月の熱進化の謎／倉本，玄田，荒井，岡田，杉田197

月の熱進化の謎

1

2

3

4

倉本 圭 ，玄田 英典 ，荒井 朋子 ，岡田 達明 ，杉田 精司

5（要旨）惑星内部の進化の実証的研究は惑星科学の萌芽的分野であり，「かぐや」をはじめとする月の新たな探査はその前進のための大きな一歩となる．本論文では，これまでの月内部進化についての理解とそれにまつわる謎について，月の熱進化の観点からレビューする．そして今後どのような着眼点で何を調べると月内部進化の理解に有益なのか，考えるためのヒントを提供したい．

1. 月の惑星科学へのインパクト

目に見えない惑星内部の進化を実証的に明らかにしてゆくことは，野心的なフロンティア分野である

月は太陽系の起源と進化を探る上で重要な役割を果と同時に，表層のデータと相補的に惑星進化の理解たし続けてきた．太陽系のはじめの数億年間，惑星へをより豊かにする．そのための第一ステップとして小天体が頻繁に衝突し続けたこと，大型の固体天体に月は重要である．現在進行中のわが国の「かぐや」

は初期にマグマオーシャンが形成され分化が起こるこ(SELENE）計画やそれに続く新しい月探査によって，と，惑星集積過程の後半は原始惑星同士の衝突によっ

月内部の進化の理解は大きく進むことが期待される．

て特徴付けられることは，いずれも月の研究から，あなお「かぐや」計画によって月の起源と進化を解明す

るいはそれが引き金となって得られてきた理解である．

るアプローチについては並木らの解説 [1]があるので，

しかしこれで月が大体理解でき，月が惑星科学に果たす役割もおよそ尽くされたと思ってよいかというと全くそうではない．

そちらをご覧頂きたい．
月は形成後も10億年以上に渡って地質学的に活動的だった天体であるが，プレートテクトニクスで特徴付

月は地球を含む大型の固体天体の内部がどう進化す

けられる地球とは異なった活動様式をもっていたよ

るのかを知るための，もっともアプローチのしやすい

うに見える．月の内部進化の理解は，水星や火星など，格好の目標でもある．惑星の表面については
「嵐」
や
「洪

プレートテクトニクスの存在しない惑星や衛星の内部

水」に喩えられるほどの大量の観測データが届けられ進化を理解するための直接的な知見を提供する．またるようになり，この分野の惑星科学は成熟期に入って間接的には，プレート運動の有無などの内部進化の様きた．これに対して惑星の内部で何が起こってきたの式の違いが，何に起因するのかを知る手がかりをもたかについて，我々の理解は未熟である．

らすであろう．
本稿では月内部の進化について主として長期的な熱1. 北海道大学 大学院 理学院
2. 東京工業大学 大学院 理工学研究科
3. 情報・システム研究機構 国立極地研究所 南極隕石センター
4. 宇宙航空研究開発機構 宇宙科学研究本部
5. 東京大学 大学院 新領域創成科学研究科

進化の観点から，従来の理解をおさらいし，それらが必ずしも確固としたものではなく相互あるいは内部に矛盾をはらんでいることを示そうと思う．これを通じ

198

日本惑星科学会誌 Vol.16.No.3,2007て今後どのような着眼点で何を調べるとこれらの謎が解け，月進化の理解に有益なのかを考えるためのヒン

表１

核種

半減期(億年)

濃度 ppb

45億年間の温度上昇 (K)

238

U

44.7

30.8

600

235

U

7.04

0.22

330

140

124

480

12.5

36.9

680

トを提供したい．同時に，月の熱進化の問題は月の地質・岩石学，大規模衝突クレーターの形成論，ひいては月の起源論とも密接に関係していることを示す．

2. 月の長期的な熱進化の常識

現在の地球マントル中の放射性熱源の存在度 ([2]より)

232

Th

40

K

-12
238
現在の平均総発熱量 QEarth=7.4×10 W/kg( Uと232
Thの壊変の寄与が84%を占める)

解させられる熱量に相当する．地球マントルは熱対流
月の長期的な熱進化に関する「伝統的」理解は，大きく次のようにまとめることができる．

しており，対流運動に乗って地球表面付近に運ばれた
岩石は熱伝導によって冷却されているため，実際の地

1）月は難揮発性長寿命放射性核種に富んでいる

球上のマグマ生産率は，放射壊変熱がすべてマグマ生

2）月のマントル上部は急速に冷却した成に使われたとして得られる値の数パーセントである．

3）月の内部で再加熱が生じた月は小さいので地球よりも冷えやすいかというと実

4）現在の月中心部は溶けているか融点に近いはそうとも言い切れない．というのは，月は小さく浮第一の項目は，熱進化を記述する上で不可欠な熱源，

力を生む重力が弱い．また地球と違って水分に乏し

第二・第三の項目は月内部の熱状態の時間変化，最後

く，岩石も変形しにくい．そのためマントルの熱対流の項目は熱進化の帰結である現在の月内部の熱状態には不活発な傾向がある．固体天体が単純に表面から熱ついて述べたものある．

伝導のみで冷却する場合には，45億年間で稼げる熱拡

これらの理解は，主としてアポロ計画により得られ1500た知見がベースとなってきた．しかし以下で見てゆく
ように，それぞれの根拠は必ずしも堅固ではない．以下では固体惑星の進化における放射性熱源の重要性をしてゆこう．

1000ϝ૷ (Ŋ)

まず復習し，その上で従来の理解の疑問点を明らかに

3. 惑星進化における放射性熱源
の役割

500

表1に現在の「地球マントル」における長寿命放射00性核種の存在度の推定値と平均発熱量を示す．もし
この過去45億年間の放射壊変熱がそのまま蓄えられたとすると地球マントルは平均で約2000K温度上昇する．
40

235

また地球の年齢に比べて寿命の短い Kや Uはかな
り崩壊が進んでいるため，現在の発熱にはあまり寄与していないことが挙げられる．
岩石の融解潜熱は，未融解の岩石をおよそ400K温度上昇させる熱量に等しい[2]．したがって45億年間の放射壊変熱は，ソリダス上のマントル物質を数回融

500
1000
1500 1738ੈ࢞ǘȖǻԵฑ (km)図 1： 放射性熱源による加熱のない月モデルの，形成から45 億年後の内部温度構造（実線）．簡単のため月は熱拡散係数，密度，比熱が一様な球とし，初期状態にはマグマオーシャンから固化したての状態を想定して，岩石のソリダス温度の典型値 1200℃を一様に与えた．境界条件として地表面温度を 0℃に固定し，球対称を仮定して熱伝導による冷却を計算した．物性パラメータ値はそれぞれ熱伝導率 k=3W/m・K，密3
3
度ρ =3.3g/cm ，比熱 cp=10 J/kg・K．
参考のため一様に現在の地球マントルの平均値と同じ濃度の放射性熱源が存在した場合の定常熱伝導解も示した（破線）．この解では中心の温度は約 4000℃に達する．

月の熱進化の謎／倉本，玄田，荒井，岡田，杉田

属核の形成で互いの存在度比が動くことはない．同10 5カリウム/ウラン質量濃度比199

コンドライト隕石時に，これらは非調和元素，すなわち岩石の部分融

5解の際にともに液相（マグマ）へ優先的に分配される元素でもある．マグマができると，そのマグマ中

地球の岩石

10 4

の濃度は融解度に応じて変化するが，お互いの量比5はもとの融解前の岩石の値にほぼ保たれる．
図2に示すように，月物質は幅広いK濃度を持つが月の岩石・ソイル
10

3

10 2

K/U比は地球の岩石の値に対して1/10 ～ 1/100の範510 3
5 10 4
カリウム濃度 (ppm)

5105

囲に集まる．同様な方法で揮発性の高い他の元素についてもやはり欠乏が示されている．

図 2： 月物質と地球および始原的隕石物質の K/U 比．[26]を改変．

揮発性元素に乏しいということは，月は相対的に難揮発性元素に富んでいるということでもある．従～ 数100kmの深さまでしか十分に冷えな
散距離 √
κt ～
-6

2

来の理解ではマントルの骨格を作っているSiやMg

い（図1）．ここでκは熱拡散率(10 m /s)，tは時間で（Kより揮発性は低い．典型的圧力の太陽組成ガス中ある．これより深部では放射性核種の放出した熱が蓄では1500Kで蒸発する)に対しても，地球に比べて月積し，高温に保たれる可能性がある．

には難揮発性元素が2 ～ 3割ほど濃集しているとされ

ちなみに月が地球マントルと同じ濃度の放射性核種を含んでいるとし，発熱量と地殻熱流量が釣り合っ2てきた（例えば [3])．
その主な論拠には，月面の8割以上を覆っているているとすると，地殻熱流量の値は14mW/m となる．

大量の斜長岩地殻を作るのに必要なAlとCa量の推定，

後述するように月では地球に比べてKが欠乏している．

地殻熱流量，そして海の玄武岩の組成がある．

40

しかし Kの半減期は月の歴史よりもかなり短いため，

AlとCaは代表的な難揮発性元素であり，宇宙元素

このことは現在の発熱量の見積もりにはほとんど影響

存在度のなかでSi,Mg,Fe,Sに次いで大きな存在度をしない．

持つ．月の平均的なAlとCaの存在度の推定には，両元素に富む斜長岩地殻の体積と，それをもたらした
マグマオーシャン（斜長岩地殻を吐き出した分化領

4. 月が長寿命放射性核種に富んでいるとする従来の根拠は弱い域）の体積を用いる．
現在もっとも広く受け入れられているNakamura

月は地球や始原的隕石に比べて揮発性元素に乏しい．

らが求めた月内部の地震波速度構造 [4] によれば，表

これが水や炭素などの大気を構成する元素だけでなく，層60kmまで低速度層に覆われており，深さ約500km

主に岩石に取り込まれる元素にまで及ぶことを端的にまではほぼ一定の速度，さらに深部では地震波速度示すデータが月物質のK/U比である．

がやや増している．この速度分布は地震計（アポロ

太陽組成ガス中ではKはおよそ1100Kで蒸発するの計画によって表側の3地点に設置された）の配置の関に対して，UとThはおよそ1700Kまで蒸発しない（蒸係から，嵐の大洋付近の地下構造を求めていること-4

発温度はそれぞれ原始太陽系星雲の典型的な圧力10に注意する．伝統的な解釈では低速度層は斜長岩地殻，

気圧の場合．圧力依存性は弱い)．つまりKは揮発性，深さ500kmまでは斜長石成分の抜けたカンラン岩のUとThは難揮発性の元素である．一方でこれらの元マントルで説明する．そして500kmより深い領域は

素はともに酸化されやすい親石性元素であるため，金未分化，つまり月原物質と同じものが残されている

200

日本惑星科学会誌 Vol.16.No.3,2007
2

とする．

2

22mW/m とし，月全体の平均値を18mW/m と見積深さ500km付近に未分化な領域が存在することを支もった．月内部の温度分布が不変で放射壊変発熱と熱持する材料には，海の噴出岩の一種であるグリーンガ

伝導による損失が釣り合っていると仮定すると，月内ラスの化学組成がある．多様な組成を示す月の海の噴部には地球マントルの1.3倍の濃度でUとThが含まれ出岩の中で，グリーンガラスは非調和元素の濃度が低ていると推定される．これはAlとCaの濃集度の推定

く，未分化なマントルの部分融解によってその組成がと調和的である．

1

説明できる．また複相飽和法 を用いた推定では，起しかしながら地殻熱流量値については，月全体の源領域は海の溶岩の中ではもっとも深いおよそ500km

代表値かどうか分からないという，もっともな疑問に達するとされてきた [5]．しかしながらグリーンガ

が投げかけられてきた．さらに最近，斉藤ら [9] はラスが月深部の状態を代表する試料とみなしてよいか

Langsethの解析したデータには地温の永年的な変化

どうかは不明である．

が認められ，地温勾配を過大評価している可能性があ嵐の大洋での地殻厚を基準に，全球の重力および地ると指摘している．

形データを用いると，地殻厚の地図を作ることがで

地 震 学 デ ー タ の 解 釈 に も 注 意 が 必 要 で あ る．

きる．現在広く受け入れられているモデル [6,7] では，

Nakamuraらの求めた構造図は深さ500kmに不連続面

裏側で地殻厚が100kmを超えるが，月最大の衝突盆地があるようにも見えるが，解析の便宜のために500km

サウスポールエイトケンでは約30kmと薄く，危難の以浅と以深に層を分割してそれぞれの最適な地震波速

海や東の海ではさらに薄い．平均した地殻厚は65km度を示しているに過ぎない．またデータの不確定性をである．ただし重力データから推定される地殻の厚さ考えると深さ500kmを挟んでほとんど地震波速度が変は地殻-マントルの密度の仮定に依存するので，正確化しない構造も許される．したがって斜長岩地殻を吐さは今後検証されなくてはならないことには注意してき出した領域はより深く，体積が大きい可能性があり，おく．また，アポロの地震計測で推定された地殻厚のその場合は必ずしも地球マントルに比べて月に難揮発基準値がずれると，全球の地殻厚も同じ値だけ平行移性元素が濃集しているとは言えなくなる．

動的にずれることにも注意する必要がある。

未分化な下部マントルがはじめ存在したとして，そマグマオーシャンの深さ500km以浅とすると，月れが分化することなく現在まで保存されることは，熱の原物質には地球岩石圏(地殻+マントル)の少なくと進化のことを考えると尤もらしくない．まず数百km

も1.2倍の濃度のAlとCaが含まれていると計算される．

よりも深部に閉じ込められた領域はほとんど冷却で分化したマントル中にもAlとCaは多少残されている

きない．そこへUとThが地球マントルの1.3倍の濃度であろう．そう考えると月には両元素がますます高いで含まれていたとすると，45億年間の温度上昇は約濃度で取り込まれていることになる．

2000Kとなる（月にKが欠乏していることを考慮した）．

月の熱流量データはこれを裏付けるものとして長い間位置づけられてきた．熱流量計測はアポロ

これでは融点を遥かに超えてしまい，いやおうなく分化が起こることになる．

15号 と17号 の 着 陸 点 で し か デ ー タ が 得 ら れ て い な

未分化な月下部マントルのモデルは，初期に月の中2

心部が冷たく未溶融であったことを想定しているが，

い．Langsethら [8] は両地点での熱流量を14mW/m ,1. 岩石がわずかに部分融解すると，液相は複数の鉱物と共存する．液相が直ちに分離し，その後の結晶分化や火道の岩石との混合なしに噴出したと仮定すると，このマグ
マのリキダス直下での共存鉱物を圧力の関数として実験的に調べ，複数の鉱物が共存する圧力を求めることで，マグマの生成深度が推定できる．

これは現在の月形成の標準モデルである巨大衝突説と相容れない．原始地球と原始惑星の衝突の結果形成される周地球円盤の物質は，その一部が蒸発するほど非常に高温になる [10]．そして月サイズの天体へ至る集月の熱進化の謎／倉本，玄田，荒井，岡田，杉田201

積時間は1 ヶ月程度と短い [11]．月の体積を典型的とオーシャンの最終残液成分と考えられている．マグ

されるサイズの周地球円盤(半径数地球半径)に均すと，マオーシャンが固化をはじめるとマグマ中で融点の平均的な厚みが2 ～ 3kmになる．仮に円盤面からの黒高い鉱物から順に結晶化する．液相よりも密度の高体放射で冷えるとして見積もっても，完全固化までにいかんらん石や輝石は深部へ沈み，逆に低い密度の少なくとも数ヶ月を要する．したがって月はほぼ全融

斜長石は浮上する．これらの上下の固体層に挟まれ解の状態から出発したと考えるのがもっともらしい．

た部分に最終的に形成されるのが非調和元素の著し

巨大衝突による加熱が難揮発性元素の濃集をもたらく濃縮した残液である．

したかどうかは，いまのところあまりはっきりしない．

実際に高地からはこのモデルで期待される組成の巨大衝突によって生じる周地球円盤の物理状態は，衝インパクトメルトおよび玄武岩が見出されており，

突速度と衝突パラメータによって様々である．巨大衝

濃縮している非調和元素の頭文字をとってKREEP

突説の登場時には高温の物質が周地球軌道上に放出さ（K，希土類元素およびP)と総称されている（例えばれ，その蒸発によって月の材料となった凝縮成分に難[14]を参照)．KREEP中のTh濃度は数10ppmに達す

揮発性元素が濃集するだろうと，素朴に考えられてきるものもある．KREEP成分の地殻への混じり具合がた．しかし主要元素であるSiやMgすらかなりの割合

違えば，Th濃度に変化が生じる．

が気化する場合には，周地球円盤内で強い衝撃波が立

ルナープロスペクタのデータの最新の解析によるってしまい，それによる角運動量輸送によって円盤物と月表面のTh濃度の全球平均値は1.7ppmである [13]．

質が原始地球に落下し，そもそも月の質量が説明しに

この値は地球マントルの平均値よりも14倍ほど大き

くいという問題点も指摘されている [12]．

い．これが地殻内部の値の代表とすると，平均厚さ60kmの地殻に含まれるTh量は，月の質量全体に均5. 月表面のTh存在度

して150ppbとなる．これは地球のマントルの平均値にほぼ等しい．つまり，月の放射性熱源は相当の割

ルナープロスペクタのγ線および中性子分光器デー合が地殻へ移動していることが示唆される．

タからは，月のTh濃度の全球地図が他の幾つかの元月表面のTh濃度は，月全体には地球マントルの平素と併せて作成されている [13]．この地図は熱源の表

均濃度以上のThが含まれていることを意味している層の存在度を求めた点で極めて重要である．

のかもしれない．もちろん表面のTh濃度が月地殻をTh分布の特徴は嵐の大洋の西側を中心として表代表するものかどうかはいまのところ良く分からな側に非常に顕著なThの濃集（最大で約20ppm）があい．しかしKREEPマグマはもともと斜長岩よりも密り，それ以外の地域では濃度は 1ppm 前後であるこ度が高く，素直に考えれば地殻深部ほど表面よりThとが挙げられる．この濃度や FeO の濃度図を基に月濃度は高いと考えられる．また月マントルにもThは

表面は3つの区域に分けられる．すなわち嵐の大洋を存在しているであろう．これらを総合すると月全体中心とするThの濃集したPKT（Procellarum KREEPとしてThに富んでいることはもっともらしくなる．

Terrain)，月最大の衝突盆地であるが海の溶岩の噴出

海の溶岩で覆われた領域は月表面で比較的高濃度は少なくTh 濃度が 2 ～ 3ppmの SPAT（South Pole-のThを含んでいるが，最も高いTh濃度は嵐の大洋付

Aitken Terrain)，そして高地の大部分を占めるTh濃近の海ではなく，クレーター密度の比較的高い地域

度 が1ppm以 下 のFHT（Feldspathic Highlands Ter-に観察されるということも重要である．つまり月地rain）である．

殻にThを濃集させた過程は，高地地殻の形成からそTh濃度の変化をもたらしている成分は，月マグマれほど間もない時に起こったと考えられる．PKTに

202

日本惑星科学会誌 Vol.16.No.3,2007

おいてThの濃集している地域は，アポロ12号や14号

球マントルのThとUの濃度を与えた場合に期待され地域周辺の分化度の高い岩石種が分布しているところ

る40億年前の熱流量はこの倍以上となる．だが，放射に相当し，Mgに富む岩石やアルカリに富む岩石が多性熱源が月表層に濃集していれば，月深部からの熱流

い．これらは，マグマオーシャンから形成した斜長岩

量は低く抑えられる．また表層部は熱伝導で冷却され地殻へ貫入した岩石に起源を持つと考えられている．

やすいため，そこに熱源が集中することは内部の温度を低くする効果がある．

6. 月マントルの急冷

地殻内の放射性熱源が月内部の温度上昇に果たす寄与を定常熱伝導モデルで扱って評価する．地殻の厚月マントル上部が初期に急冷したことはかなり確かさをH，密度をρ，単位質量あたりの発熱量をQ（地らしい．その根拠は表側の巨大衝突盆地に見られる「マ

殻内で一様）とし，地殻下面からの熱流量をFbとする．

スコン」構造である．巨大衝突盆地の多くは，強い正定常状態を仮定すると地殻下面の温度Tbはのフリーエアおよびブーゲー重力異常を持ち，地下に

Tb-Ts=ρQH2/(2k)+FbH/k

質量が集中していること(mass concentrationを縮めで与えられる．ここでTsは地表面温度である．仮にてmascon）を物語っている（例えば [6])．質量集中

Fb=0とし，地殻の厚さに60km，単位体積あたりの発には巨大衝突クレーターの形成に伴ってクレーター中熱量として地殻への濃集度(平均で14倍)と40億年前に央部に上昇した地殻よりも高密度のマントル物質と，は未壊変の核種が多い効果を考慮し，現在の地球マンクレーター形成後に噴出した海の玄武岩の質量の寄与

トルの30倍の値を代入する．すると地殻下面の温度はがある．

400℃（地表面温度を0℃とした）となって，40億年前

マスコンの存在は，約40億年前の巨大衝突盆地の形
成以後，そこではアイソスタシーが回復していないこから300kmより浅い領域は800℃以下とするマスコンの制約を一応は満たせることが分かる．

とを示す．したがって，それまでに月マントル上部は月の巨大衝突盆地のすべてにマスコンが存在するか

加重を支えられるだけ冷えて硬くなっていなくてはなというとそうではない．月に残る最大の衝突盆地サウ

らない．月の岩石は水分に乏しく，同じ温度圧力条件

スポールエイトケン（SPA）にはマスコンは見られ下では地球の同様の組成を持つ岩石よりも塑性が低い，ない．また裏側の巨大クレーターも同様のようである．

すなわち「硬い」傾向がある．このことを考慮した流

むしろこれらの盆地には顕著ではないが負のフリーエ動則を用いた解析によれば，深さ300kmにおける温度

ア重力異常が存在する．これらの盆地はクレーター年

は最近40億年間800℃以下に冷えていたと推定される

代的には非常に古いが，それでもアイソスタシーの回[15]．

復が完全には進まなかったのかもしれない．また巨大

前節で月の地殻（特に表側）には放射性熱源が濃集衝突盆地にはアイソスタシーが完全に回復しているよ

しているらしいことを紹介した．地殻への熱源の濃集うに見えるものもあり，月上層部の熱的状態が水平方

は月の表層数100kmが古くから冷えていることと調和

向に不均質であったことを示唆する．

する．月の平均地表面温度を0℃とすれば深さ300km

その一方で，SPAはその大きさの割に掘削深度がまでの平均地温勾配はこの40億年間，2.7℃ /km以下

非常に浅いようにみえる．地上実験で確立されてきたである必要がある．熱伝導度kに岩石の典型的な値でクレーター形成のスケーリング測を適用すると掘削深

あ る3W/m・Kを 採 る と， 深 さ300kmに お け る 熱 流

度が200km前後となってかんらん岩を主成分とするマ2

量は40億年前から8mW/m 以下でなくてはならない．

ントル物質が露出するはずだが実際には斜長石と輝石

しかし放射性熱源が月に一様に分布しているとし，地を主成分とする岩石に覆われている [16]．

月の熱進化の謎／倉本，玄田，荒井，岡田，杉田203

一つの解釈としては周囲を取り巻く地殻物質がクレ

発熱量は時間とともに低下するので，他に熱源がなけーター内部へ流れ込んで表面を再び覆った可能性が考ればその後の月内部の温度は時間とともに単調に低下えられる．しかし，地殻物質が1000kmもの水平移動せざるを得ない．

が起こり得たのかはよくわからない．また多重リング

放射性核種以外の熱源としては潮汐熱が考えられる．
3を形成するような巨大衝突時のクレーター形成には，

地球-月系の潮汐進化 においては，潮汐熱の源は地球

未知の物理が効いて既存のスケーリング則が適用できの自転運動の力学的エネルギーであることに注意されないのかもしれない．月の裏側の重力計測は地球からたい．月の公転運動の力学的エネルギーは月が地球かの探査衛星軌道のトラッキングが難しいため，空間的ら遠ざかると共にむしろ増す．

精度が悪かった．
「かぐや」計画ではリレー衛星の利

地球の自転速度は月形成時に現在の数倍だったと考用によって格段に良い重力データが得られる．これをえられている．現在の地球の自転の運動エネルギー基にした月の裏側の重力異常の解析とそれに基づく月が2×10 Jであるので，自転の運動エネルギーはほぼ

29

30

熱史の理解の進展に期待したい．

3×10 J失われたことになる．この一部は月の公転運
30動の力学的エネルギー (およそ1×10 J)に分配される．

7. 月内部の再加熱

非現実的だが，残りがすべて月内部の加熱に使われた6とすると，月の単位質量あたり2.5×10 J/kgの発熱
固体天体は一般に単調に冷えてゆくと考えられるにになる．つまり潮汐進化には月をおよそ2500K温度上も関わらず，月ではその誕生から億年単位の合間をお昇させられる潜在能力があると言える．ちなみに地球

いて再び火成活動が起こったことは月の熱進化の大きは月の80倍の質量があるので，月の潮汐進化は地球のな謎である．表側の衝突盆地を満たす海の溶岩の噴出

加熱源としては有効ではない．

年代は，衝突盆地の形成からも遅れ，39 ～ 38億年前以降に集中している（例えば [17])．

しかし潮汐熱が海の溶岩を作る熱源として機能できたかどうかは今のところ良く分からない．少なくともまた溶岩の化学組成も，マグマオーシャンから一度

現在の月潮汐進化のエネルギー散逸は大部分地球が担固化した成分の再融解を考えると合理的に説明できる．

っている．また潮汐進化は地球-月間距離が近接して

2

その一例としては，溶岩が相対的に重希土類 に濃集いるほど急激に進むので，月内部の加熱に重要性を持している源（そのためにはあらかじめ液相を吐き出し

つのはごく初期，例えば最初の１万年程度 [18]，に限て，軽希土類元素をより選択的に失った固相が集積しられると思われる．また潮汐加熱も放射壊変熱同様にた領域が要請される）に由来することが示されている

基本的には時間とともに弱まってゆくので，再加熱をことが挙げられる．

引き起こすには何か仕掛けが必要である．これらの不

月内部の再融解を起こすには，月内部の放射性熱源の再配置か，放射性熱源以外の熱源を考えねばならな
い．初期に全融解していた月が冷却し，それにともな明な点を，過去の地質記録を保存する月の調査から明らかにできれば，インパクトがあるといえよう．
放射性熱源の再分配の可能性はどうだろうか．最近，って晶出した鉱物を密度に応じて深部と浅部へ分離さマグマオーシャンが理想的に冷え固まると，結晶の沈せ，そのまま固定されたとする．各層における放射性積した層は浅部ほど密度の大きな不安定構造になって

2. 希土類元素はランタノイド系列の元素が多数存在し，そのうち原子番号の小さな元素（これを軽希土類元素と呼ぶ）ほど，
原子核の電荷が小さな分，束縛が弱くやや広がった電子軌道をもつためイオン半径が大きい．そのため岩石の部分融解が起こると原子番号の小さな希土類元素ほどより選択的に結晶から放出される性質がある．

しまうことに着目したアイデアがHessとParmentierによって提唱され，月の火成活動を説明する有望な仮
3. 具体的現象には地球の自転角運動量を月の公転角運動量に渡して月が地球から徐々に遠ざかっていることが挙げ
られる．

204

日本惑星科学会誌 Vol.16.No.3,2007

説と考えられている [19]．

こる半球表面に流れの収束が起こることによって，そ不安定構造の形成は，FeとTiが非調和元素としてこへ斜長岩がはき寄せられて地殻が厚くなるとする．

振舞うために，はじめこれらの重元素をあまり含まな

しかしこのモデルでは厚い地殻を持つ裏側の地下深部

い鉱物が晶出して沈み，後の段階ほどこれらの元素をにKREEP成分が大量に存在することになり，地殻の取り込んだ高密度の鉱物が晶出して沈積層を覆ってゆ

薄い表側に海の火成活動が集中していることを説明しくことによる． 特に最終残液成分とされるKREEP成にくい欠点も抱えている．

分は著しくFeとTiに濃集するため，これが固化すると，また月の深部に沈んだKREEP成分の加熱によって，かんらん石と輝石を主体とする沈積層よりも，密度がやがて波数が1のマントル上昇流が起こり，これが表1割ほども高くなる．

側へ選択的に海の溶岩が噴出している原因とする考え

このような上部ほど密度の高い状態はやがて上下がひっくり返ると考えられる．このひっくり返りの時間もある [21]．しかしこのモデルは表側の比較的古い地殻にもThが多い理由については説明していない．

スケールは粘性流体中を浮上する物体の上昇速度か

現在の地球ではマグマの発生は，固体マントルの流ら見積もることができる．上昇（または下降）領域

動と密接に関係している．マグマの生ずる主要なテクの大きさスケールをl，周囲との密度差をΔρ，粘性トニクス場には中央海嶺，ホットスポット，および沈率をν，重力加速度をgとすると，上昇速度のオーダ

み込み帯がある．それぞれ，プレート拡大にともなうー vはv=Δρgl /ν，ひっくり返り時間τは系の厚みLマントル物質の受動的上昇運動ならびに熱あるいは組を用いてτ=L/vで評価できる．Lとlに月半径の1/2，g

成的な浮力による能動的な上昇運動による減圧融解と，に地球表面の重力加速度の1/6，Δρに月平均密度の沈み込むスラブからの水分供給による融点降下によ

1/50，粘性率に無水かんらん岩のソリダス直下の値とって，マグマが発生していることは良く知られている．

2

21

してもっともらしい10 Pa・sを代入すると，ひっく

地球よりやや小さな火星においては，ホットスポット

り返りに要する時間はおよそ40万年と評価される．つ型の火成活動によって，タルシスのような巨大火山台

まりひっくり返りが起こったとすれば，月進化のごく

地の形成が説明されている．

初期にそれは完了する．

だが月の再加熱によるマグマ生成が，地球に見られこのようなひっくり返りに伴って，はじめ月浅部にるマントルの流動とカップルしたメカニズムで起きた生じたKREEP成分は少なくともその一部が熱の逃げのかは不明である．月物質はドライなために岩石は流にくい月深部へ移動する．KREEP成分は放射性熱源

動性に乏しいことには先ほども触れた．そのため再加に地球マントルの百倍近く濃集しており，それが閉熱を受けた領域の空間スケールが小さければ顕著な上鎖系であれば45億年間で10万度以上の温度上昇が起こ

昇運動は起きない．月内部では岩石は減圧の効果ではる．つまり強力な熱源として振舞うということである．

なく，放射壊変熱によって直接融解して海のマグマが実際には熱伝導で周囲の岩石も熱することになるので，生じたのかもしれない．

そこまで温度上昇することはないが，岩石を一部再融解させる熱源としては十分である．

KREEP成分による月内部の再加熱モデルの問題点としては，海の玄武岩にU/Pb比（μ値）の非常に低Parmentierらはこのアイデアを発展させ，KREEP

いものが見つかっていること [22,23,24] が挙げられ成分による月深部の再加熱だけでなく，マグマオーシ

るかもしれない． 結晶分化の過程ではUのほうがよャン固結層のひっくり返り運動にともなって月の表裏

り選択的に液相に濃集するためKREEP成分のμ値はの地殻厚の差が生じた可能性についても論じている

100以上になる．ところが海の玄武岩にはμ値が10前[20]．このアイデアではひっくり返りで沈み込みの起後のものも存在し，物質的にはKREEP成分の混入は

月の熱進化の謎／倉本，玄田，荒井，岡田，杉田

205

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図 3： 月の熱進化に関する理解と謎のまとめ．詳しくは本文参照．

少ないと考えられる．こうした玄武岩は，月深部で近試みもあるが，これまでのところ測定精度と，それを接するKREEPに富む岩体から物質混合なしに熱され解釈するためのコア-マントル結合モデルの不定性のることで生じたのかもしれない．岩石では熱拡散係数問題があり，決定的な結論はまだ得られていない．

の方が物質拡散係数よりも数桁大きいので，こうした

現在の月中心部が融点に近い熱状態にあることは物ことは起こり得る．あるいは放射壊変熱以外の加熱過

理的には不自然ではない．月のサイズはかなり大きく，程があったのかもしれない．

熱伝導だけでは中心部はほとんど冷えない．また対流が起こるにも融点に近い高温が必要と考えられるから

8.月深部は溶けているか
月の最深部の状態については金属核の有無も含めである．

9.まとめと追記て今なお謎が多い．アポロの月震データからは，潮汐力でトリガーされると考えられている深発月震がここまでの議論を図３にまとめた．月の長期的熱進

1000km以深では起こっていないらしいこと，また，化の解明には，初期に月へどれだけの放射性核種が取このような深部領域では地震波が非常に減衰しやすく，

り込まれ，分化に伴って月内部でどのように再配置が

特に横波成分の減衰が大きいことが明らかにされてい起きたのかを明らかにすることが重要である．特に放る．そのため月深部は融点に近いか，一部溶けている

射性核種の浅部および深部への再配置は，月リソスフのではないかと考えられている [25]．

ェアの急速な冷却と，海の火成活動をもたらした月内

月に金属核があれば，その状態（固体か液体か）を部の再加熱を起こすために不可欠と思われる．

知ることによって月中心部の温度に制約を与えられる．

放射性核種の再配置の重要な担い手として考えら

金属核の状態を月の自由秤動の測定から明らかにするれるのは，マグマオーシャンの結晶分化過程の最後206

日本惑星科学会誌 Vol.16.No.3,2007に生じる非調和元素に濃集したKREEP成分である．
KREEP成分は放射性核種に濃集しており，具体的な謝辞メカニズムは不明だが，一部は高地地殻へ取り込まれることで月地殻への放射性核種の濃集を引き起こす．

この原稿は月の謎研究会に参加された皆さんとの議一方でFeやTiにも富むKREEP成分は固化すると密度論が下敷きになっています．活発にご議論いただいたが高くなり，月深部へ沈降すると考えられる．そして参加者の皆様に厚く御礼申し上げます．また小林直樹

月内部の再加熱をもたらしたのかもしれない．

からは有益なコメントを頂き，よりよい内容にするこ

ルナープロスペクタの明らかにした月表面のTh濃とができました．

度データに基づくと，月全体として地球マントルよりも放射性核種が濃集しているように見える．ただし月

参考文献

地殻の体積の見積もりが正しく，また隕石重爆撃によって鉛直方向には地殻は良く攪拌されているとする仮[1] 並木則行他, 2006, 遊・星・人, 15, 169.

定の正しさに依存する．

[2] Turcotte, G. L., and Schubert, G., 2002,

月表面のTh分布は水平方向には著しく不均質であり，特に高いTh濃度は表側に集中して見られる．Th
濃度が最も高い地域は海ではなくクレーター密度の比較的高い領域に存在しており，水平不均質は月の歴史の比較的早い時期に作られたものであることを示唆する．海の玄武岩も表側に集中しているが，これは放射性核種の濃集が月マントルにまで及んでいることを示
すのかもしれない．一方で月マントルにあまり多くの“Geodymamics”, Cambridge Univ. Press,
Cambridge.
[3] Taylor, S. R., 1986, in“Origin of the Moon”,
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[4] Nakamura, Y. et al., 1982. J. Geophys. Res, 87,
Suppl. A117.
[5] Longhi, J, 1992, Geochim. Cosmochim. Acta.,
56, 2235.

放射性核種が存在すると，月リソスフェアの急冷の条[6] Zuber, M. T. et al., 1994, Science, 266, 1839.

件を満たせなくなる．

[7] Newmann et al., 1996, J. Geophys. Res.,

地球ではプレート運動が起きているために，放射性[8] Langseth, Jr., M. G. et al, 1976, Proc. Lunar

核種の濃集した地殻物質が再びマントルに還流していSci. Conf. 7th, Pergamon Press Inc., New York,る．これに対して月では火星同様に，地殻物質の還流

3143.

はそれほど起こってこなかったようだ．還流が起こら[9] 斎藤靖之他, 2007, 遊・星・人, 16, 158.

ないと放射性核種は次第に地殻に濃集して，惑星深部[10] Canup, R. M., 2004, Icarus, 168, 433.

の加熱に寄与しなくなる．月や火星で火成活動が急速[11] Ida, S. et al., 1997, Nature, 389, 353.

に弱まったのは，サイズの小ささに加え，こうした冷[12] Wada, K. et al., 2006, Astrophys. J., 638, 1180.

却が加速される効果も重要なのかもしれない．

[13] Prettyman, T. H. et al., 2006, J. Geophys. Res.,

月内部の進化の理解とそのための手法の開発は，将来的に地球，月，火星，金星，水星を対比し，これらの惑星が多様な進化を遂げた真の理由を探ることへとつながって行く．
「かぐや」(SELENE)計画を発端とした新しい月と惑星の科学が，このような方向で展開することを期待したい．

111, doi:10.1029/2005JE002656.
[Jolliff]

Jolliff, B.L., et al., 2000, J. Geophys. Res.,

105, 4197.
[14] Warren, P. H., 1985, Ann. Rev. Earth Planet.
Sci., 13, 201.
[15] Lambeck, K. and Pullan, S., 1980, Phys. Earth月の熱進化の謎／倉本，玄田，荒井，岡田，杉田

207

Planet. Int., 22, 12.
付録 ミニワークショップ「月の謎研究会」の概要[16] Pieters C.M., et al,, 2001, J. Geophys. Res. 106,
28001.
[17] Hiesinger, H. et al., 2000, J. Geophys. Res., 105,

主催：月の謎研究会企画グループ

29239.
[18] Touma, J. and Wisdom, J., 1998, Astron. J.,
115, 1653.
[19] Hess, P. C. and Parmentier, E. M., 1995, Earth（倉本 圭，杉田精司，岡田達明)
日程：7月7日(土）13:00-18:30
場所：北海道大学理学部コスモスタジオ
プログラム

Planet. Sci. Lett., 134, 501.

13:00- 月マグマ・オーシャンの謎
14:00-[20] Parmentier, E. M. et al., 2002, Earth Planet.
Sci. Lett., 201, 473.
[21] Zhong et al., 2000, Earth Planet. Sci. Lett., 177,131.
[22] Misawa, K. et al., 1993, Geochim. Cosmochim.
Acta, 57, 4687.
[23] Torigoye-Kita, N.,et al. 1995, Geochim.
Cosmochim. Acta 59, 2621.

荒井朋子

地球－月系の起源にまつわるエトセトラ



玄田英典
15:00- 月の熱進化の謎

倉本 圭

16:00- 月の衝突盆地の謎

杉田精司

17:00- かぐや（SELENE）月統合探査岡田達明
17:45- 総合討論
18:30

解散

19:00- 懇親会[24] Unruh, D.M. and Tatsumoto, M., 1978. In:
Papike, J.J., Merrill, R.B.（Eds.), Mare

本WSは探査関係者以外にも月の科学の興味を喚起

Crisium: The View from Luna 24, Pergamon

し，新しい研究テーマの発掘作業を一緒に行う趣向でPress, New York, pp. 679-694.

企画されました．全国から予想の倍近い約30名が集い，[25] Goins, N. R. et al., 1977, Proc. Lunar Sci. Conf.
8th, Pergamon Press Inc., New York, 471.
[26] Burnet, D. S., 1975, Rev. Geophys. Space Sci.,13,
13-34

テレビ会議システムで宇宙研，産総研，東大柏キャン
パスとも結んで活発な議論が展開されました．