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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」

月の海の玄武岩組成が示唆する月マントルの進化史
加藤 伸祐 ，諸田 智克 ，山口 靖 ，大嶽 久志 ，大竹 真紀子
11122

2013年9月18日受領，2013年10月30日受理．

（要旨）固体惑星の形成と進化の体系的な理解に向けて，地球型惑星の小型端成分である月の初期進化を理解することは重要である．しかし，月のマグマオーシャンからの固化過程やその後の大規模な構造変化の有無については未だに良く分かっていない．その解決の方法として，月の海の玄武岩の組成を調べることは非常に有効である．海の玄武岩の組成と噴出年代との関係からマントルの水平・鉛直方向の組成に関する情報が得られる可能性があり，それによって月マントルの進化モデルを制約できると期待される．そこで我々は，月周回衛星「かぐや」搭載のマルチバンドイメージャによる分光データから算出された溶岩流のチタン含有量と，噴出年代との関係を調べた．本論文では，その成果とそこから考えうる月マントルの進化シナリオについて考察する．

終的に残液には KREEP（カリウム−希土類元素−リ1. はじめにンの総称）と呼ばれる元素群が濃集した．このように月は地球型惑星の小型端成分であり，月の進化を理解することは地球型惑星の進化の理解に必要不可欠でしてつくられた月マントルの組成は深部では低チタン，浅部では高チタンであったと考えられる．

ある．ところが，月の進化史については未だに理解さマグマオーシャンからの固化に伴ってマントルの上れていないことが多い．例えば，月の初期の主要イベ部に濃集したイルメナイトは下部のマントルに比べてントであるマグマオーシャンからの固化過程や，マン密度が大きいため重力的に不安定な状態であったと考トルオーバーターンの様な大規模な構造変化が起こっえられる．そのため，マントルの密度構造の逆転が起たかどうかについてはよく分かっていない．

こったことが指摘されており，これはマントルオーバ

月の起源を説明する有力なモデルとして，現在最もーターン仮説と呼ばれる [2]．もしこの仮説が正しい

広く受け入れられているのが巨大衝突仮説である [1]．

ならば，構造変化によって上部マントルに多く含まれ衝突による莫大なエネルギーのため，形成当時の月はていたチタンは深部に沈み込んだはずであり，深部ほマグマオーシャンと呼ばれる全球が溶融した状態であど組成は高チタンとなったであろう．マントルオーバったと考えられている．次第に冷えるにつれてマグマーターンは月の表裏の二分性形成やダイナモの駆動，オーシャンからまず始めに晶出するのはかんらん石やマントル再溶融の原因となったことが指摘されており輝石であり，これらの鉱物は液相に比べて密度が大き[3-5]，このようなマントルの密度逆転が起こったかどいため，沈んでマントルを形成する．その後，マグマうかはその後の月進化を左右した重要な問題である．

オーシャンの固化が進むにつれて，斜長石が晶出，浮海の玄武岩にはチタン含有量に多様性がある．この上し，地殻を形成した．さらに固化が進むと，チタン多様性はマントルの組成不均質を反映していると考えを多く含むイルメナイト（FeTiO3）が晶出し始め，最られ，マントル内でのチタン含有量の分布を理解することがマントルオーバーターンの有無や，その後の月

1. 名古屋大学大学院環境学研究科
2. 宇宙航空研究開発機構
katou.shinsuke@h.mbox.nagoya-u.ac.jp■2013遊星人Vol22-4_製版.indd

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マントルの進化過程を制約する重要情報をもたらすと期待される．月の 3 次元熱史計算研究によると [6]，月2013/12/13

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月の海の玄武岩組成が示唆する月マントルの進化史／加藤 他
図1（a）

195

図1（b）

90°
W

75°
W

60°
W

45°
W

30°
W

15°
W

37°
W

0°

36°
W

35°
W

34°
W

33°
W

30°
W

31°
W

32°
W

（b）

（a）
50°
N

50°
N

40°
N

雨の海40°
N

19°
N

19°
N

18°
N

18°
N

17°
N

17°
N

16°
N16°
N

15°
N15°
N

14°
N14°
N

13°
N

13°
N

30°
N

30°
N

Aristarchus
20°
N20°
N

嵐の大洋

10°
N10°
N

KeplerCopernicus
0°

0°

10°
S

10°
S

20°
S20°
S

90°
W

75°
W

60°
W

45°
W

30°
W

15°
W

0°

図1（c）
37°
W

37°
W

36°
W

35°
W

34°
W

33°
W

32°
W

36°
W

35°
W

34°
W

33°
W

32°
W

31°
W

30°
W

31°
W

30°
W

図1（d）
36°
W

34°
W

35°
W

33°
W

32°
W

31°
W

30°
W

（c）

37°
W

（d）

Euler P

19°
N19°
N19°
N

19°
N18°
N18°
N18°
N18°
N17°
N17°
N17°
N

16°
N16°
N15°
N15°
N14°
N

14°
N13°
N

037°
W

510
チタン含有量

36°
W

35°
W

13°
N

15[wt%]

Copernicusのエジェクタ

17°
N16°
N

16°
N15°
N

Tobias Mayer B

15°
N

Copernicusのエジェクタ
14°
N14°
N

13°
N

13°
N

Keplerのエジェクタ
34°
W

33°
W

32°
W

31°
W

30°
W

37°
W

36°
W

35°
W

34°
W

33°
W

32°
W

31°
W

30°
W

図1： 嵐の大洋のユニットP43におけるチタン量算出例．（a）嵐の大洋，雨の海地域の広域図，以下（b），（c），（d）は白枠内を拡大．
（b）
MI750nm反射率，（c）チタン含有量．（d）地質図．（b）において，白線で囲まれた領域がユニットP43である．（d）の黒丸はP43の下位にある溶岩流を掘削しているクレーターの位置を表している．破線はチタン量の見積もりに用いた領域を表す．
このように遠方からの放出物や下位層の物質を掘削したクレーターを避けて，チタン量解析に有用な領域を判別した．の初期のマントル上部に発生した部分溶融域はリソス有量と噴出年代の関係を調査した．

フェアの成長とともに浅部から冷えていき，時間が経つにつれて部分溶融域の上限は次第に深くなっていっ

2. 溶岩流のチタン量の推定た．つまり，より後に噴出したマグマほどより深部に起源を持つと考えられる．そこで本研究では，マント

本研究では，月周回衛星「かぐや」に搭載されたマルの鉛直・水平の組成分布とその時間変化に関する情ルチバンドイメージャ（MI）[7] によって得られたマル報を得ることを目的とし，月の海の玄武岩のチタン含チバンドの画像データを使用する．「かぐや」データ■2013遊星人Vol22-4_製版.indd

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はその高い空間分解能に加えて，詳細な地形モデルが反射率データの校正精度を保証するためである．例と作成されているため，撮像条件（太陽入射角，出射角，して，嵐の大洋にあるユニット P43 の解析領域を図 1位相角）によって変化する輝度値を正確に補正し，月に示す．上記の地質学的条件から，図 1 の点線領域を面反射率を算出できる点が大きなアドバンテージであ選択し，チタン含有量の平均値を求めたところ，8.3

る．本研究では全球的な解析を行う為に，輝度校正・± 1.0 wt% であった．一方，P43 のユニット全体での幾何補正済みである月面全球反射率マップデータ（空チタン含有量を平均すると 6.2 ± 1.9 wt% であった．

間分解能 240 m/pixel）を使用する．

この違いはコペルニクスクレータからの低チタン物質

チタンは主に月の海の玄武岩中のイルメナイトに含からなる放出物の混合が影響しているためである．こまれている．イルメナイトの反射スペクトルの特徴とのように本研究では地質を考慮し最適な領域を選択すして，反射率が低いこと，目立った吸収帯が無くスペることで，より正確に各ユニットのチタン含有量の決クトル形状がフラットであることが挙げられる．これ定を行った．

に対して，月の玄武岩を構成するその他の主な鉱物（か海の溶岩流ユニットの噴出年代はクレーター年代学

んらん石や輝石など）は 415 nm から 750 nm にかけてにもとづいて多くの研究によって調べられてきた [10-反射率が増加する．そのため，チタン含有量が高いほ16]．本研究では，「かぐや」データで更新された最新ど（イルメナイトが多いほど）750 nm の反射率は減少の年代マップ（図 2）を用いてチタン量との相関関係し，415 nm と 750 nm の 反 射 率 の 比（以 後，415を調べる．これらの研究から，月という地球型惑星のnm/750 nm 比）は増加する．一方，月面スペクトルは小型端成分にしては長い約 20 億年間マグマ噴出が続宇宙風化作用によっても変化する．宇宙風化作用は反いていたこと，約 40 億年前に始まった火成活動はそ射率を低下させ，スペクトルを赤化させる．つまり宇の後減衰していくが，約 20 億年前付近に再び噴出が宙風化の進行は，チタン量の増加と同様に 750 nm の活発化していることが分かっている．また，約 40 か反射率は減少させるが，415 nm/750 nm 比も減少さ

ら約 30 億年前までは比較的広範囲で噴出が起こってせるため，750 nm 反射率と 415 nm/750 nm 比の関係

い た が， 約 20 億 年 前 の 噴 出 は ほ ぼ Procellarumを調べることで，月面のチタン含有量と宇宙風化の進

KREEP Terrain（以後，PKT）と呼ばれる嵐の大洋行度を分離して評価することが可能である．この考えと雨の海を中心とした KREEP 成分に富む領域に限ら方にもとづいて，Lucey et al. [8] はアポロ計画で持ちれていることがわかる（図 2）．

帰られたレゴリス試料の 750 nm 反射率と 415 nm/750nm 比を用いて，チタン含有量の定量化に成功した．

3. チタン含有量と噴出年代との関係「かぐや」のデータにおいても同様の方法でチタン含有量が推定されており，マップ化されている [9]．本
研究ではこのチタン含有量マップを用いる．

図 3 にそれぞれの海におけるマグマの噴出年代とチタン含有量の関係を示す．これを見ると，約 40 から本研究において解析を行った海は，嵐の大洋，雨の約 30 億年前の古い噴出については，チタン含有量は海，モスクワの海，南の海，静かの海，湿りの海，晴0.5wt% から 14 wt% まで示しており，多様性があるこれの海，氷の海，東の海の₉つである．それぞれの海とが分かる．それに対して，嵐の大洋や雨の海などのは，噴出年代と組成の異なる複数の溶岩流ユニットでPKT 領域では，古い海の玄武岩に比べて若い玄武岩構成されている．本研究では合計で 234 個の溶岩流ユほど選択的に高チタンである傾向が見られる．また，ニットについて，以下の地形学的・地質学的条件を満氷の海や南の海の玄武岩は全体的に低いチタン量を示

たす領域のチタン含有量の平均値を算出し，各ユニッしている．これは，これらの海が周りを高地に囲まれトのチタン含有量とした．

た小さい海であるため，周囲からの高地物質の混合が（1）周囲からの飛来物質のない領域影響している可能性がある．

（2）地形的な起伏が小さい，平坦な領域

次に上記の様な高地物質の影響を除き，火成活動の（1）は周囲の別の地質ユニットからの混合の影響を避

時間的変化を見るため，１つの海で噴出が長く続いてけるためであり，（2）はチタン含有量算出に用いた MI

いた嵐の大洋と雨の海のデータのみを解析に用いて詳■2013遊星人Vol22-4_製版.indd

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図2： 海の玄武岩の年代マップ [15, 16]．
表1： Phase1とPhase 2の火成活動における違い．

Ti 含 有 量TiO2 (wt%)

南の海
氷の海
湿りの海

Phase 1

Phase 2

多高様い

空間的特徴

広範囲

主にPKT

時間的特徴

40〜30億年前にピークそれ以降減衰

20億年前に集中

雨の海
モスクワの海
嵐の大洋
晴れの海
東の海
静かの海とを示唆しているのかもしれない．そこで本研究では，
23 億年前以前を「Phase 1 火成活動」，23 億年前以後を「Phase 2 火成活動」と呼ぶことにする．
海の玄武岩の噴出年代分布をみると（図 4B），20 億年前付近に噴出のピークを持っており，これが高チタ年代 (Ga)
図3： マグマのチタン含有量と噴出年代との関係．

ン玄武岩の噴出タイミング，つまり，Phase2 火成活動と時間的によく一致していることがわかる．また，マグマ噴出の空間的な分布も Phase1 活動と Phase2 活細に調べてみる．図 4A はそれらの地域における海の動で変化が見られる．Phase1 活動は月の広範囲で起玄武岩のチタン含有量と噴出年代の関係を示す．これこっているのに対し，Phase2 活動は PKT に限られてを見ると約 40 億年前から約 23 億年前まではチタン含いる．表 1 に Phase1 と Phase2 活動の特徴をまとめる．

有量は大きな多様性を示しつつも平均値は約 4 wt%で変化がみられない．しかし，約 23 億年前に急激に4. 月マントルの進化シナリオ増加し，その後は約 7 wt％の平均値でほぼ一定の推移をしている．この平均値の差の有意性を確認するた

Phase2 活動におけるチタン含有量の増加を説明す

め，t 検定を行った．23 億年前の前後で両者の母集団るモデルは 2 つ考えられる．以下ではそれぞれを概説が同一であると仮定し検定した結果，その仮定は有意する．

水準 99.9％以上で棄却可能であり，約 23 億年前以降（1）マントル組成の反映のチタン含有量の増加は有意であることが分かった．

考えられるシナリオの１つは，チタン含有量の増加

このチタン含有量の変化はマグマソースが変化したこはマントルの鉛直方向の組成を反映しているという可■2013遊星人Vol22-4_製版.indd

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14(a)

12
TiO2 (wt%)

1086
4204.035

ユニット数

30

3.5

3.0

2.5

2.0

1.5

1.0

3.5

3.0

2.5

2.0

1.5

1.0(b)

25201510504.0

年代 (Ga)

図4：（a）PKTにおけるチタン含有量と年代との関係．実線は5点ごとの移動平均を表す．（b）PKTの溶岩流ユニットのヒスト
グラム [10, 11, 15]．

海の玄武岩は深部のマントルの組成を反映しており，マントルの深部はチタン含有量が高かったと考えられる．このようなマントル組成の構造はマントルオーバーターンモデルから予測される構造と整合的であるように思われる．しかし，この仮説では 20 億年前に噴出ピークがあったことを説明できない．
（2）スーパーホットプルーム説
Phase2 活動のチタン含有量の増加を説明するもう１つのモデルとして，スーパーホットプルームが起こったとするモデルが考えられる（図 5）．マントルオーバーターンの直後に月の広い範囲で上部マントルの再溶融が起こった．この再溶融を起こした熱源は不明で
図5： マグマ活動の特徴を説明するマントルの進化シナリオ．

あるが，マントルオーバーターン時の上昇流での減圧能性である．月の冷却プロセスは地球型惑星の中ではられる．その後，時間が経つにつれて月内部は冷えて比較的単純であるため，リソスフェアの成長に伴って，いき，部分溶融の領域が縮小していくことで火成活動

マントル部分溶融域の上限は時間とともに深くなっては弱まっていった．しかし，約 20 億年前に何らかのいったと考えられる [6]．これが正しいならば，若い理由で PKT 領域下のマントル深部でスーパーホット■2013遊星人Vol22-4_製版.indd

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溶融や KREEP による加熱などがその候補としてあげ2013/12/13

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プルームが発生し，この領域の火成活動が再び活発化

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ントを頂きました．厚くお礼申し上げます．

した．このシナリオでは，Phase2 活動が 20 億年前に集中した突発的な活動であること，オーバーターンに

参考文献

よってイルメナイトは深部に降下しているので，チタン含有量が選択的に高いこと，限られた領域のみで起[1] Hartmann W.K., and Davis D.R., 1975, Icarus 24, 504.

こっていること，のすべてが説明可能である．

[2] Hess, P.C. and Parmentier, E.M.,1995, Earth Planet.

問題は月形成の後，20 億年以上も経ってから大規

Sci. Lett. 134, 501.

模なホットプルームを発生させる熱源が何か？である．

[3] Zhong, S. et al., 2000, Earth Planet. Sci. Lett. 177, 131.

最近の月の熱進化の数値シミュレーション研究による[4] Parmentier, E.M. et al., 2002, Earth Planet. Sci. Lett.と [17]，マントルオーバーターンによってマントル深201, 473.

部に持ち込まれた放射性元素が月のコアをゆっくりと[5] Takahashi, F. and Tsunakawa, H., 2009, Geophys. Res.

加熱し，約 10 〜 20 億年かけて少なくとも 2000 K 程度

Lett. 36, L24202. doi:10.1029/2009GL041221.にまで達した可能性が示されている．この加熱によっ[6] Spohn, T. et al., 2001, Icarus 149, 54.て，深部のマントルでプルームが発生したとすれば，[7] Ohtake, M. et al., 2008, Earth Planets Space 60, 257.

Phase2 活動をうまく説明できる．

[8] Lucey, P.G. et al., 1998, J. Geophys. Res. 103, 3679.

さらにスーパーホットプルームが PKT の下で発生したことは，上部マントル温度の水平方向の不均質で説明可能である．他の地域と比較して，地殻中に熱源元素が豊富である PKT 領域では，その下の上部マントルは冷やされにくいため，月の歴史を通して高温が保持された可能性が指摘されている [18]．月の深部でホットプルームが成長するには，対応するコールドプルームが成長しなければならない．コールドプルーム
は冷たい上部マントルの領域で起こらざるをえないた
め，ホットプルームは選択的に熱い上部マントルの領域，つまり PKT 領域で起こりやすかったはずである．
40 から 30 億年前の古い玄武岩になぜチタン含有量の多様性があるのかは，まだよく分かっていない．考
えられる原因としては，マントルの上部では組成が不均一な状態であったためであると考えられる．マント
ルオーバーターンが起こった時に，チタン含有量の多いマントルが上部を撹拌し [2]，高チタンなマントルの一部が残って，それが上部の不均一を作ったと考えられる．初期の火成活動はマントルの上部で起こって[9] Otake, H. et al., 2012, 43rd LPSC, abstract# 1905.
[10] Hiesinger, H. et al., 2000, J. Geophys. Res. 105, 29239,
doi:10.1029/2000JE001244.
[11] Hiesinger, H. et al., 2003, J. Geophys. Res. 108, 5065.
doi:10.1029/2002JE001985.
[12] Hiesinger, H. et al., 2010, J. Geophys. Res. 115,
E03003. doi:10.1029/2009JE003380.
[13] Haruyama, J. et al., 2009, Science 323, 905–908.
doi:10.1126/science.1163382.
[14] Morota, T. et al., 2009, Geophys. Res. Lett. 36,
L21202. doi:10.1029/2009GL040472.
[15] Morota, T. et al. 2011, Earth Planet. Sci. Lett. 302, 255,doi:10.1016/ j.epsl.2010.12.028.
[16] Cho, Y. et al., 2012, Geophys. Res. Lett. 39, L11203.
doi:10.1029/2012GL051838.
[17] de Vries, J. et al., 2010, Earth Planet. Sci. Lett. 292,139.
[18] Wieczorek, M. A. et al., 2001, Earth Planet. Sci. Lett.
185, 71.

いたため，古い海の玄武岩にはチタン含有量の多様性が見られるのかもしれない．

謝 辞
本論文で提案したモデルに関して，東京工業大学の木村淳氏から有益なコメントを頂きました．また，査読者の本田親寿氏には本稿に対して多くの重要なコメ■2013遊星人Vol22-4_製版.indd

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