(NASA/GSFC)

過酸化水素による酸化的古火星環境における温暖化

伊藤祐一 (University College London)、
共同研究者: はしもとじょーじ1、高橋芳幸2、石渡正樹3、倉本圭3（1 岡山大学、2 神戸大学、3北海道大学）

暗い太陽のパラドックス

太陽光度進化に伴う地球表面温度変化

Ref. ESO/S. Steinhöfel

Ref. Catling & Kasting 2017

火星における暗い太陽のパラドックス
昔は液体の水が存在する程、温暖(>273K)
数多くの火星流水地形

地球(a,c)/火星(b,d)の流水地形(Ramirez & Craddock, 2018)

流線の筋、侵食クレーター、沖積土、三角州、海岸線(北半球)、Valley network(e.g., Tanaka et al. 2014)-

約30-40億年前(クレーター年代)(e.g., Bibring et al. 2006)-

粘土鉱物(Fe-Mg, Al)

5km

5km

60km

60km

40億年前の太陽光度は現在の75%
Ex. 火星表面温度〜205K at 4Ga(75%の太陽光を受けた現在の火星大気条件）

大気モデルによる古火星の温暖環境推定
CO2のみでは温暖環境にならない→他の温室効果物質の存在を示唆
S/S0: 相対太陽光度での平衡表面温度

約40億年前の太陽光度は現在の約75%

Ref. Kasting (1991)

CO2大気の窓/ 提唱された温室効果ガス•

提唱された温室効果気体(現在観測値→温暖環境に必要な値)✦

還元的ガス：NH3(<5ppb→>500ppm), CH4(10ppm→>10%), H2(10ppm→>1%)✦

火山性ガス：SO2(<0.3ppb→>10ppm)(e.g., Kasting+1992,Tian+2011,Ramirez2017)

温室効果ガスの吸収断面積（上）/CO2大気の窓（下）CO2とCH4, H2のCIA

Wordsworth et al. (2016)

大気の窓古火星の酸化還元環境
古火星は、酸化的/還元的な表層環境の両方を経験？
ローバーの探査結果：高濃度酸化マンガン、有機物ヘイズ(at Gale crater [age of 3-4Gyr], Lanza et al., 2016, Eigenbrode et al., 2018)

高濃度酸化マンガンの形成条件
・液体の水
・非常に酸化的環境(e.g., 初期地球での検討： Maynard, 2010,
Johnson et al. , 2013;)↓
古火星は現在より酸化的/温暖大気*を持ったことを示唆(*全球的か不明)

Gale crater 岩石のMn map(Lanza et al., 2016)

火星大気の酸化還元システム

surface（Zahnle+2008）

現在の火星
H+O2+M →HO2+M
O+HO2 →O2+OH
CO+OH →CO2+H—————————————————
CO+O→CO2
CO2+UV(λ<200) →CO+O
H2O+UV(λ<200) →OH+H（e.g., Nair+1994, Zahnle+2008,Gao+2015）

火星大気の酸化還元システム: CO2大気の不安定性

surface（Zahnle+2008）

現在の火星
H+O2+M →HO2+M
O+HO2 →O2+OH
CO+OH →CO2+H—————————————————
CO+O
→CO2
CO2+UV(λ<200) →CO+O
H2O+UV(λ<200) →OH+H（e.g., Nair+1994, Zahnle+2008,Gao+2015）

火星大気の酸化還元システム: CO2大気の不安定性

surface（Zahnle+2008）

現在の火星

H2Oが多い(=温暖)場合

H+O2+M →HO2+M
2HO2 → H2O2 + O2
O+HO2 →O2+OH
H2O2+UV(λ<600) →2OH
CO+OH →CO2+H—————————————————
CO+O
→CO2
CO2+UV(λ<200) →CO+O
H2O+UV(λ<200) →OH+H（e.g., Nair+1994, Zahnle+2008,Gao+2015）

酸化的＆温室効果気体：過酸化水素
地表面酸化剤

温室効果気体H2O2の遠赤外での強い吸収

火星大気の酸化還元システム(Zahnle et al., 2008)(黒破線は273Kでの黒体放射)

2] 2
吸収断面積
[cm[cmAbsorption Cross section
]

10-18

10-200.3

0.2

10-220.1

Blackbody radiation [W/m2]

CO2H2O
H2O210-160.4

10-24

surface

0500

1000
1500
Wavenumber [cm-1]

2000

02500

波数 [cm-1]

現在の火星で微量成分であるH2O2 (~20ppb, 光分解寿命~数時間)は、表層酸化だけでなく、古火星を温暖化可能なのか？

酸化的＆温室効果気体：過酸化水素
地表面酸化剤

温室効果気体H2O2の遠赤外での強い吸収

火星大気の酸化還元システム(Ref. Zahnle et al., 2008)(黒破線は273Kでの黒体放射)

2] 2
吸収断面積
[cm[cmAbsorption Cross section
]

10-18

10-200.30.2

10-220.1

Blackbody radiation [W/m2]

CO2H2O
H2O210-160.4

10-24

surface

0500

1000
1500
Wavenumber [cm-1]

2000

02500

波数 [cm-1]

現在の火星で微量成分であるH2O2 (~20ppb, 光分解寿命~数時間)は、表層酸化だけでなく、古火星を温暖化可能なのか？

酸化的＆温室効果気体：過酸化水素
地表面酸化剤

温室効果気体H2O2の遠赤外での強い吸収

火星大気の酸化還元システム(Ref. Zahnle et al., 2008)

2 2]
吸収断面積 [cmAbsorption cross section [cm /molecule](黒破線は273Kでの黒体放射)

10H2O2-16SO2NH3OCS

1000
1500
Wavenumber [cm-1]

2000

10-1810-2010-2210-240surface

CH45002500

波数 [cm-1]

現在の火星で微量成分であるH2O2 (~20ppb, 光分解寿命~数時間)は、表層酸化だけでなく、古火星を温暖化可能なのか？

研究目的 (Ito et al. 2020)
背景：火星における暗い太陽のパラドックス‣

近年の探査から、古火星が酸化的環境を経験していたことが示唆‣

過去の大気モデルでは、酸化的大気による古火星温暖化は未提案

酸化的成分H2O2の増加によって、古火星が温暖化された可能性はないのか？
‣

飽和蒸気圧分あったとしても温暖化に寄与しない‣

過飽和であるが、1ppm以上の濃度があれば表層温暖大気モデル：大気場
Line by Line の表面温度推定 (e.g., Schaefer et al.2016, Wordsworth et al. 2017)

F + = 2⇡B(Tsurf )Z 1µe ⌧1 /µ dµ + 2⇡0

吸収された恒星放射•

大気圧：0.01-3 bar

•

大気組成
‣•

Z ⌧1 Z 1B(⌧ )e t⌫ /µ dµdt00(1A)Fstellar /4

変数：

P

惑星放射

両者が等しい
解を探す
表面温度

T

CO2 (95%), N2 (5%), H2O(飽和蒸気量) + H2O2(パラメータ)

1D温度構造‣成層圏：等温155K、対流圏：CO2の、H2Oの蒸気圧曲線(各物性データ：Kasting 1991、 A;Ramirez 2017の結果、 F; 0.75*630W/m2)

大気モデル：吸収係数•

CO2の吸収‣‣•Sub-Lorentz profile (Perrin & Hartmann 1989): cutoff Δv< 500 cm-1
CO2-CO2 CIA (Gruszka & Borysow 1998, Baranov et al., 2004)

H2O/H2O2の吸収‣

Voigt profile : cutoff Δv< 50 cm-1

吸収断面積 (1bar/250K)

10-15

ExoCross code

(Yurchenko et al. 2018)-

吸収線データHITRAN 2012-

CO2(実線：線吸収、破線：CIA)H2O (0.76%)
H2O2(1ppm)

計算コード

Validation

Absorption Cross section [cm2]

-

10-20

10-25

放射対流モデルRamirez (2017)の
惑星放射量を1%以内で再現

0500

1000
1500
Wavenumber [cm-1]

2000

2500

結果：H2O2の温室効果
大気構造 (P=2bar,Ts=273K)-3-11-10-9-4-3Temperature
H2O
H2O2 (fully-saturated)

10-2

10-1-2

0.4

Planetary radiation [W/m2/cm-1]

Pressure [bar]10Log (Molar fraction)-8-7-6-5

H2O2増加に伴う惑星放射減衰
No H2O2

Fully-saturated H2O2
H2O2 (1ppm)
H2O2 (10ppm)

0.3

BB(T=155K)
BB(T=215K)
BB(T=273K)

0.20.1

100
140

160

180

200
220
Temperature [K]240260

280

00500

1000
1500
Wavenumber [cm-1]

2000

2500

惑星放射は87.6W/m2から、84.2W/m2 (飽和), 68.8 W/m2(1ppm), 56.5W/m2 (10ppm) へと減衰

結果：H2O2による表面温度増加
古火星の大気圧と表面温度の平衡解
300w/ H2O2 (0.01 ppm)

(0.1 ppm)(1 ppm)(10 ppm)(saturated)

Surface Temperature [K]280CO2(95%), N2 H2O260240
220
200
0.01

0.1
Pressure [bar]1飽和条件：~3Kしか表面温度増加させない
高度一定濃度（上層過飽和）：表面温度>273K (>1ppm)

議論：酸化的/温暖な大気での多量なH2O2生成の可能性1

CO2量：0.01 bar (実線)、0.1bar（破線）
最近の光化学計算(Hu et al. 2020)
M型星周りのハビタブル惑星が持つ
CO2大気に1ppmレベルのH2O2(同時にCO2安定化)＊火星条件で1ppmレベルが示された例なし

光化学生成（e.g., Nair et al., 1994, Zahnle et al., 2008,Gao et al., 2015）
火星大気の CO2 安定化システム
現在の火星
H+O2+M → HO2+M
O+HO2 → O2+OH
CO+OH → CO2+H{H2O が多い（温暖）場合

2HO2 → H2O2 + O2(2) H2O2+UV(λ<600nm) →2OH

CO+O →CO2(1) CO2+UV(λ<200nm) →CO+O

H2O2 量〜 0.1-1μbar (1 と 2 の釣り合い : 生成 / 消滅時間 ~ 数時間 )〜τat 500cm-1 >10 相当の量

議論：酸化的/温暖な大気での多量なH2O2生成の可能性2(Ref. Peroxyde d’Hydrogene et Polyoxydes d’Hydrogene" Paris, Masson 1975(181 p), http://www.h2o2.com)

・地球では、大気上層での雨粒への溶け込みがH2O2の主な除去過程
・220Kより高温の大気中（下層領域）では、素早く除去されてしまう議論：酸化的/温暖な大気での多量なH2O2生成の可能性3
Nair et al., 1994, Zahnle et al., 2008,Gao et al., 2015）
凝縮時間
光化学生成（e.g.,280Temperature [K]260240220200180

1010-1, r=1μm
Nccn=1e3kg9
典型的H2O2の光化学生成時間
火星大気の CO2 安定化システム
10Nccn=1e5kg-1, r=10μm
現在の火星
108が多い（温暖）場合
H2O ~数時間(Nair+1994)

H+O2+M → HO2+M
O+HO2 → O2+OH
CO+OH → CO2+H{(2) H O +UV(λ<600nm) →2OH

107
106
105

CO+O →
CO2(1) CO2+UV(λ<200nm) →CO+O

Time [s]300

2HO2 → H2O2 + O2
P>0.1mbarでほぼ一定の生成時間
22104

温度 103

H2O2 量〜 0.1-1μbar (1 と 2 の釣り合い2 : 生成 / 消滅時間 ~ 数時間 )10-1>10相当の量〜τat
500cm1bar(H2O2 10ppm)大気1601( ただし、過去の光化学モデルからはppm-3-2-1010レベルの過酸化水素が形成した例なし
10101010140 -410Pressure [bar]

凝縮の時間スケール

2Tcond ∼ (4πr Nccn ρvT )〜50 時間!

Nccn
104 kg−1−1"−1 !

P
0.1barr; 核サイズ [m], Nccn; 凝縮核濃度 [ 個 /kg],
ρ; 大気密度 [kg/m3], vT; 熱速度 [m/s]

"−1 !

T
200K

"1/2 !

r1µm"−2

凝縮核が少ない・雲粒が小さい場合、過酸化水素が過飽和状態となりうる

議論：大気上層のH2O2による温暖化条件まとめ
・大気上層での過飽和状態：凝縮核が少ない(104/kg)ならP<0.1bar
・H2O2量を減らすもの：SO2, NOx；増やすもの：O3 (i.e., O2-rich)
温暖化させるH2O2の濃度・高度条件
100Concentration of H2O2 [ppm]

2barのCO2大気中
Ts>273K

10Ts<273K
1010

ΣH O = 1.5 x 1019 cm-2
2 22030
40
Condensation altitude [km]5060

*Condensation altitude: この高度より高高度にのみH2O2が存在する高度課題：酸化的大気環境の形成
持続的な酸化的大気環境
・HやCの散逸
・酸化的ガスの供給/脱(還元)ガス小・表面酸化の鈍化
一時的温暖化によるH2O2放出/酸化的大気・スノーボール状態による表面酸化の鈍化
H2O iceにH2O2は堆積可能(Liang+2005)(15 ppmのH2O2はアルベド0.5であってもTs>273Kに温暖化）

まとめ
背景：火星における暗い太陽のパラドックス‣

探査から、古火星は酸化的/還元的環境を経験したことが示唆‣

過去の大気モデルでは、酸化的大気による古火星温暖化は未提案

本研究

酸化的成分H2O2の温室効果に着目
古火星が酸化的大気によって温暖化された可能性を検討‣飽和蒸気圧量：温暖化に寄与しない‣

1ppm以上の濃度：表層温暖(273K)

将来的課題
‣

古火星の酸化的大気形成（過酸化水素が豊富なら温暖化可能）