化学実験から惑星の起源・多様性の理解を目指して/関根305「２００９年度最優秀研究者賞受賞記念論文」

化学実験から惑星の起源・多様性の理解を
目指して
関根 康人

1

2010年10月13日受領，2010年11月5日受理．

（要旨）惑星科学は，これまで主に地球物理学と天文学，岩石学にまたがる分野として発展してきたが，地球外生命の可能性さえ研究課題の視野に入ってきた今世紀においては，このような物理系分野だけでなく，化学や堆積地質学から生物学までを含む，他に類を見ない超分野型総合理学へと研究の裾野を広げる必要があるだろう．しかし現実的には，惑星における化学や堆積地質学の本格的な展開は現在でも黎明期にあり，生物学の展開に至ってはさらに道のりは遠い．著者はこれまで，惑星表層環境の形成・進化を物理的理解か
ら化学的理解の段階へと進めること，そして惑星において化学を展開することを目標として，惑星上の地質的・化学的プロセスを模擬した室内化学実験を行ってきた．本稿では，タイタンや原始地球における大気の形成と進化を例として，1. 微惑星から惑星形成，2. 表層環境の安定性と進化，に関して，著者のこれまでの研究を紹介する．

1. はじめにといった化学的情報はほとんど得られていない．したがって，生物学の中でも惑星科学に隣接する極限環境

なぜ地球は生命に満ち溢れる惑星になったのか，地生物学でさえ，これまでのところ，これを惑星におい球以外に生命を宿す天体は存在するのか，という問いて展開することは困難であった．すなわち，大胆な言に答えることは，地球惑星科学における最大の目標のい方をすれば，20 世紀までの惑星科学において，研１つである．これまで様々な研究者によって，惑星系

究の中心は惑星物理学であり，特に，惑星や衛星におや衛星系がガスと塵からなる原始太陽系円盤から形成ける生命を育む環境の形成と進化に対する化学的，生され，現在の姿に至る大まかな道筋は立てられてきた．

物学的理解は非常に乏しかった．

しかし，これにより上記の生物学にもつながる問いに

ところが，惑星形成に関する大まかな物理的道筋が答えが得られたかというとそうではないだろう．それ立てられた現在，我々の興味は惑星における生命の存は，これらの研究は主に古典的な物理学（力学，熱力

在に否応なく向かっている．実際，近年の火星探査ロ学など）に基づいたもので，生物学的な問いに答える

ーバーによる堆積岩による古環境推定 [1] や，カッシ

上で不可欠な，惑星・衛星の進化段階における数多くーニ探査機による土星衛星エンセラダスの水プリューの物質進化や化学反応の素過程をきちんと考慮しては

ム内の有機分子の発見 [2] は，地球環境進化を明らかいないからである．例を挙げれば，氷衛星エウロパがにしてきた堆積地質学的・地球化学的アプローチが，どのようにして形成し，その内部海がどのような加熱

地球外に存在する未開拓な豊かなフィールドに向け展機構で維持されているのかといった，大まかな物理過

開しつつあることを示している．さらに木星系探査計

程の理解は惑星形成論や惑星探査によって得られたも画や火星次世代ローバー探査計画における探査計画をのの，内部海の化学組成や pH の進化，酸化還元状態

見ても，今後の惑星科学の目的が，惑星形成の物理的1. 東京大学大学院新領域創成科学研究科
sekine@k.u-tokyo.ac.jp

理解から化学的理解，そしてその地質学的検証へと向かっていることは疑いなく，それはその先の極限環境

306

日本惑星科学会誌 Vol. 19, No. 4, 2010

生物学をはじめとする惑星における生物学の展開へつ（CmHn），アンモニア（NH3）と水ン（CH4）や炭化水素

ながっていく重要な布石となろう．

（H2O）へと変換される可能性が提案されていた [3]．こ筆者がこれまで行ってきた研究を一言で表せば，これらの揮発性分子種は円盤が冷却するに従い，それぞのような“惑星化学”という学問の創成を目指した，

れ異なる温度でハイドレート氷などの形で微惑星や微惑星・衛星における化学の展開である．具体的には，衛星に取り込まれ，惑星や氷衛星に供給される．特にタイタン，原始地球，氷衛星などを研究対象とし，そ氷衛星の場合，上記の CH4 や NH3 への変換反応の有無の形成から現在の姿に至るまでの地質・化学プロセス

によって，含まれる炭素量，窒素量，H2O 氷量は大き（例えば，大気化学反応，隕石衝突，熱水活動，気候く異なる．またこれら分子種は，地表の温室効果や物変動など）を化学実験や地球化学分析により調べ，得質循環，内部海の凝固点降下など，表層内部進化にもられた実験データを基にそれぞれの天体の大気・表層

影響を及ぼすため，原始太陽系星雲時にこれらの変換

進化を議論してきた．このような個々の地質プロセス

反応の有無を明らかにすることは重要である．

における化学反応の解明は，太陽系内はもちろんのこ

NH3）の生成反応に原始太陽系星雲における CH（や4と，それらを一般化することで，今後の太陽系外の地は，気相反応と触媒反応がある．しかし，CO（や N2）

球程度の質量を持つ惑星大気の推定にも通じるだろう．

の共有結合による高い活性化エネルギーのため，気相

本稿では，2 章で惑星大気の起源，3 章で惑星表層環

反応による CH4 への変換は，ガス惑星内部のような境の進化に関する一連の研究を紹介するのに加え，紙

高温環境（T > 2000 K）でなければほとんど起きない

面の許す限り今後の展望についても述べたい．

[3]．一方，固体金属表面で起きる触媒反応は，吸着過2. 起源︰微惑星から惑星・衛星大気の形成
惑星や衛星における大気や海洋，そして生命の起源

程により反応全体の活性化エネルギーを下げるため，気相反応が通常進行しないような温度下においても活発に進行する可能性がある．特に，周囲より温度や圧力の高い原始木星や原始土星の周りの周惑星星雲内でに化学の視点から迫るためには，それらを構成する C，

NH3）が生は，この触媒反応により，広範囲で CH（と4

N，O，H といった揮発性元素が，初期太陽系におい成するという予想が立てられ [3]，タイタンをはじめてどのような分子種として分布し，どのように変成さとする氷衛星の材料物質は，原始太陽系星雲の氷微惑

れるのかを理解することが必要である．特に，惑星形

星よりも還元的な炭素（窒素）化合物に富んでいると考成は微惑星の衝突の繰り返しであることを考えればわえられていた [4]．しかしながら，これらの研究では，かるように，初期太陽系において衝突現象は重要かつ工業化学分野で行われた効率のよい条件（P = 1 bar,

支配的な地質プロセスであるが，これは同時に重要なでの実験データを，
T = 513–553 K, H2/CO = 0.6–15.1）

化学プロセスでもある．ここでは，特に筆者がこれま

周惑星星雲条件（P = 10 –10 bar, T = 400–1500 K,

で研究してきた土星の衛星タイタンを話題の中心にし，まで外挿したもので，現実的な条件でH2/CO = 1000）

原始太陽系星雲から大気の形成までの初期段階におけ

本当にこの触媒反応が進行するのか実験的に調べた研る化学進化過程を見ていくことにする．

究はなかった．

2.1 原始ガス星雲における触媒反応：
氷微衛星の化学組成

周惑星星雲と同様の条件において触媒反応実験を行い-6-3

そこで著者らは，原始木星や原始土星に形成される-4，星（P = 10 –1 bar, T = 475–650 K, H2/CO = 1000）

地球型惑星や氷衛星が，どのような化学組成の大気

雲ガスに含まれる CO や CO2 から CH4 が生成される反を持つのかを考える際，重要な制約条件は材料物質（微

応率やそのメカニズムを調べた [5,6]．その結果，これ

惑星・微衛星）の化学組成である．特に，原始太陽系までの予想に反し，星雲ガスのような H2 に富む条件

星雲や原始ガス惑星星雲内の比較的温度の高い領域においても，低圧になると触媒表面に吸着した C が水（～ 300–1500 K）では，星雲ガスに含まれる一酸化炭

素化されるよりも先にグラファイト化してしまい，触素（CO）や二酸化炭素（CO2），窒素（N2）が，主成分で媒表面を覆って反応を妨げる触媒被毒が起きることがある水素分子（H2）と反応し，熱力学的に安定なメタわかった（図 1）．また N2 に関しても，C による触媒被化学実験から惑星の起源・多様性の理解を目指して/関根

C

H
H

O

H
O

307

ように，タイタン大気に始原的なアルゴン（Ar）がほとんど見つかっていないことから [10]，Ar が凝縮する

H

30 K を下回ってはいなかったと考えられる．このよC

うな氷衛星の組成から予想される円盤温度の違いは，

金属触媒表面単純に太陽からの距離の違いを反映しているのかもし
G

H

C

C

H O

O

H

H C H

れない．または，原始木星系では原始太陽系星雲内のギャップの形成に伴い [11]，衛星系形成の終了が原始土星系よりも早く起きたことを示唆しているのかもし

H
G

C

G

G G O

G

グラファイト化による触媒被毒

H

H
O

H
H

H

C

H
H

水素化反応によるメタン生成

図1： 金属表面におけるCOの水素化反応と触媒被毒の概念図．
金属表面に吸着したCは，H2分圧が高い場合，表面のHにより水素化されCH4を生成する．一方，H2分圧が低い場合
は，CはHを反応する前に，不活性なグラファイト(G)化して表面を覆ってしまい，反応を妨げる．

毒が起きた場合，N2 が吸着できなくなるため NH3 への変換も非常に起きにくい．得られた触媒反応率を原
始ガス惑星円盤モデルに組み込んだ結果，原始木星やれない．衛星の化学物質はこれから示していく様々な
地質プロセスを経て変成されていく可能性があるため，
上記の議論をより確実なものにするためには，詳細な氷衛星の化学組成・地質を調べる探査や，さらなる室内実験が必要となる．しかしながら，このような初期の材料物質の違いが，氷衛星の多様性（例えば，タイタン，ガニメデ，カリストに見られる）を生み出した
本質的な一因になっているということは言えるであろう．

2.2 衝突脱ガスの化学反応：惑星大気の形成と変成

原始土星の周惑星星雲において，触媒被毒の影響で炭微惑星・微衛星に取り込まれた揮発性成分が，惑星・素・窒素化合物の化学進化はほとんど進行せず，氷衛

衛星の大気を形成する際，必ず経験する変成過程が衝星の材料物質は，基本的に原始太陽系星雲の氷微惑星

突脱ガスである．衝突脱ガスとは，天体の高速衝突時の組成を反映した酸化的なものになることが分かったに発生する衝撃波により，衝突天体と惑星の一部が高[5,7,8]．この結果は，エンセラダスの水プリュームの温高圧状態に圧縮され，その後の希薄波による断熱膨

化学組成が，彗星のそれに基本的にはよく似ているというその後の観測とも調和的である [2]．
この周惑星星雲で大規模な化学進化は起きにくいと

5 AU での原始太陽系
円盤の冷却曲線いう結果を考えると，氷衛星の組成の違いを使って，原始太陽系星雲の温度進化へ制約を与えることができるかもしれない．なぜなら，上記の場合，氷衛星の組成の違いは，単純に原始太陽系星雲の各揮発性分子の凝縮温度の違いが反映されることになるからである．
実際，木星の衛星カリストでは，地表面に CO2 が見つ

10 AU での原始太陽系
円盤の冷却曲線

かっているが CH4 は観測されていない [9]．このことは，
原始木星が衛星系を形成した段階での 5 AU 付近の原，CH4始太陽系星雲が，CO2 が凝縮できるが（< 80 K）
は凝縮できない（> 50 K）温度だったことを示しているかもしれない（図 2）．一方，土星系衛星では CO2 の
みならず CH4 も観測されているので [2]，土星系形成時期の 10 AU 付近の原始太陽系星雲の温度は 50 K 以
下だったのであろう（図 2）．ただし，次章でも述べる

図2： 原始太陽系円盤における各分子種の凝縮温度曲線と5 , 10
AUでの円盤温度の冷却曲線．円盤の温度圧力進化，各分子のH2に対する存在量は参考文献 [5, 8] に基づく．

308

日本惑星科学会誌 Vol. 19, No. 4, 2010

似ていると言われる．タイタンの厚い大気（1.5 bar）の衝突に伴う NH 3のN 2 への変換効率

氷天体への彗星の衝突速度
5 km/s10 km/s
1.4

飛翔体の材質

1.2

金
白金
銅

1

主成分は N2 であり，地表には地球の水循環に似たCH4 循環も存在している．カッシーニ探査機が明らかにした，タイタンと地球とのさらなる類似点は，タイタンの N2 大気が地球と同じ脱ガス二次大気であるということである [10]．これはタイタン大気中に始原的Ar がほとんど含まれていないという観測結果がから0.8

導かれたものあるが，Ar の欠乏はさらに，微衛星形
成時に Ar と同様の温度（< ～ 30 K）で凝縮する N2 も0.6

微衛星には含まれていなかったこと，したがってタイ

0.4～
タンの N2 は元々もっと高温でも凝縮する NH（<
3100 K）として微衛星に取り込まれ，何らかの反応を0.20

経て現在の N2 になった可能性を示唆する．

0

5

10

15

20

25

最大衝撃波圧力 (GPa)3035

地球大気の起源論に基づいて考えると，タイタンに限らず惑星や衛星の脱ガス二次大気は，集積時に材料

図3： 最大衝撃波圧力に対するNH3からのN2変換効率．縦軸は，衝撃波圧力を経験した標的中のNH3がN2に変換される割合を示す．上軸は，インピーダンスマッチング法 [12] により求めた，下軸の最大衝撃波圧力を発生するために必要な氷天体への彗星衝突の衝突速度を示す．

物質の加熱溶融と分化，それに伴う大規模脱ガスとそ

張冷却過程で，天体に含まれていた揮発性成分がガス能性が示唆された [18]．したがって，タイタンの場合，として表層に放出される過程である [12]．特に，集積地球のように集積時の大規模脱ガスにより，現在の大後期や後期隕石重爆撃期におきる超高速衝突では，気が形成されたのではない可能性がある．未分化のタ

元々微惑星に含まれていた分子が完全に分解され，そイタンに厚い二次大気が存在するという問題は，単なの後，高温状態で安定な別の分子に再結合した後に表るタイタンの問題というだけでなく，我々が持ってい層に供給されることも起きる．したがって，このようる惑星・衛星の脱ガス二次大気形成概念への挑戦であな衝突脱ガスが開始する衝突速度や，脱ガス気体の化るともいえる．

こでの変成という過程を経て獲得されたと考えられる．
しかし近年の観測から，タイタンは部分的にしか分化しておらず，初期から現在まで冷たいままであった可学組成を調べることは，惑星・衛星大気の起源を制約

我々はこの問題に対して，約 39 億年前に起きたとし，それらの現在の化学組成を理解することに直結すされる後期隕石重爆撃期 [19] が，タイタン N2 大気のる．

形成に関して重要な役割を果たしたのではないかと考ところが，このような重要性にも関わらず，これまえている [17]．後期隕石重爆撃期における彗星の高速での衝突実験では脱ガス気体の化学組成を測定する研衝突では，タイタン氷地殻中に含まれていた NH3 氷

究はほとんど行われてこなかった．なぜなら，従来のが脱ガス分解し N2 を生成するかもしれない．実際，実験では多くの場合，火薬を加速の燃料として用いる

NH3-H2O 氷へのレーザー銃を用いた衝突実験により求ため，その燃焼ガスと衝突発生ガスとの区別が困難で（図めた，衝突脱ガス N2 生成率と衝突衝撃圧力の関係あったためである [13]．我々は近年，高出力レーザー

3）を見ると，タイタン集積後の高速衝突（～秒速 11

パルスを飛翔体の加速に使った化学的にクリーンな衝km）では，NH3 が効率的に N2 に変換されることが分突システム（レーザー銃）を構築し，衝突により生成すかる．一方，集積途中の微衛星の衝突では（～秒速 3る気体成分の分析を行ってきた [14–17]．レーザー銃

km）
N2 の生成はほとんど起きていない．この実験デのメカニズムについての詳細は他稿に譲るとして，本ータを，タイタンへの彗星の衝突の数値シミュレーシ

稿では特に，前章の氷衛星の形成に関連したタイタン

ョンに組み込むことにより，衝突１回当たりにタイタ

大気の起源について話を進めたい．

ンに供給される N2 量と，元々存在していた大気を吹

タイタンの表層環境は，太陽系で最も地球のそれにき飛ばす散逸量を計算することができる．その結果，

化学実験から惑星の起源・多様性の理解を目指して/関根309

彗星衝突でタイタンに供給される N2 の内，彗星自身

ス惑星の衛星なのか矮惑星なのかで衝突による変成のに含まれていた NH3 の分解による供給はわずかであ度合いは大きく異なり，それが現在見られる個々の天り，大部分は地殻中の NH3 の分解によるものである

体の特徴を形作る主要な要素となっているのだろう．

ことがわかった．また，集積中に大気を形成しなかっもし上記の結果のように，タイタンの N2 が後期隕た場合でも，後期隕石重爆撃期において現在の N2 量

石重爆撃期に形成されたとすると，１つの重要な問題を生成することができることがわかった．さらに，仮（ N/ N ≈が残る．それは，タイタン N2 の同位体比に後期隕石重爆撃期以前に何らかの大気をもっていたが，地球の値（3.5 × 10 ）よりも高い（つま5.5 × 10 ）

15

-3

14

-3

15

としても，タイタンのように重力が小さく揮発性元素

り N に富む）という点である [10]．これまでは，タイを多く含む天体では，活発な供給と散逸により，大気タンの窒素の同位体は元々地球と同じ値であり，それの入れ替わりが起きることがわかった．これらの場合，が形成直後の太陽からの強い紫外線による大気散逸で生成される N2 量はタイタン地殻中の NH3 含有率と地同位体的に重くなったと解釈されていた [10]．しかし，

表温度によって決まる値に漸近してゆくことになる．

後期隕石重爆撃期に大気が形成された場合，散逸によ

現在の N2 量を生成するために必要な NH3 含有率は 1–

る同位体分別はほとんど起きないため，タイタンの重4% 程度であり，これは前章で述べた原始ガス惑星星

い窒素同位体比は初生的であるということになる．

雲内で NH3 への変換が起きなかった場合に予想され我々は，酸素同位体と同様に，窒素同位体にも太陽系る微衛星の NH3 含有率（0.5–5%）ともよい一致を示す

内で大規模な不均一があるのではないかと推測してい[8]．

る．分子雲や原始太陽系星雲の紫外線自己遮蔽効果をところで，タイタンにおいて後期隕石重爆撃期に考 え る と， こ れ ら の 環 境 で N2 か ら 生 成 し た NH3 や

N2 大気が生成するのならば，他の氷天体でもそのよ

HCN は，ちょうど CO から生成する H2O が O や O

うなことは起きないのであろうか．氷天体において，に富むように [21]， N に富むことになる．この N に

18

15

17

15

彗星衝突で N2 が生成する条件は，（1）氷天体自身に富んだ NH3 氷は，少なくとも土星形成領域までは，

NH3 が含まれること，（2）衝突速度が十分早いこと，

14

15

14

-3

N に富んだ N2 ガス（ N/ N ≈ 2 × 10 ）[22] とは混じ
15

14の 2 つである．木星系衛星では，表面に NH3 氷は見つらずに，タイタン大気中の N2 の高い N/ N 比を実現

かっておらず，条件 1 が満たされなかった可能性があしたのだろう．一方，内側太陽系では蒸発した NH3

る．土星系以遠では，微惑星の形成温度は十分低いたと N2 が同位体的に均一になり，地球のような低い

め，条件 2 が重要になる．氷衛星への彗星衝突の場合，

1514N/ N 比を実現したのかもしれない．このように考

ガス惑星の強い重力により，彗星は高速度（秒速 6–60

えると，初期太陽系における揮発性元素の振る舞いが，km）で衝突するので，NH3 は容易に N2 に変換される酸素だけでなく窒素も含めて統一的に理解できるかも（図 3）．例えば，衝突による N2 生成と散逸の計算をトしれない．このような可能性を検証するためには，こリトンで行った結果，後期隕石重爆撃期後の N2 量はれまでほとんど未知であった外側太陽系天体の揮発性

18

約 10

kg となり，トリトン表面の N2 霜の観測による
1619

分子の化学組成や同位体比データが重要になる．今後

N2 量の推定（10 –10 kg）[20] とも矛盾しない．また，の大型望遠鏡による彗星の揮発性元素の同位体観測や，土星系の他の衛星でも，地質活動のあるエンセラダス

冥王星などの外惑星探査の結果が待たれる．

を除けば，表面に NH3 の存在は観測されていない．こ図 3 の実験結果は，地球の脱出速度での衝突では，れは，形成後の彗星衝突で，表面付近の NH3 は N2 に

NH3 はほぼ完全に N2 に分解してしまうことも示してほぼすべて分解し，N2 ガスは宇宙空間に散逸したたいる．惑星集積モデルによると，質量小さい M 型星

めであろう．一方，冥王星やカロンのような矮惑星やの周りには，地球や火星サイズの惑星が氷微惑星から

その衛星の場合，衝突速度が低いため（～ 2 km/s），

形成される可能性が示されている [23]．このような惑

衝突による NH3 の N2 への変換は起きない．これらの星は，集積途中に NH3 が分解した非常に厚い N2 大気

ことは，タイタンやトリトンの N2 と冥王星の N2 は，を形成することになるだろう．NH3 の微惑星での含有

その起源が根本的に異なることを示唆している．この量が太陽系と同じ（約 1%）だと仮定しても，N2 大気のように，仮に同じ材料物質で出来ていたとしても，ガ圧力は 100 気圧以上になる可能性がある．このような

310非常に厚い N2 大気を持つ，“スーパータイタン”とも呼ぶべき地球サイズの氷惑星は，低質量星の周りでは

日本惑星科学会誌 Vol. 19, No. 4, 2010

②

エアロゾル
生成率

①

普遍的な存在かもしれない．

3. 大気進化と地表環境の安定性
ダイナミックに形成した大気や表層環境は，その後，数 10 億年という長期にわたって進化していくことになる．地球型惑星や氷衛星の場合，H2 は宇宙へ散逸するため，大気海洋組成の進化とは初期組成からの不可逆的な酸化に他ならない．そして，長期にわたる地

0.1①

太陽光遮蔽増加

1

気温低下

10

大陸風化低下
メタン生成菌活動低下

CO 2 /CH 4 上昇

エアロゾル生成増加

エアロゾル生成低下

CO 2 /CH 4 低下
大陸風化増加メタン生成菌活動活発

表環境の安定性を理解するためには，酸化還元状態が

CO2 /CH 4

気温上昇

太陽光遮蔽減少

気温低下

大陸風化低下
メタン生成菌活動低下

変化していく中で，惑星の気候がどのようにして安定に保たれるのか，あるいは不安定に陥るかを惑星シス②

テムとして理解することが必要である．ここでは，タエアロゾル生成上昇

太陽光遮蔽増加

CO 2 /CH 4 上昇

イタンや原始地球のような還元的大気をもつ天体の表
層環境の安定性，そして原始地球における酸化的大気への移行である大酸化イベントに関する著者らの研究を紹介する．

3.1 還元大気中での有機物エアロゾルの役割

図4： 大気中のCO2/CH4比に対する有機物エアロゾル生成率変化の概念図(実験データは [30] に基づく)．高いCO2/CH4比を持つ大気組成では，エアロゾル生成と気温変化は負のフィードバックの関係にあるが，低いCO2/CH4比を持つ大気組成では，正のフィードバック関係にあることが予想される．

近年の地質学的・地球化学的研究によると，20 億
年以上前の地球大気中の CO2 濃度推定値では，地表を学だけの問題ではなく，タイタンや系外惑星まで広く温暖にできるかが疑問視されており [24,25]，大気表層

関連性のある重要な課題である．

が酸化される前に高濃度存在することができる CH4

有機物エアロゾルの生成とは，言い換えれば CH4 のなどの還元的気体による温室効果が重要とされている．

高分子化である．そして，CH4 の高分子化は，反応系

CH4 を含むような還元的大気の場合，CO2/CH4 比がから水素原子（H）が効率的に除去されることで不飽和0.5 以下であれば，地球においても光化学反応により炭化水素の存在量が多くなり，これらがさらに重合さ有機物エアロゾルが生成し，タイタンのように濃密なれることで進行する．したがって，何がエアロゾルの層を形成する．このようなエアロゾル層は，大気上層生成を決定しているかという問いは，何が大気中の H

で太陽光の大部分を吸収・散乱し，地表を冷却する強を除去しているのかという問いに言い換えることがで力な反温室効果を持っている [26]．これまで現在のよきる．実際，現在有機物エアロゾル生成が起きている

うな酸化的大気における炭素循環と地球表層環境の安タイタンでも，大気化学モデルによると，熱圏に近い定性について多く研究がなされてきたが，還元的大気

大気の上層では H は直接宇宙空間に散逸するが，成層における安定性については，ほとんど研究はなされて圏以下では不飽和炭化水素と反応してしまい，現在のいない．なぜなら，生成する有機物エアロゾルについ大気中の不飽和分子量やエアロゾルの生成率を説明でて，その生成過程や組成，生成率や光学特性などほときないことが示唆されている [27]．そのため，成層圏んどが実験的・観測的に未解明であるからである．こには何かしらの効率的な H 除去プロセスがあるだろのようなエアロゾルが，惑星スケールでどのような役うと言われていた [27]．

割を果たしているのか理解するのに最も良いリファレ

筆者らはこれまで，タイタン大気における H 除去過ンスはタイタンであろう．このように，原始地球がど程として，有機物エアロゾル表面反応が重要な役割をうしてハビタブルであったのかという問題は，地球科

果 た し て い る こ と を 実 験 的・ 理 論 的 に 示 し て き た化学実験から惑星の起源・多様性の理解を目指して/関根

311[28,29]．エアロゾル表面反応とは，大気中の H がエア

度は不飽和炭化水素やエアロゾル自身を酸化することロゾルと衝突し他の H と反応することで，不活性なに使われるからである．このようにエアロゾル生成率

H2 になる反応である．H2 は分子量が小さく短時間でと大気中の CO2/CH4 比の間には，最大値をとるよう宇宙空間に散逸し大気中から除去される．筆者らの研な 関 係 が あ る こ と が 予 想 さ れ る [30]
（図 4）
． も し，

究によると，熱圏近くの高層大気で生成した有機物エ（図 4：黒矢CO2/CH4 比が大きい CO2 に富む大気組成

アロゾルの種は，大気中を沈降してくる間の中間圏や印）であった場合，何かしらの理由で地表温度が低下

成層圏で触媒のように H を除去し，大量の不飽和炭化したとする．すると，大陸風化の低下（CO2 上昇）とメ（CH4 低下）により，CO2/CH4 比水素が存在できるように働いていることが示唆される． タン生成菌の活動低下
不飽和炭化水素は，成層圏でさらなるエアロゾルの生は増加する．このことは，エアロゾル生成率の低下と成や成長に寄与したり，大気上層に拡散しエアロゾル

それによる反温室効果の低下で地表温度の上昇を引きの種の材料になったりすることになる．実際，エアロ起こし，地表環境は安定することになる（負のフィーゾルの表面反応を組み込んだ新たな大気化学モデルでドバック）[31]．一方，CO2/CH4 比の小さい CH4 に富は，タイタン大気中の不飽和炭化水素量とその分布をむ大気組成（図 4：白矢印）であった場合，地表低下によく再現しており [29]，このこともタイタン大気での伴う CO2/CH2 比の増加は，エアロゾル生成率の上昇

エアロゾル表面反応の重要性を示していると言える．

と地表温度のさらなる低下を引き起こす（正のフィー

このように考えると，還元大気中に生成する有機物

ドバック）
．

エアロゾルは，惑星システム内のサブシステムの 1 つ

このように同じ惑星であっても大気組成のわずかなであることがわかる．例えば，タイタンにおいて地表違いによって，気候変動に対する安定性は大きく変わ

温度が何かの理由で上昇したとする．その場合，大気ってしまう可能性がある．特に，原始地球の場合，恒中の CH4 濃度（CH4 飽和蒸気圧）が上昇し，材料が多く星進化に伴う太陽光度の上昇により，大気中の CO2 濃

なる分，エアロゾル生成率は上昇するだろう．このこ

度は徐々に低下していくため [32]，より最近に近い時とは大気中でのエアロゾルの数密度の増加になるため， 代に，上の様な内在していた気候の不安定性が出現しエアロゾル表面反応がさらに起きるようになる．このやすくなるはずである．このような地球型惑星に内在ことは，不飽和炭化水素の増加と，結果的にさらなるする気候の不安定化が本当に起きうるのかを確かめる

エアロゾル生成率・大気中の数密度の上昇を引き起こためには，今後，様々な大気組成でのエアロゾル生成

す．すると今度は，濃密なエアロゾル層の形成により， 率を求めるだけでなく，光学定数やエアロゾルの構造
地表温度は下がり CH4 の濃度が低下することにより元も実験的に明らかにし，総合的に判断することが必要の状態に戻る．このように，エアロゾルはタイタン地となるだろう．ただ，このような不安定化が起きると表環境を安定化させる負のフィードバックの中心となすれば，CO2/CH4 比が小さくなる原生代―太古代境っている可能性がある．

界付近（約 30–20 億年前）であり，このことと次章での原始地球の場合，エアロゾルのフィードバックは負べるスノーボールアース（全球凍結）を含むヒューロニに働くだけでなく，正にも働く可能性があり非常に複アン氷河期が，同じ原生代―太古代境界付近に発生し雑である．なぜならば，地球型惑星の場合，エアロゾていることとは，無関係ではないかもしれない．

ル表面反応だけでなく，大気中に存在する CO2 濃度によって，エアロゾルの生成率は大きく変化するからである [30]．例えば，CH4 大気に CO2 を徐々に加えて行3.2 大酸化イベントにおける気候，大気，生命のフィードバックった時，エアロゾルの生成率は上昇することが知られ地球の大気海洋の酸化還元状態は，時間と共に徐々ている [30]．これは，CO2 が上記の表面反応と同様にに変化してきたわけではなく，ある特定の時期に安定

H のシンクとなって，不飽和炭化水素の存在量が上昇状態から別の安定状態へ急激に移行する変動期を経てするからである．しかし，ある CO2/CH4 比を境に，進化してきたと考えられている．大気中酸素（O2）濃今度は CO2 量が増えるほどエアロゾル生成率は悪くな

度は，約 23 億年前と約 7 億年前に急激に上昇したことる．これは，CO2 が H を消費しても過剰に存在し，今が知られている（図 5）[33]．約 23 億年前には，それまLog (大気分圧) (bar)312

日本惑星科学会誌 Vol. 19, No. 4, 2010

地球システムの中で，気候変動が，大気海洋や生命とN20

何かしらの因果関係（フィードバック）を持って共進化

-1
-2

O2

-3

CO2

CH4

していることを暗示している．特に，大酸化イベント
では，これと時をほぼ同じくしてヒューロニアン氷河期と呼ばれる，汎大陸規模の氷河期が少なくとも 3 回繰り返し起きていたことが分かっている [36]．この大

-4

30

20

10

年代（億年前）0酸化イベントとヒューロニアン氷河期に関する因果関係に関しては，いくつかの仮説が提案されているが，氷河期

これまで因果関係を実証する具体的な地球化学的証拠

図5： 様々な地球化学データにより制約された，地球大気組
成の進化と氷河期の起きた時期と規模との関係を示す[30–38]．O2濃度の上昇する約23億年前と約7億年前に，大規模な氷河期が繰り返し起きていたことが分かる．

はなかった．
筆者らは，24–22 億年前の堆積物層が連続して露出しているカナダ・ヒューロニアン累層群など北米五大湖周辺地域を中心に地質調査を行い，気候変動と O2でほぼ無酸素状態であった還元的大気に，O2 が現在-2上昇の因果関係を実証する証拠を探すべく，岩石試料-2の値の約 10 倍（10 PAL）まで急激に上昇する大酸化の地球化学分析を行ってきた．気候変動と O2 濃度上

イベントと呼ばれる事件が起きた [33,34]．そして，約昇の因果関係を調べるためは，この繰り返し起きた氷7 億年前には現在と同じ程度の大気 O2 レベルにまで達河期から氷河期後の気候回復期に，O2 濃度がどのよ

し，海洋も深海までほぼ全域が酸化的になった．生命

うに変化したのかを明らかにする連続的な地球化学デの進化にとっても O2 上昇は重大事件であり，大酸化ータが必要になる．これまでの多くの研究では，硫化イベント後には真核生物が，約 7 億年の O2 上昇の後物中の硫黄の質量非依存同位体分別 [33,35]，砕屑性のには大型生物がそれぞれ登場している [35]．

ウラン鉱や赤色砂岩 [33] の存在から，それらが形成さ

近年，この 2 度の酸素上昇期が，スノーボールアー

れた時点での O2 濃度が制約されてきたが，これらはス（全球凍結）を含む大規模氷河期の発生時期とよく一

いずれも上記の鉱物が形成した層準 1 点での情報であ致することが分かってきた（図 5）[35]．このことは，り，氷河期前後の連続的なデータを得ることは難しい．

ヒューロニアン累層群
22.2億年前

10-6

10-5

10-4

10-3

O2

10-2 (PAL)

ゴウガンダ層

氷河期

ブルース層

氷河期
推定される O 2 濃度の変化
氷河期

ラムジーレイク層

24.5億年前
泥岩層
砂岩層
氷河性堆積物層

本研究での制約
これまでの研究による制約[32,34,35 など ]図6： 簡略化したヒューロニアン累層群の柱状図と対応するO2濃度変化．O2濃度は，岩石試料中の酸化還元敏感元素量などから推定（詳しくは本文を参照）．

化学実験から惑星の起源・多様性の理解を目指して/関根

313

そこで筆者らは，酸化還元敏感元素と呼ばれる，大気負異常と地表気温の上昇という 2 つの証拠を同時に説

海洋の O2 濃度に依存して価数が変化し，挙動が変わ明する 1 つの可能性は，メタンハイドレートの大規模る遷移金属の堆積物中の存在量に注目した．例えば，

分解である [42]．メタンハイドレートに含まれる CH4
12

モリブデン（Mo），レニウム（Re），オスミウム（Os）は， は非常に C に富んでいることが分かっている．この
酸素濃度が高い時に大陸から海洋に供給される．一方，

ような CH4 が氷河期後に氷の融解に伴い大量に放出さ鉄（Fe）やマンガン（Mn）は，酸素濃度の上昇により海れれば，炭素同位体の負異常を引き起こし，その温室

洋中で酸化して沈殿する．特に，酸化還元電位の異な効果で地表は急激に温暖になる．実際，炭素同位体のるいくつかの元素の堆積物中の存在量を比較し，その負異常を説明するために必要な量のメタンが放出され時の O2 濃度を挟み込むことで制約することができる．

た場合，地表温度は 30℃近く上昇し，化学風化指標-5

例えば，Mo や Re は O2 濃度が比較的低い 10 PAL 程で見られる激しい大陸風化を整合的に説明する．その度でも酸化され海洋に流れ出す [37]． 一方，Mn は非ような温暖状況では，激しい大陸風化により，光合成-2

常に酸化還元電位が高く，10 PAL 程度以上ないと生物の栄養塩であるリンが大量に大陸から供給される．

酸化沈殿しない [38,39]．我々は岩石試料の化学分析のこのことが，光合成生物の大繁殖と O2 放出を引き起結果，ヒューロニアン累層群で，最も時代の古い氷河

こしたのかもしれない．放出された O2 は，大気や表期直後の海底堆積物中に Mo と Re が濃集し，次に古層に存在する還元的な物質を酸化することに使われる

い２番目の氷河期の直後には Os が濃集していることことになる．それにより，メタン生成菌などの嫌気的が分かった．これは両氷河期の直後に，それぞれ pO2細菌が生息する還元的な環境の減少や CH4 自身の酸化-5-4～ 10 PAL および pO2 ～ 10 PAL 程度の酸化的環境により，大気中の CH4 濃度の低下を引き起こす．このが実現し，これらの元素が大陸から海洋に運ばれ始め

CH4 の低下は，次なる氷河期を引き起こすことになる．

たことを示唆する [40, 41]．最後に一番新しい氷河期

このような正のフィードバックは，大気や浅海に CH4

では，Mn が沈殿する程度 O2 濃度が高くなっているこがほぼなくなり，O2 が大気に満ちるまで続くことに-2とがわかった（pO2 ～ 10 PAL）[39]．これらの地球化なり，大酸化イベントの駆動力だったのかもしれない

学的証拠は，図 6 のように氷河期後の気候回復期に O2[42]．

濃度が上昇し，この繰り返し起きた氷河期に伴って階段的に O2 が上昇していったことを示唆している．
氷河期の後に O2 が上昇していることは，気候変動

前章で述べた還元的地球型大気における気候の不安
定性と，本章で述べた氷河期をトリガーにする O2 の増大を総合して考えると，地球のようにプレートテク

がトリガーとなって光合成生物の活動を活発化させたトニクスを維持し生命を育む惑星では，CH4 大気からように見える．では，実際に氷河期の直後のどのようO2 大気への急激な進化は，ほぼ必然的に惑星の年齢な環境変化が，O2 上昇を引き起こしたのであろうか．

や大きさに対してある種の相関をもって現れるという筆者らは次に，大規模氷河期からの気候回復時に何がことが予想される．
このような大気組成と惑星の年齢・起きたのか明らかにするため，気候回復期における堆大きさとの相関関係が，系外惑星の観測で統計的に議

積物中の無機・有機炭素同位体測定と大陸風化の度合論できれば，地球のような惑星システムを持つ天体のいを調べる化学風化指標測定を行った [42]．その結果， 普遍性を議論できることにもなるかもしれない．
3 回のヒューロニアン氷河期の後に，いずれも炭素同位体比の負異常があることが分かった．特に，スノー4. 最後にボールアースの可能性のある最後の氷河期直後の有機
炭素同位体の負異常は，全地球史における堆積物中で今後，惑星表層環境の形成と進化を，物理的理解か最も大きいものであった [42]．さらに，堆積物中の化ら化学的理解へと 1 つ上の段階に進めるためには，さ学風化指標を調べると，この炭素同位体比の負異常は，らなる各過程の化学実験とモデリングによる定量的研

地表温度の上昇に伴う激しい大陸風化とほぼ同時に起究が必要である．しかし，それと同時に必要なことは，

きていることが分かった [42]．

様々な化学分野（地球化学，触媒化学，応用化学，有

この大規模氷河期の直後に見られた，炭素同位体の機生物化学）
や地質学分野（堆積学，古環境学，水文学，

314

日本惑星科学会誌 Vol. 19, No. 4, 2010

雪氷学）の研究者たちに，豊かなフロンティアとして[6] Sekine, Y. et al., 2006, Meteorit. Planet. Sci. 41, 715.

惑星というフィールドを紹介し，積極的な人的参入と[7] Mousis, O. et al., 2006, Astron. Astrophys. 459, 965.

交流を促すことであろう．その意味において，他に類[8] Alibert, Y. and Mousis, O., 2007, Astron. Astrophys.

を見ない学術融合の場としてモデルケースとなるポテ
ンシャルを，惑星科学は秘めている．惑星分野に化学を本格的に展開するためには，少なくとも今後 10 年は，465, 1051.
[9] Hibbitts, C. A. et al., 2002, J. Geophys. Res. Planets
107, 14-1.

様々な分野の研究者を巻き込みつつ化学実験によるデ[10] Niemann, H. B. et al., 2005, Nature 438, 779.

ータの蓄積と評価を行なうことが必要であり，その後[11] Sasaki, T. et al.. 2010, Astrophys. J. 714, 1052–1064.

10 年は，得られた実験データや探査結果に基づく，[12] Melosh, H. J., 1989, Impact Cratering: A Geologic

惑星形成過程の化学を含むモデルの構築を行なうことが目標となる．その後，築かれた惑星化学や惑星地質学の基盤の上に，惑星生物学を展開してくれる若者がProcess (New York: Oxford Univ. Press).
[13] Tyburczy, J. A. and Ahrens, T. J., 1986, J. Geophys.
Res. 91, 4730.

現れバトンをつなげることができれば，一惑星科学者[14] Ohno, S. et al., 2008, Geophys. Res. Lett. 35, L13202.

としてこれ以上望むことはない．

[15] Kawaragi, K. et al., 2009, Earth Planet. Sci. Lett. 282,

謝 辞[16] Fukuzaki, S. et al., 2010, Icarus 209, 715.

56.
[17] Sekine, Y. et al., submitted.
本稿は，2009 年度最優秀研究者賞記念論文として[18] Iess, L. et al., 2010, Science 327, 1367.

執筆しました．内容は，大学院生時代にご指導いただ[19] Gomes, R. et al., 2005, 435, 466.

いた松井孝典先生や岩澤康裕先生をはじめ，杉田精司，[20] McKinnon, W. B. et al., 1995, in Nepture and Triton,

門野敏彦，紫藤貴文，山本孝，今中宏，クリス・マッケイ，ビシュン・カレー，エマ・ベイクス，セバスチャン・レボノワ，玄田英典，オリビエ・モーシスの各氏との共同研究としての成果であり，また，その後の助手・助教時代の田近英一，多田隆治，後藤和久，山807.
[21] Yurimoto, H. and Kuramoto, K., 2004, Science 305,
1763.
[22] Marty, B. et al., 2010, Geochim. Cosmochim. Acta 74,
340.

本信治，鈴木勝彦，大河内直彦，仙田量子，小川奈々[23] Ogihara, M. and Ida, S., 2010, Astrophys. J. 699, 824.

子，磯崎行雄，ジョセフ・カーシュビンクの各氏との[24] Rye, R. and Holland, H. D., 1998, American J. Sci.

共同研究の成果です．また，ここに書ききれなかった

298, 621.

諸先輩や後輩，学生たちとの議論を通じて学んだ成果[25] Rosing, M. T. et al., 2010, Nature 464, 744.

でもあります．心より御礼申し上げます．また，倉本[26] McKay, C. P. et al., 1991, Science 253,1118.

圭氏には有益な査読意見をいただきました．感謝申し[27] Yung, Y. L. et al., 1984, Astrophys. J. Supp. 55, 465.

上げます．

[28] Sekine, Y. et al., 2008a, Icarus 194, 186.

参考文献[30] Trainer, M. G. et al., 2006, Proc. Nat. Acad. Sci. 103,

[1] Squyres, S. W. et al., 2004, Science 306, 1709.

[31] Pavlov, A. A. et al., 2003, Geology 31, 87.

[2] Waite, J. H. et al., 2009, Nature 460, 487.

[32] Tajika, E. and Matsui, T., 1990, in Origin of the Earth,[29] Sekine, Y. et al., 2008b, Icarus 194, 201.
18035.

[3] Prinn, R. G. and Fegley, Jr. B., 1989, in Origin and
Evolution of Planetary and Satellites atmospheres, 78.
[4] Lunine, J. I. and Stevenson, D. J., 1985, Astrophys. J.
Supp. 58, 493.
[5] Sekine, Y. et al., 2005, Icarus 178, 154.

347.
[33] Canfield, D. E., 2005, Ann. Rev. Earth Planet. Sci. 33,
1.
[34] Pavlov, A. A. and Kasting, J. F., 2002, Astrobiology 2,27.

化学実験から惑星の起源・多様性の理解を目指して/関根[35] Hoffman, P. F. and Schrag, D. P., 2002, Terra Nova 14,
129.
[36] Young, G. M., 2004, in The Extreme Proterozoic:
Geology, Geochemistry, and Climate, 161.
[37] Anbar, A. D., et al., 2007, Science 317, 1903.
[38] Kirschvink, J. L., et al., 2000, Proc. Nat. Acad. Sci. 97,
1400.
[39] Sekine, Y. et al., in prep.
[40] Goto, K. T., et al., in prep.
[41] Sekine, Y., et al., Geochim. Cosmochim. Acta Supp.
73, A1193.
[42] Sekine, Y., et al., 2010, Geochem. Geophys. Geosys.
11, Q08019.

315