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日本惑星科学会誌 Vol. 20, No. 4, 2011「2010年度最優秀研究者賞受賞記念論文」「かぐや」が切り開く月面年代学
諸田 智克

1

2011年9月30日受領，2011年10月23日受理．

（要旨）近年，月周回衛星「かぐや」をはじめとする各国の月探査計画の成功によって，かつてない程の探査データが集約され，月のリモートセンシング研究は成熟を極めつつある．特に「かぐや」と米国探査機ルナー・
リコネサンス・オービター（LRO）で得られた高空間分解能画像データの充実により，月面の年代学研究は大いに進展し，月の地質史を復元するだけでなく，様々な事象の因果関係の理解にも重要な役割を果たしている．そこで本稿では月の年代学研究に関して，「かぐや」データを用いて得られた筆者の研究成果を中心に解説するとともに，更なる年代学研究の発展に向けて，今後の展望についても述べたい．

1. 月科学の意義と「かぐや」 の役割影響を与えてきたことを考慮すると，地球が太陽系の中でおかれてきた環境を知る上でも月クレータ記録は

月はサイズや密度の観点から地球型惑星の中で小型貴重である．月は地球進化と太陽系進化をなめらかに端成分として位置づけられる．そのため地質活動は比結びつけるための情報を残している天体なのである．

較的早い段階で終了しており，その表面には固体天体

以上のような月の存在意義を念頭に置いた上で問いの初期進化履歴，特に，マグマオーシャンからの原始たい．我々の月に関する理解はどこまで進んでいるの

地殻形成過程やその後の火成活動の記録をよく保存しであろうか？我々は十分に月の持つ情報をひも解いたている．地球や金星ではこのような原始地殻がその後と言えるだろうか？

の活動によって消されてしまっていることから，月はアポロ・ルナ計画で持ち帰られた岩石試料は 300 kg

地球型惑星の初期進化過程を理解するための良い参照にも及ぶ．岩石試料の分析により月の起源・進化に関天体だと言える．

わる理解は飛躍的に進んだ事は言うまでもない．しかまた，月は太陽系初期から現在までの太陽系内側部

しながら，これらの試料の採取地点は月表側の一部のにおける天体衝突史の良い記録媒体でもある．例えば

領域に限られていることを忘れてはならない．実際に，近年，太陽系形成初期に巨大惑星は軌道移動したと考90 年代のリモートセンシングデータによって，アポえられており [e.g., 1,2]，それにより多数の微惑星を太ロ・ルナ着陸地点は月の平均に比べて Th や U などの陽系内部へと落下させ，太陽系規模で天体衝突を引き微量元素に富む地域であり [e.g., 3,4]，決して月を代表起こしたと予想されている．月面で保存されている衝している領域ではないことが分かっている．また，地突クレータは太陽系初期における小天体の軌道進化と，

上分光観測からも，採取されている海の玄武岩は海のそれをドライブしたかもしれない巨大惑星の軌道移動

岩石種の 1/3 から 1/2 にしか対応しないことが示されとそのタイミングを記録した“化石”であり，太陽系ている [5]．最近は月からランダムにサンプリングさ形成モデルの検証・実証に使える数少ない情報源の一れていると考えられる月隕石の分析が進み，月の歴史つである．更に，天体衝突が地球の進化に様々な形でが様々なレベルで塗り替えられている（現状の月隕石

1. 名古屋大学大学院環境学研究科
morota@eps.nagoya-u.ac.jp■2011遊星人Vol20-4.indd324

研究の成果については，荒井 [6] で丁寧に解説されているので，そちらを参照されたい）．ただし，月隕石

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20:31:40

「かぐや」が切り開く月面年代学／諸田

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40

表層・地殻

30

衝突率の
急激な低下
半減期 ~80Myr20

衝突率のやや
ゆるやかな低下
半減期 ~300Myr

10 現在 [億年]

一様な衝突率
変動率 2倍以下?

天体衝突

後期重爆撃期？

マグマオーシャン？

衝突頻度の一時的増加
巨大衝突盆地の形成?
?

斜長石の浮上による地殻の形成

磁気異常の形成

海の火成活動?
間欠的マグマ噴出？

多様なTiO₂量の玄武岩
多様な噴火様式ジャイアントインパクト？

高地の火成活動
Mgに富む岩石KREEP玄武岩

ur-KREEP(最終残液)
イルメナイト晶出
かんらん石・輝石の沈降によるマントル
の形成

マントル

?

?

マントル再溶融

?

?

コア？
コア形成？

マントルオーバー
ターン？

深さ200‒500km
熱源？

重力不安定による密度構造の逆転?

ダイナモ？

図1： 月の地質イベント史の概略．アポロ・ルナ岩石試料の放射年代，月隕石の放射年代，リモートセンシングデー
タ用いたクレータモデル年代にもとづいている．イベントの有無や因果関係があきらかとなっていないものは点線や“？”マークで示してある．

は採取地点を確定することが困難で，月面での産状が議論する．

不明であることから，得られた物質化学的知見を地質学的進化へと展開するのは容易ではない．

2. 月の年代学90 年代のリモートセンシング研究で月の不均質性が明瞭になったことから，月全球を更に詳しく，多角

月面の年代推定とそれにもとづく地質学的議論はア的な目で調べる必要性が出てきた．そのような背景のポロやルナが月に行く前からはじまっており，それら

下，月周回衛星「かぐや」は 2007 年 9 月に打ち上げられ，は画像を使った層序関係を基にしていた．当然ながら，

同年 12 月より定常運用を開始した．「かぐや」は 14 の層序関係から得られた相対的な年代関係に，絶対的な科学機器により，月の元素・鉱物組成，地形・表層構

時間軸を入れることができたのは，アポロ・ルナ計画

造，運動・重力場，磁場・放射線・粒子線量などにつで岩石試料が持ち帰られたからである．それらの岩石

いての多角的な観測を行った [7]．それぞれの観測機の放射年代測定により，おおよその地質イベント史が器はかつてない程の高空間分解能・高エネルギー分解

明らかになった．しかし，採取された試料は月の表側

能・高感度で観測を行っており，高品質な全球データのごく一部の領域にすぎない．岩石試料から得た年代を活かした初期成果を発表している [8-11]．2009 年 6

学的知見を未探査領域に適用するため，画像データを月の制御落下による観測終了以後も精力的に解析が進用いた年代決定手法が開発されてきた．その一つがク

められ，数多くの月の進化に迫る成果が発表されていレータ年代学である．

る [e.g., 12-19]．

一般に，固体惑星・衛星の表面では，古い地域ほどその中で筆者はこれまでに年代学的観点から月の進

多くのクレータが存在し，若い地域ほどクレータは少化過程に関する研究を進めてきた．以下では，まず月ないと考えられる．このような簡単な原理にもとづき，の年代学に関する歴史と現状の理解，未解決問題につ単位面積あたりのクレータ個数（クレータ数密度）から，いて概説し，その後に「かぐや」画像データを用いた

その地域の年代を見積もる方法をクレータ年代学と呼クレータ年代学研究の成果を紹介する．最後に，更なぶ．この手法で絶対年代を決めるためには，表層年代

る年代学研究の発展に向けて，今後の展望についてもとクレータ数密度の関係を知る必要がある．幸いに月■2011遊星人Vol20-4.indd

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日本惑星科学会誌 Vol. 20, No. 4, 2011

ではアポロ・ルナ計画で持ち帰った岩石試料が得られ

図 1 を見ると，月の進化の概要は理解されているよており，その放射年代と着陸地点のクレータ密度の関うに思われるかもしれない．しかし，それぞれの現象

係づけがなされている（ここではその関係をクレータの存否，機構，相互の因果関係はほとんどが未解決の年代学関数と呼ぶことにする）[20-23]．この関係を用ままである．特に我々が注目したのは，海の形成の継いることで，岩石試料が得られていない未探査地域で続期間，後期重爆撃説の問題である．これらは月の熱も，画像データからクレータの数密度を求め，絶対年史（小型固体惑星の熱史と言いかえても良い）や太陽系代に変換することが可能である．

初期における小天体の軌道進化に関する直接的な情報

クレータ年代学はその簡便さのため，月だけでなく，を保持している．次章以降では，かぐやデータを用い

火星や金星や水星，氷衛星などの画像データが得られた月面年代学研究の例として，海の火成活動史と後期ているすべての固体天体に広く用いられ，多くの成果

重爆撃仮説に関する成果を紹介する．

をあげている．しかし，クレータ放出物で形成された二次クレータの混入の問題や [24]，観測者間でクレー

3. 海の火成活動史

タ密度の測定結果が異なることがあるなど，決して手法として完成しているわけではなく，ある程度の誤差やモデル依存性があることを忘れてはならない．

月の海の存在はマントルの再溶融が起こったことを意味している．海をつくったマグマ噴出の量や時間履

クレータ年代学の他にも，地形形状を用いた年代決

歴を理解することは，月の内部がどのように冷えてい定法が開発されている [25, 26]．月面では微小天体にったか（月の進化），更には月が最初にどれだけ熱かっよる衝突によって非常に遅くではあるが地形はゆっく

たか（月の起源），を理解する上で鍵となる情報である．

りと崩れていく．その崩壊具合を年代推定に利用しよアポロ・ルナ計画で得られた玄武岩試料の放射年うというものである．この手法はルナーオービターや代から，海の火成活動は少なくとも，43 億年前からアポロの画像データが得られて以来，研究は進められ

31 億年前まで続いていたことが分かっている [e.g., 29,てきたが，月面の詳細地形データが得られている領域

30]．また，最近の月隕石の分析から，43.5 億年前にが限られているため，月全球の年代推定には適用でき

は海の火成活動が始まっていたことが明らかとなってていない．

いる [27]．

以上のような，アポロ・ルナ岩石試料と月隕石の分

一方，リモートセンシングデータを用いた層序関係，

析，リモートセンシングデータの解析にもとづいて構

クレータ数密度などの研究から [21, 26, 31]，嵐の大洋

築された月の地質イベント史の概略を図 1 に示す．ア（Oceanus Procellarum）と 雨 の 海（Mare Imbrium）でポロ・ルナ岩石試料研究の最も重要な成果は，それらはアポロ・ルナ着陸点付近よりも若い溶岩流が存在すの分析によって「マグマオーシャン説」と「ジャイアン

ることが知られており，海の火成活動は岩石試料からトインパクト説」が提唱されたことである．またその示唆されるよりも最近まで続いていたことは確実であ後の高地，海の火成活動の期間についての理解の大部った．しかし，これらの地域では高解像度の画像デー分もアポロ岩石試料分析によるものである．月隕石のタが一部の領域に限られていたため，火成活動の終了

分析からの年代学的発見としては，古い玄武岩の発見時期に関する正確な理解はなされていなかった．同様などがある（詳細は後述する）[27]．天体衝突史はリモに，月の裏側においても高解像度画像データの取得領ートセンシングデータを使った月面年代学からの知見域は限られていたために，裏側の火成活動史は未知でが大きい．また，実験や数値計算研究から予想されてあった．そこで我々は，全球的な海の形成史を復元すいるイベントがある．例えば，マントルオーバーター

るために，「かぐや」に搭載された地形カメラの画像ンと呼ばれる現象がそれであり [28]，岩石試料やリモを用いて，最後までマグマ噴出が続いていた嵐の大洋，ートセンシングデータからの直接的な証拠は見つかっ

雨の海の両領域と [18]，裏側の溶岩流の年代決定 [10,ていないが，マグマオーシャン固化過程の岩石学的モ

17, 19] を進めてきた．図 2 にクレータ年代学を用いたデルから必然的に帰着する結果であるため，今では広解析例を示す．

く受け入れられつつある．

■2011遊星人Vol20-4.indd326

我々の成果と過去の結果をまとめたものを図 3 に示

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「かぐや」が切り開く月面年代学／諸田327

図2：「かぐや」搭載の地形カメラで得られた画像とクレータカウンティングの例．（a）雨の海の西部にある溶岩流ユニット（unit I28[18]）の地形カメラ画像．（b）クレータカウンティングの結果．白線の多角形の領域は二次クレータが支配的であるため解析から除いた領域を表わす．（c）二次クレータの例（白線内）．二次クレータの識別は，クレータの形状（円形ではなく歪な形状をもつこと）と，空間的な存在パターン（クラスター状・ライン状に存在していること）にもとづいて行われる[46]．（d）クレータサイズ頻度分布．灰色の実線は観測データにフィッティングした月面の標準サイズ頻度分布である．直径1kmでのクレータ密度の値から
Neukumの年代学関数[22]を使って見積もられるモデル年代を横に示している．

180˚W

150˚W

120˚W

90˚W

60˚W

30˚W

0˚

PKT

60˚N

30˚E

60˚E

90˚E

120˚E

150˚E

180˚E

Frigoris

60˚N

Humboldtianum

Imbrium

Moscoviense

Serenitatis

30˚N

Campbell

Oceanus
Procellarum

Tranquillitatis

MarginisFreundlichSharonov

0˚

Tsiolkovsky

Fecunditatis

30˚S

Orientale

NubiumHumorum

30˚S

Nectaris
Australe

Apollo60˚S

1.0

Antoniadi
150˚W

0˚

SmythiiSouth Pole-Aitken

180˚W

30˚N

120˚W

90˚W

60˚W

2.0

3.0

4.0

Model Age (Ga)
30˚W

0˚

30˚E

Ingenii

Poincaré
60˚E

90˚E

120˚E

150˚E

60˚S

180˚E

図3： 海の年代マップ[18]．太い点線の領域はThやUなどの放射性元素に富むとされるProcellarum KREEP Terrane（PKT）を表わす．
細い点線は海をもつ主な衝突盆地，またはクレータを示している．図は［18］より転載．

■2011遊星人Vol20-4.indd327

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日本惑星科学会誌 Vol. 20, No. 4, 2011

す [18]．これをみると，月では全球的に 25 億年前まで，Terrane（PKT）と呼ばれている．放射性元素の濃集が嵐の大洋・雨の海領域では 15 億年前までマグマ噴出

どの深さまで続いているかは定かではないが，熱源濃が起こったことがわかる．43.5 億年前にはすでにマグ集域と若い溶岩流の地域が一致していることから，こマ噴出活動が始まっていたことから，月上部マントル

れらの放射性元素の濃集が内部のマグマ活動に何らか

は全球的に 20 億年もの間，嵐の大洋・雨の海領域にの影響を与えていることは間違いない．

いたっては 30 億年もの長期にわたって溶融していた

図 4 に溶岩流の年代のヒストグラムを示す．これをと考えられる．

見ると，40–30 億年前にマグマの噴出が活発であった

米探査機ルナープロスペクターや「かぐや」のガンことが分かり，この結果はアポロ・ルナ玄武岩試料のマ線分光計の解析から [e.g., 3, 4, 14-16]，嵐の大洋・

放射年代と整合的である．注目すべきはその後の活動

雨の海領域は Th や U などの放射性元素に富む地域である．我々の結果では，30 億年以降，一様にマグで あ る こ と が 知 ら れ て お り，Procellarum KREEP

マ噴出は減衰するのではなく，26 億年前，20 億年前
3.5

Moon

[Morota et al., 2011]60

Frequency

50
40
30
20

Frequency [%] Frequency

100
60 0.1Mars[Neukum et al., 2010]

40
20

0.5

1.0

Earth

[Condie, 1998]

15

1.9

10

3.5

2.0

0

2.7

1.2

5
0

2.6

2.0

0

5

1.0

1.5

2.0

2.5

3.0

3.5

Age [Ga]
図4：（上）溶岩流のモデル年代のヒストグラム．（中）火星の火山性地形のモデル年代[32]．（下）地球の一次地殻のジルコン
U-Pb年代[33]．

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「かぐや」が切り開く月面年代学／諸田

329にピークを持ち，周期的に変動しているように見える．

月初期のマグマオーシャンからの固化過程においこのような数億年間隔の周期性は火星の火山活動でもて，TiO2 を多く含む ilmenite-rich 層はマントルの上観測されている [32]．同様に，地球の一次地殻形成年部に成層すると考えられている．一方，ilmenite-rich

代もウィルソンサイクルに対応した数億年周期の変動

層はより下層に比べて比重が大きいために，重力不安がある事が知られている [e.g., 33]．これらの天体間で定を起こし，その結果，マントルの層構造は逆転した

周期的変動を起こす機構が同じとは限らないが，地球（オーバーターンした）可能性がある（図 1）[28]．この型惑星において共通的に見られる現象として比較惑星

考えは PKT 領域で観測される溶岩流の年代と TiO2 量論の観点から類似性・相違性の整理のもとに体系的なの関係と整合的である．一方で，PKT 以外で年代と現象解明が必要であろう．

TiO2 量の間に明確な相関関係が見られない事は，そ

嵐の大洋・雨の海領域の溶岩流は TiO2 量に多様性の他の領域では，マントルオーバーターンが完全に達があることが知られている．ガンマ線データやマルチ

成されずに固まってしまったことを示唆しているのか

バンド画像データから，高 Ti 玄武岩はそれらの領域もしれない．

の中心部に存在することが知られており，これは若い溶岩流と一致する．一方，低 Ti 玄武岩の大部分は古4. 太陽系初期における天体衝突史

い溶岩流（> 30 億年）に対応する．
3 次元対流シミュレーションによる月の熱史研究に

後期重爆撃の有無は，月の年代史における最重要よると [e.g., 34]，上部マントルでつくられた部分溶融

未解決問題である．アポロ試料中の衝突溶融岩の放域はリソスフェアの成長に伴って時間とともに上面か

射年代は 3 ～ 40 億年に集中しており，このことから

ら固化が起こると考えられている．これは溶岩流をつ一部の月科学者は 39 億年前に天体衝突が活発な時期

くったマグマソースが時間とともにマントル下部へとがあったと考えてきた [e.g., 35]．これを後期重爆撃期

移動することを示唆している．今回観測された溶岩仮説と呼んでいる．一方，この説に反対する月研究

流の年代と TiO2 量との相関関係は，上部マントルに者も少なくない [e.g., 36]．アポロ試料は Imbrium やおける垂直方向のチタン量の不均質性の結果としてSerenitatis といった比較的若い（～ 39 億年）特定の衝

解釈することができる．つまり PKT 下のマントルで突盆地からの放出物に汚染されているために一様な年は，深くなるにつれて TiO2 量が増加すると考えられる．

代を示しているだけ，という主張である．このよう一方で，PKT 以外の領域ではこのような年代と TiO2に，後期重爆撃は仮説の域を出ていないにも関わらず，量の相関関係は見られない．

これまで太陽系規模の天体の軌道進化の枠組みの中ab

図5： 衝突盆地の地形カメラ画像．（a）Hertzsprung盆地（直径570 km）．（b）Dirichlet-Jackson盆地（直径470 km）．

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日本惑星科学会誌 Vol. 20, No. 4, 2011

でその原因は議論されてきた [e.g., 1, 37, 38]．例えば

月裏側で起きた大衝突を反映していると考えられる

Gomes et al. [1] は巨大惑星の移動と関連づけて後期重[40]．

爆撃期の原因を説明している．それによると，巨大惑

図 6 は衝突盆地上につくられたクレータのサイズ頻星は互いの重力と外縁領域に存在していた微惑星との度分布である．観測されたサイズ分布は月面の標準サ

角運動量の交換により軌道を少しずつ変化させ，太陽

イズ頻度分布とよく一致している．一般に古い領域で系形成から約 7 億年後に木星と土星が 2:1 の共鳴軌道はクレータの生成速度と消失速度が等しくなり，クレに入ったことをきっかけに，土星，天王星，海王星のータ数密度は標準分布とは異なる分布を持つ平衡状態

軌道が急激に外側に移動し，それに伴って小惑星帯とに達すると予想されるが [41]，観測された分布と標準外縁天体の軌道が乱され，その多くは内部太陽系にも分布が一致していることから，衝突盆地上のクレータたらされ，これが後期重爆撃期の原因になったとしては依然，平衡状態に達しておらず，それらの数密度はいる．このシナリオは Nice モデルと呼ばれ，現在観年代を反映していると結論づけることができる．

測されるエッジワース・カイパーベルトの軌道や天王月裏側北半球にある衝突盆地のサイズ分布に標準星，海王星の軌道要素，形成の時間スケールの問題を

サイズ分布 [22] をフィッティングして得られる直径

うまく解決できるモデルとして認知されつつある．こ

1km でのクレータ密度は 0.1–0.35 km であった．もしのように今や後期重爆撃仮説は太陽系形成の描像を左

月隕石中の斜長岩片で測定された 41–44 億年の放射年右する問題であり，月科学における解決すべき最優先

代が月裏側の衝突盆地の形成によってリセットされた

課題の一つと言える．

ものであるなら [40]，その年代の月面では 0.1–0.35 km-2-2

我々は後期重爆撃仮説を検証するために，地形カメのクレータ密度を持つはずである．図 7 は Neukum

ラ画像（図 5）を用いて，月の高地にある 11 個の衝突盆[22] と Stöffler & Ryder [23] のクレータ年代学関数の地においてクレータカウンティングを行ってきた．し比較を示している．これを見ると，後期重爆撃を支持

かし残念ながらクレータ数密度を使って推定される盆していない Neukum 関数（線（a））が，月隕石の年代範

地の年代から，直接的に後期重爆撃期の存否を検証す

囲と衝突盆地上のクレータ密度範囲の重複領域を通過ることはできない．何故なら，クレータ密度から絶対しており，今回の観測と整合的であることがわかる．

年代に変換するためのクレータ年代学モデルがそもそ

一方，後期重爆撃を支持している Stöffler & Ryder 関も衝突史を仮定しているためである．そこで我々は得

数は重複領域から大きく外れている．これらの結果かられた衝突盆地のクレータ数密度と月隕石の放射年代ら，後期重爆撃期は無かった，またはあったとしても，の比較を行い，後期重爆撃を支持しているクレータ年

規模の小さいものであったと考えるのが妥当である．

代学関数（Stöffler & Ryder モデル）[23] と支持してい後者の解釈では，38 億年に衝突頻度のピークがあっない関数（Neukum モデル）[22] でどちらが整合的かをたが 40 億年前には一時的に頻度が低かった時期がな

調べることで検証を試みた．

ければならない（図 7 の線（c））．この場合，重爆撃期

月隕石の中には，KREEP 成分（KREEP は K, 希土間の集積質量の上限は，20 km/s の衝突速度を仮定し類元素 , P を合わせた化学組成を表わす）と FeO 量がてクレータスケーリング則 [42] から算出される各衝突

極端に低いものが見つかっている [e.g., 39]．リモート

盆地をつくった天体の質量の総和から，～ 1.8×10

センシングデータから見積もられる月表面の元素分と見積もられる．一方，Nice モデルで予測される月布との比較から [e.g., 16]，それらの月隕石は月の裏側（3–8）
への集積量は彗星が（8.4 ± 0.3）
× 10 g，小惑星が

21

g

21

21

北半球を占めている高地領域からきたと考えられて× 10 g であり [1]，我々の見積りはこれよりも十分にいる．それらの月隕石中の斜長岩岩石片の Ar-Ar 年

小さい．

代は 41–44 億年という，アポロ試料に比べて平均的に以上の結果は，月の大部分の衝突盆地が 39 億年前

古い年代を示している [40]．特にその中で 42.6 億年のに形成されたとする従来の後期重爆撃仮説を否定する

Ar-Ar 年代は，Dhofar 489 の Mg リッチ斜長岩クラス

ものではあるが，より小規模の衝突率の増加や Nice

トと [39]，それとペアだと考えられている Dhofar 908

モデルで提案されているような巨大惑星軌道の移動がのマトリックスの両方で観測されており，この年代は起こった可能性を完全に否定するものではない．次章■2011遊星人Vol20-4.indd

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「かぐや」が切り開く月面年代学／諸田

331

-2

0

-3

10

-4

10

-5

10

(c)

-1

10

-2

10

Crater Density for the
Northern Farside Basins

(a)

-3

-6

10

Neukum [1983]
Stöﬄer & Ryder [2001](b)

Lunar Farside Meteorites

Cumulative Crater Frequency [/km²]

Ga
4.1 a
G
3.91
Ga
3.84

Dirichlet-Jackson
Coulomb-Sarton
Birkhoﬀ
Freundlich-Sharonov
Moscoviense
BaillyKorolev
Hertzsprung
Mendeleev
Mendel-Rydberg
Orientale

Cumulative Crater Density (D ≥ 1km) [/km²]

10

10

10

0

10

1

10

2

Crater Diameter [km]103

図6： 衝突盆地上につくられたクレータのサイズ頻度分布．実線
はNeukumの年代学関数[22]から見積もられる各年代のクレータ密度で切片を固定した月面クレータの標準サイズ頻度分布を表わす．

で述べるように，更なる検証にはクレータ年代学そのものの改善が必要である．

5. 更なる年代学の発展に向けて

10

4.5

4.0

Age [Ga]3.5

3.0

図7： クレータ年代学関数の比較．プロット点はアポロ・ルナ岩
石試料の放射年代測定から得られた絶対年代と試料採取地
域のクレータ数密度の関係を表わしている．線（a），（b）
はNeukum[22]とStöffler & Ryder[23]のそれぞれのプロッ
ト点に対して，指数関数と一次関数を組み合わせてフィッ
ティングしてえられた年代学関数である．グレーの領域は，月裏側から来たと考えられる月隕石中の斜長岩のAr-Ar年
代と，裏側の衝突盆地のクレータ密度の範囲を示す．線（c）
はStöffler & Ryder[23]の年代の解釈が正しいとした時に，観測される衝突盆地のクレータ密度と月隕石の放射年代の領域を通るように引き直した線を示している．

現状のクレータ年代学にはいくつかの改善すべき点

もう一つの重要な課題はやはり，いまだ我々が手にが残されている．特に筆者は，微小クレータ（<100 m）

していない年代範囲の岩石試料を取得することである．

のサイズ分布形状の決定が課題であると考えている．

アポロ・ルナ岩石試料中で絶対年代と地質イベントと「かぐや」と LRO で高空間分解能画像が得られたことの対応がとれているものは，30 ～ 40 億年前の海の玄によって，クレータ年代研究の対象は小領域・若い領

武岩や衝突溶融岩，そしてティコなどの 1 億年よりも域へと移行しつつある．そのような領域の年代推定に若いクレータに限られている．そのため，1 ～ 30 億は微小クレータを用いる必要があるが，これまで高解年前と 40 億年以前の年代範囲のクレータ年代学関数

像度画像が欠落していた為に，月面における微小クレには不確定性が大きい．

ータの標準サイズ頻度分布形状は精度よく決定されて未取得年代範囲の岩石試料の獲得には，必ずしも多いなかった．既存のクレータ年代学関数は直径 1km

数の地点からサンプリングが必要なわけではない．リ

のクレータを基準として得られているため，微小クレ

モートセンシング研究にもとづいて厳選された数地点

ータ領域の標準サイズ頻度分布形状を確立しなければ，の採取で十分である．本稿で紹介した最後のマグマ活

微小クレータの数密度を年代推定に用いることはでき

動領域である PKT 中央部は 10 ～ 30 億年の年代を持ない．また，微小クレータのサイズ頻度分布形状の決

つ試料を採取できる最有力候補地点である．この領域

定は年代学的重要性だけでなく，数 m– 数十 m スケー

は月面では比較的若く，周囲からのコンタミの影響がルの小天体の衝突合体・破壊過程や，ヤルコフスキー

小さいことから，表層のレゴリス層を数グラム採取す効果の影響を含めた軌道進化過程を制約する上でも重るだけで十分である．また，40 億年以前の試料採取要である．

には，Nectaris 盆地と同等かそれ以上のクレータ密度■2011遊星人Vol20-4.indd

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日本惑星科学会誌 Vol. 20, No. 4, 2011をもつ数カ所の衝突盆地のフロアにおいて衝突溶融岩頂きました．感謝致します．

を採取すればよい．その衝突盆地の放射年代とクレー
タ密度を関係づけることで，月の初期における天体衝

参考文献

突率の変動の様子をより高い時間分解能で復元することができ，これが後期重爆撃や太陽系初期の巨大惑星[1] Gomes, R. et al., 2005 Nature 435, 466.

移動の決定的な検証となることは言うまでもない，[2] Tsiganis, K. et al., 2005 Nature 435, 459.

アポロ・ルナ岩石試料の放射年代にもとづいて始ま[3] Jolliff, B. L. et al., 2000, J. Geophys. Res. 105, 4197.

った月面の年代学は，我々の知識を未到達領域にまで[4] Lawrence, D. J. et al., 2007, Geophys. Res. Lett. 34,

拡大させ，月全球の年代推定を可能とした．更には，
月のクレータ年代学を他惑星に応用させ，様々な固体天体の進化履歴を探る主要な手段となった．これまdoi:10.1029/2006GL028530.
[5] Pieters, C. M., 1978, Proc. Lunar Planet Conf. 9th,
2825.

で，岩石試料の放射年代でクレータ数密度を校正して[6] 荒井朋子, 2011, 遊星人 20, 28.

きたが（つまり経験的に年代学関数を得てきたが）近[7] Kato, M. et al., 2010, Space Sci. Rev. 154, 3.

年では，小天体の地上観測や軌道計算研究の発展によ[8] Araki, H. et al., 2009, Science 323, 897.

り，地球近傍天体の軌道要素モデルが確立されつつあ[9] Namiki, N. et al., 2009, Science 323, 900.

り [e.g., 43]，それらのモデルにもとづいて新たな年代[10] Haruyama, J. et al., 2009, Science 323, 905.

学関数がつくられ始めている [44, 45]．このような半[11] Ono, T. et al., 2009, Science 323, 909.

解析的モデルの構築は将来の探査でえられる絶対年代[12] Ohtake, M. et al., 2009, Nature 461, 236.

の情報との比較によって，小天体の衝突破壊過程や軌[13] Yamamoto, S. et al., 2010, Nature Geosci. 3, 533.

道進化，クレータスケーリング則を逆に制約するもの[14] Yamashita, N. et al., 2010, Geophys. Res. Lett. 37,となろう．その先にあるものは単なる「年代を決める

doi:10.1029/2010GL043061.

こと」ではなく，実証的な太陽系進化モデルの構築に[15] Kobayashi, S. et al., 2010, Space Sci. Rev. 154, 193.

他ならない．

[16] Kobayashi, S. et al., 2010, 41st LPSC, Abstract#1795.
[17] Morota, T. et al., 2009, Geophys. Res. Lett. 36,

謝 辞

doi:10.1029/2009GL040472.
[18] Morota, T. et al., 2011, Earth Planet. Sci. Lett. 302,

本稿は日本惑星科学会 2010 年度最優秀研究者賞受

255.

賞論文として執筆させて頂きました．これまで取り組[19] Morota, T. et al., 2011, Earth Planets Space 63, 5.

んできた研究テーマを最初に与えて頂いたのは学生時[20] Hartmann, W. K., 1970, Icarus 13, 299.

代の指導教官である古本宗充先生でした．心より感謝[21] Wilhelms, D. E., 1987, The geologic history of the

致します．本稿で紹介させて頂いた研究の大部分は「かぐや」の成果によるものであり，プロジェクトの立ちMoon, U.S. Geol. Surv. Prof. Pap.
[22] Neukum, G., 1983, Meteoritenbombardement und

上げから開発・運用・データ処理に関わった多くのDatierung planetarer Oberflächen (Munich: Ludwig-

方々の努力のもとに成り立っていることを強調します．

Maximilians-Univ.).

春山純一，大竹真紀子，松永恒雄，佐々木晶の各氏を[23] Stöffler, D. and Ryder, G., 2001, Space Sci. Rev. 96, 9.

はじめとする多くの「かぐや」メンバーの方々，主に，[24] Namiki, N. and Honda, C., 2003, Earth Planets SpaceLISM チーム，RISE チームの方々との共同研究から生まれた成果です．また，武田弘先生には物質化学に関して全くの素人である私が何度も同じ質問をしても55, 39.
[25] Soderblom, L. A. and Lebofsky, L. A., 1972, J.
Geophys. Res. 77, 279.

嫌な顔もせずに基礎から丁寧に教えていただきました．

[26] Boyce, J. M., 1976, Proc. Lunar Sci. Conf. 7th, 2717.

心よりお礼申し上げます．査読者であった平田成氏か[27] Terada, K. et al., 2007, Nature 450, 849.

らは本稿を改善する上で，重要かつ有益なコメントを[28] Hess, P. C. and Parmentier, E. M., 1995, Earth Planet.

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「かぐや」が切り開く月面年代学／諸田333

Sci. Lett. 134, 501.
[29] Taylor, S. R., 1982, Planetary Science: A Lunar
Perspective (Houston: Lunar and Planetary Institute).
[30] Nyquist, L. E. and Shih, C.-Y., 1992, Geochim.
Cosmochim. Acta 56, 2213.
[31] Hiesinger, H. et al., 2003, J. Geophys. Res. 108,
doi:10.1029/2002JE001985.
[32] Neukum, G. et al., 2010, Earth Planet. Sci. Lett. 294,
204.
[33] Condie, K. C., 1998, Earth Planet. Sci. Lett. 163, 97.
[34] Spohn, T. et al., 2001, Icarus 149, 54.
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