火星現象論: 火星表層環境の進化

地球流体電脳倶楽部

1997 年 1 月 28 日

目次

• 地質学的な証拠
• 同位体比を用いた HO 量の見積もり
• 大気散逸の機構
• 参考文献

概要:

火星表層環境の進化を概観する.

地質学的な証拠

過去に大きな環境変動があったとされる地質学的証拠として, 以下のようなものがあげられている(Carr, 1996).

• バレーネットワーク
  • バレーネットワークはその形態から河川の跡ではないかと 考えられている(「火星現象論: 火星の表面地形」参照). 現在の気候下では大気からの降水, 地上での流水はすぐに凍結 してしまう(赤道の日中の平均気温は -60${}^{\circ }$C ). また軌道傾斜角変化による氷の融解では十分な水を供給することはできない (「火星現象論: 火星の気候変動」参照). よってバレーが流水によって形成されたなら, かつて温暖な気候 が存在していたことが必要となる.
• 浸食速度の変化
  • 高地のクレーターは直径 70km 程度のクレーターはほとんどが 削平衡に達している. これに対し, 直径 20km 以下の小さいクレーターの数が大きいものに 比べ不相応に少ない. Hartmann (1973) はこのような地形ができた原因は, 隕石重爆撃期を 境にした侵食速度の変化であるとしている. すなわち, 隕石重爆撃期では浸食速度が大きく, 小さなクレーターは ほとんど残らない. 隕石重爆撃が終って浸食速度が低下すると小さなクレーターも残るように なり, 現在見られるような分布になった, としている.
  • Baker and Partridge (1986)は Noachian に形成されたバレーの 浸食状態が異なることから, 浸食速度の変化を主張している.
  • どちらも Noachian とそれ以後の時代との間で侵食速度が変化 したことを主張している. 侵食速度の大きな変化, は表層環境に何らかの変動があったことを示唆 する.
• 風成堆積物
  • 地表のあちこちに浸食・風化によって生じたような堆積物が観察 される. 最も有名なのは Medusae Fossae (赤道付近, 140${}^{\circ }$W- 240 ${}^{\circ }$W). Noachian 以後では浸食速度がずっと低くなるので, これらの堆積物は 浸食・風化がよく働いた火星史上の比較的早い時期に生成された と考えられる.
• 氷河の跡
  • Hellas と Argyre の周辺に, 氷河によって形成されるものによく似た 地形が存在する. これより Kargel and Strom (1992)は火星にも氷河が形成された時期 があった, と主張している. もしこれが事実ならば, 降水をもたらすような大気環境が必要になる.

これらの表層環境の大きな変化は隕石重爆撃期の終り頃によく見られる.

以上の証拠からかつて火星には温暖な気候が存在したと考えられる. 温暖な気候が存在するためには温室効果が十分効くような濃い大気がなければならない. そのため火星にはかつて濃い大気が存在したと考えられる. このような濃い大気の主成分としては${\rm CO}_2$が考えられている. しかし, まだ次のようなことはわかっておらず, 今後の問題である(Leovy,1979).

• 現在の火星の表層にはどれくらいの${\rm CO}_2$と ${\rm H}_2{\rm O}$が存在しているのか？
• 過去の火星にはどれくらいの${\rm CO}_2$と液体の ${\rm H}_2{\rm O}$が 存在したのか?
• 昔存在したと考えられる${\rm CO}_2$と ${\rm H}_2{\rm O}$は どこにいったのか?

図1 バレーネットワーク(Carr, 1996, 図4-8). 写真の横幅は 80km.

同位体比を用いた H${}_{2}$O 量の見積もり

同位体比を用いて過去に存在した H${}_{2}$O の量が見積もられている. N${}_{2}$, Ar, D/H 比がよく用いられる.

Ar と N${}_{2}$

スケーリングを用いて H${}_{2}$O 量が見積もられている.

• Anders and Owen (1977):
  ${}^{36}$Ar を用いたスケーリング. 地球と火星でH${}_{2}$O/${}^{36}$Ar は変わらないと仮定した. その結果, H${}_{2}$O は全球に深さ 10m に相当する量が存在するとした. 同様に 100mb の CO${}_{2}$ 量を見積もった.

• Pollack and Black (1979):
  N${}_{2}$ を用いたスケーリング. 地球と火星の間で材料物質の(非希ガス/希ガス)比は変化してもよいが, 非希ガス元素 の間での存在度比は変わらないと仮定した. また, 大気中の ${}^{15}$N${}_{2}$/${}^{14}$N${}_{2}$ 比が地球の 1.62 倍 (McElroy et al., 1977) であることから, 光化学過程と Sputtering ¹によって N が散逸する効果を補正した.

  これより火星の材料物質における ${}^{14}$N${}_{2}$/${}^{36}$Ar は地球の 40 倍であるという結論を得た. これに地球の N${}_{2}$/H${}_{2}$O 比をあてはめて, H${}_{2}$O は全球で $6\sim 160$m の深さに相当する量が存在するとした.

これらの見積もりには, SNC 隕石からの情報やその他の大気 散逸過程が含まれていないこと, 揮発性元素間の存在度比に普遍性を仮定 したことに問題がある.

脱ガス率²も 見積もられている. しかし, H${}_{2}$O の絶対脱ガス量はわからない.

• Scambos and Jakosky (1990):
  SNC 隕石から推定された全 K 量(235-300ppm)と過去のマグマの噴出量の 推定値(Tanaka et al., 1988: Greeley, 1897)を基に, ${}^{40}$Ar と非 放射壊変起源ガスの脱ガス率を計算した. これより ${}^{40}$Ar は 0.012-0.040, 非放射壊変起源ガスは 0.17-0.112 を得た.

• Jakosky et al. (1994):
  大気上層での Supttering による ${}^{40}$Ar の散逸効果を考慮して, 脱ガス率を計算した. このとき ${}^{40}$Ar の脱ガス率は $\le$0.2, 非放射壊変起源ガスの脱ガス 率は $\le$0.4 .

D と H

観測から「火星の水素は重い」ことがわかっている.

• Owen et al. (1988): Bjoraker et al. (1989):
  「火星大気の水素は重い」ことを発見した. 地球上からの赤外線分光観測から, 火星の D/H ${}_{{\rm atm}}=8.1\pm 0.3 \times 10^{-4}$ を得た. これは地球の 5.2 倍にあたる. よって大気から H が選択的に散逸したことが示唆される.
• Watson at al. (1994):
  「火星地殻の水素も重い」ことを発見した. SNC 隕石中のマグマと変成起源含水鉱物の分析から, 火星地殻の D/H は地球の水と同程度の値から, 火星大気と同程度の値の間に 分散していることがわかった. これは地球と同程度の D/H 比を持つマントル中の H${}_{2}$O と, 現火星大気 と同程度の D/H 比を持つ表層の H${}_{2}$O との混合で説明できる. よって大気と地殻中の H${}_{2}$O は高い交換率をもつことと, 表層の D/H の分別は SNC の固化年代である 13 億年前には現在と同程度進んでいたことを示唆する.

この結果から H${}_{2}$O 量が見積もられている.

• Yung et al. (1988):
  拡散分離と光化学過程による現在の H, D の散逸率, 分別因子³を推定した. 得られた値は散逸率が H: $1.6\times 10^{8}$, D: $9.3\times 10^{3}$ (単位は atoms cm${}^{-2}$sec${}^{-1}$), 分別因子が 0.32 である.

  この散逸率が 45 億年持続したとすると, 観測される D/H 比まで分別が進むためには 初期の火星には全球で深さ 3.6m 相当の大気と交換可能な H${}_{2}$O が存在し, 現在までに 0.2m 相当まで減少すればよいことになる.

• Jakosky (1990):
  自転軸の傾きが大きな時期には大気中の水蒸気濃度は増加するので, より 多量の散逸が起こるはずだ, として初期の H${}_{2}$O 量を見積もった. そして初期に全球で深さ 70m 相当の H${}_{2}$O が存在し, 現在までに 4m 相当まで減少すればよいとした. これは Yung et al.(1988) の推定値の 20 倍である.
• Donahue (1995):
  13 億年前にできたと推定される隕石中の D/H 比と現在の大気中の値がほとんど 変わらないことから, 表層の H${}_{2}$O 量を推定した. 散逸のパラメータは Yung et al.(1988) の値を用いた. これより 13 億年前には全球で深さ 25m 相当の交換可能な H${}_{2}$O, 45 億年前には 280m 相当の H${}_{2}$O が存在するとした. これらは最低量であり, もっと多く存在していてもかまわない.

H の散逸がどのような進化をたどったかには, 連続的に散逸したとする考え (斉一論: Jakosky and Jone, 1995)と, 過去の温暖な時代に湿潤な大気から多く 散逸され, 分別の大部分はそのとき進行したとする考え(初期大規模散逸 : Owen wt al., 1988)がある. 斉一論には, 1)現在の寒冷な環境では大気と地殻中の H${}_{2}$O の交換は 進行しにくい, 2)残存 H${}_{2}$O (Jakosky, 1990)量が少なすぎる, という 問題がある.

大気散逸の機構

火星は重力が地球と比べ小さく大気も薄いため, 大気の様々な散逸過程が 大気と表層環境の進化に重要な役割を果たす.

Hydrodynamic escape

大気上層の H${}_{2}$ が EUV(遠紫外線)に加熱され, 熱的に流出する. このとき流束が十分大きいと, 他の重い分子や原子をひきずって散逸する.

Pepin (1991) は Xe の分別をこの効果で説明している. このとき必要な EUV フラックスは現在の $10^{2}\sim 10^{3}$ 倍. 太陽質量程度の若い星はこの程度の EUV を放出していることが, 観測から知られている(減衰の時定数は 9000 万年) .

Impact erosion

小天体の高速度衝突で生じた高温の蒸気流に, 大気が取り込まれて散逸する. 大気成分の分別は直接は起こらないが, 凝結の効果を考えると表層全体で揮発性 元素の分別が起こり得る.

Melosh and Vikery (1989) は必要な衝突速度として, 衝突体が岩石質であれば 14.3km/sec, 氷天体であれば 11.1km/sec を求めた.

Jeans escape

Maxwell 速度分布の高速成分が散逸する. H, D, He まで有効に働く. 分別には外気圏(exosphere)での軽原子, 原子の重力による選択的な濃集が 反映している.

Dissociation recombination

分子イオンが電子と再結合して, 高速の中性原子へ解離して散逸する. 例えば N${}_{2}^{+}+$e ${}^{-} \rightarrow$2N, O${}_{2}^{+}+$e ${}^{-} \rightarrow$2O など. もともとの電離は太陽紫外線に規定される. 反応自体は光化学過程の一つ.

Ion pick-up Sputtering

イオンが太陽風磁場に巻き付いて加速される(Ion pick-up). そのまま散逸することもあるが, 巻き付き運動の結果外気圏に再衝突し, 周囲の粒子に運動量を渡して散逸させる(Sputtering)こともある. 太陽風粒子(p${}^{+}$), He イオンの直接 Sputtering は効果が薄い. 火星は磁場が弱いので, 太陽風が深く侵入できることが重要である.

Luhmann et al. (1992) は最近 35 億年の Sputtering による散逸量を見積もった. それによると C は 120mb 相当, O は H${}_{2}$O に換算して全球を深さ 30m で 覆う量が散逸している.

また Jakosky et al. (1995) では ${}^{36}$Ar/${}^{38}$Ar, ${}^{22}$Ne/${}^{20}$ Ne の分別は Sputtering だけで十分説明できるとしている. むしろ分別が効率良く進みすぎるので, 内部からの連続脱ガスによる希釈 が必要であるといっている.

参考文献

Anders, E. and Owen, T., 1977: Mars and Earth: Origin and abundance of volatiles, Science, 198, 453-465.

Baker, V.R. and Partridge, J.B., 1986: Small martian valleys: Pristine and degraded morphology, J. Geophys. Res., 91, 3561-3572.

Bjoraker, G.L., Mumma, M.J. and Larson, H.P., 1989: The Value pf D/H in the Martian atmosphere: Measurement pf HDO and H${}_{2}$O using the Kuiper Airbone Observatory, Proc.4th Int.Conf.on Mars, Tucson,Jan,10-13,1989,pp.69-70.

Carr, M.H., 1987: Water on Mars, Nature, 326, 30-35.

Carr, M.H., 1996: Water on Mars, Oxford Univ.Press, 229pp.

Donahue, 1995:

Hartmann, W.K., 1973: Martian cratering 4: Mariner 9 initial analysis of cratering chronology, J. Geophys. Res., 79, 4096-4116.

Jakosky, B.M., 1990: Mars atmospheric D/H: Consisten with polar volatile theory? J. Geophys. Res.,95,1475-1480.

Jakosky, J.M. and Jone , 1995:

Jakosky, B.M., Pepin, R.O., Johnson, R.E. and Fox, J.L., 1994: Mars atmospheric loss and isotopic fractionation by solar wind induced sputtering and photochemicalescape, Icarus,111,271-288.

Jakosky, B.M., Henderson, B.G. and Mellon, M.T., 1995: Chaotic obliquity and the nature of the martian climate, J. Geophys. Res.(in press)

Kargel, J.S. and Strom, R.G., 1992: Ancient glaciation on Mars, Geology, 20, 3-7.

Leovy,C.B., 1979: Martian Meteorology, Ann. Rev. Astron. Astrophys., 17, 387-413.

Luhmann, J.G., Russel, C.T., Brace, L.H. and Vaisberg, O.L., 1992: The intrinsin magnetic field and silar-wind interactions of Mars, Mars (Kieffer,H.H. et al., eds.), University of Arizona Press, Tucson, pp.1090-1134.

Melosh, H.J. and Vikery, A.M., 1989: Impact erosion pf the primordial atmosphere of Mars. Nature,338,487-489.

Nier, A.O. and McElroy, M.B., 1977: Composition and structure of Mars' upper atmosphere: Results from neutral mass spectrometers on Viking 1 and 2, J. Geophys. Res., 82, 4341-4349.

Owen, T., Maillard, J.P., DeBergh, C. and Lutz, B.L., 1988: Deuterium on Mars: The abundance of HDO and the valueof D/H, Science,240,1767-1770.

Pepin, R.O., 1991: Evolution of atmosphere volatiles, Icarus,92,2-79.

Pollack, J.B. and Black, D.C., 1979: Implications of the gas compositional measurements of Pioneer Venus for the origin of planetary atmospheres, Science,205,56-59.

Scambos, T.A. and Jakosky, B.M., 1990: An outgassing release factor fon non-radiogenic volatiles on Mars, J. Geophys. Res.,95,14779-14787.

Watson, L.L., Hutcheon, I.D., Epstein, S. and Stolper, E.M., 1994: Water on Mars: Clues from deuterium/hydrogen and water contents of hydrous phase in SNC meteorites, Science,265,86-90.

Yung, Y.L., Wen, J., Pinto, J.P., Allen, M., Pierce, K.K., and Paulsen, S., 198: HDO in themartian atmosphere: Implications for the abundance of crustal water, Icarus,76,146-159.

謝辞

本稿は 1989 年から 1993 年に東京大学地球惑星物理学科で行われていた, 流体理論セミナーでのセミナーノートがもとになっている. 原作版は石渡正樹による「火星現象論」 (89/05/19) であり, 林祥介によって地球流体電脳倶楽部版「火星現象論」 として書き直された (1996/06/23). その後小高正嗣によって加筆修正された (1997/01/28). 構成とデバッグに協力してくれたセミナー参加者のすべてにも 感謝しなければならない.

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$$\mbox{dcstaff@gfd-dennou.org}$$

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... Sputtering¹

3 大気散逸の機構参照.

...脱ガス率²

火星史を通じて作られた量に対する大気に放出された量の割合

... 分別因子³

H に対する D の逃げやすさを示す. 分別因子が 0.32 とは「D は H の 0.32 倍だけ逃げる」ことを意味する.