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日本惑星科学会誌 Vol. 22, No. 4, 2013

特集「月の火成活動からみた熱進化」

粘弾性変形理論に基づく月測地データの解釈：月進化史への示唆
鎌田 俊一

1

2013年10月1日受領，2013年11月1日受理．

（要旨）地質学的時間スケールにおける大規模地形の粘性緩和は，固体惑星の熱進化を反映し，その痕跡は測地データに反映される．本論文では，月周回衛星「かぐや」で得られた測月データと，熱進化を考慮した長期粘弾性変形計算を突き合わせることで，月内部温度構造の変遷を制約した．前ネクタリス期 4（PN4）以前に形成した衝突盆地下のマントル隆起はほぼ緩和しており，同時代までマグマオーシャンが未固化であったことが示唆された．その後形成した盆地下にはマントル隆起が見られ，月上層の冷却が大きく進行したことが分かった．また，海全体が傾いていることから大波長変形が示唆された．これは，海形成以後も深部は熱かったことを示唆している．

1. 測地データから迫る月の熱進化

めて単純化された内部構造モデルを用いてしか行われてこなかった．特に古い衝突盆地が形成したと考えら

月面上に見られる典型的な大規模地形は「衝突盆地」

れる月形成から間もない頃においては，上層の冷却にと呼ばれる巨大な衝突クレーターや，その底を埋める伴う急激な粘性率の上昇と粘性緩和の時間スケールはように広がった「海」と呼ばれる玄武岩で覆われた地拮抗する可能性があり，上記のような簡単なモデルで域である．いずれも今から数十億年前に形成したと考推定された温度構造と実際の過去の温度構造は大きくえられており [e.g., 1]，これらの地形により生じた荷異なる可能性が高かった．

重は地質学的時間スケールの粘性流動を引き起こすと

しかし近年，これら 2 つの課題は大きく改善された．

考えられる．月の地殻やマントルの主要な構成鉱物の月周回衛星「かぐや」は極域を含む月全球の地形デー

粘性率は様々なパラメータによって決まるが，特に温タの取得に加え，子衛星を用いた裏側重力場計測にも度依存性が強いことが知られている [e.g., 2]．そのため，成功し，全球測地データの精度を飛躍的に向上させた

表面地形やモホ面（地殻−マントル境界面）起伏の粘性[e.g., 4]．また，我々 [5] は非定常・多層粘性率構造を緩和に要する時間は内部の温度構造に強く依存する．

取り扱える，長期粘弾性変形計算手法を開発した．新

したがって，大規模地形周囲の現在の地殻構造は，月たな観測データと新たな計算手法が揃ったことにより，の熱史を探る上で極めて重要な手掛かりとなる．

測地データと理論モデルの詳細な比較が可能になり，これまでも大規模地形の粘性緩和に着目した月の初期熱史研究はなされてきた [e.g., 3]．しかしながら，モ月熱史に関してより定量的な制約が得られるようになった．

ホ面起伏の推定に必要な重力場データの空間解像度は

本論文では，我々がこれまでに得た月内部温度構造非常に低く，短波長成分の誤差は非常に大きかった．の時間発展についてまとめる．まず次章で計算モデル

また地形緩和計算においても，表面の弾性を無視したの概略を説明する．続く第 3 章では，本特集で特に取単純な粘性流体モデルが仮定されたり，粘弾性体モデり上げている「海」に着目し，その形成後の内部温度ルの場合でも一様定常粘性率が仮定されたりなど，極構造について述べる．それ以降の章では海の有無に関

1. 北海道大学大学院 理学研究院
kamata@mail.sci.hokudai.ac.jp■2013遊星人Vol22-4_製版.indd

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わらず衝突盆地に着目し，その形成期の内部温度構造について述べる．解析に使用した地形データは 1/16°

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粘弾性変形理論に基づく月測地データの解釈：月進化史への示唆／鎌田60

2010.1°

Latitude ( N)

50I2040I22302010−40−30−20−10010Longitude ( E)
図1： 雨の海の傾き．矢印は下流方向を示しており，その長さは傾斜角に比例する．灰色で解析したユニット境界を示している．右下は破線領域における，溶岩の流れた方向[12]を示す．ユニット名や境界は先行研究[9]による．

グ リ ッ ド デ ー タ と 359 次 ま で 球 面 調 和 展 開 し た

地殻厚と同じ数 10 km オーダーのマントル隆起の緩STM359_grid-03，重力場データは SGM150j である．

和がほぼ熱収縮によって起きるとも考えられない．したがって，熱収縮の影響は以降の結果に大きくは影響しない．

2. 計算�デルの�要
月は半径 1740 km の，地殻とマントルの 2 層からな

3. 「海」 の�きるマクスウェル粘弾性球と仮定した．いずれの層においても弾性率，密度，粘性率は動径方向にのみ変化し，月試料分析の結果，海の玄武岩は地球の玄武岩と比角度依存性はないものとした．地殻，マントルの横弾

較してケイ素の含有量が低く，海の溶岩は非常に低粘性率はそれぞれ 40，65 GPa，体積弾性率はそれぞれ性率であることが分かった [e.g., 7]．低粘性溶岩流は，80，125 GPa とし，各層内で一様定常とした．密度はまずは乱流状態で流れ出し，冷却によって高粘性率と地殻，マントルの上端でそれぞれ 2800，3300kg/m となるにつれて層流になる [8]．海の大きさは様々であし，深さ 1 km 間隔で Adams-Williamson 条件を満たるが，「雨の海」のような巨大な衝突盆地の大部分をすように与えた．地殻厚や粘性率の与え方は第 3 章と，覆うような海は単一の噴出でできたわけではなく，複第 4，5 章で異なるため，それぞれの章で述べる．パ数のユニットからなることが分かっており [e.g., 9]，そラメータ範囲などについての詳細については Kamataの典型的な厚さは数十 m と見積もられている [10]．そら [6] を参照されたい．のような厚さの溶岩流が，地表面傾斜角 0.1°の典型的3球の表面や内部に荷重を置き，それによる球全体のな斜面を乱流で下る距離は数百 km 以上と見積もられ変形を計算する．荷重を球面調和展開し，各次数でのる [8]．これは噴出ユニットの典型的な直径と同等か変形計算を行った後，重ね合わせることで最終的な表それ以上である．したがって，海の溶岩流は斜面を下面 地 形 や モ ホ 面 起 伏 を 求 め る． 詳 細 に つ い て はる途中では固化しきらず，流れた先で十分に貯まって，

Kamata ら [5] を参照されたい．

表面地形は「セレノイド」と呼ばれる等重力ポテンシ

荷重以外にも，冷却による熱収縮も変形の要因の一

ャル面に沿った可能性が非常に高い．これはちょうど，つと考えられる．しかし，熱収縮で海の溶岩が一方向

地球の平均海面が「ジオイド」と呼ばれる等重力ポテに傾く（一方向だけ収縮する）とは考えられない．また，ンシャル面に沿っていることに対応している．

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噴出直後に地形とセレノイドが沿っていた溶岩流がて一方向に傾いているというようなことはなかった．

その固化後に変形した場合，地形とセレノイドが沿わ

ただし，解析した月全球の海 >300 ユニットのほぼ全ない可能性が高い．つまり，セレノイドに対する表面ての傾きの大きさは有意である（0 ではない）．このこ

地形の現時点でのズレは，海形成後に起きた変形の記とは，重心の移動のような変形が起きたのではなく，録である可能性がある．Brown らはアポロ 17 号でのより短波長（球面調和次数 >2）の変形が長期に渡ってレーダー計測に基づく，同号のある 1 軌道直下の高度起きていた可能性を示す．

プロファイルを解析した [11]．その結果，海領域だけさて，どのような条件下であればセレノイドに対しを繋ぐ「きれい」な円が描け，その中心は現在の重心て地形が 0.1°傾くような変形が起きるのであろうか．とも形状中心とも異なることを見出した．もし海形成

まず一つは，月内部の粘性率が高すぎないことである．

時のセレノイドと現在のセレノイドが同一であれば，もう一つは，変形を引き起こすのに十分な荷重がある

海の中心は現在の重心に一致することが予想される．ということである．なぜなら，仮に月内部が非常に高この予想と反する Brown らの結果は，現在のセレノ温で低粘性率だったとしても，そもそも荷重が全くなイドは海形成時のそれから変化したことを示唆していければ変形は起きないためである．粘性率や荷重に対る．しかし解析データが 1 軌道なので，「きれい」な円して定量的な制約を得るため，粘弾性体数値計算を行が描けたのは偶然である可能性が否定できない．また，った．地殻厚はかぐやデータから示唆される全球平均

その後の Clementine などの高度データを使った同様値とほぼ同じ，50 km とした．海の形成は月形成からの解析例は報告されていない．

数億年後であり，すでにリソスフェアが発達していてここでは，かぐやデータを用い，月全球の海につい急激な冷却は起きていなかったと考えられる [e.g., 13]．て海形成後の比較的大規模（波長 > 〜100 km）の変形そのため，ここでは定常粘性率を仮定するが，上層にの可能性を探る．具体的には，まず地形とセレノイド

行くにつれて高粘性率となるような多層構造を仮定し，の差を算出し，その差に平面フィットを行い，傾きの各層の粘性率はパラメータとして振った．また，変形方向と大きさを求める．次に粘弾性変形計算を行い，の原因として内部にある面荷重を仮定した．これは，その傾きを説明可能な内部構造に対する条件を求める．

全球の海で傾きが観測されたたため，荷重は局所的で上述のように，多くの大きな海は噴出年代の異なる複はないと考えられるためである．荷重の深さ，大きさ数のユニットからなる [e.g., 9]．変形が噴出期間中にを様々に仮定して低次（≦ 10，波長 > 〜1000 km）の面も起きたとすれば，例え同じ海だとしても，傾きの大荷重に伴う変形計算を行った．

きさ・方向はユニット毎に異なる可能性がある．そのため，傾きの算出は各ユニットについて行った．

図 2 に，海の形成時期とセレノイドに対する地形の現在の傾斜の関係を示す．海形成直後においてセレノ

図 1 に雨の海の解析結果を示す．盆地のリムにあるイドと地形は平行であると仮定しているため，海が古小さなユニットを除くと，多くのユニットの下流方向ければ古いほど，現在の観測される傾斜は大きくなる．

は北東方向であり，典型的な傾きは 0.1°である．傾きパラメータスタディの結果，荷重が数十 MPa 程度での有意性（傾きの大きさが 0 ではない）については，解比較的浅い（<300 km）ところにある場合，深さ > 〜

析点をランダムに選び，統計的検定を行うことで確認

200 km で粘性率 <10している．図 1 には，先行研究 [12] で求められた溶岩0.1°以上になることが分かった．荷重がより小さい（大流の流れた方向も示している．ユニット I20 は北東方きい）場合にはより小さい（大きい）粘性率が必要であ向に流れ，一方のユニット I22 は南西方向に流れている．また，荷重がより浅い（深い）場合にはより小さいるが，現在の地形・重力場から推定される下流方向は（大きい）粘性率が必要である．

両ユニット共に北東方向である．また，傾きの大きさ

24

Pa s であれば最大傾斜角は荷重によって引き起こされる変形を考えているため，は前者よりも後者の方が小さい．このことは，雨の海荷重の波長と変形の波長は同一である．雨の海全体が形成後，北東方向が相対的に沈むような変形が雨の海

傾くような大波長成分を持ち，浅部にあり，そして数全体に渡って起きたと解釈することができる．

十 MPa の圧力を生じる内部荷重とは何か．一意に限

雨の海以外でも同様の解析を行ったが，全球を通し■2013遊星人Vol22-4_製版.indd

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定はできないが，その一つの候補としては大局的な地

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粘弾性変形理論に基づく月測地データの解釈：月進化史への示唆／鎌田

0.60.4

荷重深さ= 240 km

盆地直径 (km)0.120.1
0.080.06

740 km0.040.2

確実性400800確実6001000

不確実0.60.40.021240 km
0.0040.8

地殻厚比0.81.00.14

球面調和 7次
荷重 30 MPa
粘性率(Pa s)
1027 (深さ0-240 km)
1021 (深さ>240 km)

最大傾斜角 (°)

地形 - セレノイド (km)

1.0

203

32

海の形成年代 (Gyr)10.200.0

図2： 海の形成年代と最終的な傾斜角の関係．海形成時には地形はセレノイドに沿ったと仮定している．内部荷重が浅いほど，同じ荷重でも大きく変形する．

殻厚のばらつきが考えられる．また，マグマオーシャン固化の最終段階で出来る，イルメナイトに富む重た

PN2 PN3 PN4 PN5 PN6 PN7 PN8 PN9N1N2I

形成年代
図3： 衝突盆地の形成年代と地殻厚比の関係．地殻厚比は，衝突盆地中心の地殻厚を周囲の地殻厚で規格化したものである．周囲の地殻厚は，盆地直径の1.5－2.5倍の位置における地殻厚である．盆地直径や位置，確実性，形成年代は先行研究[1]による．PN,N,Iは前ネクタリス期，ネクタリス期，インブリウム期に対応する．

い層がマントルオーバーターンで深部に移動しきらずに浅いところに残っているとすれば，それも海の変形くなっていると解釈される [e.g., 16]．図 3 は，衝突盆を引き起こす荷重となり得る．

地の形成年代と地殻厚比（盆地中心の地殻厚を周囲の一方の粘性率についての条件は月の熱史と整合的な地殻厚で規格化したもの）との関係を示している．本のであろうか．前述のように，粘性率は温度以外の様々章で解析するのは地殻厚比 <0.7 となる衝突盆地で，なパラメータ，例えば粒径や圧力にも依存する．しかいずれも前ネクタリス期 5（PN5）以降に形成したもの

しこれらの依存性を実際に考慮しても，>1300 K であである．

24

れば乾燥したオリビンの粘性率は <10 Pa s と推定さ

衝突盆地形成期に月内部が非常に高温だったとする

れる [14]．したがって，荷重が数十 MPa 程度の場合，と，粘性緩和が進行し，表面もモホ面も平らになって深さ > 〜200 km で温度が >1300 K であれば最大傾斜しまい，正のブーゲー異常は極めて小さくなると考え

角は 0.1°以上の変形が可能である．海形成は表側中られる．換言すると，最終的な地殻構造が測地観測結

緯度では〜1 Ga まで続いたと考えられるが [e.g., 9]，果と整合的になるようにしつつ熱い条件を仮定すると，その時代まで部分溶融領域が内部に存在するためには衝突盆地形成直後のマントル隆起は現在よりも遙かに上記の温度条件よりも熱い必要がある [e.g., 15]．した大きくなる必要がある．その結果，あまりにも熱い内がって，比較的最近まで若い溶岩ユニットの地下 >部構造を仮定した場合，衝突盆地形成直後における盆〜200 km で >1300 K であった可能性は十分に考えら地中心での地殻厚が負という非現実的な初期地殻構造れる．古いユニットも含めて海全体が傾いているといが必要となってしまう．この章では，新鮮な衝突盆地

う結果は，単一の溶岩ユニットより大きな水平スケーについて，その初期地殻厚がゼロとなる最も熱い内部ルで最近まで内部が熱かったことを示唆している．

構造について述べる．
ここでは変形を引き起こす荷重は表面とモホ面にお4. 新鮮な衝突盆地の地殻構造

ける起伏であり，その他の内部荷重は考えていない．
これらの起伏を面荷重の重ね合わせとして考え，70「新鮮な」衝突盆地とは，測地データに明確な同心次まで球面調和展開し，各次数の変形を計算した．地

円構造を残す衝突盆地のことである．多くの場合，新殻厚は各盆地に合うように 40〜100 km で振った．衝鮮な衝突盆地中心には正のブーゲー異常が見られる．

突盆地形成期には月上層の冷却が進行し，それに伴う

これは盆地中心下でマントルが盛り上がり，地殻が薄急激な粘性率上昇が変形に影響した可能性がある [e.g.,■2013遊星人Vol22-4_製版.indd

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日本惑星科学会誌 Vol. 22, No. 4, 2013−90˚−45˚0˚45˚90˚135˚180˚−135˚−90˚FHT-An45˚

35

PKT0˚

30

FHT-O−45˚−90˚−45˚400˚45˚25

SPAT
90˚135˚180˚−135˚−90˚20

表面温度勾配上限値（K/km）

204

図4： 初期地殻厚がゼロとなる初期温度勾配．左側，右側がそれぞれ月の表側，裏側に対応する．地質区分は先行研究[17]による．FHT-Anで最も低く，PKTで最も高い．

液層濃集性ゆえにマグマオーシャン固化過程を解き明かす鍵となる．これまで，ガンマ線計測による表面での放射性元素濃度は求められてきたが，地下深くの濃度についてはほとんど分かっていない．我々の結果は，裏側高地地殻中に含まれるトリウム濃度は鉛直平均で<0.5 ppm であることを示唆している．これは月面での最低値とほぼ同じであり，裏側高地地殻は表層だけでなく深部まで放射性元素に枯渇していることを示唆している．他方，表側の PKT ではその 10 倍以上の濃度も許容されることが分かった．放射性元素濃度の大きな地域依存性は表層だけでなく地殻深くまで及んで1.0

おり，月はマグマオーシャン固化の段階から非常に不PN4以前に形成した衝突盆地均質な熱進化をしてきたことが示唆される [e.g., 13]．

0.6

部分溶融

最終地殻厚比0.80.4

5. 崩れた衝突盆地の地殻構造
本章で解析するのは，前ネクタリス期 4（PN4）以前に形成した，地殻厚比が >0.7 となる衝突盆地である0.2（図 3 参照）．これらの衝突盆地について前章と同様の0.08001000

12001400

初期モホ面温度 (K)
図5： 初期温度構造と最終地殻厚比の関係．初期地殻構造は現在のMendel-Rydberg盆 地（周 辺 地 殻 厚58km）．<1000Kで は変形はほぼ起きない．>1000Kでは粘性緩和が起き，地殻厚比は大きくなるが，同比が0.7を超えるためには初期モホ面温度がソリダスを超える必要がある．

解析を行っても有意な結果は得られない．なぜならば，観測された最終地殻構造が非常に平坦なため，非現実的なほど熱い内部構造を仮定したとしても初期地殻構造は現在とほぼ変わらず平坦なものとして計算されるためである．
そのためここでは前章とは逆に，初期地殻構造を仮定した上で，最終構造が平坦になる最も冷たい条件を13]．そのため，ここでは前章と異なり，熱進化と粘調べる．今は残されていない初期地殻構造を直接観測

弾性変形を同時に解いた．熱進化は熱伝導のみを考え，することは不可能な上，数値計算で求めることも困難

熱伝導率や放射性元素濃度などはパラメータとして振である．そのためここでは第一次近似として，現時点った．地殻には斜長石，マントルにはオリビンの流動で地殻厚比が極めて小さい衝突盆地（例えば Mendel-則を適用し，時々刻々と変化する粘性率構造を決めた．

Rydberg 盆地）の現在の地殻構造を初期地殻構造とし各熱進化モデル下で最終地殻構造が現在となるようなて粘弾性変形計算を行った．前章と同じパラメータ空初期地殻構造を算出し，衝突盆地中心における地殻厚間での計算を行った．

を求めた．

図 5 に初期温度構造と最終地殻厚比の関係の一例を

図 4 に，初期地殻厚がゼロとなる最も熱い温度構造示す．パラメータスタディの結果，最終地殻厚比がにおける地温勾配を示す．地温勾配上限値は，裏側高>0.7 となるために必要なモホ面温度は衝突盆地周囲の地 で 最 も 小 さ く， 表 側 の Procellarum KREEP Ter-地殻厚（つまり衝突前の地殻厚）に強く依存しており，rane（PKT）と呼ばれる地域 [17] で最も大きいことが分

特に周辺地殻厚が <60 km の場合にはモホ面の温度がかった．

ソリダス以上でなければないことが分かった．

この結果から得られる重要な示唆は，裏側高地地殻「かぐや」だけでなく，最近の Lunar Reconnaissanceが放射性元素に枯渇しているということである．放射Orbiter（ LRO），Gravity Recovery and Interior

性元素は熱進化で最も重要な熱源であることに加えて，Laboratory（GRAIL）による測地観測から，大部分の■2013遊星人Vol22-4_製版.indd

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月地殻厚は <60 km と示唆されている [18]．また，崩43−41

れた衝突盆地は地殻厚 <60 km にのみ見られるわけではなく，広く分布している [1]．これらより，崩れた205

絶対年代 (億年前)

41−39>37 >10ソリダス

1400

大部分は部分溶融するほど熱かったことが示唆される．
本章における重要な仮定は，現在は崩れて平坦になってしまった衝突盆地の形成直後の地殻構造は，新鮮な衝突盆地の現在の地殻構造と同じである，ということである．もし最初から地殻厚比が〜0.7 のような平坦な地殻構造であったとすれば，より冷たい内部構造を仮定しても最終地殻厚比が 0.7 を超えることが予想される．非常に平坦な初期地殻構造を形成するためには，低密度天体が低速度かつ低角度で（地面をこするように）衝突する必要がある [e.g., 19]．このような衝突「しか」PN4 以前に起きないという仮定は非現実的

モホ面温度 (K)

衝突盆地の形成期，つまり PN4 以前には月モホ面の地質区分 [16]

(4)

1200

(5)

(1) FHT-An(2) FHT-O (F)(3) FHT-O (N)(4) SPAT(5) FHT-O/PKT(6) PKT

(6)

(1)
(3)

1000
(2)
600

マグマオーシャン(全球平均)
衝突盆地の形成
海の形成

400
PN3 PN4 PN5 PN6 PN7 PN8 PN9 N1N2IE

相対年代 [1]図6： モホ面温度の時間変化．PN4までは全球的にソリダス以上．
PN5－Iは地域依存．海形成以降の平均は，深さ240kmで1300Kとし，定常状態を仮定した場合の深さ50kmにおける温度．

である．そのため，PN4 以前に形成した衝突盆地の大きな地殻厚比は，最初から平坦な地殻構造をしていたで [e.g.,1]，マグマオーシャンの固化，つまり PN4/5 境ためというのは考えにくく，やはり PN4 以前では月界がこれに先立つという点は整合的である．

内部は非常に熱く，粘性緩和が進行したためと考えられる．

PN4 までマグマオーシャンが固化していなかった
場合，月面で最も大きい衝突盆地である South-Pole

前章の解析から，表層だけでなく地殻深くまで，放Aitken 盆 地 や， そ の 存 在 が 示 唆 さ れ る Procellarum

射性元素は PKT に集中していることが示唆されてい盆地が形成した PN1 は，まだ地殻形成段階にあったる． そ の た め， マ グ マ オ ー シ ャ ン が 固 化 し た 後，と考えられる．そのような古い時代における巨大衝突

PKT 外において衝突盆地と同等かより広範囲で部分は，地殻組成の不均質を促進した可能性がある．

溶融をマントル上端で維持するのは困難であると考えまた，後期隕石重撃期に関しての示唆も得られる．

られる．したがって，PN4 まで月モホの大部分が部分4.0-3.9 Ga における後期隕石重撃期においてほぼ全て溶融しているということは，PN4 までマグマオーシャの衝突盆地が形成したとする説がある [21]．この場合，ンは完全に固化していなかったことを示唆している．

マグマオーシャン固化後にほぼ全ての衝突盆地形成がまた，PN5 以降の全ての衝突盆地の地殻厚比が <0.7必要となり，粘性緩和によって地殻を平坦にすることであることも，マグマオーシャンが固化したことでモはできない．したがって，この「激しすぎる」後期隕

ホの全球的な部分溶融がなくなり，激しい粘性緩和は石重撃期モデルは，我々の結果からは支持されない．

起きなくなったためと解釈できる．

その一方で，より「穏やかな」後期隕石重撃期モデル

PN4 までマグマオーシャンが固化していなかったとは調和的であることも分かった．同時期における衝ということは，他の先行研究の結果とどの程度整合的突体として E- ベルト天体というものを仮定し，4.0 Gaなのであろうか．PN4/5 境界の絶対年代が決まっていにおける後期隕石重撃期の開始はネクタリス代の開始ない以上詳細な議論はできないが，他の理論モデルとと同じとするモデルである [22]．この場合，PN1 の年の整合性については議論できる．マグマオーシャンが代は >4.3 Ga と推定され，PN4/5 境界が >4.1 Ga とい

液体から固化していく過程において，放射性元素の濃うこととは矛盾しない．

集や潮汐加熱を考慮した場合，固化には約 2-3 億年かかると推定される [e.g., 20]．月形成年代の不確定性

6. まとめ[13] を考えても，4.1Ga より前に固化したと考えられる．
ネクタリス代の開始が遅くとも 4.0 Ga と考えられるの■2013遊星人Vol22-4_製版.indd

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モホ面温度という観点で全ての結果をまとめたもの

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日本惑星科学会誌 Vol. 22, No. 4, 2013を図 6 に示す．PKT 地殻に放射性元素を濃集させるよ105, 20189.

うなマグマオーシャンの不均質固化や巨大衝突を経て，[9] Hiesinger, H. et al., 2011, GSA Spec. Pap. 477, 1.

PN4 の終わりにマグマオーシャンは固化した．ここま[10] Hiesinger, H. et al., 2002, Geophys. Res. Lett. 29,

でに形成した衝突盆地は激しい粘性緩和を経験した．
PN5 以降では部分溶融領域は時間と共に深くなってゆく [e.g., 13,15]．この間も衝突盆地の形成は続くが，

doi:10.1029/2002GL014847.
[11] Brown, W. E. et al., 1974, Proc. Lunar Sci. Conf. 5th,3037.

マントル隆起がなくなるほどの激しい粘性緩和は起き[12] Schaber, G. G., 1973, Proc. Lunar Sci. Conf. 4th, 73.

ない．衝突盆地の形成は後期隕石重撃期にピークを迎[13] Shearer, C. K. et al., 2006, Rev. mineralogical

えたかもしれないが，〜0.1 Ga という短期間に現在月で認識される衝突盆地の全てが形成するほど激しい隕石衝突はなかったと思われる．インブリウム期以降でgeochem. 60, 365 (Chantilly: Mineralogical Soc. Am.)[14] Korenaga, J. and Karato, S., 2008, J. Geophys. Res.
Solid 113, doi:10.1029/2007JB005100.

は衝突盆地の形成はないが，引き続き海の火山活動が[15] Ziethe, R. et al., 2009, Planet. Space Sci. 57, 784.

起きたと考えられる．特に PKT 地殻は放射性元素に[16] Neumann, G. A. et al., 1996, J. Geophys. Res. Planets

富むためにマントル全体が比較的高温に保たれ，局所的な海の形成が〜1 Ga まで続いた [e.g., 9]．上層は冷えているが深部は水平方向に大きな空間スケールで暖101, 16841.
[17] Jolliff, B. L. et al., 2000, J. Geophys. Res. Planets 105,4197.

かいために，衝突盆地より大きな空間スケールの変形[18] Wieczorek, M. A. et al., 2012, Science 339, 671.

は継続した．以上が，かぐや測地データと粘弾性変形[19] Schultz, P. H. and Anderson, R. R., 1996, GSA Spec.

モデルの示唆する月の初期進化史である．

Pap. 302, 397.
[20] Meyer, J. et al., 2010, Icarus 208, 1.

謝 辞[21] Ryder, G., 2002, J. Geophys. Res. Planets 107,
doi:10.1029/2001JE001583.

千葉工業大学の千秋博紀博士と東京大学の杉田精司教授よりいただいた建設的なコメントに感謝いたしま[22] Morbidelli, A. et al., 2012, Earth Planet. Sci. Lett. 355,144.

す．

参考文献
[1] Wilhelms, D. E., 1987, U.S. Geol. Surv. Prof. Pap.
1348.
[2] Karato, S., 2007, “Deformation of Earth materials”(Cambridge: Cambridge Univ. Press)[3] Mohit, P. S. and Phillips, R. J., 2006, J. Geophys. Res.
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[4] Namiki, N. et al., 2009, Science 323, 900.
[5] Kamata, S. et al., 2012, J. Geophys. Res. Planets 117,doi:10.1029/2011JE003945.
[6] Kamata, S. et al., 2013, J. Geophys. Res. Planets 118,398.
[7] Murase, T. and McBirney, A. R., 1970, Science 167,1491.
[8] Williams, D. A. et al., 2000, J. Geophys. Res. Planets■2013遊星人Vol22-4_製版.indd206

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