初期地球：地球の形成 太陽系形成の標準モデル 星の形成 3. 原始惑星の形成 ( 106 - 107 年 ) ・微惑星の衝突合体 ( 集積 ) ・暴走的成長（大きな微惑星の独占的成長）により 原始惑星 ( 1023 - 1026 kg ) の形成 ・ある程度大きくなると成長が鈍り、重力による 相互作用によって一定の間隔を保ちながら成長 地球型惑星領域‥火星程度（地球質量の1/10） 木星軌道付近‥地球質量の数倍程度 天王星/海王星軌道付近‥地球質量の10倍程度 1. 原始太陽系円盤の形成 双極流 原始太陽系円盤‥ガス＋ダスト（質量約1%） ダスト（μmサイズ）の主成分： 雪線 （約3AU）‥内側：岩石・金属、外側：氷 2. 微惑星の形成 ( 106 年 ) 4. 惑星の形成 ( 107 - 109 年 ) ・地球型惑星領域：原始惑星の衝突 円盤の中心面にダスト層の形成 ダスト層から微惑星の形成（直径1∼10km程度） （円盤ガスの消失により、原始惑星の公転軌道が楕円になる） （この程度までは電磁気力により固まる。それ以上では重力 による） （Shu et al., 1987; 岩波講座地球惑星科学1, 1996） 地球の形成 微惑星の衝突により ・衝突加熱 ・衝突侵食 ・地球質量の数倍∼10倍：円盤ガスの流入 木星/土星‥巨大ガス惑星 天王星/海王星‥惑星成長までに円盤ガスの消失 理科年表オフィシャルサイト 惑星系形成論 ： 最新 太陽系の作り方 （小久保, 2007） ［http://www.rikanenpyo.jp/top/tokusyuu/toku2/］ H 99.9% He Fe ［加熱作用］ 原始地球→大につれて， 衝突速度→大 ‥＞ 加熱作用→大 ・脱ガス［衝突脱ガス］ 1/100程度の大きさ（月） ・融解［マグマポンド］ 1/10程度の大きさ（火星） ・蒸発 元素の宇宙存在度 （太陽系の物質の平均組成） ・太陽大気 ・C1コンドライト ビックバン：高温状態から冷却 素粒子→核子（陽子，中性子） →原子核→原子‥H, He, Liなど 原始地球→大 ‥＞重力→大 ‥‥衝突脱ガス大気の保持 ［地球軌道］ 月程度：大気保持可能 火星程度：地質学的時間スケールで保持可能 （岩波講座地球惑星科学1, 1996） 恒星内部 での核反応 超新星 爆発 （山中他, 1995） （Anders & Grevesse, 1989; 岩波講座地球惑星科学1, 1996） 原始太陽系星雲内での元素凝縮 高温ガスの冷却：凝縮物→微粒子（塵）→微惑星 （Grossman & Larimer, 1977; 山中他, 1995） 太陽大気と C1コンドライトの 元素存在度の比較 ★揮発性成分を除き， よく一致する 含水鉱物 太陽（H, He: 98%）：太陽系の質量の99.87% 惑星の原材料（山中他, 1995） ガス惑星 氷惑星 原始太陽系の温度分布（Hughes, 1988; 山中他, 1995） Fe, Mg, Siなど主要元素の 珪酸塩鉱物 元素/化合物 融点 石鉄質 Si, Mg, Fe, Sなど < ∼2000K プラス O 氷 C, N, O, H < 273K ガス H, He < 14K 放射性元素 129I 消滅核種 消滅核種 氷ダスト 難揮発性 微量元素 大気中より高いXe同位対比（129Xe/132Xe）→129Xe の濃集 ・隕石 ・地球深部からの物質 ハワイ火山岩中の捕獲岩 キンバーライト中のカンラン石，ダイヤモンド （ヨウ素）の放射壊変 半減期が短く，昔は天然に存在し ていたが，現在は消滅してしまっ た（検出限界以下）放射性元素 雪線 岩石ダスト （約3AU） Ca, Al, Ti 珪酸塩 酸化物 星間ガス ー凝縮→ 微粒子→隕石：どれくらいの時間で？ 惑星の組成の見積 (%)（山中他, 1995） 岩石惑星 Fe 酸化物 ← 硫化物 天然に存在 129I : 1.57 107 年 : 8 107 年 235U : 7.04 108 年 244Pu → 129Xe（キセノン） 存在量 Po ∼T(1/2) 10 ‥Ｐ消滅 Po 2 T(1/2) 時間 大気中より高いXe同位対比（129Xe/132Xe）→129Xe の濃集 ・隕石 ・地球深部からの物質 ハワイ火山岩中の捕獲岩 キンバーライト中のカンラン石，ダイヤモンド 微惑星の衝突・集積／原始地球の成長 ◆加熱作用 消滅核種 129I → 129Xe （半減期：1.57 107 年） 星間ガス ー凝縮→ 微粒子→隕石 129I 129Xe 129I半減期より 十分長い時間 132Xe 短い時間 融解による 潜熱の吸収 129Xe 132Xe 129I 残存 129Xe 132Xe 129I 起源の 129Xe 129Xe 132Xe 129Xeの濃集 大気中より 高いXe同位対比 （129Xe/132Xe） ＊星間ガスの凝縮ー隕石形成：129Iの半減期程度 脱ガス大気 地球大気，C1コンドライトの希ガス， C，Nの存在度と太陽系元素存在度との比較 地球大気 ＝ C1コンドライト Ne, Ar（不活性ガス） ‥ 減少度合大 H, C, N, O ‥ 減少度合小 （同程度の質量数なのに・・・） → H, C, N, O‥反応性大 岩石（微惑星）内 に取り込まれていた ↓ 脱ガス （岩波講座地球惑星科学13, 1998） 脱出速度： 月 火星 地球 ＊月サイズ：脱ガス ＊火星サイズ：融解 ◆脱ガス大気の保持 ： 惑星の重力エネルギー＞気体の熱運動エネルギー 地球軌道 月サイズ：大気保持可能 火星サイズ：地質学的時間スケールで保持可能 （Abe, 1996; 岩波講座地球惑星科学1, 1996;波講座地球惑星科学13, 1998） 大気中より高いXe同位対比（129Xe/132Xe）→129Xe の濃集 ・隕石 ・地球深部からの物質 ハワイ火山岩中の捕獲岩 キンバーライト中のカンラン石，ダイヤモンド 消滅核種 129I → 129Xe （半減期：1.57 107 年） 星間ガス ー 凝縮 → 微粒子 → 隕石 129I 129Xe 132Xe 129I半減期より 短い時間 129I 残存 129Xe 132Xe 129I 起源の 129Xe 129Xe 129Xeの濃集 132Xe ◆惑星集積後，129I 半減期より十分な長い時間が経った後に脱ガス 地球内部と大気のXe同位対比は等しい ◆129I 半減期と同程度または短い時間後に脱ガス 地球内部：129I の残存→ 129I 起源の129Xe の蓄積 ‥地球内部物質：大気より高いXe 同位対比 ＊地球形成初期に大規模脱ガス（約80%が，形成後2 3億年程度で） 脱ガス大気 Ar同位体比から示される脱ガスの時期 Ar同位対比 現在：40Ar/36Ar = 295.5 40Ar：40Kの放射壊変により生成 （40Kの半減期：1.25 109年） 地球の形成 衝突脱ガス大気 H2O, CO2‥温室効果 マグマオーシャン 珪酸塩鉱物と 金属鉄（Fe, Ni）の分離 岩石中で40Kの放射壊変 → 40Arの蓄積 地球形成後， 時間が経って脱ガスするほど， 40Ar量は多くなる ‥ 40Ar/36Ar は高くなる 金属鉄の滞留 未分化な内部 現在のマントル，大気中の 40Ar/36Arを満足する脱ガス史 を推定 ↓ 地球形成から数億年間で， 大部分が脱ガス（灰色部分） 初期大規模脱ガス 大規模な 入れかわり 核の形成 （Hamano & Ozima, 1978; 岩波講座地球惑星科学13, 1998） （岩波講座地球惑星科学1, 1996） 月の年代 地球の形成 ジャイアント・インパクト 火星サイズの微惑星の衝突 ↓ ・金属核の融合 ・マントルの吹き飛ばし → 月の形成 白：月の高地 ‥斜長岩 4.4-4.5 Ga 黒：月の海 ‥玄武岩 4.0-3.2Ga （古: 4.2 Ga) （新: 2.5 Ga） マグマオーシャンの形成 斜長石の上部濃集→斜長岩地殻 激しい隕石爆撃→内部部分溶融：玄武岩噴出 月の高地の岩石の年代（>4.1 Ga） 月の高地：斜長岩，はんれい岩のRb-Sr年代 火星サイズの天体の衝突：8km/s （左：接触の瞬間，右：30分後） （Melosh, 1983; 岩波講座地球惑星科学1, 1996） （Schonfeld, 1974; 岩波講座地球惑星科学１, 1996） （Taylor, 1982; 岩波講座地球惑星科学12, 1997） 月の年代 月の岩石のAr-Ar年代 月の玄武岩のRb-Sr年代 （アポロ11: l, low-K; h, high-K） 地球の形成 ‥微惑星の衝突頻度の減少‥ （重力エネルギーフラックスの減少） 大気・海洋の分化 水蒸気の凝結 → 海の形成 CO2を主体する大気 マグマオーシャン マントルの分化 表面固化‥→ プレート(初期地殻)の形成 （激しいマントル対流：更新盛ん） （BVSP, 1981; 岩波講座地球惑星科学12, 1997） 脱ガス大気‥温室効果 惑星集積で解放されるエネルギーと 表面温度（大気なし） 集積時間：106年 （Kaneoka, 1987; 兼岡, 1998） 核の分化 固体核（内核）の形成 プレートテクトニクスの駆動 含水した海洋地殻の形成 → 島弧の形成・合体 → 大陸地殻の形成 （岩波講座地球惑星科学1, 1996） 衝突脱ガス大気の温室効果 H2O+CO2 : 200気圧 太陽放射：70% 表面温度 エネルギー フラックス 集積時間：107年 集積時間：108年 160 W/m2 160 W/m2以上：水蒸気の温室効果，1500K 以上 ‥108年程度の集積時間（1019kg以下の微惑星） 160 W/m2以下：水蒸気の凝結，CO2の温室効果， 1000℃以上高温状態から，1000年程度で130℃へ （Abe & Matsui, 1988; 岩波講座地球惑星科学13, 1998） 地球の表層環境：現在と初期地球 （岩波講座地球惑星科学13, 1998） ★原始海洋の形成 ・CO2の溶解 → 表層温度の低下 ・プレートの形成‥プレート運動の駆動 ・含水した海洋地殻 → 大陸の形成 地殻 ! １次地殻‥数百万年∼数千万年で生成 地球形成初期、マグマオーシャンの冷却した被膜 隕石衝突（∼30億年前）、プレート運動により消滅 ! ２次地殻‥∼２億年間で更新 玄武岩質地殻・・・［海洋地殻］ マントルかんらん岩の部分融解により形成 プレート運動により更新 ! ３次地殻‥∼40億年間存在 花崗岩質地殻（安山岩質地殻）・・・［大陸地殻］ 加水した海洋地殻の沈み込みによる火成活動 （含水マントル，海洋地殻の部分融解） プレート運動により集積・付加（大陸形成） (Taylor & McLennan, 1996) ・マントル物質（カンラン岩）の溶け始めと 溶け終わりの温度 ・地球内部の温度分布 中央海嶺： マグマの発生→海洋地殻の形成 中央海嶺の模式的構造 (山中他, 1995） 海洋リソスフェアの沈み込み 沈み込み帯でのマグマの発生 含水鉱物の脱水→水による融点低下 A. 海洋リソスフェア内の 含水鉱物の脱水 海洋地殻内の蛇紋石 （ 600℃） 堆積岩中の緑泥石・金雲母 （<800℃, 80km深） 沈み込み帯 ◆ 海洋プレートの沈み込み‥‥付加作用，引きずり込み ◆ 地塊の衝突‥‥地殻の厚さの増大 → 岩石をより高温・高圧条件へ 「変成作用」 ー［水の存在］→ 地殻下部の融解（花崗岩質マグマの形成） B. マントルウェッジ内に 含水鉱物の形成 ［含水カンラン岩層］ 含水カンラン岩層の 引きずり込み C. カンラン岩中の 含水鉱物の脱水（圧力依存） (1) 角閃石，緑泥石 （ 110km深） (2) 金雲母 （ 170km深） （巽，1989） 1000℃< の領域での部分融解 （水による融点低下） ↓ マグマの発生 (Skinner et al., The Blue Planet, 1999) 地殻下部（玄武岩質地殻）の融解ー花崗岩質マグマの形成 玄武岩の融解温度 H20に飽和した玄武岩の部分融解 海洋の形成 マグマオーシャンの固化 →海洋地殻・プレートの形成→ プレート運動の駆動 海洋との反応‥含水鉱物の形成 → 沈み込み帯・衝突帯 → 火山活動・火成作用 → 島弧の形成 ↓‥プレート運動 含水鉱物からの脱水‥融点降下 衝突・付加，火成活動 →大陸の形成 沈み込み帯 （川勝編, 2002） 水（H2O）の存在 ↓ 融解温度の低下 SiO2に富むマグマの形成 100 km （岩波講座地球惑星科学1, 1996） 衝突帯 海洋プレート の沈み込み ↓ 衝突・付加作用 火成活動 ↓ 大陸の 形成・成長 ＊プレート運動 ＊水の作用
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