の大きさは，プレート運動に直交するੑͷؔ܎͸࣍ͷΑ͏ʹ༩͑ΒΕΔɽɽੑͷؔ܎͸࣍ͷΑ͏ʹ༩͑ΒΕΔ [5][5]Ͱ৳ͼ͍ͯ͘ͱߟ͑Δ͜ͱʹ͢ΔɽϋϫΠౡͷେ͖͞͸ɼϓϨʔτӡಈʹ௚ަ͢Δํ޲ͩͱ͕஍දʹ෾͖ग़͍ͯΔ͜ͱΛࣔࠦ͢Δɽ7
る [5]．
方向だとおよそ 100 km，高さは 4 km くらいだが，そͰ৳ͼ͍ͯ͘ͱߟ͑Δ͜ͱʹ͢ΔɽϋϫΠౡͷେ͖͞͸ɼϓϨʔτӡಈʹ௚ަ͢Δํ޲ͩͱ
1/4

1/4
4D
れは水深
5 km の海底からそびえたっているので，山4D
4 km ͘Β͍͕ͩɼͦΕ͸ਫਂ
5 km ͷւఈ͔Βͦͼ͍͑ͨͬͯΔͷ͓Αͦ 100 kmɼߴ͞͸
α
=
(6)
α=
(6)

（6）
͓Αͦ 100 kmɼߴ͞͸ 4 km ͘Β͍͕ͩɼͦΕ͸ਫਂ 5 km ͷւఈ͔Βͦͼ͍͑ͨͬͯΔͷ
9w) g
m−ρ
(ρ(ρ
m − ρw ) g
体の断面はおおよそ底辺 L = 200 km，高さ H =9 km
10Ͱɼࢁମͷஅ໘͸͓͓Αͦఈล L = 200
10 kmɼߴ͞ H = 9 km ͷࡾ֯‫͋Ͱܗ‬Δ10 ɽ
L = 200．kmɼߴ͞ H = 9 km ͷࡾ֯‫͋Ͱܗ‬Δ
ɽ ここでρm はマントルの密度，ρͰɼࢁମͷஅ໘͸͓͓Αͦఈล
の三角形である23
w は海水の密度である．
͜͜Ͱρ͸Ϛϯτϧͷີ౓ɼ͸ւਫͷີ౓Ͱ͋Δɽදʹ͋Δ஋Λ࢖͏ͱɼ
2.3×1023m
͜͜Ͱ ρm ͸Ϛϯτϧͷີ౓ɼρwρw͸ւਫͷີ౓Ͱ͋Δɽද
2 2ʹ͋Δ஋Λ࢖͏ͱɼ
DD==2.3×1023噴出した溶岩の量を見積もるためには，火山島の荷表 2 にある値を使うと，D = 2.3 × 10 N m となる．そ෾ग़༹ͨ͠‫ؠ‬ͷྔΛ‫ੵݟ‬΋ΔͨΊʹ͸ɼՐࢁౡͷՙॏʹΑͬͯւ༸ఈ͕ԜΉ͜ͱ΋ߟྀ͢෾ग़༹ͨ͠‫ؠ‬ͷྔΛ‫ੵݟ‬΋ΔͨΊʹ͸ɼՐࢁౡͷՙॏʹΑͬͯւ༸ఈ͕ԜΉ͜ͱ΋ߟྀ͢
ͱͳΔɽͦͯ͠ɼ୯Ґ௕͋ͨ͞ΓͷՙॏVV0͸ɼւ༸ఈͷ্ʹ͋Δࢁମͷେ͖͞Ͱ༩͑
͸ɼւ༸ఈͷ্ʹ͋Δࢁମͷେ͖͞Ͱ༩͑
NNmmͱͳΔɽͦͯ͠ɼ୯Ґ௕͋ͨ͞Γͷՙॏ
0
して，単位長さあたりの荷重
V0 は，海洋底の上にあ重によって海洋底が凹むことも考慮する必要がある．
Δඞཁ͕͋Δɽઢঢ়ͷՙॏʹΑΔϦιεϑΣΞͷ‫͛ۂ‬͸ɼҎԼͷࣜͰ༩͑ΒΕΔ [5]ɽ[5]
ɽΔඞཁ͕͋Δɽઢঢ়ͷՙॏʹΑΔϦιεϑΣΞͷ‫͛ۂ‬͸ɼҎԼͷࣜͰ༩͑ΒΕΔる山体の大きさで与えられる．
線状の荷重によるリソスフェアの曲げは，以下の式で
ΒΕΔɽ
ΒΕΔɽ


3
与えられる [5]．
x
V0 α
LH
cos xLH
x + sin x (5)ζ = V0 α3 e−x/α

（7）
(7)
c − ρw ) g
V0V0== 2 (ρ(ρ(7)
c − ρw ) g(5)
ζ = 8D e−x/α cos α + sin α
2
α
α
8D
11

ここでρc は地殻の密度である．
11͜͜Ͱρ ρc͸஍֪ͷີ౓Ͱ͋Δ͸஍֪ͷີ౓Ͱ͋Δ11 ɽɽ͜͜Ͱɼζ ͸ՙॏ͕͔͔Δ͜ͱͰϦιεϑΣΞʹੜͨ͡Ԗ௚ํ޲ͷมҐɼ͜͜Ͱ
c V0 ͸୯Ґ௕͋ͨ͜͜͞Ͱɼζ ͸ՙॏ͕͔͔Δ͜ͱͰϦιεϑΣΞʹੜͨ͡Ԗ௚ํ޲ͷมҐɼ
V0 ͸୯Ґ௕͋ͨ͞
以上より，火山島直下（x = 0）における変位の大き9 . 山頂下のマグマ溜まりから移動したマグマの全てが東リフトゾーンで噴出したとは限らない（地表に出ることなく地下に33 ʹ͓͚ΔมҐͷେ͖͞ ζ0 = V0 α(x=0)ʹ͓͚ΔมҐͷେ͖͞
/8D
͸ɼද
ʹ͋Δ஋Λ
Ҏ্ΑΓɼՐࢁౡ௚Լ
(flexural rigidity)ɼx͸Γͷՙॏɼα ͸‫͛ۂ‬ύϥϝλ (flexural parameter)ɼD ͸‫߶͛ۂ‬ੑ
ζ0 = V0 α3 /8DҎ্ΑΓɼՐࢁౡ௚Լ
=V=0)α/8D は，表 2 にある値を代入して4 ͸ɼද
kmと 2 2ʹ͋Δ஋Λさζ
0 (x
あって山体を膨らませたものがあってもよい）(flexural parameter)ɼD ͸‫߶͛ۂ‬ੑし，カルデラ(flexural rigidity)ɼx͸ 0Γͷՙॏɼα ͸‫͛ۂ‬ύϥϝλ

底が陥没するより前に移動したマグマが噴出していてもよいなる．すなわち，火山島の重みによって火山島直下のkmͱͳΔɽ͢ͳΘͪɼՐࢁౡͷॏΈʹΑͬͯՐࢁౡ௚ԼͷϦιεϑΣΞ͸
ͱͳΔɽ͢ͳΘͪɼՐࢁౡͷॏΈʹΑͬͯՐࢁౡ௚ԼͷϦιεϑΣΞ͸
km
୅ೖͯ͠4 4kmࢁ௖ԼͷϚάϚཷ·Γ͔ΒҠಈͨ͠ϚάϚͷશ͕ͯ౦ϦϑτκʔϯͰ෾ग़ͨ͠ͱ͸‫ݶ‬Βͳ͍(஍දʹग़Δ͜ͱͳ
4 4km
୅ೖͯ͠
（その場合に山体は縮小する）．もう一段精度の高い議論をすࢁ௖ԼͷϚάϚཷ·Γ͔ΒҠಈͨ͠ϚάϚͷશ͕ͯ౦ϦϑτκʔϯͰ෾ग़ͨ͠ͱ͸‫ݶ‬Βͳ͍(஍දʹग़Δ͜ͱͳ
るためには，山体の体積変化を見る必要がある．
΄Ͳ௜ΜͰ͍Δ͜ͱʹͳΔɽ஍਒೾ͷ‫؍‬ଌ[7][7]ʹΑΔͱɼւ༸ఈ஍֪͸ϋϫΠౡͷԼͰ໿ʹΑΔͱɼւ༸ఈ஍֪͸ϋϫΠౡͷԼͰ໿4km
4km
Լʹ͋ͬͯࢁମΛ๲Β·ͤͨ΋ͷ͕͋ͬͯ΋Α͍) ͠ɼΧϧσϥఈ͕ؕ຅͢ΔΑΓલʹҠಈͨ͠ϚάϚ͕෾ग़͠΄Ͳ௜ΜͰ͍Δ͜ͱʹͳΔɽ஍਒೾ͷ‫؍‬ଌ
10. 絵を描いてみたらわかるが，山体のうち海面（描かなくても）11. 山体のうち海面の上に出ている部分については，密度としてԼʹ͋ͬͯࢁମΛ๲Β·ͤͨ΋ͷ͕͋ͬͯ΋Α͍) ͠ɼΧϧσϥఈ͕ؕ຅͢ΔΑΓલʹҠಈͨ͠ϚάϚ͕෾ग़͠
上に出ている部分の体積は山体全体の 10 % くらいしかない．
（ρc −ρw）でなくρc を使うべきだが，山体の大部分は海面下な12ͯ΋Α͍ (ͦͷ৔߹ʹࢁମ͸ॖখ͢Δ)ɽ΋͏Ұஈਫ਼౓ͷߴ͍ٞ࿦Λ͢ΔͨΊʹ͸ɼࢁମͷମੵมԽΛ‫ݟ‬Δඞཁ
ԜΜͰ͍Δͱ͞Ε͓ͯΓɼՙॏʹΑΔϦιεϑΣΞͷ‫͛ۂ‬Λ‫݁ͨ͠ࢉܭ‬Ռͱ੔߹తͰ͋Δ12 ɽɽ
山体の大部分は海面下にある．
ので，そこまで厳密にやらなくても間題ない．
ԜΜͰ͍Δͱ͞Ε͓ͯΓɼՙॏʹΑΔϦιεϑΣΞͷ‫͛ۂ‬Λ‫݁ͨ͠ࢉܭ‬Ռͱ੔߹తͰ͋Δ
ͯ΋Α͍ (ͦͷ৔߹ʹࢁମ͸ॖখ͢Δ)ɽ΋͏Ұஈਫ਼౓ͷߴ͍ٞ࿦Λ͢ΔͨΊʹ͸ɼࢁମͷମੵมԽΛ‫ݟ‬Δඞཁ

Δɽ
෾ग़༹ͨ͠‫ؠ‬ͷྔ͸ɼւ༸ఈͷ্ʹ੝Γ্͕ͬͯࢁମΛ͍ͭͬͯ͘Δ෦෼ͱɼՐࢁౡͷՙΔɽ෾ग़༹ͨ͠‫ؠ‬ͷྔ͸ɼւ༸ఈͷ্ʹ੝Γ্͕ͬͯࢁମΛ͍ͭͬͯ͘Δ෦෼ͱɼՐࢁౡͷՙֆΛඳ͍ͯΈͨΒ (ඳ͔ͳͯ͘΋) Θ͔Δ͕ɼࢁମͷ͏ͪւ໘্ʹ͋Δग़͍ͯΔ෦෼ͷମੵ͸ࢁମશମͷ 10%͘ֆΛඳ͍ͯΈͨΒ (ඳ͔ͳͯ͘΋) Θ͔Δ͕ɼࢁମͷ͏ͪւ໘্ʹ͋Δग़͍ͯΔ෦෼ͷମੵ͸ࢁମશମͷ 10%͘ॏʹΑͬͯւ༸ఈ͕ԜΜͩ෦෼ΛຒΊͨ΋ͷɼͦͷ྆ऀΛ଍͠߹Θͤͨ΋ͷʹͳΔɽՐࢁౡॏʹΑͬͯւ༸ఈ͕ԜΜͩ෦෼ΛຒΊͨ΋ͷɼͦͷ྆ऀΛ଍͠߹Θͤͨ΋ͷʹͳΔɽՐࢁౡ͔͠ͳ͍ɽࢁମͷେ෦෼͸ւ໘Լʹ͋Δɽ
͔͠ͳ͍ɽࢁମͷେ෦෼͸ւ໘Լʹ͋Δɽ

77ɼߴ͞ζ ζ0ͷࡾ֯‫͢ࣅۙͰܗ‬Δ͜ͱʹ͢Δ
ͷࡾ֯‫͢ࣅۙͰܗ‬Δ͜ͱʹ͢ΔͷॏΈͰϦιεϑΣΞ͕௜Μͩ෦෼ͷମੵΛɼ෯LLɼߴ͞ͷॏΈͰϦιεϑΣΞ͕௜Μͩ෦෼ͷମੵΛɼ෯0͸ɼͱɼ༹‫ؠ‬෾ग़཰EE͸ɼͱɼ༹‫ؠ‬෾ग़཰

L (H + ζ )11͜͜Ͱ ρm ͸Ϛϯτϧͷີ౓ɼρw ͸ւਫͷີ౓Ͱ͋Δɽද 2 ʹ͋Δ஋Λ࢖͏ͱɼD = 2.3×1023

N m ͱͳΔɽͦͯ͠ɼ୯Ґ௕͋ͨ͞Γͷՙॏ V0 ͸ɼւ༸ఈͷ্ʹ͋Δࢁମͷେ͖͞Ͱ༩͑
ΒΕΔɽ

V0 =

LH
(ρc − ρw ) g2(7)

͜͜Ͱ ρc ͸஍֪ͷີ౓Ͱ͋Δ11 ɽ
地球物理学者によるハワイ島の火山見学案内２／はしもと

リソスフェアは 4 km ほど沈んでいることになる．地୅ೖͯ͠ 4 km ͱͳΔɽ͢ͳΘͪɼՐࢁౡͷॏΈʹΑͬͯՐࢁౡ௚ԼͷϦιεϑΣΞ͸ 4 km

震波の観測 [7] によると，海洋底地殻はハワイ島の下

3. オアフ島の火山見学案内΄Ͳ௜ΜͰ͍Δ͜ͱʹͳΔɽ஍਒೾ͷ‫؍‬ଌ[7] ʹΑΔͱɼւ༸ఈ஍֪͸ϋϫΠౡͷԼͰ໿ 4km
で約 4 km 凹んでいるとされており，荷重によるリソ
12

スフェアの曲げを計算した結果と整合的である ．噴

ハワイの火山活動は，（1）前楯状火山期（pre-shield

出した溶岩の量は，海洋底の上に盛り上がって山体をstage），（2）楯状火山期，（shield stage）（3）後楯状火ԜΜͰ͍Δͱ͞Ε͓ͯΓɼՙॏʹΑΔϦιεϑΣΞͷ‫͛ۂ‬Λ‫݁ͨ͠ࢉܭ‬Ռͱ੔߹తͰ͋Δ12 ɽ෾ग़༹ͨ͠‫ؠ‬ͷྔ͸ɼւ༸ఈͷ্ʹ੝Γ্͕ͬͯࢁମΛ͍ͭͬͯ͘Δ෦෼ͱɼՐࢁౡͷՙ，（4）回春火山期
つくっている部分と，火山島の荷重によって海洋底が山期（post-shield stage）（rejuvenatedstage）の 4 つの期間に分けられる [6]．ハワイ島では楯凹んだ部分を埋めたもの，その両者を足し合わせたもॏʹΑͬͯւ༸ఈ͕ԜΜͩ෦෼ΛຒΊͨ΋ͷɼͦͷ྆ऀΛ଍͠߹Θͤͨ΋ͷʹͳΔɽՐࢁౡ
のになる．火山島の重みでリソスフェアが沈んだ部分

状火山期と後楯状火山期を見ることはできるが，回春ͷॏΈͰϦιεϑΣΞ͕௜Μͩ෦෼ͷମੵΛɼ෯ Lɼߴ͞ ζ0 ͷࡾ֯‫͢ࣅۙͰܗ‬Δ͜ͱʹ͢Δの体積を，幅 L，高さζ0 の三角形で近似することに

13

火山期は見ることができない ．後楯状火山期と回春
14

火山期の間には 0.6-2 百万年の静穏期があり ，ハワ

すると，溶岩噴出率 E は，ͱɼ༹‫ؠ‬෾ग़཰ E ͸ɼ
（8）

イ島ではまだ回春火山期の火山活動は始まっていない(8)のである．一方で，後楯状火山期から十分な時間が経

ここで v はプレート運動の速度である．表 2 の数値を過しているオアフ島では，回春火山期の活動によってE=

L (H + ζ0 )v
2ࢁମͷ͏ͪւ໘ͷ্ʹग़͍ͯΔ෦෼ʹ͍ͭͯ͸ɼີ౓ͱͯ͠ (ρc − ρw ) Ͱͳ͘ ρc Λ࢖͏΂͖͕ͩɼࢁମͷେ෦
3

入れて計算すると，溶岩噴出率は 0.13 km /year になる．

つくられた火山地形を見ることができる．また，オア

山体を形成するのに 100 万年くらいかかると思うと，

フ島は侵食がすすんでいるため，ハワイ島では地下に

ここで見積もった溶岩噴出率は 100 万年くらいの平均埋まっていて見ることのできない楯状火山の内部が地͸ւ໘ԼͳͷͰɼͦ͜·Ͱ‫ʹີݫ‬΍ΒΒͳͯ͘΋໰୊ͳ͍ɽ

12

249

Ҏ্ΑΓɼՐࢁౡ௚Լ (x = 0) ʹ͓͚ΔมҐͷେ͖͞ ζ0 = V0 α3 /8D ͸ɼද 2 ʹ͋Δ஋Λ੔߹తͳ݁Ռ͕ಘΒΕΔΑ͏ʹύϥϝλΛௐ੔ͨ͠ͷͩͱ‫ݟ‬Δͷ͕ਖ਼͍͠ͷ͔΋͠Εͳ͍͕ɼ֤ύϥϝλʹৗࣝͳ஋Λઃఆͯ͠੔߹తͳ݁ՌΛಘΔ͜ͱ͕Ͱ͖Δͱ͍͏͜ͱ͸ɼҙຯͷ͋Δ͜ͱͰ͋Ζ͏ɽ

的な溶岩噴出率ということになる．

ハワイ火山国立公園 [3] の FAQ を見ると，現在のキ83

ラウエアの溶岩噴出率は 200,000-500,000 m /day とあ3

表に出ているのを見ることができる．

3.1

ヌウアヌ・パリ展望台

る．これは 0.07-0.18 km /year で，山体の大きさから

ヌウアヌ・パリ展望台（Nuuanu Pali Lookout）は，見積もった溶岩噴出率にほぼ等しい．溶岩噴出率は時

オアフ島随一の展望スポットとして観光客に人気の場

間的に変動しているであろうから，現在の瞬間的な溶所である．ホノルル（Honolulu）から北東の方向，島の岩噴出率が 100 万年くらいの平均的な溶岩噴出率とだ

東側にあるコオラウ山脈（Koolau Range）の山中にヌ

いたい同じであることに意味はないかもしれないが，

ウアヌ・パリ展望台はある．コオラウ山脈は楯状火山

もしも，溶岩噴出率の時間的な変動が小さいならば，が侵食された成れの果て，かつてのリフトゾーンであ両者が一致することから溶岩の噴出形態について考察

る ．ホノルル市街からコオラウ山脈を見ると，深いすることができる．キラウエアの溶岩噴出率は地表に谷がいくつもあって侵食によって山体が大きく削られ噴出した溶岩だけを表わしているのに対し，山体の大ていることがわかる．ハワイ島のキラウエアやマウナ

きさから見積もった溶岩噴出率は地表には出なかった

ロアといった新しい楯状火山とは山の形が全く違って溶岩も含む．したがって両者の一致は，ハワイのホッいるので，オアフ島とハワイ島の両方に行くなら比べ

トスポットでは溶岩の大部分が地表に噴き出ているこてみるとよい ．

とを示唆する．

15

16

ヌウアヌ・パリ展望台の北東側は崖になって落ち込17

んでおり，展望台からは風上側 を一望することができる．普通の人は展望台から視界の開けている北東を
12. 整合的な結果が得られるようにパラメタを調整したのだと見るのが正しいのかもしれないが，各パラメタに常識的な値を設定して整合的な結果を得ることができるということは，意
味のあることであろう．
13. ハワイ島の 5 つ火山は，キラウエアとマウナロア（MaunaLoa）が楯状火山期，マウナケア（Mauna Kea）とフアララ
イ（Hualalai）が後楯状火山期，コハラ（Kohala）は後楯状
火山期と回春火山期の間の静穏期 [6]．
14. 後楯状火山期と回春火山期の違いははっきりしないらしく，
その遷移は徐々に生じるものであるという説もあるらしい．
また，回春火山期の前に静穏期が必ずあるというものでもないらしい [6]．

向いて景色を眺めるのであろうが，地球物理学者は展望台で南東の方向を向いて崖を見る．崖に近寄って少し探してみれば，けっこう簡単にゼノリス（xenolith）
15. リフトゾーンの地下にある岩脈（dike）は侵食に対して強いので残りやすい．
16. ハワイ島でもコハラ火山には深い谷が刻まれている．コハラ
は楯状火山期が終わってから 100 万年くらいと思うと，深い谷を刻むのに必要な時間は 100 万年もあれば十分，ということになる．
17. 北東貿易風が吹いているので，北東が風上になる250

日本惑星科学会誌 Vol. 27, No. 3, 2018

を見つけることができる．ゼノリス（捕獲岩）は，火道から剥がれた岩片が移動するマグマに取り込まれて運ばれたものである．展望台の崖には，緑色，やや黄色っぽい色，などなど，いくつかの種類のゼノリスを見18

つけることができる．緑色 をしたダナイト（dunite）
はマグマ溜まりの中で結晶分化してできた集積岩が捕獲 さ れ た も の， ス ピ ネ ル レ ル ゾ ラ イ ト（spinel
19lherzolite ）はマントル起源の捕獲岩と考えられている．
崖に沿って移動すればもっとたくさんのゼノリスを見つけることができると思うのだが，残念なことに，
展望台から南東の方向に崖に沿って降りて行く小道は立ち入り禁止になっている．

3.2

タフリング

図1 : ハナウマ湾とココ・クレーター（Koko crater）．ホノルル
発ヒロ行きの飛行機から撮影．中央やや右下にあって右に向かって開いている入り江がハナウマ湾．その右上にあるのがココ・クレーター．リムの高いココ・クレーターはタフ・コーン．

ホノルルの有名所，パンチボウル（Punchbowl），ダ
イ ヤ モ ン ド ヘ ッ ド（Diamond Head）， ハ ナ ウ マ 湾（Hanauma Bay），これらはいずれも水蒸気マグマ爆
20発によってつくられたタフリング（tuﬀ  ring）である ．
タフリングは，マグマが海水や地下水と反応して爆発的な噴火を起こしたときに形成される．爆発の激しさを反映して，火山体の割に火口が大きいのが特徴であ
21

る ．
3.2.1

ハナウマ湾

ハナウマ湾は，タフリングのリムの一部が侵食され18. 地球マントルの主成分はオリビンである（とされている）．よ
くある教科書に描かれているマントルの断面図は，マントルを赤やオレンジの色で塗っていることが多いが，オリビンがマントルの主成分であるのだから本当は緑色で塗るべきだと思う．筆者は授業で「地球の断面はスイカの色ではなくメロンの色なんだ」と学生に説明しているのだが，あるとき学生さんが「でも地球内部は高温だから，赤でいいんじゃないですか」と言ってきた．無駄に優秀な学生さんである．でも，そんな質間が出たときのための答えはちゃんと用意してある．
「メロンはメロンでも，赤肉のメロンなんだよ」．白いモ
ビルスーツが出てくるアニメの登場人物のセリフにもあるよ
うに，「授業とは，いつも二手三手先を考えて行うものだ」である．
19. 筆者が院生だった時，「レルゾライトは発音が難しいのでよく練習しておくように」と言われた．その人の説によると，
レルゾライトを正しく発音できるかどうかは岩石学者の敵味方識別信号，とのこと．
20. タフリングをつくるのは回春火山期に限らないので，タフリ
ングはハワイ島にもある．例えば，グリーンサンドビーチは
タフリングの中にある．
21. リムが少し高いものはタフコーン（tuﬀ  cone）と呼ばれる．また，タフリングの火口底に水が溜まったものはマール（maar）と呼ばれる．

図2 : ハナウマ湾のビーチに降りる途中の右手にある崖．白い珊
瑚の破片の他，黒い岩石片もたくさん入っている．

（図 1）
．入り江の
て海と繋がってできた入り江である
中の水深は浅く，珊瑚が生育し，多種多様な魚類が棲息している．シュノーケルを装着して海に入れば，熱22

帯魚が珊瑚の間を泳いでいるのを見ることができる ．
まさに楽園．観光客に大人気である．
22. ハワイ州の魚（state fish）であるフムフムヌクヌクアプアア（humuhumunukunukuapuaa）はハナウマ湾で普通に見ることができる．運が良ければウミガメを見ることもできるらしい（筆者はまだ見たことがない）．

地球物理学者によるハワイ島の火山見学案内２／はしもと

251

3.2.3

ダイヤモンドヘッド
26（Waikiki）から
ダイヤモンドヘッド は，ワイキキ
27

歩いていける場所にある ．ワイキキから見たダイヤ
モンドヘッドはリングという感じには見えないが，上から見るとたしかにリングになっている．ホノルル国
28

際空港 に離発着する飛行機で窓際に座ったなら，ダイヤモンドヘッドがリングであることを確認するチャ29．
ンスである （図 3）
リムに囲まれた火口底に入るには，北東側のリムに掘られたトンネルを使う．火口底の中に入るだけであ
図3 : ダイヤモンドヘッド．ホノルル発ヒロ行きの飛行機から撮
影．

るなら入場料は発生しないが，リムに登るなら火口底のほぼ中央にある小屋で入場料を払う．そこでもらえるパンフレットには，頂上までの距離 0.8 mile，高低自然保護区になっているハナウマ湾に入場したら，差 560 feet，往復の所用時間 1.5-2 時間，と書かれて普通の人はさっさとビーチに降りてシュノーケリング

いる．途中には灯りのない狭いトンネルや螺旋階段なをするのであろうが，地球物理学者はビーチヘ降りてど，人のすれ違いができないような狭隘な場所がある

23

いく道の右側の崖を見る ．薄い層が無数に重なる堆

ため，人が多くなると渋滞してしまい，なかなか前に積物のきれいな断面を見ることができる（図 2）．地層

進めなくなったりする．特に朝は日の出を見ようとしの中には珊瑚の白い破片が入っているので，爆発は珊て人が集中するため，よく大渋滞が発生するらしい ．

瑚礁が形成された後の海で起こったのだとわかる．

入口のゲートが開く時間は決まっているので [9]，頂30

上で日の出を見たいならゲートが開く前から並ぶ気合
3.2.2

31

カラニアナオレ道路

いが必要である ．

オアフ島南東の海岸をぐるりとまわるカラニアナオ
レ道路（Kalanianaole Highway）沿いでも，タフリング

3.2.4

ソルトレイクやタフコーンをつくった爆発で形成された地層を見る

ソルトレイク（Salt Lake）は，ホノルルのダウンタことができる．ハナウマ湾のちょっと北東にあるラナウンからは北西の方角，真珠湾（Pearl Harbor）の東にイ展望台（Lanai Lookout）の駐車場の近くには，「典型ある．ソルトレイク（Salt Lake）自体もタフリングで

24

32

的なベースサージ堆積物」と紹介される露頭がある ．

あるが，それだけでなくソルトレイク周辺 にはいく

ベースサージは，水蒸気マグマ爆発において，火口かつかのタフリングが重なるように存在している．

ら上方ヘ立ち上がる噴煙柱とは別に，その基部から地表を横に広がる希薄な流れである [8]．
ラナイ展望台の駐車場に車を駐車したら，普通の人
は海の方向を見るのであろうが，地球物理学者は海とは反対にある道路の切割りを見る．「典型的なベース
サージ堆積物」とされる露頭は駐車場のちょっとだけ
北東の道沿いにある．見る人が見れば，サージの流れ
25

た方向がわかるらしい [4] ．

23.「こんなところに来て石を見てるなんて間違ってます」と女子学生に言われた．
はい，
たしかに間違ってるような気がします．
24. http://www.soest.hawaii.edu/GG/STUDENTS/mpatrick/photos/hawaii/hawaii2.htm．
25. 筆者にはわかりません．

26. ダイヤモンドヘッドの名前の由来は，方解石を見つけたイギ
リス船員がそれをダイヤモンドと勘違いして大騒ぎしたことである．筆者も大騒ぎしてみたいと思って方解石を探してみたが，見つけられなかった．学生に言われたわけではないが，
ダイヤモンドヘッドに来て足下ばかり見ているのは，間違っているような気がする．
27. 学生を連れてワイキキから一緒に歩いていったところ，「こんなに遠いなんて聞いてません」と怒られてしまった．
28. 現在の正式名称はダニエル・K・イノウエ国際空港（Daniel     K. Inouye International Airport）．
29.「Google マップで見たらいいじゃん」とは言わないで欲しい．
30. 筆者も朝の渋滞に巻き込まれたことがある．気合いが足りず
出遅れたことが原因で，そのときは頂上に辿り着く前に日の出の時間を迎えてしまった．曇っていたのでどうせ日の出を見ることはできなかった，というのは事実であるが，負け惜
しみにしか聞こえない．
31. 夏季はゲートが開くより先に日が昇ってしまうので，気合いを入れても頂上で日の出を見ることはできない．
32. ソルトレイクの東にあるモアナルア・ガーデンズ（Moanalua

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252

日本惑星科学会誌 Vol. 27, No. 3, 2018

ソルトレイク周辺のタフリングは，マントル起源の捕獲岩を噴出していることでもよく知られている．噴33

火期間が 1 回だけ であるタフリングの噴出物にマン
トル起源の捕獲岩が含まれるのは，浅いマグマ溜まりがないことと，1 回ごとに新しくマグマの上昇通路が作られること，といったことに理由があるらしい [4]．
捕獲岩中に見つかる鉱物の組み合わせに基づいて，ある種の捕獲岩は地下 50 km 以深（ものによっては深さ110-150 km）からやってきたものであるとされている．
筆者はまだ行ったことはないのだが，タフリング形
成時に放出された火山灰堆積物の露頭はソルトレイク
地区公園（Salt Lake District Park）で見ることができるらしい [10]．

4. 次回予告？
キラウエアの噴火はこの先どうなるのか，筆者には全く予想できない．まだまだいろいろなイベントが発生しそうである．興味深い現象を見つけたら，筆者は34

また Geodynamics[5] を開いて簡単モデル を構築し，
35

数式と戯れて電卓を叩くだろう ．

参考文献[1] はしもとじょーじ, 2018, 遊星人 27, 66.
[2] Multimedia links for Hawaiian Volcanoes, Hawaiian
Volcano Observatory (HVO), https://volcanoes.usgs.
gov/observatories/hvo/hvo_multimedia.html[3] Hawaii Volcanoes National Park, https://www.nps.gov/
havo/index.htm[4] 中村一明, 1978, 火山の話, 岩波新書, 228p.
[5] Turcotte, D. L., and G. Schubert, 2002, Geodynamics
2nd ed., Cambridge Univ. Press, 456p.
[6] Poland, M. P. et al. eds., 2014, US Geol. Surv. Prof.
Paper 1801, 428p., http://dx.doi.org/10.3133/pp1801
Gardens）には，H社のテレビCMに出てくる「この木なんの木」
がある．
「この木なんの木（アメリカネムノキ）」の原産地は中央アメリカで，ハワイにおいては外来種である．
33. 火山は単成火山と複成火山に分けられる [4]．単成火山は噴火
期間が 1 回だけの短寿命の火山，複成火山は休止期間を挟んで何回もの噴火をくり返す長寿命の火山．
34. 筆者はものぐさなので，難しいことはできない．
35. 筆者と一緒に遊んでもいいという人がいたら連絡ください．
苦情は編集長に送ってください．

[7] Watts, A.B., and ten Brink U.S., 1989, J. Geophys. Res.
94, 10473.
[8] 早川由起夫，1996，in 新版地学教育講座 2 地震と火山, 93.
[9] Diamond Head State Monument, https://
hawaiistateparks.org/parks/oahu/diamond- head-statemonument/[10] Hazlett, R. W., and Hyndman, D. W., 1996, Roadside
Geology of Hawaii, Mountain Press Pub. Co., 334p.

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エポックメイキングな隕石たち その 13：Renazzo 隕石 ～先太陽系 - 初期太陽系の始原的物質の痕跡～／橋口

253

エポックメイキングな隕石たち（その1３）：
Renazzo隕石 ～先太陽系-初期太陽系の始原的物質の痕跡～
橋口 未奈子1

2018年7月2日受領，査読を経て2018年7月26日受理．

（要旨）1824 年にイタリアに落下した Renazzo 隕石は CR コンドライトを代表する隕石で，プレソーラー粒子の存在や，水，有機物が示す同位体異常から，その始原性を知らしめた隕石である．また，コンドリュー
ル内部及び外縁部に多くの金属鉄を含んでおり，コンドリュール形成時の金属粒子とケイ酸塩の挙動についても多くの知見をもたらしている．

1. はじめにラーラ県レナッツォ村（44° 46'N，11° 17'E）に一条の光と複数の火球が目撃された．総重量 10 kg の隕石とコンドライトは，組織，鉱物組成，全岩化学組成，して回収されたのが Renazzo 隕石である．破片は計 3

酸素同位体組成によって，複数の化学グループに分類

つ，最も重いものは 5 kg の重量があったと記録が残される．炭素質コンドライトは CI, CM, CO, CV, CK,されている [1–3]．Renazzo 隕石は，落下が目撃された

CR, CH, CB の 8 グループに分類され，C の後ろのアル

非常に貴重な隕石で，他に落下が目撃されている CR

ファベットは代表する隕石の頭文字に対応している．

コンドライトは Al Rais 隕石（1957 年落下）と，Kaidun

Renazzo 隕石は，CR（炭素質 Renazzo-like）コンドライ

隕石の一部（1980 年落下）のみである [1]．

トを代表する隕石である．

Renazzo 隕石は落下時期こそ古いものの，長らく研2018 年 7 月 20 日現在，180 個の CR コンドライトが究が行われなかった．最初に岩石記載を行ったのは発見されており [1]，特に，CR コンドライトの全岩やMason らで，サイズの大きなコンドリュールや Fe-Ni

マトリックスの粘土鉱物，有機物が示す特異な同位体金属に富む特徴などが報告された [4]．当初は岩石組

組成には多くの研究者が着目し研究が進められている．

織が CV コンドライトに類似していることから，Fe-Renazzo 隕石は，希ガスや水素・窒素の同位体組成か

Ni 金属に富む例外的な CV コンドライトと考えられて

ら，CR コンドライトが最も始原的な隕石種であるこいた [5]．しかし，1900 年代に入って落下した Al Raisとを最初に示した隕石である．また，コンドリュール

隕 石 や Kaidun 隕 石， 南 極 で 発 見 さ れ た 隕 石 な ど，

中の金属粒子の分析によって，コンドリュール形成時

Renazzo 隕石と類似した化学的特徴を示す隕石が発見の金属粒子とケイ酸塩の挙動についても様々な議論がされ，その後議論を経て，1993 年に CR コンドライト

行われており，落下後 200 年近く経つ現在も数多くの（Renazzo-like chondrite）という新しい分類が確立さ研究が行われている．本稿では，Renazzo 隕石の概略

れた [6]．実に，回収されてから 169 年後のことだった．

とエポックメイキング的研究を紹介する．

Renazzo 隕石は，コンドリュール，難揮発性包有物，
暗色包有物，Fe-Ni 金属，硫化物，細粒マトリックス

2. Renazzo隕石から構成される．Fe-Ni 金属の存在度が炭素質コンド（図 1）
ライトとしては異例に高く（7.4 vol % ; [6]），こ1824 年 1 月 15 日午後 20 時 30 分頃，イタリアのフェ
1. 九州大学惑星微量有機化合物研究センター
hashiguchi.minako.123@m.kyushu-u.ac.jp

れは CR コンドライトの大きな特徴である．また，層状ケイ酸塩や炭酸塩を含み水質変質の痕跡を示すことから，岩石学タイプ 2 に分類され [6, 7]，CR2 コンドラ

254

日本惑星科学会誌 Vol. 27, No. 3, 2018

研究
（e.g. [12]）につながっており，太陽系形成前に存在したプレソーラー粒子の単離・発見への引き金となったのである．このような種々の起源による希ガス同位体異常は，Renazzo 隕石の始原性を反映したもので，Renazzo 隕石は CR コンドライトの始原性を最初に示した隕石であると言える．

図1： Renazzo隕石薄片の電子顕微鏡写真．濃い灰色の球状物質
はコンドリュール，白色の物質は主に金属粒子に対応する．数100 µm ～ mmサイズのコンドリュールを多く含み，
コンドリュール内部や外縁部には多数の金属粒子が含まれる．スケールバーは3 mmに対応する．データ提供 : 阿部憲一博士
（ウェズリアン大学），北海道大学大学院理学研究
院圦本研究室．

4. 高いD/H比をもつ水の起源についての論争
Renazzo 隕石は，コンドライトに保存されている水の起源についての論争のきっかけになった隕石でもある．低温環境下で生成する星間空間の水分子や彗星氷は高い D/H 比を示す
（e.g. [13]）．また，コンドライト

イトの中でも特に強い水質変質を受けている隕石であからも高い D/H 比をもつ含水鉱物が報告されており，

る [6]．

水素同位体組成を元にコンドライト中の水の起源が議論されてきた（e.g. [14]）．

3. Xe同位体異常とプレソーラー粒子

高い D/H 比をもつ水がコンドライトから最初に報告 さ れ た の は 1979 年 で， 普 通 コ ン ド ラ イ ト の–4

プレソーラー粒子は，太陽系形成以前に赤色巨星やでChainpur 隕石の水
（最大 D/H 値 9 × 10 : ～4,800 ‰）超新星で形成された星間塵のことで，始原的な地球外あった [15]．このような水の起源として，原始太陽系

試料に保存されている．太陽系物質とは著しく異なる星雲での H2 ガスと H2O の同位体交換による熱的なプ

同位体組成（同位体異常）を示すことから発見され，ダロセスなどが提唱されていた [16]．しかしその後，星イヤモンドや SiC，グラファイト，Al2O3 などの酸化物，間空間での化学反応で生成したことを示唆した隕石のケイ酸塩などが報告されている．プレソーラー粒子の1 つが Renazzo 隕石である．

存在は，1970 年代の始原的隕石中の酸素同位体異常

1995 年 Deloule らによる二次イオン質量分析装置の発見 [8] から広く受け入れられるようになったが，（SIMS）を用いた局所分析で，Renazzo 隕石のコンド

Renazzo 隕石は，それ以前に，初期太陽系における同リュール，マトリックス，炭素質包有物などの水素同位体不均一と，始原的隕石中のプレソーラー粒子の存位体組成が測定された [14]．その結果，マトリックス

在を示唆した隕石である．

が最も高い D/H 比（δD ≧ 1,050 ‰）を示し，Si や K++

1964 年，Renazzo 隕石の段階加熱による希ガス同位イオン強度と D/H 比の明らかな正の相関が見られた

体分析によって，2 タイプの Xe 同位体異常が報告さことから，高い D/H 比のキャリアはマトリックスのれた [9]．1 つは，放射性核種である
129

129

I の壊変を起因
134

136とする Xe の大きな過剰，もう 1 つは， Xe と Xe
129

層状ケイ酸塩であることが示された
（図 2）
．そして，
マトリックスの水素同位体組成は，原始太陽系星雲のの 過 剰 で あ る． Xe の 過 剰 は Reynolds に よ っ て

圧力・温度範囲における熱力学的プロセスで説明する

Richardton 隕石（H5 普通コンドライト）や Indarch 隕

ことが出来ず，120 K 以下の星間空間でのイオン－分石（エンスタタイトコンドライト）から既に報告されて子反応によって形成されたと主張された．

いた [10, 11]．後者は Xe 同位体組成のバリエーション

しかしながら，マトリックス中の含水鉱物は，空間や 244Pu の影響を考慮しても，核分裂成分，地球大気

的に有機物と複雑に絡み合っており，その場分析によに加えた少なくとも 1 つは第三の成分を必要とするこってそれぞれの同位体組成を区別することは非常に困とが示唆された．この第三の成分の発見は，後の様々．次節で述べるが，Renazzo 隕
難である（e.g. [17, 18]）

なグループによる Murchison 隕石などの詳細な希ガス

石の有機物は非常に高い D/H 比をもつため [19]，有機エポックメイキングな隕石たち その 13：Renazzo 隕石 ～先太陽系 - 初期太陽系の始原的物質の痕跡～／橋口

255

5. 始原的な有機物の存在
炭素質コンドライトの有機物の研究は，Murchison
隕石（CM2）を用いた研究により数多くの知見がもたらされているが，Renazzo 隕石をはじめとした CR コ
ンドライトは始原的な有機物を保存している隕石として注目を浴びてきた．
コンドライト有機物の大部分（70 % 以上）は酸や有機溶媒に溶けない不溶性有機物（Insoluble organic
matter, IOM）である [22]．これらは，酸を用いた化学処理によって，鉱物を溶解した後の残渣として得られる．IOM は複雑な構造をもつ高分子有機物であり，芳香族の骨格に，脂肪族炭化水素を初めとした多様な官能基が架橋したモデル構造が提唱されている [22,23]．炭素質コンドライト IOM は，重い水素や窒素に富む [19, 24]．このような同位体組成は，分子雲など+

図2： Renazzo隕石構成物のD/H比と，H2OおよびK 濃度の比較．
+
マトリックスが最も高いD/H比を示し，H2O, K に富むことから，高いD/H比のキャリアが層状ケイ酸塩であることが示唆された．[14]のデータとFig.5を基に作成．

の極低温環境下でイオン – 分子反応や塵表面反応で説明可能 [19, 25] なことから，コンドライト IOM は極低温の星間起源であると考えられている [e.g. 19, 24]．特に CR コ ン ド ラ イ ト IOM は 著 し く 高 い D/H 比，物の影響を考慮する必要があった．近年，Alexander

15

14

らのグループは，炭素質コンドライトの全岩水素同位したのは Renazzo 隕石だった．

N/ N 比を示す [e.g. 19, 24] が，その証拠を最初に示体組成が有機物と含水鉱物の単純な混合と考え，コン

Renazzo 隕石の IOM の水素・窒素同位体組成はそ

ドライトの水の D/H 比を求めた [20]．その結果，炭素れぞれ最大 +2,500 ‰，+150 ‰で，これは Murchison–4質コンドライト中の水の D/H 比は 0.2–1.7×10 程度で，隕 石 や Orgueil 隕 石 の IOM よ り 2 倍 以 上 高 い δD，

地球と原始太陽の間の値を示した．太陽からの距離とδ N 値である [19]．また，炭素質コンドライト IOM

水の D/H 比には相関は見られず，コンドライトの水には，著しく D や N に富むミクロンスケールの局所の水素同位体組成は，星間空間ではなく太陽系内の水的な領域（ホットスポット）が存在し，Renazzo 隕石をの 組 成 を 反 映 し て い る と 結 論 づ け ら れ た． ま た，

含む CR コンドライトからも多数のホットスポットがRenazzo 隕石を含む CR コンドライトマトリックス中

報告されている [26–28]．ホットスポットは，酸処理の D/H 比は数 10 ミクロンスケールの不均質性があるによって抽出した IOM からだけでなく，隕石岩片試ことから，その値は星間氷の組成を直接反映している

料のその場分析でも多数報告されており [27–30]，極のではなく，水質変質時の有機物との同位体交換など

低温環境下で形成されたナノメートルサイズの有機物により，二次的に獲得したものであると考えられてい粒子（有機ナノグロビュール）
がそのキャリアであるとる [18]．さらに近年，Yurimoto らによる SIMS を用い考えられている [e.g. 27–29]．一方，炭素質コンドライた局所分析で，普通コンドライト中の流体包有物の水ト IOM の，少なくとも水素同位体組成は，隕石母天素同位体組成と酸素同位体組成が測定された [21]．そ

体上の熱変成や水質変質により地球物質の値に近づくの結果，コンドライトの水は，初期太陽系において，

δD が小さくなる）傾向が見られている [e.g. 24, 28]．

普通コンドライトや炭素質コンドライト母天体に集積

IOM が高いδD，δ N 値を示すことから，CR コンド

した水と彗星起源の水との混合で獲得されたものであ

ライトには最も始原的な有機物が保存されていると考ると解釈されている．

えられている（e.g. [24, 28]）．

15

15

15

256

日本惑星科学会誌 Vol. 27, No. 3, 2018

ケイ酸塩 – 金属粒子のある程度の分離が生じているか，

6. 金属粒子とコンドリュール形成

あるいは，コンドリュール形成前や形成時に，コンド
リュールの外側で，局所的なケイ酸塩－金属粒子の分

Renazzo 隕石は，コンドリュール形成時の金属粒子別が生じた可能性も指摘されている [34]．

とケイ酸塩の挙動について重要な知見をもたらした隕石でもある．Renazzo 隕石のコンドリュールには多数

7. おわりにの金属粒子が存在する [4, 6]（図 1）．コンドリュールの内部，または外縁部に分布しているのが特徴的で，こ以上のように，Renazzo 隕石は，CR コンドライト

れは多くの CR コンドライトに共通した特徴である．

の始原性を示すきっかけとなったプレソーラー粒子，

Renazzo 隕石のコンドリュールは，当初，原始太陽

始原的な水や有機物，コンドリュール形成プロセスに系円盤における直接凝縮物であると考えられていた至るまで，多くのエポックメイキング的発見をもたら（e.g. [30]）．これは，コンドリュール内側に存在するした隕石である．特に，Renazzo 隕石を含む CR コン

金属粒子が，外縁部の粒子よりも Ni と Co に富む傾向

ドライトの有機物は，その同位体的特徴から，隕石有があること，また，金属粒子の P や Cr 含有量が凝縮

機物の起源や進化の解明の重要なヒントを握る物質でプロセスで説明できることが理由として挙げられていあると期待される．Renazzo 隕石は，強い水質変質をる．しかし，その後の研究によってこの説は否定され受けていることから，変質で有機物の酸化・分解が生ている．

じたことも指摘されている（e.g. [35]）が，一方で，近コンドリュール中の金属粒子の多くは，中揮発性元年の分析では，サブミクロンスケールの微小領域にお素の Au に乏しく，また，コンドリュール外縁部の金いて，水質変質作用で有機物 – 水 – 鉱物が密接に関わ属粒子にはその傾向は見られず，難揮発性親鉄元素でり進化した重要な証拠ももたらしてくれている [18]．

ある Os や Ir に乏しいという微量元素パターンを示し

また，MET 00426 隕石など非常に始原性の高い CR コ

た（e.g. [31]）．これらの結果から，コンドリュール中

ンドライトの研究の比較対象としても，未だ多くの知の金属は，一旦高温で蒸発した後に，コンドリュール見が得られている [36]．落下が目撃された数少ない

表面に再凝縮したと主張された（e.g. [31]）．また，溶CR コンドライトであり，また，回収された重量も多融の程度の高いコンドリュールほど，各々の金属粒子

いため，Renazzo 隕石からは今後も様々な情報が得らの Co，Ni 含有量が均質で宇宙存在度に近い傾向が見れるだろう．

出され，金属粒子の Co，Ni 含有量は，ケイ酸塩や周囲の星雲ガスとの Fe の交換に伴う Co，Ni の移動で説謝 辞

明されている [32]．さらに，溶融の程度の大きいコン

本稿を執筆する機会を頂き，最後まで丁寧かつ建設

ド リ ュ ー ル は オ リ ビ ン の Mg/Fe 比（Forsterite

的なご意見を頂いた野口高明博士，山口亮博士，岡崎mol%）が高く，これは，コンドリュール形成中の Fe

隆司博士に厚く御礼申し上げます．また，査読者であの消失の証拠であると解釈されており，また，リム付

る小松睦美博士には多くの有益なコメントを頂きまし

近よりコンドリュール中央付近の金属粒子の P 含有量

た．深く感謝致します．

が多いことからも，金属粒子の蒸発・再凝縮プロセスが支持されている [33]．さらに，当初，直接凝縮物の参考文献

根拠とされた金属粒子の Cr 含有量については，コンドリュール形成時に，ケイ酸塩と反応した結果であると考えられている [33]．
近 年 で は， 放 射 光 X 線 ト モ グ ラ フ ィ ー を 用 い て[1] The Meteoritical Bulletin Database, https://www.lpi.
usra.edu/meteor/metbull.php.
[2] Catalogue of Meteorites Reference Book with CD-

Renazzo 隕石のコンドリュールが分析され，3D イメ

ROM. 5th Edition (eds. Grady, M. M.), Natural History

ージと化学組成データを組み合わせた解釈がなされてMuseum, London.

いる．その結果，加熱によって，コンドリュール中で[3] Atlas of Meteorites, (eds. Grady, M. M., Pratesi, G.,

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エポックメイキングな隕石たち その 13：Renazzo 隕石 ～先太陽系 - 初期太陽系の始原的物質の痕跡～／橋口

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solar system II (eds. Lauretta, D. S. and McSween, H.
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Cosmochimica Acta 131, 344.

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258

日本惑星科学会誌 Vol. 27, No. 3, 2018

一番星へ行こう！
日本の金星探査機の挑戦 その35
～暑い夏の，長くて寒い夜～
山﨑 敦 ，豊田 裕之 ，太刀川 純孝 ，近藤 宏篤 ，坂本 智彦 ，
あかつきプロジェクトチーム
1

1

1

2

2

（要旨）日陰運用の難関である低温対策と省エネの工夫について報告します．熱制御は，日陰前に探査機全体を昇温し日陰初期は余熱で保温し，日陰中は最低限の温度を保つという対応策をとりました．バッテリについては，温度と充電状態を可能な限り低く維持し，容量劣化を低減してきています．長時間日陰中は，消費電力の削減に加え，安全な範囲でバッテリの過充電や昇温を行い，放電容量の最大化を図りました．その結果，打上げ前設計の最大日陰時間を超える長くて寒い夜を無事乗り切りました．

1. はじめに次に検討したことは，冷える一方の日陰中にすべての搭載機器の保存温度を保ちつつ，ヒータ電力を最小限

金星探査機あかつきは，2018 年 7 月 29 日 12 時 00 分に抑えることです．全ヒータの温調設定を保存温度下（UTC）から 229 分（うち本影 148 分）の長時間日陰を経

限ぎりぎりにすることとしました（日陰設定）．ただし，

験しました．打上げ前の設計の最大日陰時間 90 分を

日陰に入る直前まで探査機温度を通常より高く持ち上大きく超える日陰時間です．地上では，日陰に入るとげておき（昇温設定），日陰中の全体のヒータ電力量も涼を感じホッとしますが（今年の夏はそうでもない），

下げることとしました．日照中に可能な限り昇温して宇宙空間では危機的状況です．放射冷却により探査機

おく算段です．さらに留意すべき点は，日陰が終了し温度は冷える一方なので，保存温度を保つにはヒータ

日照が復活したとき探査機はキンキンに冷えきっていを焚いて温める必要があります．しかしながら，当然るため，温調設定を通常状態（通常設定）に戻すのですのことですが日陰中は太陽電池パネル（SAP）による発が探査機が十分に温まるまで待つことです．

電は期待できなくなるため，すべての電力はバッテリ

これらの段取りでどのくらい省エネできるかは，探で賄う必要があり，ヒータ電力は最小限に抑える必要

査機の熱放射率が重要な値です．2017 年 12 月 11 日のがあります．あかつきチームはどのように乗り切った

長時間日陰
（半影）
の運用実績をもとに検討しました．

のか，その段取りと結果を報告いたします．

あかつきの熱放射率では，探査機の平均的な温度は1–2 時間の時間スケールで冷えていくことがわかって

2. 熱制御運用いました．この時間は 2018 年 7 月 29 日の長時間日陰の継続時間 229 分と比較して短く，探査機は十分に冷

日陰中には，探査機の保存温度を保ちつつ消費電力

えきってしまいます．そこで，今回の長時間日陰に耐は最小限とする，という状況を作り出す必要がありまえ得る運用として，日陰前に探査機全体の温度を昇温す．まず，搭載機器は，探査機維持に必要なバス機器

し日陰の初期は余熱で保温する，日陰に入る直前に温のみ動作させ，すべての観測機器はオフにしました．

調設定を保存温度下限ぎりぎりに切り替え日陰中は最低限のヒータ電力設定とする，という運用方針を採択

1. 宇宙航空研究開発機構 宇宙科学研究所
2. 古河電池株式会社
yamazaki@stp.isas.jaxa.jp

しました．
日陰前の昇温設定は，搭載機器の動作温度の上限値

一番星へ行こう! 日本の金星探査機の挑戦 その35 ～暑い夏の，長くて寒い夜～／山﨑 他

50

日照


本影

半影

半影

日照
打上げ
～ VOI

40

60
-Y面搭載機器20
LIRパネル10
UVIパネルIR2冷凍機(オフ)

-10
-20
-30
11:00

13:00

14:00
Time

15:00

16:00

17:00

20°Cでの放電可能容量
5°Cでの放電可能容量

40
30

必要容量

10
0

図1 : 長時間日陰中の探査機代表点の温度の変化．

からマージンを確保し探査機構体の温調設定を +40℃

金星周回軌道

VOI ～ VOI-R

20+Z面搭載機器

12:00

セル出荷
～打上げ

50

+Y面搭載機器

容量 [Ah]Temperature [℃]

30

0

259

0

1

2

3

4

5
6
7
8
セル出荷後経過年数

9

10

11

12

13

図2 : バッテリの必要容量と放電可能容量の推移．

としました．この温度設定での運用は金星周回軌道に投入してからはじめてのことであり，探査機全体の温度分布を確認する必要性があり，一週間前の 7 月 23 日

3. 電源系運用の運用パス中に実施しました．温調は正常に動作し問
題なく昇温状態に入りました．このまま 7 月 29 日まで

日陰を無事に乗り切るためにはバッテリが欠かせま過ごし，無事事前準備が整いました．実は，この昇温せん．あかつきの運用フェーズには，惑星間航行中の設定期間にも金星観測を実施していました．

全日照期間と，金星周回軌道上の日陰存在期間があり，

7 月 29 日当日は，12 時 01 分に日陰設定に切り替わ

かつ日陰の長さは一定ではないため，必要容量は図 2

り最低限のヒータ電力とする長時間日陰モードに突入に示すように大きく変動します．これに対し，表 1 のしました．そのときの温度変化を図 1 に示します．事

とおりバッテリの温度と充電状態をきめ細かく調節す

前検討通り，事前昇温していた探査機構体温度は 1-2

ることで，運用チームはバッテリの容量劣化を低減す

時間の時間スケールで低下していき，13 時を過ぎて，る努力を行ってきました．バッテリの容量劣化は，充LIR や UVI のパネル温度が設定された低温側に漸近す

電状態が高いほど，そして温度が高いほど速く進行することが見て取れます．

るため，可能な限りそれらを低く維持してきたのです．

本影は 15 時 4 分に終了し，徐々に日光が当たり始め

図 2 には，必要容量に加え，放電時の温度 5 ℃およましたが，探査機温度はまだ低温側に張り付いていまび 20 ℃でのバッテリ放電可能容量を示しました．通す．本影が終了したからと言って，ここで慌てて通常

常は容量劣化低減のため 5℃で運用していますが，セ設定に戻してはいけません．この時間帯はもちろん半

ル出荷後 7.1 年，9.6 年，10.1 年，12 年には，要求容量

影終了時刻後まで，最大ヒータ電力（200W）が消費さを超えるピークがありまが放電可能容量（放電時 5 ℃）

れていて（図 3 の中段ヒータ電力を参照），通常の温度

す．これらが対策を要する長時間日陰で，2018 年 7 月に戻るには数時間の時間スケールが必要であることが29 日の日陰は 9.6 年のピークにあたり，バッテリの放見て取れます．ただし，3 章で説明がなされるように，
半影途中で SAP 発生電力が回復し，電源事情として

表1 : バッテリの運⽤⽅法．

は安心な状態に戻っています．

フェーズ

結果として，事前の昇温設定，保存温度下限ぎりぎりの低温にした日陰設定，半影終了後通常設定への復帰，と熱制御運用は計画通り安全に実施することがで
きました．

セル出荷
～打上げ

運用形態 開回路

打上げ～
VOI

VOI ～
VOI-R

金星周回
軌道　　
充放電
定電圧充電 定電圧充電サイクル

期

間 1.5年

0.5年

5年

2000日

温

度 25 ℃

10 ℃

0℃

5 ～ 20 ℃

充電状態 10 %

41 %

30 %

30～110 %260

日本惑星科学会誌 Vol. 27, No. 3, 2018

日照

半影

本影

半影

日照

Voltage [V]

80
SAP電圧

70
60
50
40
600

バス電圧
バッテリ電圧SAP電力 バッテリ放電電力 ヒータ電力

Power [W]

500
400
300
200
100

Temperature [°C]

0
150
100
50
0
-50
-100
-150
-200
12:00

SAP温度

バッテリ温度

13:00

14:00
Time

15:00

16:00

図3 : ⻑時間⽇陰中の電源系テレメトリデータ．

電量が最大となります．探査機の開発時に想定していおいたお陰で，ヒータ電力は 25 W 以下の低い値で推た最大日陰は 90 分でしたが，軌道が大きく膨らんだ

移しています．半影の半ば過ぎまで SAP 電圧が上昇ために，これが 229 分（うち本影 148 分）に延長され，を続けているのは，SAP 温度の低下のためです．

バッテリに求められる容量は約 47 Ah に達しました．

12 時 23 分，日陰率が 35 % に達し，バッテリの放電

この厳しい日陰を乗り切るため，運用チームは次のが始まりました．図 3 中段の BAT 放電電力がゼロか

方針を定めました．

ら約 260 W まで徐々に立ち上がり，同時に図 3 上段の・日陰中の負荷電力を，平常時の 500 W から 450 W

バス電圧が BAT-A/B 電圧まで低下，SAP 電圧が 48に削減する．前述した日陰入り前のコンポ昇温と，

V 程度まで低下しました．これはロックアップと呼ば

日陰中は機器制御温度をギリギリまで下げることにれる状態で，バッテリ放電中には，SAP の動作点電より実現．

圧が低く固定され，最大電力を取り出せなくなる挙動

・通常の 100 % 充電電圧である 4.0 V/ セルを超え，安です．

全性を確保しつつ 4.1 V/ セルまで過充電する．

そして 12 時 36 分，ついに本影が始まり，SAP 電力

・バッテリの制御温度を 5 ℃から 20 ℃へ高め，放電はかき消えました．SAP 電圧が 40 数 V となっている

可能容量の拡大を図る．

のは，バス電圧がスイッチングコンバータを逆に通しその結果を，長時間日陰中の電源系テレメトリデーて見えているもので，実際には SAP の発生電圧では

タ（図 3）を振り返りながら，評価しましょう．
日陰は，2018 年 7 月 29 日 12 時 00 分（UTC）に始まりありません．本影開始後は，太陽光による熱入力がな
くなり，機器を保温するヒータ電力が増加を始めます．

ました．その直後，計画通りにヒータの ON デューテ

13 時 45 分頃にヒータ電力は設定上限値の 200 W に達ィが低下し，負荷電力は 500 W から 260 W 程度に低するようになり，本影の後半には平均 140 W 程度で下しました．この時点では SAP 電力で全ての負荷を推移しました．この間のバッテリ放電電力は平均 370

賄えていますので，図 3 中段の SAP 電力が，そのままW，最大 435 W 程度で，事前に想定した 450 W より

全負荷電力にあたります．事前に搭載機器を昇温してもかなり低く保たれました．

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一番星へ行こう! 日本の金星探査機の挑戦 その35 ～暑い夏の，長くて寒い夜～／山﨑 他

15 時 4 分に本影は終了し，再び半影が訪れます．
SAP 電力が徐々に立ち上がり，しばらくはバッテリの放電を伴うロックアップ状態が続きますが，15 時
30 分には SAP 電力が全負荷電力を超え，バッテリは充電モードに切り替わりました．そして 15 時 48 分には半影も終了して日照に戻り，探査機が健全であることを確認して，全員がほっと胸を撫で下ろしました．
終わってみると，バッテリの放電量は約 23 Ah と当初の想定の約半分にとどまり，放電深度は 53 % と余裕を持った運用結果となりました．前述の負荷電力低減
策やバッテリ昇温の効果に加え，半影中の SAP 電力
が期待以上に大きかったことが余裕をもたらしました．
今後，何年間あかつきの運用を継続できるのかわかりませんが，はやぶさの運用経験を踏まえてバッテリを大切に使ってきたこと，初めての内惑星探査機に搭載する太陽電池パネルの開発を慎重に進めたことを思い返し，「段取り八分」という言葉が頭に浮かんだ運用となりました．

4.おわりにあかつきは，2018 年 7 月 29 日に，打上げ前に設計されていた金星周回軌道と投入軌道が変わった影響で，設計上の最大日陰時間を超える日陰時間を経験しました．長時間日陰に耐え得る方策として，熱制御と電源系の特殊運用を実施しました．もちろん本運用も想定外ではありましたが，丁寧かつ慎重な探査機開発も手伝って無事乗り切ることができました．今回得られた知見により，将来の長時間日陰運用プランを定型化することができました．これにより長時間日陰中の科学
観測の実現も視野に入れることが可能となり，さらに優れた科学成果創出を目指して参ります．最後になりますが，関係各位のご協力にこの場を借りて御礼申し
上げます．

261

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262

日本惑星科学会誌 Vol. 27, No. 3, 2018

火の鳥「はやぶさ」未来編 その15
～ はやぶさ２の小惑星リュウグウ到着 ～渡邊誠一郎 ，はやぶさ2プロジェクトチーム
1

未知の世界との邂逅．地球からでは大望遠鏡でも写り自転をする軸の向きを北極（正極）と定義するので，るかどうかのほのかな点に過ぎなかった存在が．今や

こちらは南極（負極）．そこに鎮座する白い亀岩は，こ

運用室の扉を開けると，ディスプレイに確かなオブジの自転位相では反対側にあって，やや見にくい．赤道

ェとして浮かび上がっている…．

の白く細い帯上にデススターのクレーターが黒い口を3 年半の往路の，ようやく到着 4ヶ月前の 2018 年 2開ける．その右には三つ子のクレーター．そしてボル

月 26 日になって，はやぶさ 2 の目（ONC-T）が初めて

ダーまたボルダー，10 m を超える岩塊があたりに散捉えた時も，リュウグウは，まだ，淡い 9 等星の光点

らばる．

に過ぎなかった．その後は，はやぶさ 2 は目的地を観6 月 27 日 午 前 9 時 35 分（日 本 時 間 ）， 最 後 の Tra-

ることもできず，6 月 3 日までイオンエンジンの総力（TCM）で化学推進スラ
jectory Correction Maneuver

運転．

スタを吹くと，はやぶさ 2 はリュウグウの玄関にぴた

その運転終了後，プロジェクトのホームページを，りと止まった．到着した玄関こそ Home Position，

メンバーとプロのクリエーターが想像したリュウグウ

リュウグウ上空 20 km．太陽電池パドルも，ハイゲイの姿が飾った 6 月 5 日に，再びその本物の姿を ONC-T

ン ア ン テ ナ も， カ メ ラ す ら 動 か せ な い 体 が 硬 いが捉えた．リュウグウは地球から見た最大光度の金星

はやぶさ 2 は，地球と小惑星重心を結ぶ線上にある，を超す明るさに輝いてそこにあった．距離は 3000 km

この玄関先を浮遊しながら，リュウグウの観測を続けを切り，目前にあるのに，この時になっても，まだ画る．何回か降下観測も交えながら，サンプル採取のた素 3 ピクセル程の大きさで，形もわからない．ここかめのタッチダウン候補地点探しをしていく．この記事

らは，光学電波複合航法で，しっかりと相手を見つめを皆さんが読んでいる頃には，候補点が決まって，そながら近づいていく．毎日，少しずつ着実に大きくなの運用準備に忙しいことだろう．そしてはやぶさ 2 をっていくリュウグウ．モザイクの上にその形がおぼろ

創り，この素晴らしい未知への世界にわれわれを運んげに浮き上がる．球じゃない？菱形かな！ UFO 型？

でくれ，困難な近傍ミッションを支えてくれるプロ

自転軸はどっち向き？直立では？これクレーターじゃ

ジェクトの工学メンバーに深く感謝しつつ，竜宮城でない？まさにデススターだ！大岩は亀かね！赤道リッのサイエンスの饗宴を今しばらく楽しみたい．

ジに下りられるの？ボルダー多すぎだよ！白ごまがあるぞ！南北半球で温度が違うみたい！？ LIDAR が測れた！ディスプレイの前で議論は尽きない．
図 1 は到着直前，わくわく感と不安感が交錯した 3週間がクライマックスに達した時に撮影されたリュウ
グウ．画像の上は黄道面の北側．でも小惑星では右回
1. 名古屋大学大学院環境学研究科
宇宙航空研究開発機構はやぶさ 2 プロジェクト
seicoro@eps.nagoya-u.ac.jp

火の鳥「はやぶさ」
未来編 その15 〜 はやぶさ２の小惑星リュウグウ到着 〜／渡邊，はやぶさ2プロジェクトチーム

図1： ONC-Tによって撮影されたリュウグウ ．2018年6月26日 12：50（日本時間）頃の撮影．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．

263

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日本惑星科学会誌 Vol. 27, No. 3, 2018

264

遊星百景 その13～月にはヒラメが隠れている～

石山

謙

1

皆さん，初めまして．今回は，始めに自己紹介をし私が配属される前に，それをやられていた先生が移動て，その後，月の危難の海（60° E，17° N）について，されてしまい，複数の先輩方からは色々と助言を頂きご紹介したいと思います．

ました．そこで，私は，この研究室にせっかく配属されたのだから，この研究室でしかできないことをした

1. 自己紹介

いと思い，小野先生や先輩方に改めて相談した所，
LRS と呼ばれる観測機器を教えて頂きました．

私は，鶴岡工業高等専門学校・電気工学科出身で，（月レーダサウン
LRS とは，Lunar Radar Sounder

ロボコンが好きで電子回路の勉強をしていました．あダー）の略で，日本の月周回衛星「かぐや」に搭載される日，高専の付属図書館で，東京工業大学・教授の井た地下構造探査を目的にした観測機器のことです．小田茂先生が執筆した「異形の惑星」という本に出会っ野先生が LRS の責任者であったこともあり，電磁気た事で，太陽系の進化過程に強い興味を持ち，この本関係の研究室であるのに，地下構造の解析にのめり込がきっかけで，私は，電気工学から惑星科学の道へ行

み，研究室でただ一人，地学をやっている変な人間がくことになりました．

誕生しました…そのお陰で，異分野の人に，自分の研現在，私は，太陽系の進化過程の研究をしているかというと無関係ではありませんが，「月」の地下構造

究をわかりやすく説明する能力は，非常に鍛えられたと思います．

の研究を主に行っています．その経緯を少しお話すると，高専を卒業後，縁があった東北大学理学部宇宙地

2. 危難の海の地形

球物理学科に編入学することになりました．実は，この学科では，初めて高専出身の人を受け入れたため，今回は，コラムの趣旨から，危難の海の地下構造で当時，先生たちは，私がうまく馴染めているか，そしはなく，その表面地形（図 1a）について触れたいと思て，学部の成績はどうなのか，などを日頃から気にさいます．私が大学院生の時，様々な月の海の地下構造れていたのを良く覚えています．

の解析を進めるにつれ，地形・分光データも扱うよう東北大学では，故・小野高幸教授の研究室に配属さになり，地下だけでなく，表面の方も気に出し始めまれました．この研究室では，電磁気関係の幅広い研究した．ある日，かぐやレーザ高度計の観測データ [1]（主には惑星プラズマ・電波）を対象にしておりましたを用いて，危難の海の表面地形を見ていた時，その地が，小野先生はとても寛大な先生で，自分の好きなこ

形が魚に見えたため，お気に入りの地形の一つになりとなら，どんな研究をしても良いような雰囲気を研究ました．

室に作っていました．そこで，私は，原始惑星系円盤

なぜ魚に見えたのかを手順を追って，説明したいとの磁気回転不安定の研究をしようかと思いましたが，思います．最初に，この海には，目立つクレータが 2

1. 宇宙航空研究開発機構・宇宙科学研究所
Ishiyama.ken@jaxa.jp（図 1b）
つあります（Peirce Crater と Picard Crater）．
（https://www.lpi.usra.
Lunar Impact Crater Database遊星百景 その13 ～月にはヒラメが隠れている～／石山

4 0˚
30˚

50˚

60 ˚

70˚

265

80˚

40˚
30˚

a

50˚

60 ˚

70˚

80˚

b
Peirce Crater

20˚

20˚

Picard Crater
10˚

10˚

4 0˚
30˚

50˚

60 ˚

70˚

40˚

80˚

c

Yerkes Crater

30˚

50˚

60 ˚

70˚

背びれ

d

尾びれ

目
20˚

20˚

10˚

10˚

80˚

口
えらぶた
−6

−4

−2

腹びれ

胸びれ
0

2

4

6

Topography [km]図1： 危難の海が魚になるまで．
（a）かぐやレーザ高度計の観測データ[1]を基に作成された危難の海の表面地形．
（b）3つのク
レータの場所（Peirce, Picard, & Yerkes Craters）．四角がそれらの場所を示す．（c）盆地地形やリッジなどの特徴的な地形の位置（黒線と白線）．（d）（c）の白線に基づいて描かれた魚．この魚には，目，口，えらぶた，背びれ，胸びれ，腹びれ，尾びれを書き込んでいる．

edu/lunar/surface/）[2] に基づくと，Peirce Crater（直形名がないリッジが楕円状に連なって形成されていま

径 18 km）と，Picard Crater（直径 22 km）は，エラトす．残念ながら，「背びれ」と「腹びれ」の部分は不明

ステネス時代（32 〜 11 億年前）に形成されたと考えら瞭で，「尾びれ」の部分は全く存在していませんが，れています．また，これらよりも少し大きな Yerkes

図 1d では海のサイズから妥当な大きさのものを描い

Crater（直径 36 km）も存在しており，これは後に噴出ています．

した溶岩で埋もれてしまい，クレータのリムのみが月

私は，図 1d の魚をヒラメかカレイのどちらかだと面に露出しています．このような地形に加えて，この考えました．日本では，「左ヒラメに右カレイ」とい盆地の地形や，海内部に存在するリッジなどの地形もう言葉が古くから存在しており，例えば内蔵を手前側存在しています（図 1c の白線と黒線）．特に，図 1c のにした場合，左側に顔があるのがヒラメ，右側ものが白線のみに注目すると，だんだんと，魚に見えてきま

カレイと言われています（http://taste.marinelearning.

す．それを基に作成したのが，図 1d の魚になりま

org/umimon.html）[3]．ですので，図 1 は，胸びれがす．

手前にあることから，内蔵が手前にあり，左側に顔が「目」に相当する部分は，北側の目が Peirce Crater，

あるので，ヒラメと推測できます．ただし，例外もあ南側の目が Picard Crater になります．「口」の部分は，り，ヌマガレイは，右向きや左向きの個体もいます

Yerkes Crater のリムの一部を含みます．「えらぶた」[3]．体以外の特徴の違いだと，口の大きさでも識別での部分は，リッジに相当しますが，特に固有の地形名

き，ヒラメは魚食性が強いため口が大きく，一方でカはありません．また，「胸びれ」の部分は，固有の地

レイは海底の虫などを餌とするため口が小さい特徴が

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日本惑星科学会誌 Vol. 27, No. 3, 2018266

あります [3]．この観点も踏まえると，図 1 の魚は，頭に対して，比較的大きな口を有しており，ヒラメの特徴を兼ね備えています．以上のことから，図 1 の魚は，ヒラメと推定しました．つまり，月には，なんと，ヒラメが隠れているのです！私の心の中では，危難の海
を「鮃の海」，この盆地を「鮃盆地」と勝手に命名しています．
月の海の名称は，1945 年に，オランダの天文学者であった Langrenus（ラングレヌス）によって最初に命名され，暗い領域を「海」，明るい領域を「陸」と名付けています [4]．今では「陸」ではなく，「高地」と呼ぶのが一般的ですが，「海」という名称は現在まで引き継がれています．ラングレヌスの月面図の危難の海の位置には，Mare de Movra Caspivm という名称が記載されていますが，彼の研究はスペイン王によって支援されていたため，彼の命名法はスペイン王とその王
族のかなり広い範囲の人々を顕栄するものでした [5]．
したがって，それらの名称は，現在では使われていません．その後，1951 年に，イタリアの天文学者であった Riccioli（リチオリ）が，「海」に，天候や精神などの状態を意味するラテン語を付けており，彼が付けた名称が，現在でも広く使われています [5]．したがって，
図 1 の海は，「危難の海（Mare Crisium）」と呼ばれるようになりました．
ただし，月の海の名称は，月を研究している人はわ
かりますが，一般の方を含め，月以外の天体を研究されているほとんどの人は，知らないと思います．このような地形を何かに見立てて遊ぶことは，月の地名を知らない方が，より月やその地名に親しみを感じられ易くなると期待されます．私は，月の他の領域や他の天体に，地形などが何かに似ているものを発見できていませんが，もし，この記事を読んで頂いた方の中に，そのようなものを見た事がある方がおりましたら，是非メールなどでご一報下さい．この度は，このような原稿の執筆の機会を頂き，ありがとうございました．

参考文献[1] Araki, H. et al., 2009, Science 323, 5916.
[2] Losiak, A. et al., 2009, 40th Lunar and Planetary
Science Conference, 1532.
[3] NPO法人 海の自然史研究所, 南三陸 海モンブック

12 カレイ.
[4] 赤羽徳英, 1979, 月と小惑星 第2章, 現代天文学講座2（恒星者厚生閣）.
[5] Spudis, P. D., 1996, 水谷仁訳, 2000, 月の科学
(Tokyo: Springer-Verlag).

←目次へ「9th Workshop on Catastrophic Disruption in the Solar System」参加報告／杉浦267「9th Workshop on Catastrophic Disruption
in the Solar System」参加報告
杉浦 圭祐

1

1. はじめに2018 年 5 月 14 日から 17 日の 4 日間を用いて，国際研究集会「9th Workshop on Catastrophic Disruption
in the Solar System」が神戸にて，JSPS Core-to-Core
Program と CPS の 共 催 に て 開 催 さ れ た（HP: http://
www.impact-res.org/CD2018/Catastrophic_Disruption_2018/Welcome.html）．同国際研究集会は太陽系内の衝突現象に関わる様々な研究を行う研究者の発表・交流の場であり，海外の衝突物理に関わる研究者と密に議論を交わすことのできる貴重な機会である．
1 回目は 1985 年にイタリアのピサ大学で開催されてお図1：研究会の集合写真. 生田神社前にて．

り，30 余年に渡り続いている歴史のある研究集会である．9 回目を数える今回は，神戸市は生田神社の境内にある生田神社会館で開催された（図 1）．三宮駅から徒歩 5 分程度という好立地ながら神社特有の静寂さに包まれた場所であり，学会の開催場所としては申し分ない環境であった．16 日の水曜日にはエクスカーションとして姫路城を訪れたが，生田神社と合わせて海外からの参加者の方々には日本の文化を体感していただく良い機会になったのではないかと思う .
今回の研究会には国内から 35 名，海外から 43 名の計 78 名が参加し，中程度以上の規模での開催となった．

図2：研究会会場の様子．

会場の広さ（図 2 参照）も程よく，参加者が広がりすぎることなく密で白熱した議論が交わされた．口頭講

ター講演については場所の都合上紙のポスターが掲示

演は 8 件の招待講演を含む 46 件行われた．質疑応答をされることはなかったが，LOC が所持する USB メモ

含み招待講演は 30 分，一般講演は 20 分と比較的長い

リを通して電子版が配布されたほか，14 日の月曜日

時間を取っていたため，普段の学会では聞くことのでのお昼前にはポスターの内容を紹介する 3 分間の発表

きない深い内容に触れている講演も多々あった．ポスも行われた．以下では，簡単にではあるが一部の講演

1. 名古屋大学大学院理学研究科
sugiura.keisuke@a.mbox.nagoya-u.ac.jpの内容についてお伝えする .

日本惑星科学会誌 Vol. 27, No. 3, 2018268
表1：口頭講演のプログラム. *は招待講演を表す.

5月14日(月)9:20

A. Cheng*

9:50

M.Hirabayashi

AIDA DART mission: Double Asteroid Redirection Test
NASA's DART mission to Didymos: A scenario of mutual orbit perturbation due to shape deformation of the primary caused by impacts of DART-driven ejecta

10:10

S. Sugita

Spectral search for asteroid Ryugu's parent body and implications for Hayabusa2 observations

10:50

S. Soldini

Dynamics of dust particles in the vicinity f Ryugu asteroid under the effect of solar radiation pressure: application to Hayabusa2 spacecraft operations

11:10

P. Tanga

Role of the Gaia mission (ESA) in the characterization of asteroid family members and parent bodies

11:30

J. Masiero

Asteroid families as told by NEOWISE

14:30

J. -B. Vincent*Collisional environment in the early solar system from recent and future space

15:00

J. Deller

The plausibility of craters on comet 67P/Churyumov-Gerasimenko

15:20

Y. Kim

An observational evidence of catastrophic collision in the present asteroid belt:

16:10

S. BusUnravelling complex asteroid families in the inner main belt

16:30

P. Pravec

Asteroid clusters similar to asteroid pairs

16:50

C. Avdellidou

The Moon as a large-scale impact laboratory

17:10

R. Ohsawa

All sky survey and meteor observation of Tomo-e Gozen

5月15日(火)9:10

M. Arakawa*

9:40

G. Flynn

Experimental study on scaling laws for high-velocity impact phenomena on water icy targets
Effects of sample porosity on disruption energy: implications for asteroid survival

10:00

D. Durda

Laboratory impact experiments with decimeter- to meter-scale targets to measure momentum enhancement

10:50

M. Yasui

Impact experiments on porous gypsum and glass simulating rocky planetesimals and proto-planets: Collisional properties in oblique impacts

11:10

K. Kurosawa

A full-chain analytical model to connect projectile/target properties with ejecta velocity distributions and transient crater radii

11:30

T. Michikami

The shapes of fine fragments with sizes from several tens micrometers to few sub-millimeters in impact experiments: Comparison with Itokawa regolith particles

14:10

A. Sticke*

Results of the hydrocode benchmarking campaign for the Asteroid Impact and Deflection Assessment (AIDA) mission

14:40

D. de Niem

The BE hydrocode for impacts on small, porous bodies: Some predictions for the DART mission and catastrophic collisions of asteroids

15:00

P. Michel

Simulations of high-velocity impacts on metallic targets

15:20

S. Raducan

The effects of asteroid layering on ejecta mass-velocity distribution and implications for impact momentum transfer

16:10

M. Bruck-Syal*

Disruption simulations using adaptive SPH

16:40

K. SugiuraHigh resolution simulations of catastrophic impacts of asteroids and size, rotation rate, and shape distributions of remnants

17:00

C. El-Mir

A new hybrid framework for simulating asteroid impact events: from damage to disruption and gravitational accumulation

5月16日(水)9:10

R. Ballouz

9:30

O. Barnouin

Large asteroid shapes from catastrophic disruption and reaccumulation
Small asteroid shapes from catastrophic disruption and reaccumulation

9:50

M. Jutzi

The shape and structure of small bodies as a result of sub-catastrophic collisions

10:40

S. Schwartz

Seeding bilobate comet formation through catastrophic disruption

11:00

A. Campo Bagatin Relation between asteroid gravitational aggregate structure and shattering events

11:20

D. Scheeres

Disaggregation of rubble pile asteroids

11:40

E. Asphaug

Accretionary shredding: The first mechanism of catastrophic disruption

5月17日(木)9:10

M. Delbo

A primordial catastrophic disruption in the Main Belt and its implication for the origin of asteroids

9:30

P. Paolicchi

Age of asteroid families with the YORP-eye method

10:10

J. Leiwa-Kopystynski

Estimation of energy of impactors that formed some selected asteroid families

11:00

K. Holsapple

Simulating asteroid collisional histories

11:20

N. Haghighipour

Accurate modeling of collisions with implications for terrestrial planet formation

11:40

X. MaoAsteroidal spin evolution by impacts: disruption in context

12:00

O. Golubov

Size distribution of boulders on asteroids, and their contribution to the YORP effect

12:20

D. Veras

Catastrophic disruption of exo-asteroid

14:40

D. Cotto-Figueroa*

Scale-dependent measurements of meteorite strength: Implications for asteroid fragmentation

15:10

G. Libourel*

Are chondrules formed by protoplanetary impacts?

15:40

S. Wakita

Survivability of hydrous minerals during planetesimal collision

16:20

N. Lunning*

CV and CM chondrite impact melts

16:50

S. Sirono

Chondrule formation through collisions between planetesimals containing hydrous minerals

「9th Workshop on Catastrophic Disruption in the Solar System」参加報告／杉浦269

表2：ポスター講演一覧．
E. Asphaug

Comet Radar Explorer: Seeing the disruption record of comets

O. Barnouin

Insights on the internal nature of a rubble pile from possible surface lineaments on Itokawa

V. Unukovych

An equilibrium between YORP and tides for singly synchronous binaries

T. Omura

Porosity structure of gravitationally accumulated granular bodies inferred from laboratory measurements of fluffy granular samples

Y. MurakamiHigh velocity impact disruption of porous sintered targets with low density projectiles

A. Suzuki

Experimental study on oblique impacts with various projectiles

G. Libourel

Hyper-velocity impacts as a source of apparent shortage of metallic asteroids

C. Ganino

No volatile element fractionation during high velocity impact as inferred from experiment

れ 1 件ずつあった．地上観測として木曽観測所に設置

2. 講演概要

された Tomo-e Gozen に関する講演が 1 件あり，大澤氏は Tomo-e Gozen の仕様および運用スケジュールに

表 1 に口頭講演のプログラムを，表 2 にポスター講

ついて報告した．Tomo-e Gozen によって地球近傍の演の一覧を示す．表 1 には示していないが，口頭講演

小惑星のライトカーブも測定されているが，ごく小さ

は内容別に 7 つのセッションに分かれている．この 7い小惑星の形状モデルまで作ることのできる精度で観つのセッションはそれぞれ，1. Space missions and

測しているという点が印象的であった．

observations，2. Experiments and scaling laws，3.
Numerical modeling of shattering，4. Collisions and2.2

Experiments and scaling laws

small body shaping，5. Asteroid families，6. A wide

本セッションでは様々な衝突実験およびその応用に

collisional view，7. Meteoritic collisional signature，関する講演が 6 件行われた．多岐にわたる衝突実験のである．以下ではそれぞれのセッションについて，印

結果が紹介されており，
氷ターゲットへの衝突実験（荒象に残った講演を中心にして内容について簡単に触れ

川 氏 ）， 空 隙 が 含 ま れ る タ ー ゲ ッ ト へ の 衝 突 実 験ていく .

（Flynn 氏），ターゲットへの斜め衝突の影響を調べた

2.1

Space missions and observations

実験（保井氏），などが紹介された．Durda 氏は衝突による小惑星の軌道変化に大きく影響を与える運動量増

最初のセッションでは小惑星の探査ミッションや，

幅効率を調べることを目的とした，メートルサイズの地上からもしくは人工衛星からの観測などに関する講

ターゲットへの衝突実験の計画及び進捗について報告

演 が な さ れ た． 探 査 ミ ッ シ ョ ン と し て は NASA のしたが，大きなサイズのターゲットへの衝突実験なら

AIDA DART ミッション，JAXA のはやぶさ 2 ミッシ

ではの苦労も聞くことができ大変興味深いものであっョンの進展および応用・展望についての講演がそれぞた．

れ 2 件ずつあった．また過去のミッションであるが，
宇 宙 機 Rosetta が 訪 れ た 彗 星 67P/Churyumov-

2.3 Numerical modeling of shattering

Gerasimenko に関する講演も 2 件あった．Deller 氏は本セッションでは iSALE コード，SPH 法，N 体的

67P の表面にある特徴的な 3 つのクレータ形状を衝突手法などといった数値シミュレーションによる衝突現によって説明できるような表面物性値を，iSALE コ

象の再現に関する講演が 7 件行われた．筆者も本セッードを用いて調べた結果について紹介した．筆者も同ションにて SPH 法を用いた小惑星の大規模破壊の高

じく数値計算を行なっているが，数値実験と探査ミッ

解像度シミュレーションと得られた集積天体の形状分ションの関連性という点で大いに興味をそそられた．

布について調べた結果を報告した．講演ではクレータ

人工衛星を用いた観測として，ESA の Gaia ミッシ

形成から大規模破壊まで多岐にわたる衝突現象を数値

ョンと NASA の NEOWISE ミッションについての講シミュレーションで再現した結果について紹介がなさ

演があり，それらの結果と応用に関する講演がそれぞれ，AIDA DART ミッションへの応用を視野に入れ日本惑星科学会誌 Vol. 27, No. 3, 2018

270

た種々の流体力学計算手法の運動量増幅効率に対するDelbo 氏は Yarkovsky 効果による小惑星族の軌道の広ベンチマークテストの結果（Stickle 氏），鉄質小惑星

がりを用いて小惑星族の年齢を推測する方法と，そののクレータ形成への応用を目的とした金属ターゲット

方法によって発見した 40 億年以上の年齢の小惑星族

へのクレータ形成の数値計算と実験との比較についてについて紹介した．Paolicchi 氏は YORP 効果も考慮（Michel 氏），adaptive SPH 法を用いた衝突現象の再することでさらに詳しく年齢を制限する方法について

現の紹介（Bruck-Syal 氏），などといった内容の講演が報告した．また Leliwa-Kopystynski 氏は族のサイズ分行われた．Raducan 氏はレゴリス層を持つ小惑星への布などの情報を用いて族を形成した衝突のエネルギー

クレータ形成を iSALE コードを用いて再現し，質量を見積もる方法について報告した．

放出量や運動量増幅効率がレゴリス層の厚さにどのように影響を受けるか調べた結果について報告した．講

2.6

A wide collisional view

演ではクレータ形状がレゴリス層の厚さによってどの本セッションでは衝突現象に関連した話題を様々なように変化するか調べた結果も紹介されたが，薄い場視点からとらえた研究に関する講演が 5 件行われた．

合は 2 重リング形状，厚い場合は単純形状，中間の場

この 5 件の講演の中で特に興味深かったのが，太陽系合は平らな底を持つ形状となるそうで，層の厚さによ

外の小惑星の破壊現象について考察した Veras 氏の講ってクレータ形状が分類できるという結果が大変おも演である．この講演では主系列星以降の星の周囲を回しろいと感じた．

る小惑星がどのように破壊されるのか，という極めて

2.4

Collisions and small body shaping

ユニークな内容が紹介された．Veras 氏は白色矮星のロッシュ半径内に入った小惑星の潮汐破壊を数値シミ

本セッションでは特に衝突現象と小惑星形状の関連ュレーションで再現し，WD 1145+017 のトランジッ性に着目した講演が集められており，数値シミュレー

トをうまく説明できることを示した．また赤色巨星段

ションを用いて衝突破壊によって生じた形状を調べた

階の星の大きな光度によって YORP 効果が増幅され，結果を報告した講演 4 件を含む 7 つの講演が行われた．

自転が加速することによって小惑星の破壊を促進する

Ballouz 氏は小惑星衝突によって生じた大きな集積天ことを示した．

体の形状を調べた結果を報告し，半径 70km と半径18km の天体同士が衝突速度 5km/s で衝突した場合に2.7 Meteoritic collisional signature

も 平 た い 形 状が形成されうることを示した． 一 方

最後のセッションでは特に隕石を構成する物質に残Barnouin 氏は衝突破壊で生じた小さな集積天体の形された痕跡をもとにして過去の衝突現象に迫る研究に状分布を調べた結果を報告し，多くの集積天体は球形関する講演が 5 件行われた．そのうちコンドリュール状に近いという結果を示した．Jutzi 氏は 67P のようの小惑星衝突による形成に関する講演が 2 件行われた．

な頭が二つあるような形状が破壊的ではない衝突とそ

脇田氏の講演は水質変性を受けた物質に関するものでの後の再集積で形成されることを示した数値計算を紹あった．水質変性を受けた物質は母天体の内部の温か介した．また Schwartz 氏は破壊的な衝突の後に起こい環境で水に触れて形成されたと考えられているが，る再集積でも頭が二つあるような形状が形成されうる

一方で小惑星セレスやベスタの表面でも発見されていことを示した．特に破壊的な場合の集積天体の形状をる．これを説明するためには物質を母天体の内部から調べるのは解像度の観点で難しいが，今では計算機や脱水しないように衝突破壊で放出する必要がある．脇

手法の発展のためそれも可能になってきている．本セ

田氏は iSALE コードを用いてそのような衝突が起きッションの発表を聞いて，惑星科学分野における数値

るかについて調べ，その結果について報告した．またシミュレーションの将来性を強く感じた．

Cotto-Figuroa 氏は小惑星の破壊強度を見積もること

2.5

Asteroid families

本セッションはセッション名の通り，小惑星族と族を形成した衝突現象に関する講演が 3 件行われた．

を目的とし，実験によって岩石の強度のサイズ依存性を調べた結果について紹介した．

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「9th Workshop on Catastrophic Disruption in the Solar System」参加報告／杉浦

3. おわりに
参 加 し た 国 際 研 究 集 会「9th Workshop on
Catastrophic Disruption in the Solar System」は規模
こそ中程度のものであったが，衝突業界の大御所とも言うべき研究者の方々が参加している豪華なものであった．筆者が使用している手法について記載された論文を執筆した研究者の方も多数出席しており，大変感慨深いと感じた．また実際にそのような方々と交流を持つこともでき，筆者にとっても非常に有意義な研究集会であった．
冒頭でも触れたように，コンパクトな研究会であるという特色を活かし極めて活発な議論が交わされていた．衝突物理は古くから研究されている分野でありな
がら未だ発展途上にある分野でもあり，この分野に関わる研究者にとって様々な話題についてフランクに議論できる場はとても貴重だと感じた．筆者自身も多くの方から質問・意見をいただくことができ，また何人かの方に実際に質問をすることができ，今後の研究に活かすことのできるフィードバックを得ることができた．
同国際研究会は 3 から 6 年の間隔で開催されている．
次回の開催までに衝突物理の理解がさらに深まるであろうことを思うと，次回の研究集会に参加し様々な発表を聞くことが今から楽しみである．この参加報告記
事を読んでこの国際研究集会に興味を抱いた方は，ぜひ次の機会に参加して欲しいと思う．

謝 辞研究会を開催するにあたってご尽力いただきました
世話人の皆様には発表会場の準備などで大変お世話になりました．また神戸大学の方々にはコーヒーブレイ
クの準備など様々な場面でお世話になりました．この場をお借りして感謝申し上げます．

271

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日本惑星科学会誌 Vol. 27, No. 3, 2018

272

New Face
門屋 辰太郎（ワシントン大学）
みなさま，こんにちは．門屋 辰太郎と申します．
2017 年 3 月に東京大学大学院理学系研究科地球惑星科学専攻において，田近英一教授ご指導のもと博士号を取得いたしました．博士課程修了後は，東大准教授（当時）の関根康人先生の研究室に特任研究員として所属 し た 後， 現 在 は ワ シ ン ト ン 大 学（University ofWashington）にて，David C. Catling 教授のもとで研究をしております．
大学の卒業研究から大学院修士・博士課程を通じ，
私は地球（類似惑星）の気候とその進化をテーマに研究を行ってまいりました．ここでいう“気候”とは，惑星表層に存在する水（H2O）の相で分類した，惑星の表層を振動する，ダイナミックな気候（“全球凍結サイクル

環境を意味します．水に注目しているのは，いうまで気候”）
を取ることが明らかになりました [1]．

もなく惑星のハビタビリティが念頭にあるからで，い惑星の気候進化についても同様で，従来考慮されて

わゆるハビタブル・ゾーン（HZ）が研究の出発点です．

きた中心星進化に伴う HZ の移動に加え，惑星内部熱

HZ や（系外）惑星気候研究の主流は，惑星の気候状態

進化に伴う CO2 供給率の進化や大陸成長など，惑星のを決定する日射量（あるいは中心星からの距離）の検討

内的なパラメータの進化が重要です．特に HZ の外縁であるのに対し，私はハビタブル・ゾーンの中に存在

部では内的パラメータの進化によって，温暖気候の継する惑星において，惑星気候がどのような状態である

続期間が決まり [2]，また HZ 境界の移動自体にも影響か，どのように進化するかに注目してきました．

を与えることが示唆されています [3]．こうした検討

ハビタブル惑星を検討する際に第一歩となるのは，地球を想定することだと考えています．地球の気候（よはまだ始まったばかりであり，私自身にとって，今後の大きな研究テーマです．

り具体的には表層温度）は，炭素循環を通じた大気中

さて，現在はシアトルで楽しく研究生活を送ってい二酸化炭素（CO2）の自律的変動によって調整され，温るのですが，なぜこの道に進んだのかと言われると，

暖気候（i.e.，液相の水が表層に存在する気候）が維持

その決意のタイミングを思い出すことはできません．

されてきたと考えられています．HZ 研究においても， ただ今思うと，1999 年（当時，小学 5 年でした）に公開
炭素循環によって温暖気候が維持されるであろうと考されたスター・ウォーズにどっぷりはまったことが，えられていました．しかし，実際に検討を行ってみる

広く宇宙や惑星に興味を持つきっかけの一つだったかと話はそう単純ではなく，惑星が受ける中心星放射がなと思います．また，中学の頃に読んだ星新一のエッ

小さい，大気中への CO2 の供給率が小さいといった条セーで，“光速を超えることができるのは，人間の思件においては，温暖な気候状態と全球凍結状態との間考”という意味の記述 [4] を読んだことも，今でも強く印象に残るきっかけの一つです．“誰も見たことがな

skadoya@uw.edu

い世界を見る”ことへの強い憧れがあり，影響を受け

New Face

やすいお子様であった私は，“思考を突き詰めればど

273[2] Kadoya, S. and Tajika, E., 2016, ApJL 825, L21.

んな遠くの世界も見ることができるのだ”と単純に思[3] Kadoya, S. et al., in prep.

い，紆余曲折ありつつも田近研究室の扉を叩くことに[4] 星新一, 2012, 超光速 In きまぐれ星のメモ, 角川文なりました．
田近研究室は学生数が多く，同期だけで私を含めて4 人が在籍していました．当時は，東大柏キャンパスに部屋がありつつ，本郷キャンパスで開かれる複数のセミナーにも参加していたため，研究室メンバーがそれぞれ違うタイミングでキャンパス間を往き来し，顔をあわせることが少ない日々でした．また，同期が多い分，学会投稿や学位論文提出前には，田近先生にかなりの負担を掛けてしまいました．私自身はチェック
時期をずらすことを言い訳に，最初に提出しようと心がけてはいたのですが，毎回真っ赤になって返ってきた原稿を考えると，逆に先生の負担を増やしていたのではないかと反省しています．
大学院時代の思い出としては，もう一つ，ペンシルバニア州立大学の Kasting 教授のもとで 3ヶ月研究をできたことが強く印象に残っています．このとき，日本とはまた違った環境で生活したことで，研究を進めていく上での考え方に少し幅を持たせられた気がしています．また，さほど海外経験がなかったにもかかわらず，一から家等々を契約し，なんとか生き延びられたことは，日本を離れて働くことに少し自信を与えてくれました．この間，とても楽しい 3ヶ月間ではあったのですが，唯一困ったのが週末の過ごし方でした．
研究室のある建物の鍵を支給されていなかったため，大学には入れず，かといって半地下の，ただ広くて薄暗い自室に籠っているとどんどん気分が落ち込んでいく．結果，自宅の隣にあったスポーツセンターで筋トレを始めるという明後日の方向に走り始めてしまいま
した．ただ，これも今に続く，いい気分転換になっているので，ある意味良かったのかなと思っています．
大学院修了とほぼ同時にフラフラと海外に出てしまったため，学会活動にろくに参加もできなくなってしまいました．そもそも目立つタイプでもないため，すぐに影が薄くなってしまうことを危惧しているのですが，皆様，今後ともどうぞよろしくお願いいたします．

参考文献[1] Kadoya, S. and Tajika, E., 2014, ApJ 790, 107.

庫

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274

日本惑星科学会誌 Vol. 27, No. 3, 20182018年度宇宙科学奨励賞公募のご案内

公益財団法人 宇宙科学振興会

1

公益財団法人宇宙科学振興会では，宇宙科学分野で優れた研究業績を挙げ，宇宙科学の発展に寄与した若推薦締切日：2018 年 10 月 31 日
（水）
必着．
表

彰

式：選考結果は 2019 年 1 月に推薦者と受賞者

手研究者を顕彰し，宇宙科学奨励賞を授与いたします．

に通知するとともに，当財団ホームページにおいてここに 2018 年度の第 11 回宇宙科学奨励賞候補者のご発表する．その後 2019 年 3 月 8 日に表彰式を行い，推薦を募集いたします．推薦要綱の詳細は当財団のホ受賞者には受賞対象となった研究に関する講演をしームページ（http://www.spss.or.jp）に掲示しておりまて頂く．なお，推薦の手続きの詳細については財団

すが，当奨励賞の概要は以下の通りです．皆様の周りのホームページ（http ://www.spss.or.jp）をご覧いたで優れた業績を挙げ将来の活躍が期待される若手研究

だき，推薦書式をダウンロードして必要事項を記載

者をご存知の際には，是非ともご推挙いただきますよの上，（1）
候補者の略歴，（2）
論文リスト，および（3）

うお願い申し上げます．

推薦の対象となる論文の別刷等必要書類を添付の上，電子メールにてご提出下さい．

表彰の趣旨：宇宙理学（地上観測を除く）分野及び宇宙工学分野で独創的な研究を行い，宇宙科学の進展に寄お問い合わせ先および推薦書送付先：与する優れた研究業績をあげた若手研究者個人を顕彰〒 252-5210 神奈川県相模原市中央区由野台 3-1-1

する．

公益財団法人宇宙科学振興会 事務局

授 与 機 関：公益財団法人 宇宙科学振興会
候補者：上記分野で優れた業績をあげた当該年度の 4 月 1 日現在 37 歳以下の若手研究者個人．候補者の推薦は他薦に限る．
業績の審査：業績の審査は，推薦理由となる研究業績に関連して発表された論文に基づいて，当財団が設置する選考委員会において行う．
賞 の 内 容：授賞は原則として毎年宇宙理学関係 1 名，
宇宙工学関係 1 名とする（ただし適格者のいない場合は受賞者なしとする場合がある）．受賞者には本賞（賞状と表彰楯）および副賞（賞金 30 万円）が贈られる．

1. 公益財団法人宇宙科学振興会 事務局
admin@spss.or.jp

E-mail : admin@spss.or.jp

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JSPS Information

275

JSPS Information◇日本惑星科学会第126回運営委員会議事録◇日本惑星科学会第49回総会議事録◇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◇日本惑星科学会第126回運営委員会議事録
日時：5/20（日）18：30－20：40

場

所：日本地球惑星科学連合2018年大会会場
幕張メッセ国際会議場301A

運営委員会委員：
出 席 者

17名

荒川 政彦，倉本 圭，中本 泰史，中村 昭子，渡邊 誠一郎，千秋 博紀，田近 英一，諸田 智克，林 祥介，
平田 成，はしもと じょーじ，竹広 真一，中島 健介，寺田 直樹，中村 智樹，上野 宗孝，藪田 ひかる
欠

席

6名

和田 浩二，生駒 大洋，田中 智，佐伯 和人，小久保 英一郎，橘 省吾（委任状：議長5通）
オブザーバー：
黒川 宏之（連合大会プログラム委員）（学会賞選考委員長）
門野 敏彦

議題・報告事項：
１．シニア会員制度について（中村将来計画専門委員長）
・経験豊富な会員に退職後も学会活動を行っていただきたい．
・会費を 0 円にするが，遊星人の冊子は送付しない．
・ウェブシステムを利用できる．会員区分，名簿閲覧権限の設定は可能．会員継続の消極的意思確認（例えば数年間ログインがなければ退会処置）も可能．
・会員資格の変更は，申告制とする．
・選挙権・被選挙権・総会議決権は持たない（被選挙権がなくとも運営委員，各種委員になることは可能）．名
簿検索権，秋季講演会を単独発表する権利は持つ．
・条件は 65 歳以上，正会員として 10 年以上（退会者も可，除名者は不可），常勤職ではない，とする．
・以上の制度を総会で提案することで了承された．
２．会計第14期上期決算（竹広財務専門委員長）
・58 万の赤字予算，51 万の黒字決算となった．
・秋季講演会から約 40 万の余剰金，遊星人発行費用から約 50 万円の余剰金が出た．

276

日本惑星科学会誌 Vol. 27, No. 3, 2018

・いただいた寄付金 10 万円を学会賞に充てた．
・資産合計は 1000 万円を超えた．
・会費収入はおおむね例年通り．
３．会計第14期下期予算執行状況報告（竹広財務専門委員長）
・収入支出ともにほぼ予算通り進んでいる．
・いただいた寄付金 10 万を発表賞に充てる予定．
４．第14期上期活動報告ならびに第14期下期活動計画（諸田総務専門委員長）
第 14 期上期活動報告は以下の通り．
・2017 年 12 月時点での学会員数は，正会員 612，賛助会員 3，購読会員・法人 12．
・2017 年の連合大会は参加者 8450 名，発表者 5465 名となった．
・2017 年秋季講演会は，参加者 211 名，口頭 110 件，ポスター72 件であった．
・EPS Vol. 69 を発行した．
・2016 年度最優秀研究者賞に秋山会員，2017 年度最優秀発表賞に野津会員が選ばれた．
・惑星科学フロンティアセミナー2017 には 23 名が参加した．
第 14 期下期活動計画は以下の通り．
・2018 年秋季講演会は，10 月 17 日から 19 日の日程で旭川で行われる．
・惑星科学フロンティアセミナー2018 の日程は未定．
・2018 年連合大会は 5 月 20 日から 24 日に開催．
・第 10 回惑星探査実習会を，3 月 5 日から 7 日の日程ですでに実施した．
５．学会賞選考委員の入れ替え（諸田総務専門委員長）
門野敏彦，千秋博紀，薮田ひかる，高橋芳幸会員が退任し，寺田健太郎，田中智，阿部新助，玄田英典会員が継続する．新委員として，はしもとじょーじ，上椙真之，黒澤耕介，脇田茂会員が提案され，承認された．
６．入退会について（諸田総務専門委員長）
2018年5月16日現在，正会員589名，学生会員65．賛助会員が1件増えて3件となった．
・引き続き，退会希望者の慰留にご協力いただきたい．
・賛助会員のロゴをトップページに掲載することを検討する．
７．役員選挙規定の改定について（諸田総務専門委員長）
・前回の運営委員会で承認された改正案を 5 月 21 日の第 49 回総会の議事にする旨が報告された．
・条文について軽微な修正の提案がなされた．
８．その他総務からの案件（議長・書記の承認等）（諸田総務専門委員長）
議長に癸生川陽子会員，書記に洪鵬会員がそれぞれ提案され，承認された．
９．各専門委員会方針（各専門委員長）
第49回総会における各種委員会方針説明の確認を行った．
10．連合大会プログラム委員からの報告（黒川連合大会プログラム委員）
来年度惑星科学セッションコンビーナとして黒崎健二会員（正），仲内悠祐会員（副）が選出されたとの報告がなされた．また，来年度連合大会プログラム委員として濱野景子会員（正），堀安範会員（副）が推薦され，運営委員会はこれを了承した．
11．遊星人の発行状況報告（和田編集専門委員長）
和田編集専門委員長より以下の書面報告があった．
・遊星人は概ね滞りなく発行されている．
・2018 年 3 月号の発行が予定より約 3 週間遅くなったのは，著者校正に時間を要したためであった．

JSPS Information

277

12．2017年度最優秀研究者賞について（門野学会賞選考委員長）
7名の応募者があり，鎌田俊一会員を推薦することに決定したとの報告がなされた．運営委員会はこれを了承した．
13．2018年秋季講演会・学会賞実施案（倉本2018年秋季講演会組織委員）
・旭川市科学館で行う．科学館共催で会場料無料．
・3 分口頭講演付きポスター発表を試行する．
・参加費用は昨年を踏襲．非発表の学部生，M1 に限り参加費を無料とする．
14．2019年秋季講演会について（竹広2019年秋季講演会組織委員）
・LOC は河北秀世会員（京産大）．京産大施設を利用する予定．
・日程は 9 月 9 日前後 , 11 月 3 日前後，8 月下旬が候補に挙がっている．
15．将来構想検討作業部会の委員選出について（中本将来構想検討作業部会長）
・メンバーとして中本泰史会員（部会長），倉本圭会員，関根康人会員の 3 名が提案され，承認された．
・大型研究計画マスタープラン，夢ロードマップ，RFI 等の検討を目的する．
・マスタープランについては 6 月から夏にプランを募集するので提案していただきたい．
16．EPS 5学会長会合の報告（荒川会長）
・応募していた科研費が不採択となり，予算が厳しくなった．
・掲載料を増額し，赤字のない運営にすることを検討している．
・APC 補助が 5％に減る．
・赤字のあるうちは各学会が EPS に資金注入を行う．黒字化されれば返金される．
・明日の第 49 回総会では EPS の現状について説明を行う予定．
・運営委員から，PEPS との統合を進めるべきではとの意見が出た．
17．その他
予定されるはやぶさ2の到着について，惑星科学会長名で声明を出す方向で合意した．

◇日本惑星科学会第49回総会議事録
日時：5/21（月）12：30－13：30

場

所：日本地球惑星科学連合2018年大会会場
幕張メッセ国際会議場国際会議室

正 会 員：589
定 足 数：59
参加人数：52名（開会時）（これに加えて非会員の傍聴者0名）＞54名（議事3.1採択時）＞54名（議事3.2採択時）
委 任 状：104通（ただし，内1通分は提出者が総会に参加したため無効）
議長：99通荒川 政彦 会員：1通
生駒 大洋 会員：1通
小林 浩 会員：1通
保井 みなみ 会員：1通278

日本惑星科学会誌 Vol. 27, No. 3, 2018

１．開会宣言諸田総務専門委員長が開会を宣言．
２．議長団選出
運営委員会からの推薦で議長に 癸生川陽子 会員，書記に 洪鵬 会員が選出された．
３．議事

3.1．第14期上期（2017年度）活動報告
・基調報告（荒川会長）
2017年度の事業報告，学会員数，連合大会概要，秋季講演会概要，学会誌の発行状況，欧文専門誌の発行状況，
学会賞受賞者，フロンティアセミナー概要，収支決算，学会運営，その他報告事項（惑星探査専門委員会の新設，役員選挙規定の改定作業，運営委員会にTV会議の導入，賛助会員1件追加）等の説明がなされた．
・会計報告（竹広財務専門委員長）
第14期上期の決算について報告された．支出の部において，2017年度予算額は約–50万円の赤字を予定していたが，決算は+50万円の黒字となった．原因は秋季講演会の収入が予想より多く，また遊星人の印刷・製本費が安かったためである．
・会計監査報告（門野会計監事）
収支決済に誤りの無いことが確認された事が報告された．
・各種専門委員会報告
惑星探査専門委員会より（千秋委員長に代わり荒川会長）
惑星科学/太陽系科学 研究領域の目標・戦略・工程表の改訂を行ったこと（2017年度版），今後も毎年改訂していくことが報告された．
・2017年度最優秀研究者受賞者発表（門野学会賞選考委員長）
7名の応募者の中から 鎌田俊一 会員が受賞されたことが報告された．
・質疑応答及び討論
質問なし
・採 択
第14期上期活動報告の採択が行われ，賛成：157（うち出席者54），反対：0，保留：0により採択された．
3.2．第14期下期（2018年度）活動方針
・基本方針（荒川会長）
事業概要，予算，秋季講演会予定，学会賞，各種専門委員会などが説明された．
・役員選挙規定改定（諸田総務専門委員長）
下記の改定案についての説明がなされた．
第5章16条の追加：3期連続して運営委員，会長もしくは副会長のいずれかである者は被選挙人から除く（抜粋）．
経験値を考慮することも重要だと思うが，今まで連続してやっていた人が会長，運営委員になることはないのか？の質問に対して，会長選挙は別であり，また運営委員のうち8人は会長による選出のため，選出されれば運営委員になる可能性はあることが報告された．
・各種専門委員会活動方針
シニア会員制度について（中村探査計画専門委員長）
経験豊富な会員に，退職後も学会活動を手伝えるように，継続しやすい会員区分を設定できないか．財務的JSPS Information279

な観点から，シニア会員の会費を0円にしつつ，若手の負担が増えないような会員区分を検討した．
連続的に10年以上正会員である必要があるのか？直前にまとめて10年分を払ってシニア会員になることも可能か？の質問に対して，除名されていなければ可能との意見が提案された．
将来構想検討作業部会（中本将来構想検討作業部会長）
日本学術会議「大型研究計画マスタープラン」への応募準備について説明があった．
EPSについて（生駒欧文誌専門委員長に代わり荒川会長）
これまで出版状況は好調で引用も増えている．平成30年度科研費が不採択となったが，平成32年度の黒字化を目指している．5学会の分担金を増やすことはしない．
契約を前倒しすることを検討している．また出版料の値上げ，会員には学会年会費相当程度の補助，5学会から臨時の資金注入を行う．PEPSとEPSの統合も視野に入れている．
・質疑応答
質問なし
・採

択

第14期下期活動方針の採択が行われ，賛成：157（うち出席者54），反対：0，保留：0により採択された．
４．報告事項
4.1．2018 年秋季講演会について（倉本 2018 年秋季講演会組織委員）
会期（10/17–19，3日間，旭川市科学館），一般講演の内容および講演者，総会・懇親会，会場やその周辺の内容，
講演受付日程，予稿集の冊子の発行をしないこと，会費，LOC体制，などについて説明がなされた．
4.2．その他
竹広財務専門委員長より，今年度の予算執行状況に関して報告があり，おおむね予算通り進んでいること，
今年度も匿名の方から10万円の寄付があったことが報告された．
５．議長団解任
６．閉会宣言◇日本惑星科学会賛助会員名簿
2018 年 9 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

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280

日本惑星科学会誌 Vol. 27, No. 3, 2018

◇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．


2018/10
10/17-19

日本惑星科学会 秋季講演会（a）沖縄コンベンションセンター，沖縄県宜野湾市（b）日本惑星科学会



2019/06
6/15-21

第32回宇宙技術および科学の国際シンポジウム（a）愛媛県松山市（b）31st ISTS Organizing Committee（c）http://www.ists.or.jp

編集後記
特集「火星圏のサイエンス」はいかがでしたでしょう計画（MMX 計画）が検討されており，また，火星隕

うか．1970 年代のバイキング計画で，火星には生命石の数・分析も充実してきており，火星圏（火星，火が存在しない（正しくは当時の装置レベルで検知でき

星衛星，火星周辺環境）への注目度が国内外で年々増ない）ことがわかり，意気消沈した地球外生命探査でしてきている状況にあります．このような動向から，すが，1990 年代後半からの火星探査によって，過去

現状の火星圏の知見を集めて総合的な科学検討を行うの火星には液体の水が存在していた，そして，現在もとともに，将来的にどのような探査・観測が期待され

地下には氷（一時的には水）として存在しているというるか，理論・実験的に追求すべきテーマは何かといっ証拠が続々と出てきており，過去の火星，現在の火星た展望を議論したいと思い，今回の特集号を組ませての地下圏には生命が存在するかもしれないという可能

いただきました．ということで，いかがでしたでしょ性が出てきました．さらに日本では，火星圏に探査機うか．
（玄田「火星圏のサイエンス」特集 ゲストエデを送り込み，火星衛星から試料を地球へ持ち帰るとい

ィター）

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9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3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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