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Water in the Earth’s Interior: Distribution and Origin

Anne H. Peslier, Maria Schönbächler, Henner Busemann & Shun-Ichiro Karato Space Science Reviews Volume 212, Pages 743-810 (2017) url

概要

地球上の水の濃度と分布は、その歴史を通じて地球の進化に影響を与えてきた。地球の深部（マントルやコア）に含まれる微量の水であっても、水は地球の熱的、変形的、融解的、電気的、地震的特性に影響を与え、分化現象、プレートテクトニクス、火山活動を制御してきた。これらは、分化、プレートテクトニクス、火山活動を制御し、地球の大気、海洋、生命の発達に影響を与えた。地球の「水」は、水圏に遍在しているだけでなく、地殻やマントルを構成する岩石を形成するケイ酸塩鉱物に含まれる微量の水素として存在しており、金属核にも含まれている可能性がある。地球内の水の分布が不均一なのは、初期の惑星が地殻、マントル、コアに分化した後、プレートテクトニクスが始まってリソスフェアがマントルに再混合された結果である。地球の総水量は、海水の$18^{+81}_{-15}$倍と推定されている（または$3900^{+32700}_{-3300}$ppmの質量濃度)。
この推定値の不確かさは、主に下部マントルとコアの濃度があまり知られていないことに起因する。これは、水の分析用サンプルが地殻と上部マントル、そしてごくまれにマントル遷移層（深さ410～670km）からしか得られないためである。下部マントル（670-2900km）とコア（2900-4500km）については、実験室での実験と間接的な物理学的手法（電気伝導度と地震学）に頼って推定している。地球の降着は、比較的乾いた状態で始まったと考えられている。これは、主に原始惑星円盤の内側から物質を獲得したためで、水の氷の形成や降着には温度が高すぎた。いくつかの放射性核種（Pd-Ag, Mn-Cr, Rb-Sr, U-Pb）による証拠を総合すると、地球に水が大量に取り込まれたのは、地球が約60～90%の大きさに成長してからだと考えられる。地球が、現在の大きさの約60〜90%の大きさになったとき、コアの形成はまだ進行中だった。惑星形成のダイナミックモデルは、同時期に小惑星帯やそれ以上の場所から水を多く含む惑星が地球に到達したことを示す新たな証拠を提供している。この初期にもたらされた水は、月形成イベントを含む巨大衝突の際に部分的に失われた可能性がある。マグマオーシャンはその結果で形成され、脱ガスし、大気の喪失が続く。また、コア形成後、地球外物質の後期降着（late-veneer）によって、さらに多くの水が供給されたり、失われたりした可能性もある。地球物質中の水素、炭素、窒素、希ガスの安定同位体は、炭素質コンドライト中の安定同位体と類似した組成を示すことから、地球物質中の水の起源は共通であることが示唆され、彗星からのわずかな水の流入はわずかに認められるだけである。

1.はじめに

地球上の生命の発展に水が重要な役割を果たしていることから、この化合物は私たちの起源を理解するための研究において最も興味深いものの一つである。地球上の水は、H₂O分子として存在することはほとんどなく、地球内部のさまざまな鉱物に溶け込んだ水素（H）の形で最も多く存在している。水素は宇宙に豊富に存在し、サイズも小さいため、地球の大気から核まで、ほぼすべての局面に存在していると考えられる。水は通常、地球の深部には微量しか存在しないが、地球が形成されてから、これまでにないプレートテクトニック体制をとり、地表に液体の水の海を持つまでの進化に多大な影響を与えている。
本章では、地球の含水量、地球のさまざまな層間の水の分布、およびこれらの貯留層間の水のフラックスに関する現在の知識をまとめている。そのために、地殻やマントルの岩石試料中の水の濃度の実測値、地球内部の化学的・レオロジー的条件を模擬した実験、地震波の伝播、電気・熱伝導率などの地球物理学的データ、第一原理分子動力学計算、地質学的・惑星降着モデルなどの膨大なデータを利用している。
また、本章では、原始惑星系円盤からの降着時やそれ以降に、地球の歴史の中でいつ水が取り込まれたのかを、中程度の揮発性元素の同位体から得られた最新の知見を用いて検証する。最後に、地球の水が太陽系内のどこから来たのかについて、水素同位体や他の揮発性元素・同位体の挙動から考察する。

2.背景

2.1.”水 “の定義

水は、水圏（大気や海洋）では主にH₂O分子の形で存在しているが、地球の深部では、一般に「水」と呼ばれるものは、実は鉱物や融体、流体にさまざまな種として取り込まれた水素原子(H)である（図1）。後者、すなわち珪酸塩・炭酸塩メルトや揮発性の高い流体中では、Hは水H₂O、水酸基OH、水素ガスH₂、メタンCH₄、硫化水素H₂S、さらに高圧下ではより複雑なH含有分子として存在する可能性がある（例えば, Stolper 1982; Dixon et al. 1988; Carroll and Webster 1994; Kohn 2000; Luth 2003; Mookherjee et al. 2008; Song et al. 2009; Zhang and Duan 2009; Hirschmann et al. 2012; Bali et al. 2013; Armstrong et al. 2015）。一般に、シリケイトメルトと水の流体は、6万気圧を超える高圧下(上部マントル内の圧力に相当)で混和すると考えられており、その結果生じる超臨界流体(super-critical fluids)にはH₂OとOHの両方として水が含まれる可能性がある（例えば、Kennedy et al.1962; Bureau and Keppler 1999; Mibe et al.2007）。流体中のこれらの水素含有種の相対的な割合は、融液の組成と構造、他の揮発性物質（C、F、Cl、S）の濃度、圧力、温度、水および酸素フガシティーによって決まる（Holloway and Blank 1994）。例えば、還元環境下の流体にはメタンとH₂が存在し、酸化環境下ではOHとH₂Oが顕著である（例えば、Matveev et al.1997; Frost and McCammon 2008; Mysen et al.2009）。火山噴火の表層や高温実験で融体が高温（>700 ℃)から急冷されると、水の化学種の相対的な割合が変化し、ガラスはHを原則としてH₂O、わずかにOHとして取り込む（Shen and Keppler 1995; Zhang 1999; Kohn 2000）。

occur as A : Aとして存在する。

Fig01 図1 地球のマントルと地殻のさまざまな相に存在する「水」の種を示すスケッチ
円盤の大きさは、各相のおおよその体積割合を表している。マントルの水の主な貯蔵庫は、水素（H）が欠陥で格子に入り込み、構造的な酸素に結合する名目上の無水鉱物である（青い領域）（Bell and Rossman 1992b）。
*かんらん石、輝石、ガーネットは、還元状態で水をH₂として取り込むことができる（Yang et al. 2016)
**K長石は「水」をH₂OとNH₂として取り込むことがある（Johnson and Rossman 2004）。

含水鉱物は「水」を水酸基OHとして取り込む。雲母、水母、アパタイト、蛇紋岩、緑泥石などのこれらの含水相は、比較的低いマントル温度でのみ安定である（例えば、Luth 2003）。そのため、これらの鉱物は、周囲のマントルに比べて温度の低い沈み込むスラブの中で、水を深部マントルに運ぶのに重要な役割を果たしている。深部マントルに入ると、これらの含水鉱物は、B相、D相、H相、Egg相、AlOOH相などの高圧鉱物に変化する（例えば、Frost 2006; Smyth 2006）。含水鉱物は、主要な化学量論的元素としてHを含んでいるが、マントル全体の中ではわずかな割合しか占めていない。マントルおよび地殻の主要な相は、水が微量元素としてのみ存在する名目上の無水鉱物（NAM：nominally anhydrous minerals）である（<0.1 wt%）。主な鉱物相はカンラン石（（Mg, Fe）₂SiO₄）、輝石（（Mg, Fe, Ca）SiO₃）、長石（（K, Na, Ca_0.5）AlSi₃O₈）、ガーネット（（Mg, Fe, Ca）₃Al₂Si₃O₁₂）であり、そして410 kmより深くでは、リングウッダイトやワズレアイトと呼ばれる高圧型のカンラン石やペロブスカイト（組成は（Mg, Fe, Al）（Si, Al）O₃とCaSiO₃）が存在する。これらの相では、「水」は実際には結晶格子の欠陥に存在する水素であり、構造的な酸素と結合している（例えば、Beran 1976; Bell 1992; Rossman 1996; Johnson and Rossman 2004; Smyth 2006; Wright 2006）。興味深いことに、最近の研究では、上部マントルの一部で見られる還元状態では、カンラン石、輝石、ガーネットにも水がH₂分子として存在する可能性があることが明らかになっている（Yang et al.2016）。地球上の水のかなりの量は、名目上は無水の鉱物に含まれており、おそらく地球のマントルにこのような形で蓄えられている地球の海の1質量以上に相当すると思われる（Section.3.2参照）。また、金属核にも海の質量に相当するものがいくつか保存されている可能性がある（3.3節参照）。そのため、本章では「水」という言葉を非常に広く定義しており、ほとんどの場合、ケイ酸塩鉱物に取り込まれた水素を指している。ここでは、水の濃度は、珪酸塩相では百万分の一重量H₂O（ppm wt H₂O）で、金属ではppm wt Hで報告されている。 nominally:

2.2.地球内部における水の化学的挙動

地球内部の水の分布を理解するためには、水の4つの重要な挙動が関係している。(1)融液と固体の間の非互換な分配挙動、(2)高速拡散、(3)マグマからの脱ガス、(4)固体下の再平衡化である。以下では、これら4つのトピックについて詳しく説明するとともに、そうした特徴が地質試料で測定された最終的な水分量にどのような影響を与えるかについても触れる。

まず、岩石の融解や融液の結晶化の際、水は不適合性元素として振る舞い(incompatible element)、ケイ酸塩固体よりもケイ酸塩メルトに優先的に入る（Moore 1970; Dixon et al. 1988; Michael 1988; Koga et al. 2003; Aubaud et al. 2004, 2008; Hauri et al. 2006; Grant et al. 2007b; Tenner et al. 2009; O’Leary et al. 2010; Hamada et al. 2013; Novella et al. 2014; Rosenthal et al. 2015）。以前に仮定されていたのとは対照的に、HはKや軽希土類元素（LREE、例えばCe）に比べて固体への不適合性が低いことを示す証拠が増えている（3.2.2節の議論）。地球のコアに関連する条件では、Hは固体シリケイト-溶融鉄系でも不適合元素であり、このような高圧下では液体シリケイト-溶融鉄系を考えた場合でも水素は溶融鉄へ分離する可能性がある（Okuchi 1997; Okuchi and Takahashi 1998）。

第二に、Hは地球内部の典型的な圧力と温度において、**ケイ酸塩メルトやNAM中で最も速く拡散する元素の一つである（例えば、Kohlstedt and Mackwell 1998; Demouchy and Mackwell 2006; Ingrin and Blanchard 2006; Farver 2010; Zhang and Ni 2010; Johnson and Rossman 2013; Padrón-Navarta et al.2014; Sun et al.2015; Ferriss et al.2016）。そのため、マントル岩や溶岩の天然鉱物中の濃度測定の意義を確認するには、マントルから地表への移動中に拡散によって水が失われたり得られたりする可能性があるため、慎重な検討が必要である。マントル試料は、マグマがマントルを上昇する際にマントルから引き剥がされた「ゼノリス」と呼ばれる塊として地表に持ち込まれることがある。このような場合、典型的なホストマグマ（アルカリ玄武岩やキンバーライト）がマントルから地表まで1日以内に移動したとしても、カンラン石は時に拡散によるH損失を起こすことがある（Demouchy et al. 最近では、マントルゼノリスからの斜方輝石においても、Hの損失が証明されている（Tian et al.2017）。一方、ホストマグマからゼノリスの鉱物への水の移動はまだ観察されておらず、実験データでは、キンバーライト融液からオリビンへの水の添加は1日以内には行われていない（Baptiste et al.2015）。一方、拡散によるHの損失は、ソースがマントルに位置する噴出した玄武岩質マグマからの鉱物に広まっている可能性が高い（Jamtveit et al. 2001; Wade et al. 2008; Hamada et al. 2011; Nazzareni et al. 2011; Xia et al. 2013b; Liu et al. 2015; Weis et al. 2015; Edmonds et al. 2016）。最後に，地球表面では，隕石や海洋水，熱水との相互作用によって鉱物やガラスの変質が起こる可能性があり，これを慎重に評価する必要がある。このような変質による水の濃度やスペシエーションの変更は、ケイ酸塩ガラス、長石、アパタイトで証明されている（例えば、Friedmanら1966年、Johnson and Rossman 2004年、Webster and Piccoli 2015年、Seligmanら2016年）。

天然試料の含水率に影響を与える水の3つ目の挙動は、マグマの脱ガスである。マグマが地殻上層に到達して圧力が低下すると，揮発性物質が珪酸塩メルトに溶けにくくなり，気相として溶出する（例えば，Sparksら1994）。珪酸塩ガラスの水分濃度が親融液のそれを反映していない可能性があるため、脱ガスはほとんどの分析において強い懸念事項である（例えば、Dixon et al. 1991; Dixon 1997; Clay et al. 珪酸塩ガラスの中には、十分な速さでクエンチされたものや、大きな圧力下で噴出したもの、例えば海底（>500 mの水柱）や大量の氷の下で噴出したものは、最小限の脱ガスしか起こらない（Moore and Schilling 1973; Jambon and Zimmermann 1987; Dixon and Stolper 1995; Saal et al.2002）。珪酸塩メルトの含水量は、メルトインクルージョン（マグマの結晶化過程の初期に、カンラン石、スピネル、ガーネット、ダイヤモンドなどの成長鉱物に閉じ込められたメルトの滴）からも推測できる。これらのホスト鉱物によってカプセル化されることで、マグマ上昇中に包有物が水分を失うのを防ぐことができる（Danyushevsky 2002; Wallace 2005; Kent 2008）。しかし、カンラン石の融解した包有物の水分量の乱れは記録されており、データ解釈の前に慎重な評価が必要である（Chen et al. 2013; Lloyd et al. 2013, 2014; Le Voyer et al. 2014; Hartley et al. 2015)。

最後に、マントル岩石中の水に影響を与える4つ目の重要なプロセスは、サブソリダスの再平衡化である。マントルユニット（造山塊や深海のかんらん岩など）のゆっくりとした（数Ma）地殻変動による上昇の場合、鉱物間の水素分配係数は熱力学的条件と鉱物組成の関数であるため、共存する鉱物間で水（H）の再分配が起こる可能性が高い（Katayama et al.2006; Warren and Hauri 2014）。キセノリスとして発見されたかんらん石でさえ、サブソリダスの再平衡化を経験した。比較的高い温度での融解イベントの残骸であるかんらん岩が、融解が停止した後に周囲の上部マントルの低温で平衡化した後、鉱物間でのHの再分配が行われる（Schaffer et al.2016）。

本章では、水の損失または獲得によって影響を受ける相の測定値を除外するためにすべてのデータをフィルタリングし、初期（マントルまたは脱ガス前のマグマ）の水濃度のみを考慮に入れます。本章で使用した地殻下部と上部マントルのサンプルの水濃度と付属データは、オンライン電子補足表1に掲載しています。

2.3.地球内部の水の測定方法

ここでは、地球内部の水の量を推定するために使用されている技術を簡単にまとめている。鉱物やガラス中の水を測定するために利用できる分析技術の包括的なレビューは、Rossman (2006)が行っている。簡単に言えば、フーリエ変換赤外分光法（FTIR）と二次イオン質量分析法（SIMS）の2つが主な技術である。どちらも同様の検出限界を達成しています（<0.5ppm wt H₂O)を達成していますが、それぞれに長所と短所があります。FTIRは、水のスペシエーションやH欠陥の位置を検出できる非破壊技術であるが（例えば、Libowitzky and Beran 2004）、透過定量分析のためには、面倒な二重研磨されたサンプルを作る必要がある。一方、SIMSは、片面研磨された試料でも実施可能だが、破壊的である。その利点は、水分濃度と水素同位体やその他の揮発性物質（Cl, F, C, S）を同時に測定できることである。また、ナノSIMSは、より小さな空間分解能（<1×1μm)に比べて、FTIR(>20×20μm) (Hauri 2002; Hauri et al. 2011)。しかし，SIMSには適切な標準物質が必要であり（Hauri et al.2002; Aubaud et al.2007; Mosenfelder et al.2011），FTIRには組成に応じた吸収係数が必要である（Bell et al.1995, 2003a; Johnson and Rossman 2003; King et al.2004; Koch-Müller and Rhede 2010; Withers et al.2012; Thomas et al.2014; Mosenfelder et al.2015）。地球深部の水の量を推測するためには、地震学や電気伝導度などの地球物理学的手法を採用することができます（Jacobsen 2006; Karato 2006b, 2011）。様々な物理学的観測の中でも、電気伝導率は水分量に高い感度を持ち、主要元素の化学組成や温度、酸素富化度などの他のパラメータには比較的影響を受けにくいため、特に有用である（Karato 2006a, 2011; Gardés et al.2014）。

3.地球内部における水の濃度と分布

3.1.地殻鉱物中の水

地殻内の水の分布を詳しく説明することは、本章の範囲を超える。地殻は、火成岩や変成岩のユニットや水を多く含む堆積物の中に、雲母、角閃石、粘土鉱物など多くの含水鉱物を含んでいる（Taylor and McLennan 1985; Rudnick and Fountain 1995; Bodnar et al.2013）。また、水は細孔や亀裂の中にも存在する。玄武岩から進化した火成岩や変成岩に由来する地殻上部の岩石では、輝石、長石、石英、カンラン石に微量の水が含まれている（Aines and Rossman 1984; Rossman and Smyth 1990; Nakashima et al. 1995; Kronenberg et al. 1996; Herd et al. 2000; Ito and Nakashima 2002; Johnson and Rossman 2003, 2004; Filip et al. 2006; Andrut et al. 2007; Müller and Koch-Müller 2009; Stalder and Konzett 2012; Seaman et al.2013）。) 下部大陸地殻は主に花崗岩で構成されており、名目上は無水の鉱物にも水が含まれている（Xia et al.2006; Koch-Müller et al.2007; Yang et al.2008a; Seaman et al.2013; Schmädicke et al.2015）。最後に、ルチル、ジルコン、石英、カイヤナイトなど、火成岩や変成岩由来の地殻ユニットの付属相にも水が含まれています（Vlassopoulos et al. 1993; Bell et al. 2004a; Beran and Libowitzky 2006; Lucassen et al. 大陸地殻（角閃石＋グラニュライト）の平均含水率は、約1.3wt% H₂O (0.1-5 wt% H₂O)、海洋性地殻（玄武岩＋斑れい岩）の含水率は∼1.5wt% H2O (Bodnar et al. 2013)である。

3.2.マントル中の水

3.2.1.大陸マントルリソスフィア中の水

地球のリソスフェア（岩石圏）は、平均して大陸の下が最も厚く、特に最古の地殻ユニットの下はアーケアン期にまで遡ることができる（Jordan 1978; Boyd et al. 1985; Artemieva and Mooney 2001; Sleep 2005; Priestley and McKenzie 2006; Eaton et al. これらの大陸リソスフェアの古い部分はクラトンと呼ばれ、その厚さは200〜300kmにも及ぶ。この点で、これらのクラトンの根は、海の中の氷山の沈み込み部分（岩石圏の類似物）に似ている。これらのクラトニック根は、アステンスフィアの対流から隔離されているため、熱が伝導して周囲のアステンスフィアよりも冷たくなっている（例えば、Jaupart and Mareschal 1999; Michaut et al. 大陸地殻の下にあるマントルリソスフェア中の水の量と分布は、これらの環境で発見されたマントルキセノリスやその他のマントル試料（巨晶やダイヤモンド）が豊富であることから、特によく記録されている。

オリビン中の水とリソスフェアの強度 大陸のリソスフィアに蓄えられた水の量は、地殻プレートの強度や剛性に影響を与える。特に、古い時代のクラトンの根は不可解なケースである（例えば、Walker et al. 1989; Pearson et al. 1995a; Griffin et al.2004）。それらは、より高温の対流するアステンスフィアに囲まれているため、 30億年以上の時間をかけて、下から浸食され破壊される(delaminated)と予想される。水は、マントルリソスフィアの変形特性に影響を与えることで、長期にわたる剥離への抵抗に基本的な役割を果たしている（例えば、Mackwell et al. 1985; Pollack 1986; Karato 1993, 2010; Hirth et al. 2000; Sleep 2003; Lee et al. 2010; Wang 2010）。

アステンスフェアと比較してマントルリソスフェアの強度を評価する鍵となるのは、上部マントルの主要な岩石であるかんらん岩の主要鉱物（体積比50％以上）である（Boyd 1989; Griffin et al. その構造中に微量の水（数十ppm wt H2O）が存在すると、カンラン石は弱くなる（例えば、Mackwell et al. 1985; Demouchy et al. 2012; Girard et al. 2013; Faul et al. 2016; Tielke et al. 2017）。そのため、リソスフェアマントルにおける含水率の異なるオリビンの分布（横方向および深さ方向）は、リソスフェアの強度を評価する上で特に重要である。一方、水はクリノピロセンを弱化させず、斜方輝石に対する弱化効果は鉱物の配向性に依存する（Gavrilenko et al.2010; Ohuchi et al.2010）。カンラン石が上部マントルの最も相互に連結した相であることにより、カンラン石は通常、輝石よりも約10倍少ない水を含んでいるにもかかわらず、その加水分解性弱化特性がカンラン石の弱化を制御することになる（例えば、Peslier 2010; Demouchy and Bolfan-Casanova 2016）。図2Aは、Kaapvaal（アフリカ南部）、Siberian（ロシア）、Tanzanian（アフリカ東部）のクラトンから採取したかんらん石のキセノリスについて、カンラン石中の水濃度を深さの関数として示したものである（Kurosawa et al. 1997; Grant et al. 2007a; Peslier et al. 2008, 2010; Baptiste et al. 2012; Doucet et al. 2014; Hui et al. 2015）。深さ、すなわち平衡化が起こった圧力と平衡化温度は、かんらん岩鉱物の主要元素組成（例えば斜方輝石とガーネット間のAl交換）を、既知の圧力で校正された室内実験（例えばBrey and Köhler 1990）のものと比較することで得られる。各クラトンでは、深さ方向に異なる水の濃度分布が見られる（図2A）。タンザニアクラトンは最も低い水濃度（1-39 ppm wt H2O）を示し、カープヴァールクラトンは水に乏しいオリビン（<10 ppm wt H₂O）で特徴づけられる。シベリア・クラトンは最も大きな含水量の範囲（7-223 ppm wt H2O）を示しています。

図2 図2 A: Kaapvaal, Siberian and Tanzanian cratonのマントルリソスフィアから採取したかんらん石の含水量と平衡化の深さの関係。各記号は1つのかんらん石異相岩を表す（Kurosawa et al. 1997; Grant et al. 2007a; Peslier et al. 2008, 2010; Baptiste et al. 2012; Doucet et al. 2014; Hui et al. 2015; Kolesnichenko et al. 2016）を除いて、シベリア・クラトンから産出されたダイヤモンドに見られる29個のオリビン包有物の水分量の平均値を表しています（Novella et al.2015; Jean et al.2016; Taylor et al.2016）。ダイヤモンドに含まれるカンラン石包有物の平衡化圧力は正確にはわかっていないが、ここでは5GPa（約160km ∼ 160

km 深さ）で示されている。これは、同じ場所であるウダクナヤ・キンバーライト・フィールドから産出されたシベリア・クラトン・ダイヤモンドで決定された形成圧力である（Nestola et al.2011）。赤色の記号は、カープヴァールでキセノリスが発見された様々なキンバーライトの場所に対応している（丸：レソトの様々な場所、四角：キンバリー、三角：カープヴァール）。キンバリー、トライアングル Finsh, cross: Premier）。) シベリアとタンザニアのクラトンのキセノリスは、それぞれのクラトンの1箇所（それぞれUdachnayaとLabait）からしか産出されていない。FTIRデータから得られた水分量は、Withersら（2012）の吸収係数を用いて算出した。B: カンラン石中で測定された水分量とその平衡深度をカンラン石凝集体の流動法則に入力して、各キセノリスについて計算された粘度対平衡深度。また、カンラン石中の水分量を8 ppm wt H2Oとした場合の粘度を、各クラトンのジオサーモの圧力-温度変化に沿って計算したものも示した（破線）。タンザニア・クラトンは、他の2つのクラトンよりも高温のジオサーモを持つ。アステンスフィアの粘性の範囲と平均値を灰色で示した。深さ200km以下では < 200

km 深さ <200 km <200 km では，カープバールやシベリア・クラトンのかんらん岩の粘性は岩盤よりも高く，強いマントルリソスフィアを示している。200 km以上の深さでは

200

km 深さ200km以上では、カープバールのかんらん岩が異常高温を示し（カープバール高Tフィールド、その高温は中生代の加熱イベント（タバ・プトソア）またはプルームイベント（プレミア）に関連している；Pearson et al.1995a; Bell et al.2003b）、シベリア・クレイトンのかんらん岩は、岩盤圏の粘性係数と類似している。フルサイズ画像これらの含水量と平衡化温度および圧力は、オリビン凝集体の変形に関する流動法則に挿入することができる（Li et al.2008）。含水量が一定の場合（図2Bの曲線）と、個々のカンラン石試料の場合（図2Bの記号）に分けて、各クラトンの深さ方向（クラトンのジオサーモに沿った方向）の粘度変化を計算することができる。個々のカンラン岩について計算された粘性率の大部分は、深さ<180 kmのマントルリソスフィアと一致している < 180

km のマントルリソスフェアの方がアステンスフェアよりも粘度が高いという結果になった（図2B）。このことは、水の含有量と平衡化温度が、予想されるように硬いリソスフェアと一致していることを示している（Pollack 1986; Karato 1993; Hirth et al.2000; Sleep 2003）。

リソスフィア底部の粘性率（>200 km

200

km 深さ）の粘性は、なぜクラトニックの根が周囲のアステンスフィアによって剥離されないのかを理解するために、より詳細な調査が必要となるものである。リソスフィアとアステンスフィアの間の高い粘性コントラスト（>3

3 から >50

50 倍）は、数十億年に渡ってクラトニック根を存続させるために必要である（Shapiro et al.1999; Sleep 2003; O’Neill et al.2008; Karato 2010; Wang et al.2014）。アステンスフィアの粘性推定値は、氷期後のリバウンドや地震のデータから推測することができる（Pollitz et al.1998; Sjöberg et al.2000; Larsen et al.2005; Fleming et al.2007; Masuti et al.2016）。カープヴァールクラトンの最深部のゼノリスについて計算された粘度は、アステノソフィアの平均粘度と比較して十分に高く、同クラトンの底部にあるオリビンの低水分量がその強度を維持し、剥離を防ぐのに役立つ役割を果たしている可能性を示唆している（図2B、Peslier et al.2010）。

一方、最深部のシベリアン・クレイトンのゼノリスや、異常に高温のカープバールかんらん岩について計算された粘性率は、アステノソフィアの粘性率に近い（図2B、Doucet et al.2014）。これらのキセノリスがクラトニックルートを代表するものであれば，シベリア・クラトンのそれは剥離しているはずである。しかし、シベリア・クラトンにはまだ深いクラトニック・ルートが存在することが、200km以上離れた場所に平衡したゼノリスが存在することから分かっている。

200

km (7 GPa)まで平衡化された異ノ岩の存在や、地震データ(Priestley and Debayle 2003)から、シベリア・クラトンにはまだ深いクラトニックの根源があることがわかっている。対照的に、シベリア・クラトンから産出されたダイヤモンドのオリビン包有物は、いずれも低い水分含有量（平均8±8ppm 8 ± 8

ppm wt H2O; Novella et al.2015; Jean et al.2016; Taylor et al.2016）。) その結果，カンラン石中の水分量が多いゼノリスは，シベリア・クラトン全体を代表するものではない。その代わりに、マントル内の局所的な水の豊富なゾーンの偏ったサンプリングを表している（次の段落を参照）。

クラトン環境でのキノリスのホストマグマであるキンバライトは、マントルリソスフィア内のこれらの水に富むゾーンの一部、おそらくはシアーゾーンを通過する導管として利用している可能性がある（Doucet et al.2014）。興味深いことに、マントル内のメタソマティックな導管とキンバーライトメルトの形成には関連性があるかもしれない。溶融物や流体によるクラトン圏マントルの改変（メタソマリズム）は、しばしば斜方輝石の形成によって特徴づけられる（Kelemen et al. また、炭酸塩メルトが斜方輝石を溶解することでキンバリー質のメルトが生成される可能性も提案されている(Russell et al. 2012)。このシナリオでは、最終的にキンバリー岩を形成する融液は、斜方輝石が豊富で水の濃度が相対的に高いメタソマティックゾーンに沿って形成されることが望ましい。これらのメルトは、地表に到達する途中でマントルサンプル（キセノリス、ダイヤモンド）を拾うが、キセノリスの大部分は、水を多く含むメタソーム化したかんらん石を主成分としており、クラトン圏のマントル全体を代表していない。ダイヤモンド包有物の水に乏しいオリビンは、ダイヤモンドに包まれていることで、水に富むメルトや流体の局所的な循環による水の再濃縮からオリビンが守られているため、より代表的であると考えられる（Novella et al. 特に、8ppm wt H2Oとシベリア・クラトンのジオサームについて計算された粘性-圧力曲線は、アステンスフェアの粘性範囲と交差する∼200 km ∼ 200

km でアステンスフェアの粘性域と交差する。このことは、ダイヤモンド中のカンラン石包有物に代表されるように、シベリア・クレイトン中のカンラン石の含水量は、厚い（200 km）クラトニック・ルートを剥離から守るために必要な高い粘性を提供するのに十分なほど低いことを示唆している。

また、クラトン圏のマントルリソスフィアが「乾燥」していることを示す証拠として、電気伝導度や地震の異方性といった地球物理学的データの解釈が挙げられる。鉱物に水素が含まれていると、その電気伝導度が高まる（Karato 1990; Karato and Wang 2013; Pommier 2014）。Kaapvaal Cratonにおける電気伝導度のプロファイルは、<20 ppmのオリビン < 20

ppm wt H2Oを持つオリビンで最もよく説明できる（Jones et al. カナダのSlave cratonも厚いArchean Cratonであるが，電気伝導率のデータは，カンラン石の水分量が150からほとんどが<20 ppm < 20

ppm wt H2Oに減少するというモデルが最適である（Jones et al.2013a）。タンザン・クラトンの中心部では，<100 ppm < 100

ppm wt H2Oが推定されている。これは，深さ90 kmからリソスフェア・アステノスフェア境界までのマントルリソスフェアである。クラトンの東端では、深さ60kmでの10ppm wt H2Oから、水の含有量が減少し、<1ppm < 1

ppm wt H2O）まで減少しており，電気伝導度のデータ（Selway et al. 20 ± 12

ppm wt H2O, 図2A; Hui et al.2015)。全体として、電気伝導率の測定結果は、水の濃度の地域的・深度的な変化を明らかにしており、おそらく局所的なメタソーマティズムの濃縮と関連していると考えられる（次の「水とメタソーマティズム」のセクションを参照）。興味深いことに、電気伝導度はスレーブクラトンとタンザニアクラトンのリソスフェアの底部でも水の含有量が低いことを予測している。これらの観測結果は、水を多く含むカンラン石を含む最深部のキセノリスが、クラトンのリソスフェア全体を代表するものではないことを示す新たな証拠となる。

また、クラトン圏のマントルキセノリスの微細構造を観察することで、形成時に存在した水の量を知ることができる(Karato 2006a; Karato et al. 2008)。オリビン凝集体の変形に関する室内実験では、水分量、温度、圧力の関数として、どのタイプの織物（格子優先配向、「LPO」）が形成されるかが制約となる（Jung and Karato 2001a, 2001b; Karato et al.2008; Ohuchi et al.2011; Ohuchi and Irifune 2013）。しかし、これらの実験の結果は矛盾している。例えば、高圧下での実験（7GPa、すなわち、∼223 km ∼ 223

km 深さ）での実験では、いわゆる「タイプA」の生地、すなわち、粗い（>1 mm

1

mm 粒）の粒状織物で、高い含水率（>127 ppm

127

ppm H2O)のカンラン石がある。しかし、低圧では（<2 < 2 GPaまたは<64 km < 64

km 深さ）では、オリビンの水分量が少ない実験（<10ppm < 10

ppm H2O）を用いた実験で、タイプAのファブリックが生成される（Karato 2006a; Ohuchi and Irifune 2013）。さらに、含水量と織物の関連性は、天然の試料では必ずしも明らかではない。地殻変動で隆起したマントルセクション（Josephine peridotite）やUdachnaya（Siberian craton）からの異質な岩石群の観察結果は、それにもかかわらず、最も高い水分濃度に関連したより変形した織物と一致している（Skemer et al.2013; Kolesnichenko et al.2016）。しかし，Kaapvaal のマントル異所岩では，かんらん岩の主要な織物（Type-A；Ben-Ismail et al.2001）と水の含有量との間に相関関係は見られなかった。これは，主要な織物が設定された後，融解や初期の変形，アニーリング現象の後に，局所的に水が加えられた可能性を示唆している（Baptiste et al.2012）。また、かんらん岩の最終平衡温度が低い場合（<800 < 800 °C). これは、カンラン石への水の溶解度が温度の低下とともに低下するためである（Chin et al.2016）。変形生地（LPO）は、観測された地震異方性と直結している。火成岩のリソスフェアの地震学的観測は、タイプAファブリックの優位性と最も一致している（Mainprice and Silver 1993; Vinnik et al. 1996; Gung et al. 2003; Karato 2006b; Baptiste and Tommasi 2014）。天然マントル試料のさらなる研究により、この織物が一般的に乾燥オリビンと関連していることが確認されれば、クラトン圏のマントルリソスフィアには主に<10ppm < 10

ppm wt H2Oを持つカンラン石が深さ190km以下に存在することを意味する。 < 190

km .

水とメタソーマティズムクラトンかんらん岩は、アルカン・原生代の部分溶融によって形成され、これらの溶融プロセスの固体残渣である（例えば、Walker et al. 1989; Pearson et al. 1995a, 1995b; Carlson et al. 1999; Doucet et al. しかし，それ以降は，クラトン岩のリソスフェアに浸透した溶融物や流体によって組成が変化し，メタソーマ化されていると考えられる。ここでは、前節で述べた「含水量の変化は主にメタソーマティズムの結果である」という仮説をさらに検討します。そのために、含水量の変化を、他の微量元素の変化や、カンラン石、輝石、ガーネットの標準的な組成と比較します。かんらん岩におけるメタソーマティズムの証拠は、関与するメタソーマティヴな物質のタイプによって異なる（例えば、流体、アルカライト、キンバリー、ウルトラマフィック組成のケイ酸塩メルト、カーボナタイトメルト）。それには、(i)「第二の」斜方輝石または斜方輝石の添加、(ii)ガーネットのTi含有量の増加、(iii)斜方輝石中の希土類元素(REE)やNaなどの非相溶性微量元素濃度の増加、(iv)酸化（Fe3+/Σ Σ Feの増加）が見られる（例えば、Harte 1983; Menzies and Hawkesworth 1987; Kesson and Ringwood 1989; Boyd et al. 1997; Kelemen et al. 1998; Griffin et al. 1999; Lee and Rudnick 1999; Grégoire et al. 2003; Burgess and Harte 2004; Bell et al. 2005; Creighton et al. 2009; Ionov et al. 2010; Doucet et al. 2013）。

また、図3に示すように、個々のクラトン型ゼノリスのカンラン岩鉱物の含水量は、これらのメタソマティスム指標と正の関係を示している。例えば，ガーネットの含水率は，カープバールの2つのゼノリスではTi含水率と相関があり，シベリア・クラトンのウダクナヤのものでもほぼ相関がある（図3A）。斜方輝石の含水率は、希土類元素、Na、Fe3+/Σ Σ 含水率は、カープヴァールクラトンのLiqhobongキセノリスのクリノピロセンのREE、Na、Fe3+/ΣΣFeと相関している（図3B）。重要なことは、シベリアの異所岩のカンラン石中の含水率が最も高いことが、クリノピロセンのモード比率（図3C）やクリノピロセン中のREE濃度（図示せず）が最も高いことと関連していることであり、最も含水率の高いウダクナヤの異所岩において含水メタソームメルトの役割が強調されている。これらの傾向は、クラトン圏のマントルキセノリスの含水量の範囲が、融液や流体による水の添加と関連していることを意味している（Bell and Rossman 1992a; Peslier et al.2012; Doucet et al.2014）。前節で述べたように、リソスフェアを通じたメタソーム剤の循環は、おそらく断層や古代の縫合線、マグマの導管などの既存の弱点があるゾーンで促進される。さらに、これらのゾーンは、クラトニック環境でキセノリスをもたらすホストマグマであるキンバーライトメルトの上昇経路としても好まれる可能性が高い。このように、キンバーライトはクラトン圏のリソスフィアの偏ったサンプルを提供し、メタソーマ化した水を多く含むかんらん石のキセノリスが過剰に含まれていても不思議ではありません。

図3 図3 マントル鉱物のメタソーマティズムの指標による含水量の変化の例。A：3つのクラトン圏の異ノリス・スイート（Premier, Kaapvaal craton, Bell and Rossman 1992a, Liqhobong, Kaapvaal craton, Peslier et al. 2012, Udachnaya, Siberian craton, Doucet et al. 2014）において、水分量の増加とともにガーネットのTi濃度が増加していることがわかる。矢印はその傾向を示す。B：Liqhobong clinopyroxene（Kaapvaal craton；Peslier et al.2012）ではclinopyroxeneのNa2Oと水の含有量が正の相関を示している。C: ウダクナヤオリビンの含水率は，シベリア・クラトンのかんらん石中のクリノピロキセンの割合に応じて増加する（Doucet et al.2014）。これらの傾向は，クラトン圏のキセノリスからのペリドタイト鉱物で測定された最も高い含水量が，メタソーム流体またはメルトによる水の添加によって説明できることを示している。D: 梅-リソスフェアテクトニックセッティング（四角い記号）、クラトニックセッティング（大きな丸い記号、Liqhobong、Kaapvaal）、および中国の下にあるファネロゾイック大陸リソスフェア（小さな丸い記号）の様々なゼノリススイートから得られたクリノピロセンの含水量対Ce/Yb比（Yang et al.2008b; Xia et al.2010, 2013a; Peslier et al.2012; Denis et al.2015; Hui et al.2015; Hao et al.2016）。セリウムはYbよりも非相溶性であるため、Ybは主に融解プロセスを反映しているが、Ceは希土類元素を含む融解物によるメタソマティスムに敏感であると考えられる。水分量とCe/Yb比の間に相関がないことは、無水鉱物のメタソーマティズムにおいて、水分とCeのような希土類元素が切り離されていることを示している。クリノピロセンの含水率のエラーバーは、Dでは分かりやすくするために省略した。Cpx = 斜方輝石、MCF = フランスの中央山岳地帯、SLC = ソルトレイク・クレーター。EおよびF：シベリアン・クラトンマントルカンラン石の水分対NiおよびTi濃度。ダイヤモンド包有物に含まれるオリビンの水、Ni、Ti濃度がゼノリスに比べて低いのは、ダイヤモンドが包有物のメタソーマ化と水の濃縮から守ったことを示しているのかもしれない。対照的に、かんらん岩で見つかったほとんどのオリビンは、メタソーマティズムに由来する高いNi、Ti、水の含有量を持っている（Jean et al. フルサイズ画像一方、シベリア・クラトンのダイヤモンドに含まれるカンラン石は、メタソマティズムの影響を比較的受けていない。これは、これらのオリビンのフォルステライト含有量（Mg/(Mg+Fe)）が比較的高く、Ni、Co、Tiの濃度がウダクナヤ・キセノリスからのほとんどのオリビンと比較して低いことで示されている（図3EおよびF）（Kelemen et al. そのため、ダイヤモンドはその内包物の周りで保護シェルとして機能し、水を含むメタソーム剤との後期の相互作用を防いでいたのかもしれない。したがって、この包有物は、ペリドタイト鉱物のより代表的なクラトン期の含水量を保存している（Novella et al.2015; Taylor et al.2016）。

ダイヤモンドに含まれるガーネットや輝石の包有物からも同様の結論が得られる。ダイヤモンドのインクルージョンから得られた2つのかんらん石質の斜方輝石の含水量は、範囲の低い方（<100ppm < 100

ppm H2O）であり、ゼノリスかんらん岩に含まれる同種のものよりも低かった（図4B）。対照的に、ダイヤモンドに含まれるかんらん石質ガーネットの含水量は、かんらん石のゼノリスに含まれるガーネットの含水量の全範囲に及んでいる（図4D）。しかし、ガーネットは、ペリドタイト中で最も水分量の少ない相である（<30ppm < 30

ppm H2O, 図4）。) 一方、ダイヤモンドに含まれるエクロジャイト質のガーネットは、エクロジャイト質のキセノリスに含まれるガーネットよりも水分量が少ない（図4C）。これらの観察結果は、限られたデータに基づいていますが、ダイヤモンドのカンラン石包有物について前述したように、ダイヤモンドは、含水メタソーマターとの相互作用から輝石やガーネット包有物を保護しているという結論と全体的に一致しています。

図4 図4 Kaapvaal, Siberian, Tanzanian, Colorado (CO) plateau Craton のマントル異質岩の斜方輝石 (Opx), 斜方輝石 (Cpx), ガーネット、およびバルク岩のかんらん石で計算された含水率の、クラトンのマントルリソスフェアの深さに対する変化 (Bell and Rossman 1992b; Grant et al. 2007a; Li et al.2008; Sundvall and Stalder 2011; Peslier et al.2012; Doucet et al.2014; Hui et al.2015; Kolesnichenko et al.2016）。) KaapvaalおよびSiberian cratonsの非橄欖岩系岩相の鉱物の含水量は，平衡化の深さが不明な場合には図の上部に示した（Smythら1991; Bell and Rossman 1992a; Matsyukら1998; Bellら2004b; Koch-Müllerら2004, 2007; Matsyuk and Langer 2004; Sundvall and Stalder 2011; Huangら2014）。また、B、C、Dには、シベリア・クラトンとカープヴァル・クラトンから産出されたダイヤモンドに含まれるクリノピロキセンとガーネットの包有物の水分量を示した（Bell and Rossman 1992a; Novella et al. 2015; Jean et al. 2016; Taylor et al. フルサイズ画像輝石の含水率では、大きなカープバール・クラトンやシベリアン・クラトンに比べて、2つの小さなクラトンが際立っている。タンザニア・クラトンのかんらん石は含水率が低く、コロラド高原（アメリカ）のものはカープバール・クラトンのものに比べて含水率が高い（図4Bおよび4C; Li et al. 2008; Hui et al. 2015）。コロラド州かんらん岩の高い含水量は，米国南西部の下に沈むファラロンプレートによって開始された沈み込み関連の水に富むメルトによって誘発されたメタソマティスムによって説明された（Usui et al. 2003; Dixon et al. 2004; Li et al. 2008; Behr and Smith 2016）。しかし，タンザニア・クラトンのかんらん岩鉱物が相対的に「乾燥」していることは，このクラトンが地球最大級の深部マントル上昇流（プルーム）の上に置かれ，それによって広範囲にメタソーマ化されていることから，不可解である（Lee and Rudnick 1999; Aulbach et al. そのプルームから噴出したメルトの水の測定値は存在しないが、プルームのメルトは一般的に水に富んでいると考えられている（下記の海洋マントルの項を参照）。Tanzanian xenolithsの含水率が低いことの解釈は、そのクラトンをメタソーマ化したプルームメルトが水に乏しかったか、あるいはメタソーマ化の過程で水と他の非相溶性元素が切り離されたかのいずれかである（Hui et al.2015）。

メタソーマティズム中の非相溶性元素とHのデカップリングは、オフ・クラトン環境のかんらん岩でも観察されており、個々のゼノリス・スイートにおける含水量とクリノピロセンのCe/Yb比との間に相関関係がないことからもわかる（図3D）(Yang et al. 2008b; Xia et al. 2010, 2013a; Peslier et al. 2012; Denis et al. 2015; Hui et al. 2015; Hao et al. 2016)。最後に，コロンビアリバー玄武岩（アメリカ，大陸リソスフェアに衝突するプルームの設定）からの，特に水に富むオリビンの融解物（未脱ガスのもので2～4 wt% H2O）は，その源が過去の沈み込みイベントによって水に富むマントルであり，プルームの上昇流で再融解したものであると解釈された（Cabato et al.2015）。

かんらん岩以外の他のクラトン系マントル岩石についても水の分析が行われている（Smyth et al. 1991; Bell and Rossman 1992a; Matsyuk et al. 1998; Bell et al. 2004b; Koch-Müller et al. 2004, 2007; Matsyuk and Langer 2004; Huang et al. 2014）。メガクリスタルはマントルリソスフェア中のメルトから結晶化した鉱物を表し、パイロキセナイトは深部の結晶化したクムレートメルトまたはメタソーム脈を表し、エクロジャイトは結晶化したメルトまたは沈み込んだスラブの残骸のいずれかを表す可能性がある（例えば、MacGregor and Manton 1986; Smyth et al. 1989; Bodinier and Godard 2003; Foley et al. これらの岩石から得られた輝石とガーネットの含水率は、かんらん岩の含水率よりも高い値を示しています（図4）。これは、水の非相溶性によって説明されます。これらの結晶化したメルトは、溶融残渣であるカンラン岩に比べて水に富むようになります。同じ理由で、巨晶石の含水量は、マントル内の融体の結晶化過程を反映する主要元素や微量元素の濃度と相関している（Bell and Rossman 1992a; Bell et al. 含水鉱物の割合が高い岩石としては、PICやMARIDのようなエキゾチックで希少な岩石（それぞれ雲母（フロゴパイト）-イルメナイト-斜方輝石、雲母-アンフィボール-ルチル-イルメナイト-斜方輝石（ダイオプサイド））は、局所的に結晶化した水を多く含むメタソマティックメルトである可能性がある（Dawson and Smith 1977; Grégoire et al.2002; Konzett et al.2014）。興味深いことに、クラトン環境に特徴的なタイプの火山であるキンバライトは、含水鉱物の割合が高く、噴火が爆発的であることからもわかるように、揮発性に富んだ組成（主にCO2とH2O）を特徴とする（Mitchell 1986; Russell et al. 2012; Sparks 2013）。しかし、キンバーライトマグマがいつ水分を獲得したのかについては、議論がある。一つの可能性は、キンバーライトの親メルトが水に富み、PICやMARIDマントルメルトの表面表現であるというものである（Dawson and Smith 1977; Sweeney et al. 1993; Konzett et al. しかし、キンバライトに含まれる水のほとんどは、その源が水に富むものではなく炭酸に富むものであったときに、地表の熱水プロセスで獲得されたという証拠が増えている（Russell et al.

大陸リソスフィアの含水量分布のまとめクラトン・ペリドタイトのキセノリスのバルク岩の含水量は，個々の鉱物で測定した含水量とモーダルな鉱物学的性質を組み合わせて計算すると，7～209 ppm wt H2O（平均65±47 ppm 65 ± 47

ppm wt H2O、図4E）。) しかし、ダイヤモンドに含まれる鉱物が示すように、クラトン岩のリソスフィアはほとんど乾燥している。しかし，異質な岩石の中には，メルト／フルイドの浸透に関連した水の豊富なゾーンが局所的に存在している。8 ppm wt H2Oは、クラトン圏のオリビンの含水量として妥当な推定値であり、これは∼24±21 ppm ∼ 24 ± 21

ppm 輝石を考慮すると、クラトン圏リソスフィア全体で24 ± 21 wt H2Oとなる（表1）。クラトン圏リソスフィア全体のカンラン石の低水分量は、数十億年に及ぶクラトン根の強度と寿命に貢献している。

Table 1 水の濃度、水の質量、地球の海の質量に対する相対質量、地球の主な貯留層のH同位体の推定値。参考文献は本文参照フルサイズの表水分含有量は，オフクラトン大陸のマントルリソスフィアにおいて地域的に異なる。例えば、鉱物中の水分含有量が低い、あるいは全くないかんらん岩キセノリススイート（Kaapvaal cratonのLetseng-la-Terae（レソト）やNuomin（中国北東部））は、<100 km < 100

km 離れた場所に、数百ppmのH2Oを含むかんらん岩のキセノリスが存在している（Peslier et al.2012; Hao et al.2016）。同様に，コロラド高原（米国）やJiande（中国南西部）のリソスフェアマントルからの水を多く含む輝石は，局所的に発生している（Li et al.2008; Hao et al.2014）。

そのため、リソスフェアマントルの含水量は、地域スケールで横方向に非常に不均一であるだけでなく、深さに応じて縦方向にも不均一である。このような含水量の変化は、アルカリ玄武岩やキンバーライトのホストマグマがキセノリスやダイヤモンド包有物として採取したマントルの局所的な融解やメタソームの歴史に由来するものである。これらは全体として、任意の深さにおける圧力、温度、酸素富化度の条件に依存し、それによって水富化度も変化する。

鉱物の水溶解度水分を含む流体とケイ酸塩鉱物を平衡させる実験により、さまざまな温度、圧力、酸素、水のフガシティ条件、流体組成に対する溶解度を推定することができる。このような実験は、サンプルが得られない地球の深部（遷移層については3.2.3節、下部マントルについては3.2.4節を参照）に存在する可能性のある水の最大量（「貯蔵量」、Hirschmann et al.2005）を制約するのに特に有効である。

最初の重要な観察結果は、実験から推定された最大貯蔵能力に比べて、異星石からのマントル鉱物の水分含有量が低いことである（Bali et al.2008; Ardia et al.2012; Férot and Bolfan-Casanova 2012; Tenner et al.2012; Yang et al.2014; Yang 2015）。これは、リソスフェアマントルが水に過少に飽和していることを示唆している（図5）。

図5 図5 マントルカンラン岩中のカンラン石（A）と斜方輝石（B）の水分量と、実験で得られた溶解度曲線との比較。H2O、H2O-CH4、H2O-CO2は、実験で鉱物が平衡した流体中に存在する揮発性物質を示す。カンラン石の点線および破線の溶解度曲線は，設定した温度での実験から算出したものである。1100℃のH2O、H2O-CH4またはH2O-CO2（緑色、Yang et al.2014; Yang 2015）、1450℃のH2O（青色、Ardia et al.2012; Tenner et al.2012）。H2Oの青実線は，対流マントルのジオサーモを用いて計算したものである（Asthen.Férot and Bolfan-Casanova 2012）。FTIRデータから得られた天然または実験的なカンラン石のすべての濃度は、Withersら（2012）の吸収係数を用いて計算されています。挿入図Cは、斜方輝石（Opx）における水の溶解度に関する対照的な推定値を示しています。Al飽和およびFeフリーのOpx（Mierdel et al.2007）では、リソスフィアの水貯蔵能力は高い（>1000 ppm

1000

ppm wt H2O，水色と緑色の曲線），一方，対流マントルのOpxにおける水の溶解度曲線（Férot and Bolfan-Casanova 2012）では，水の含有量は低い（<250 ppm < 250

ppm wt H2O，濃い青の曲線）。) opxの溶解度計算に用いた海洋リソスフェア（Oc.Lithos.）の地温（水色）は，40Ma前のリソスフェアが年間10mmの速度で移動している場合のものである（つまり太平洋プレートの状態）。文献からのペリドタイトデータ（Kurosawa et al. 1997; Peslier et al. 2002, 2008, 2010, 2012; Grant et al. 2007a; Baptiste et al. 2012; Doucet et al. 2014; Demouchy et al. 2015; Hui et al. 2015; Peslier and Bizimis 2015; Kolesnichenko et al. 2016; Schaffer et al. かんらん岩は、テクトニックセッティングによって、クラトニック、大陸性のPhanerozoic、海洋性の3つに分類される。海洋性ペリドタイトには，ハワイやオントン-ジャワ台地のペリドタイトがある（Demouchy et al. ハワイのかんらん岩はガーネットを含まないため，平衡化の圧力を計算することができなかった。しかし，ここでは，スピネルかんらん岩のリソスフェアサンプルとしては妥当な仮定である38kmの深さで示されている（Bizimis et al.2004）。これらの図から得られる主な結論は、マントルリソスフィアからの天然カンラン石と輝石は、水に十分に飽和していないということです。フルサイズ画像 2つ目の観察結果は、オリビンへの水の溶解度が圧力の上昇とともに増加することであり、実験から得られたこれらの予測は、マントルキセノリスからのオリビンについて所定の深さで報告された水の最大量と一致している（Demouchy and Bolfan-Casanova 2016）。水の溶解度は，流体中に存在する揮発性種に強く依存する。純粋なH2O流体は，水が少なく，H2Oに加えてCO2，H2，CH4などの他の揮発性種を含む流体と比較して，オリビンに対する水の溶解度が高くなる（図5A）。そのため、マントル相に入る水の量は、平衡する融液や流体の水のフガシティに大きく依存する（Gaetani et al. 深さが増すにつれて条件が緩和されていくクラトン圏の岩石では（Woodland and Koch 2003; McCammon and Kopylova 2004）、メタソーム剤中のCH4の割合が、存在する水の量に一役買っている可能性がある。例えば，KaapvaalはSiberian cratonよりも160-223kmの深さでわずかに還元されており，Kaapvaal cratonのオリビンに記録された最大水分量がSiberianのものに比べて低いことを説明できるかもしれない（図2A; Doucet et al.

一方、輝石の水溶解度は、深度300km以下では圧力の上昇とともに減少すると考えられる。 < 300

km . これは，Alが多いほど水が輝石の結晶構造に入り込むことができ，Alに富む鉱物であるガーネットの安定性が高まるため，輝石中のAl量が深度とともに減少するためである(Brey et al. 1990; Stalder and Skogby 2002; Stalder 2004; Hirschmann et al. 2009; Stalder et al. 2015)。300km以上の深さにある輝石中のAlの量は

300

km は比較的一定で低いため，輝石の最大吸水量が制限される。この影響により、深さ<100 kmの斜方輝石は < 100

km の斜方輝石は、天然のかんらん石の中で最も高い含水率を記録している（＞300ppm

300

ppm wt H2O; Fig.5B）。) 一方、実験による斜方輝石の貯水能力の推定値は、ほぼ一桁の差があり（図5C）、Alおよび水飽和実験では、>1000 ppm

1000

ppm wt H2O，不飽和状態の実験では <300 ppm < 300

ppm wt H2Oと予測した。後者は，天然かんらん岩からの斜方輝石に記録された最大含水量に近い（Mierdel et al.2007; Férot and Bolfan-Casanova 2012）。

アステンスフィアと海洋マントルリソスフィア中の水海洋環境でのマントルキソリスは稀であるが、深海ペリドタイト（中大洋の海嶺で地殻変動により海底に持ち上げられたマントルゾーン）は浅い海洋マントルのサンプルでもある。しかし、これらの海洋マントルリソスフィアの直接サンプルから得られる水分濃度データは限られている（Gose et al. 2009, 2011; Schmädicke et al. 2011; Warren and Hauri 2014; Bizimis and Peslier 2015; Demouchy et al. 2015; Peslier and Bizimis 2015; Peslier et al. 2015）。これらの海洋性岩石圏かんらん岩（図6の青の記号）の含水量は、大陸性かんらん岩（図6の赤と緑の記号）の含水量と同様である。海洋性パイロキセナイトはカンラン岩よりも3～4倍多くの水を含んでいる（図7、Bizimis and Peslier 2015）。この違いには2つの理由が考えられる。まず，輝線岩はカンラン石よりも水との親和性が高い輝石を主成分としています。第二に、これらは深部で結晶化したメルトを表しており、メルトはマントル溶融時の水の非相溶性挙動のために水を多く含むはずである。

図6 図6 マントルキセノリス、深海カンラン岩、テクトニックに掘り出されたマッシフからのカンラン岩のクリノピロセン(Cpx)とオルソピロセン(Opx)の含水率をテクトニックセッティングでグループ分けした（データと参考文献はオンライン補足表1参照）。水分量の不確かさは，データセットによって異なりますが，通常10～35%程度です。水分を分析した鉱物が1つだけの場合は、図の左または下に表示されています。フルサイズ画像図7 図7 海洋マントルおよび沈み込み帯における水と水/セリウム比。沈み込み帯の水は、海洋弧設定（Arcs; Plank et al.2009, 2013）の玄武岩から得られる。海洋マントルの水は、実際のマントル試料（かんらん石や輝石）や、マントルからの融解物である海洋玄武岩（DM、EM1および2、HIMU、ハワイ）を用いて得ることができる。かんらん岩については、その鉱物の水分析から含水率を算出し、各記号は個々の試料を表す（Warren and Hauri 2014; Bizimis and Peslier 2015; Peslier and Bizimis 2015）。玄武岩については，その供給源の含水量が示されており，ガラスや溶融物の介在物における多数の測定値から計算されている。海洋性玄武岩のエンドメンバーは DM = 枯渇したマントル，大洋中央海嶺（図9のMOR）（Michael 1988），大洋島（図9のOI）玄武岩の源である。EM＝濃縮マントル（Wallace 2002; Workman and Hart 2005; Workman et al. 2006; Dixon et al. 2008; Kendrick et al. 2014, 2015）；HIMU＝「high-mu」で，muは（238U/204Pb）t＝0と定義されている（Cabral et al. 2014; Jackson et al. 2014, 2015）。H2O/Ce比は，バルクのかんらん岩，パイロキセナイト，玄武岩のものである。理論的なマントルリザーバーも示している。PM=原始マントル(Sun and McDonough 1989; O’Neill and Palme 1998; Dixon and Clague 2001)、FOZO=フォーカルゾーン(Dixon et al. 2002)。かんらん岩や海洋島玄武岩では、一定のマントル水分量に対して水/セリウム比が大きく変化していることから、マントルのプロセスにおいて水とセリウムが切り離されていることがわかる。詳細はセクション3.2.2のテキストを参照。3.2.2を参照フルサイズ画像一方、リソスフェア下のマントルの間接的なサンプル、すなわち、中大洋嶺（MORB）や海洋島（OIB）の環境で採取された玄武岩については、豊富な水のデータが存在し、そこからマントルの水含有量を推測することができる。マントルの含水量は、部分溶融の程度や様式、分配係数などの合理的な仮定を用いて、未脱ガスのガラスや溶融物の分析から算出することができる（Dixon and Clague 2001; Dixon et al. 2002; Saal et al. 2002; Wallace 2002; Workman et al. 2006; Cabral et al. 2014; Kendrick et al. 2014, 2015; Jackson et al. 2015）。海洋島由来の玄武岩は，一般にMORBよりも水に富んでおり，これはMORBのソースがより水に富んでいることを示唆している（図7）。これは、MORBがHなどの非相溶性元素が枯渇した浅いアステンスフィアをサンプリングしていることで説明される（図7の枯渇マントルのDM；Dixonら1988；Michael 1988など）。通常のMORBのソースは、典型的には50-230ppm wt H2Oを持っている（図7、Dixon et al. 2002; Schaffer et al. 2016）。これらの推定値は、プルームの影響を受けていない海洋マントルで測定された電気伝導度の結果と一致する。これらの分析により、乾燥したリソスフィア（<50ppm < 50

ppm wt H2O）の下には、深さとともに徐々に湿っていくアステンスフィア（深さ300kmで400ppm wt H2O；Hirth and Kohlstedt 1996；Evans et al.2005；Baba et al.2006；Dai and Karato 2009；Naif et al.2013；Gardés et al.2014；Pommier 2014；Sarafian et al.2015；Khan 2016；Masuti et al.2016）が存在している。このような乾燥した海洋リソスフィアは、海嶺での形成から沈み込み帯や受動的な大陸縁辺に向かって、より高温の対流するアステンスフィアの上を受動的に輸送されるのに十分な剛性を持っている。

海洋島玄武岩は、Sr、Nd、Hf、Pb、希ガスの同位体組成の幅が広いことからもわかるように、より広い範囲の供給源から採取されている。これらの供給源のいくつかはMORBよりも深く、OIBは一般に「プルーム」と呼ばれる深部マントル上昇流の表面表現であると考えられる。OIBの供給源は十分に解明されていないが、深部の肥沃な貯留層、リサイクルされた沈み込むスラブ、枯渇した上部マントルなどが考えられる。いくつかの組成同位体のエンドメンバーが定義されている（例えば、Sun 1982; Zindler and Hart 1986; Hart et al. 1992; Brandon et al. 1998; Hofmann 2003; Stracke et al. 2005; Jackson et al. 2007; Delavault et al. 濃縮マントル1（EM1）はリサイクルされた大陸マントルやアルケアンの堆積物が関与している可能性があり、EM2はリサイクルされた大陸地殻をその源に取り込んでいる可能性がある。もう一つのエンドメンバーは高𝜇 μ (HIMU, 𝜇 μ は玄武岩の現在の238U/204Pb比と定義される）であり、リサイクルされた沈み込んだ海洋地殻である可能性がある。原始マントル(PM)は、地殻を形成するメルト抽出前のマントルを表す理論的な貯留層で、この原始マントルのいくつかの残骸が、深い上部マントルや下部マントルにまだ存在する可能性がある。最後に、フォーカルゾーン（FOZO）は、同位体の傾向が比較的未分解の貯留層に収束することで定義される。OIBのプルームは深部マントルから発生するため、深部マントル物質が含まれることは避けられないように思われる。OIBの高い含水率は、(i)脱ガスされていない貯留層（下部マントル、コア-マントル境界）、(ii)水に富んだ貯留層（例えば遷移帯、セクション3.2.3参照）、または(iii)水に富んだ貯留層をサンプルとしているため、そのソースの非相溶性元素に富んだ性質と関連している。3.2.3参照）、(iii)沈み込み帯を経由したリサイクリングによって生じた水に富む岩石（パイロキセンに富む岩石、例えばパイロキセナイトやエクロジャイト）などである（Section.4; Dixon et al.2002; Bizimis and Peslier 2015参照）。また、水に富むプルーム源の性質は、コマチアイトと呼ばれる別のタイプの希少な始原的（Mgに富む）マグマの分析や（Gurenko et al.2016）、プルームの電磁イメージング（Tada et al.2016）によっても確認されている。最後に，K-Ar，Xe，Neの希ガス同位体系のインベントリは，原始的な揮発性リッチの貯留層がマントルにまだ存在し，プルームによってサンプリングされている場合に最もよく説明される（Marty 2012; Mukhopadhyay 2012; Caracausi et al. 2016; Mundl et al. 2017）。OIBの発生源には80～800ppm wt H2Oが含まれている（Dixon et al. 2002; Cabral et al. 2014）。

最後に，海洋性玄武岩源に含まれる水の量を推定するための一般的な代替法の使用について，読者に注意を促したい。それは，珪酸塩メルトと固体の間の分配時に同様の非互換性があると推定される元素（例えば，Ce，K，La）に対する水の濃度比を使用するというものである。この考えは、これらの比率（図7の水/セリウムなど）が各海洋のMORBでは狭い範囲に分布しており、玄武岩源のものである可能性が高いという観測結果に基づいている（Michael 1995）。しかし、いくつかの観測結果がこのアプローチに疑問を投げかけており、主にOIBと海洋かんらん岩におけるCe濃縮度と水濃縮度の相関がないことを説明するのが困難である（Workman et al. 2006; Kendrick et al. 2014; Warren and Hauri 2014; Hartley et al. 2015; Peslier and Bizimis 2015）。さらに、ハワイやタンザニア・クラトンなどの多くの場所からの証拠が示すように、梅関連のメルトによって広くメタソーマ化され、それによってLREEなどの非相溶性元素が濃縮されたマントルリソスフィアは、濃縮された水含有量を示さない（図3D）（Hui et al.2015; Peslier and Bizimis 2015）。これは、マントルのプロセスにおいて、水がCeなどの非相溶性元素から切り離されたと解釈するのが最も適切であり、いくつかのメカニズムが提案されている。1つは、他の遅い非相溶性元素（REEなど）に比べて速いHの拡散が、上部マントルや海洋マントルリソスフィア中の水の含有量を希釈するか、または沈み込み帯で水の優先的な損失を発生させることである（Workman et al.2006; Kendrick et al.2014; Jackson et al.2015; Peslier and Bizimis 2015）。したがって、マントルに沈み込んだ物質はこれまで考えられていたよりも乾燥している可能性があり、その物質がプルーム源に組み込まれても、水を多く含むOIBは生成されないだろう。また、水と他の非相溶性元素との間のより根本的な挙動の違いを利用したメカニズムもある。一つの仮説は、圧力が高くなると、希土類元素の原子サイズが大きくなり、格子サイトの半径が小さくなるため、マントル鉱物への取り込みが妨げられるというものである。その結果、深さの異なるマントル鉱物中の希土類元素濃度が低くなる。一方、小さなH原子は、この影響を受けにくい。このことは、さまざまな玄武岩源の水/セリウム比に影響を与える可能性がある（Karato 2016）。さらに、Ceはより高い圧力で優先的に融液に分離するので、最も深いソースからの融液は、より浅いレベルからの融液よりも水/Ce比が低くなります（Adam et al. また、水とCeの分離を説明する別のメカニズムとして、Hの分配が融液中の水の化学種に依存し、HはCeよりも非相溶性であることが考えられる（Adam et al. したがって、LREEやKなどの他の非相溶性元素に対する水の一定比率に基づいた水の推定値は信頼できないことが示唆される。

遷移層の水深さ410kmでは、輝石が安定しなくなってガーネットに変化し、オリビンはより密度の高いワズレアイト構造に変化し、深さ520kmではリングウッダイトに変化する。このように、遷移帯は、410～520kmでは式(Mg, Fe, Ca)3(Mg, Si, Al)2Si3O12の高圧ガーネットであるワズレアイト56％とマジョライト44％、520～660kmの深さでは式(Mg, Si, Al)2Si3O12の高圧ガーネットであるリングウッダイト56％とマジョライト44％で構成されている（例えば、Frost 2008）。実験によると、ワズレアイト、リングウッダイト、マジョライトの貯水量は高い（それぞれ0.5-2, 0.3-2, 0.07-0.2 wt% H2O）(Smyth 1994; Inoue et al. 1995; Kohlstedt et al. 1996; Bolfan-Casanova et al. 2000; Katayama et al. 2003; Demouchy et al. 2005; Panero et al. 2013; Thomas et al. 2014; Ohtani 2015; Pigott et al. 2015; Thomas et al. 2015）。) 先に、上部マントルが水に過少に飽和している例を挙げて、貯蔵能力が必ずしも実際の水分量を反映していないことを説明しました。しかし、天然のサンプルから得られた追加の証拠は、遷移帯の一部の領域が実際に特に水に富んでいることを示唆しています。これらの深さから2つのダイヤモンドが発見されましたが、それぞれに水を含む鉱物の包有物が含まれていました（Wirth et al. 2007; Pearson et al. 2014）。1.5 wt% H2Oを含むリングウッダイトの包有物と、発見者のEggletonにちなんで名付けられたPhase EGG（AlSiO3(OH)）と呼ばれる含水鉱物の包有物です（Eggleton et al. 1978）。これらのサンプルは、遷移層に水が存在することを示す非常に重要な証拠となるが、この2つのサンプルがこのマントル層の典型的な水分量を示しているかどうかは不明である。

マントルの遠隔マッピングに使用された物理学的研究は、実際、遷移帯の水含有量が地域的に変化することとより一致している（Karato et al. 2001; Huang et al. 2005; Karato 2011; Koyama et al. 2013; Khan 2016）。電気伝導度と世界の地震データは、平均的に水が不足している（すなわち、約3000-6000ppm wt H2O）が、それでもアステンスフィアよりも約10倍水が豊富な不均質な遷移帯と一致している（Karato et al. 2001; Huang et al. 2005; Smyth and Jacobsen 2006; Houser 2016; Khan 2016）。移行帯のいくつかの地域、例えば中国や米国南西部の地下では、>10,000ppmを超える強い水和が見られる。

10,000

ppm wt H2O（Karatoら2001; Courtier and Revenaugh 2006; Khanら2011; Khan and Shankland 2012; Houser 2016; Khan 2016）。ダイヤモンドに含まれる水を多く含む包有物は、そのような領域から来たのかもしれない。遷移帯が保持できる水の総量は、現在の地球の海の質量で表すことができる。地球の海の質量が∼13.7×1023gであることを考えると ∼ 13.7 × 10 23

g 遷移層の質量を推定すると（4×1026 g 4 × 10 26

g )を平均密度とその体積から求め、水が豊富なゾーンが遷移帯の5～30%(Houser 2016)を占めると仮定すると、遷移帯には質量で1～2個の地球の海が存在することになります(図8、表1、Bodnar et al. 2013; Nestola and Smyth 2015)。

図8 図8 地球の層に含まれる水の相対的な量（質量％）を、我々の推定値（A）と、最近の2つの編纂物（B：Nestola and Smyth（2015）、C：Bodnar et al.（2013））で示したスケッチ。円グラフの大きさは、計算された水の総質量に対応する。3つの推定値の主な違いは、十分な制約を受けていない下部マントルとコアの水の量である。BとCのコアに含まれる水の推定値はRubie et al.(2015)の惑星降着モデルによるものであり、Aでは珪素-鉄分配実験から得られた鉄へのHの適合性に基づいている。コアの水の質量は、地球のケイ酸塩酸化物層との比較のため、H2Oとして計算した。ただし、コア中の「水」は金属中のHであり、この計算は必ずしも金属コア中に酸素が存在することを意味するものではない。CC = 大陸地殻，OC = 海洋地殻，UM = 上部マントル，TZ = 遷移帯

下部マントルの水下部マントルの主相（体積の80％）は、ブリグマナイト（（Mg, Fe, Ca）SiAlO3）と呼ばれる高密度のMgペロブスカイトであり、副相はマグネシオビュースタイト（（Mg, Fe）O）とカルシウムシリケートペロブスカイト（CaSiO3）である（例えば、Frost 2008）。貯水量を調べる実験の結果は矛盾している。しかし、Alに富むブリッジマナイトとカルシウムペロブスカイトを除いて、主要な下部マントル鉱物の水溶解度は一般的に低い（<1000ppm < 1000

ppm wt H2O; Bolfan-Casanova 2005; Ohtani 2015; Panero et al.2015; Walter et al.2015; Townsend et al.2016）。) マイナーな含水相は下部マントルの条件で安定しており、コア-マントル境界まで沈み込んだ物質によってもたらされる可能性がある（Sano et al.2008; Ohira et al.2014; Walter et al.2015; Hu et al.2016, 2017; Nishihara and Matsukage 2016）。

下部マントル起源の証拠を示すダイヤモンド包有物もあるが（例：Stachel et al.2000; Kaminsky et al.2001; Tappert et al.2008; Walter et al.2011）、これらの試料の水分量は測定されていない。しかし、これらのダイヤモンド包有物の1つに見られる含水鉱物群（ブルッカイトとMg(OH)2）は、下部マントルに含水メルトが存在することで最もよく説明される（Palot et al.2016）。また、既存の実験室データでは、このような高圧高温条件下での地球物理学的観測から水分量を推測することができないため、下部マントルの水分量に関する地球物理学的な制約はありません。

しかし、下部マントルに水が運ばれていることを示す間接的な証拠がいくつかある。これは、下部マントルの上部付近やコア-マントル境界での低速度領域の観測である(Revenaugh and Meyer 1997; Garnero and McNamara 2008; Schmandt et al. 2014; Garnero et al. 2016)。1つの可能な解釈は、これらの低速度領域が部分溶融の領域に対応していることである。下部マントルの部分溶融は、水がなければ不可能である（Walter et al.2015）。したがって、これらの低速度領域が部分溶融に起因するものであれば、何らかの水が存在している可能性が高い。あるいは、これらのマントル最下部では、水がAl-postperovskiteに蓄えられている可能性もある（Townsend et al.2016）。

まとめると、下部マントルの含水量は十分に制約されておらず、海の質量の0.2～4.3倍の範囲で変化する可能性がある(Bodnar et al. 2013; Nestola and Smyth 2015)。我々は、下部マントルが80%のブリッジマナイトで構成されている場合、約800ppmの ∼ 800

ppm H2O、11%のマグネシオビュースタイト（∼2000ppm ∼ 2000

ppm H2O, 8% CaSiO2, 3500 ppm H2O, 1% 含水鉱物, ∼20000 ppm ∼ 20000

ppm H2O（数値はOhtani 2015のレビューより）であることから、平均して1340ppmのH2Oが含まれていることになり、海の質量の2.9倍になります（図8A、表1）。

コアの水素コアは主にFe-Ni合金からなり、深さ2900〜5150kmまでは液体で、地球中心部までは固体である（例えば、Birch 1952; Dziewonski and Anderson 1981; Fiquet et al.2008）。内核に数％の軽元素が存在することは、地震学から推測される核密度を説明するために考えられてきた（例えば、Birch 1952; Poirier 1994）。候補の1つである水素は、惑星内部に普遍的に存在し、液体金属鉄との親和性が高い(Okuchi 1997; Abe et al. 2000)。HのFeへの溶解度は、高圧下では遷移帯鉱物の溶解度をはるかに上回り、コアは地球上で最大の水素の貯蔵庫となる可能性がある（例えば、Fukai 1984; Kuramoto and Matsui 1996; Ohtani et al. 最近発表された外核の温度推定値はこれまでの提案よりも低く、液体状態を維持するためには大量の軽元素が必要となる（Nomura et al.2014）。この場合、唯一の軽元素がHであると仮定すると、海の質量の80倍もの量がコアに蓄えられている可能性がある（Genda 2016）。しかし、マスバランスの制約や惑星降着モデルでは、コアにおけるHの濃度は20～200ppm程度と比較的低いと予測されているMcDonough 2005; Rubie et al. 2015）。さらに、鉄の特性に対するHの影響についての第一原理計算は、地震学的観測が固体コア中のHの存在によって説明できないことを示唆している（Caracas 2015; Umemoto and Hirose 2015）。要約すると、これらの数値には非常に大きな不確かさがあるため、コアには20～7300ppmのHが含まれている可能性があり、これは現在の地球の海の質量の0.2～90倍に相当する（表1）。より高い推定値（＞2300ppm wt% H in the core; e.g., Shibazaki et al. 2012; Genda 2016; Iizuka-Oku et al. 2017）は、Hがコア内で唯一の揮発性であるというありえないシナリオを想定しているため、上限値となっている。他の軽元素（例えば、O、S、C、またはSi）がコアに存在する可能性が高い（例えば、Poirier 1994; Wood et al. 2013; Badro et al. 2014; Chabot et al. 2015)。より保守的な見積もりとしては、惑星降着モデルの1桁以内（10×∼100ppm H）と、Hを唯一の揮発性元素（2300/2）とした場合の内核の地震波速度と核密度を説明するのに必要な量の約半分、すなわち、∼1000 ppmというコア中のHは、海の質量の12倍に相当する（図8A、表1）。

3.4. 地球上の水の量

地球の水の総量に対する最大の不確かさは、下部マントルとコアの水の含有量である（表1）。高圧下では、ケイ酸塩に比べて金属にHが強く相溶するという実験結果（例えば、Ohtani et al. 2005)に基づくと、我々のモデルでは、コアには12海洋質量、マントルには4海洋質量に相当する水が含まれており、これは水が豊富だが不均質な遷移帯と1340ppmのH₂Oを持つ下部マントルに基づいている。これに水圏を含めると、地球の水の総量は0.4 wt% H₂Oとなります（図8A）。保守的なモデルでは、下部マントルに存在する水の量を１海の質量相当（Bodnar et al.2013）と、惑星降着モデル（Rubie et al.2015）から得られた海の質量の0.4倍のコアの水分量の推定値を組み合わせると、水圏を含む地球に含まれる水の総量は0.06 wt% H₂Oとなります（図8C）。中間的な見積もりでは、マントルに含まれる現在の海の質量の約7倍を計算し（Nestola and Smyth 2015）、Rubieら（2015）のコアに含まれる水の量と合わせると、水圏を含む地球の水の量は0.2 wt%となり、現在の海の質量の8.7倍となります（図8B）。私たちが推定した地球上の水の濃度（約3900ppm　H₂O, Table 1）は、希ガスのシステマティクスから推定される水の濃度（2700±1350 ppm H2O）とコンシステントである（Marty 2012）。

地球上の水循環沈み込み帯の水沈み込み帯は、地球深部と大気の間で水の交換が行われる主要な場所であり、地球上のあらゆる層の間で最も高いフラックスが推定されている。沈み込み帯における水の運命は、地球に特有のものであるだけでなく、地球の火山活動、マントルのジオダイナミクス、プレートテクトニクスの起源にも重要な役割を果たしている。詳細な説明は本章の範囲外であり、いくつかのレビューがある(Hacker 2008; Grove et al. 2012; Faccenda 2014; Ohtani 2015)。ここでは、重要な観測結果を簡単にまとめる。

沈み込んだスラブがマントルに巻き込まれると、構造的に（つまり鉱物の格子に組み込まれた）水や間隙水を含んだ堆積物や、海水で変質した玄武岩・斑れい岩・マントル岩石など、水に浸かった岩石が一緒に運ばれる（例えば、Peacock 1990; Plank and Langmuir 1998; Rüpke et al. また、これまでのセクションで述べてきたように、数百から数万ppmのH2Oを含む、変化していない地殻やマントル岩石も運ばれてきます。また、プレートが沈み込み海溝に向かって下向きに曲がって引き伸ばされたときに発生する水和断層の存在によっても水の投入が促進される（Garth and Rietbrock 2014）。この水の約60～90％は、付加体プリズムと呼ばれる沈み込み海溝に蓄積された物質の底面に沿って、断層や拡散を介して海に戻るが、これはこの物質が圧縮されて粘土が脱水し始めるためである（例えば、Jarrard 2003）。残りの物質がより高い圧力に運ばれると、変成作用によってスラブの鉱物が脱水し、マントルウェッジに水が移動する。これは、関連する圧力と温度での蛇紋岩や角閃石のような含水相の脱水実験や、マントルウェッジで観測された低い地震速度と高い電気伝導度によって証明されている（例えば、Schmidt and Poli 1998; Jarrard 2003; Luth 2003; Kawamoto 2006; Soyer and Unsworth 2006; Kawakatsu and Watada 2007; Rondenay et al.2008; Ichiki et al.2009; Frezzotti and Ferrando 2015）。これらの流体や融液は一般的に酸化されており、そのために水遁性が高くなっていると考えられる（Wood et al. 1990; Brandon and Draper 1996; Debret et al. 2015）。最後に，沈み込み帯の流体に含まれる水の溶解度は，海水が沈み込んだ物質に寄与していることから，比較的高いCl含有量によっても高められる可能性がある（Bénard et al.

水の存在が、より低い温度で融解を誘発することで融解を促進することを考えると（例えば、Green 1973; Hirose and Kawamoto 1995; Médard and Grove 2008）、この水が豊富なゾーン（上記のスラブとマントルウェッジを脱水する）は、大規模な火山活動の源である（McGary et al.2014）。そのため、沈み込み帯の火山は、地球上で最も水に富んだ溶岩を生成する（Danyushevsky et al. 1993; Sisson and Layne 1993; Stolper and Newman 1994; Sobolev and Chaussidon 1996; Ruscitto et al. 2012; Plank et al. 融解物の介在物に含まれる水分量の測定結果から、弧状火山の噴出物に含まれる水分量は他のどの玄武岩の噴出物よりも多いことがわかる（図7）。なお、図7（円弧）の沈み込み帯の溶岩については、海洋弧火山のデータのみを利用している。海洋弧火山は，比較的薄い海洋リソスフィアを横断するだけなので，地殻ユニットとの相互作用が少ないという利点がある（Wallace 2005）。そのため、海洋弧火山の含水量は、大陸の沈み込み帯からの噴出物よりも、マントル源の含水量をより正確に反映していると考えられる。マントルウェッジが水に富んでいることを示すもう一つの証拠は、流体包有物に見られる。流体包有物とは、名目上無水の鉱物に埋め込まれた流体の液滴である。沈み込みに関係のない上部マントルかんらん岩の典型的な流体包有物は、主にCO2を含み、水はほとんど含まれていない（Roadder 1984）。これは、(i)水よりも広く滲出するCO2を含む揮発性リッチメルトの上昇によるメタソマティズム、(ii)異質岩の上昇中に介在物から水が拡散的に失われたこと、または(iii)浅い上部マントルの流体が含水していない証拠であると解釈されている(Pasteris 1987; Andersen and Neumann 2001; Frezzotti et al. 2012)。しかし，沈み込み帯の流体包有物には多量の水が含まれていることがあり，これは特に水を多く含む沈み込みマントルウェッジによって説明される（Roedder 1965; Schiano et al.

なお、アーク玄武岩の中には水に乏しいものもある（<0.5 < 0.5wt% H2O; Sisson and Bronto 1998; Wade et al.2008）。) さらに、これまでに水について分析されたいくつかの沈み込み帯かんらん岩（シムコー（米国ワシントン州）、カムチャッカ（ロシア）、パプアニューギニアの異質石、中国の発掘かんらん岩）では、大陸や海洋性かんらん岩のものよりも水に富む輝石は見られない（図6の黄色の記号）。6; Peslier et al.2002; Soustelle et al.2010, 2013; Cao et al.2015; Tollan et al.2015; Wang et al.2016）。) 水分を多く含む沈み込みメタソマティスムによってマントルペリドタイトが濃縮された可能性を示す唯一の証拠は、米国南西部のコロラド高原から採取されたキセノリスである（図4AおよびB；Dixonら2004；Liら2008）。沈み込み帯上のマントルウェッジに乾燥帯が見られるのは、(i)マントルウェッジを枯渇させた過去の融解現象、(ii)バックアークの発生やスラブの破壊に関連すると思われる比較的水の少ない天体圏マントルの上昇、(iii)沈み込んだ有機物の融解や水の少ない混じり合わないC-H-O流体の分離によって発生した可能性のある稀な還元性スラブ流体や融液の低水分量によるものである(Karato 1986; Sisson and Bronto 1998; Wang et al. 2007; Song et al. 2009; Li 2017）。) また、熱モデルによる最近の結果は、マントル前弧の大部分が水に富んでいないことを示唆している。これは、ほとんどのスラブが冷たすぎて、弧の寿命の間に十分な速度で脱水できないためである（Abers et al.2017）。

最後に，沈み込み帯では大規模な融解が起こるにもかかわらず，このプロセスで生じるマントル残渣は，おそらくまだ比較的水に富んでいる（すなわち，MORB源や上部アステノスフィアと同じ量の水を含んでいる；Hirth and Kohlstedt 2004）。したがって、かんらん石質マントルウェッジの水は、次の段落で説明する水を多く含むスラブの岩石に加えて、沈み込んだスラブの上で下向きの受動的なエントレインメント（「コーナーフロー」、図9B）を介して、アステンスフィアの水分補給に寄与していると考えられる。このマントルフローは、この比較的水に富んだマントルの低粘度（アステンスフィアの粘度と同様）によって促進される（Billen and Gurnis 2001; Hirth and Kohlstedt 2004; Behr and Smith 2016）。

図9 図9 ダイナミックな地球内部の主要な層、テクトニックセッティング、プロセスを水との関連でスケッチしたもので、A：平均水濃度（ppm重量H2O）と部分溶融が起こるゾーン（赤）、B：貯留層間の現在の水フラックス（単位：1011kg/y 10 11

kg/y 実線の矢印）とマントル対流パターンの模式図（点線の黒矢印）、C：様々な貯留層の水の滞留時間。MOR = mid oceanic ridge, OI = oceanic island, SZ = subduction zone, × Ga = several billion years, OC = oceanic crust, CC = continental crust. 参考文献については本文を参照フルサイズ画像地球深部への水輸送沈み込んだ水のすべてが、沈み込み関連の火山で地表に戻ってくるわけではない。一部の水は、沈み込むスラブの温度が周囲のマントルに比べて低いこともあって、圧力が上昇しても完全には脱水しないスラブの鉱物に閉じ込められて、より深部へと運ばれる（Dixon et al.2002; Rüpke et al.2006; Ohtani 2015; Chang et al.2017）。沈み込み起源の変成岩であるエクロジャイトは、バルク岩中に460～3000ppm wt H2Oに相当する多量の水を鉱物中に閉じ込めている（Katayama and Nakashima 2003; Katayama et al. より高い圧力では、含水MgまたはAlケイ酸塩、あるいはAlまたはSi酸化物のような相が実験室で合成されている。このような鉱物は、遷移帯に水を運ぶ可能性がある（含水リングウッダイト、アキモトイト、スティショバイト、フェーズA、B、C、D、E、X、EGG、𝛿 δ -H, (FeOOH)TiO2)、下部マントル、そしてコア-マントル境界まで水を運ぶことができた（𝛿 δ -AlOOH, H相)を観測している(例えば、Panero et al. 2003; Bolfan-Casanova 2005; Komabayashi 2006; Lawrence and Wysession 2006; Sano et al. 2008; Ohira et al. 2014; Ohtani 2015; Nishihara and Matsukage 2016)。

特に、遷移帯（Section.3.2.3）が水の豊富なゾーンで構成されている主な理由は、冷たい沈み込みスラブがこの深さで停滞しているように見えるからかもしれない（図9）。地震波トモグラフィー（van der Hilst et al.1991; Fukao et al.2009）では、このようなスラブが見られることから、沈み込んだ水がこのプロセスを経て遷移帯に局所的に蓄積される可能性がある（Braunmiller et al.2006; Suetsugu et al.2006; Richards and Bercovici 2009; van Mierlo et al.2013など）。水分を多く含む鉱物（含水ワズレアイトやリングウッダイト）は、遷移帯内の地震速度や410kmで見られる地震のコントラストを説明するために唱えられてきたが（Smyth and Frost 2002; van der Meijde et al. 2003; Smyth et al. 2004; Hirschmann et al. 2009）、水分を多く含む固体物質が広く存在することは、地球物理学的観測では支持されていない（Houser 2016）。もう1つの仮説は、遷移帯を流れる物質によって、遷移帯の上部と下部に水に富んだ融解物が生成されるというものである（図9A）。この仮説の枠内では、遷移帯の上部で部分的な融解が起こる可能性があり、それは冷たいスラブ温度でオリビンがワズレアイトに変化することや、上昇する遷移帯の濃厚融解が停滞することと関連している（Bercovici and Karato 2003; Sakamaki et al.2006; Frost and Dolejš 2007）。深さ410kmにある融解層は、地震と電気伝導度の両方のデータと一致している（Revenaugh and Sipkin 1994; Song et al.2004; Yoshino et al.2006）。遷移帯物質の下部マントルへの下降流には、含水リングウッダイトからブリッジマナイトへの変化が伴い、下部マントルの最上部に水を多く含む融液が生成される可能性があり、660kmでの地震速度の急激な低下を説明することができる(Ghosh and Schmidt 2014; Schmandt et al. 2014)。

4.3. 地球の地質貯留層間の水のフラックス

地球の水循環は、各貯留層（水圏、大陸地殻、海洋地殻、上部マントル、遷移層、下部マントル、コア、図9A、表1）の水量の推定値と、一定期間における各貯留層への水の出入りの主な場所での正味のフラックスの推定値を組み合わせることで、制約を受けることができる（例えば、Bodnar et al.2013; Magni et al.2014）。図 9B は、地球上の水のフラックスの平均値を 10¹¹ kg/yの平均値を示しています（Peacock 1990; Bebout 1996; Schmidt and Poli 1998; Wallmann 2001; Hilton et al. 2002; Bercovici and Karato 2003; Rüpke et al. 2004; Wallace 2005; Rüpke et al. 2006; Hacker 2008; van Keken et al. 2011; Faccenda et al. 2012; Parai and Mukhopadhyay 2012; Bodnar et al. 2013; Faccenda 2014; Magni et al. 2014）。詳細はオンライン補足表2に記載されています。

地球内部と水圏の間で水のやり取りが行われている主な地域は、沈み込み帯である（図9B）。沈み込み帯に流入した水の約25％が遷移帯に、約3％が下部マントルに到達すると推定されている(Bodnar et al. 2013)。沈み込み帯の火山活動に比べて、大洋中央海嶺や海洋島の火山活動は、地球内部から水圏への水の損失全体に占める割合は小さい。しかし、海洋玄武岩質火山は、マントル対流やプルーム上昇プロセスを介して、深部マントルから地表への水の主な排出源となっている。水の入力と出力の正味のバランスにより、時間の経過とともにマントルに水が追加されていく。プレートテクトニクスが過去3Gの間に作用したと仮定すると（Farquhar et al.2002; Shirey and Richardson 2011; Debaille et al.2013）、一次計算では、現在の地球の海の質量の約半分がその期間にマントルに追加されたことになる。ただし、ここで示した推定フラックスの不確かさは高い（約50%）ことを強調しておく。

4.4. 地球上の水の分布の起源と滞留時間

地球上の水の分布が非常に不均一であることは、驚くべき結論です。特に重要なのは、マントル中の水分量が層状になっていることである。ケイ酸塩中の水（すなわち水素）の拡散は、ケイ酸塩中の他の元素の拡散に比べて速いが、大規模な含水量の変化には効果的ではない。典型的なアステノソフィアの条件では、約10 kmの距離にある水素の拡散には約1 Gaかかる（Karato 2007; Peslier and Bizimis 2015）。しかし、マントル対流があるため、部分的な融解とそれに伴う融解物の偏析を考慮しないと、約100km以上の大きさの領域では水の濃度が均一になるはずである。

地球上の貯留層内の水濃度の不均一性は、初期の惑星分化過程、すなわちメタルコアと最初のケイ酸塩貯留層の形成の際に初めて確立された。このプロセスには、マグマの海の脱ガスのほか、マグマの海でのケイ酸塩の分化や、時間をかけた地殻の構築を介したマントルからの水の抽出が含まれる（例えば、McKenzie 1985; Rudnick 1995; Hirth and Kohlstedt 1996; Hirschmann 2006; Labrosse et al.2007; Elkins-Tanton 2008）。アルカンのマントルに水が豊富な貯留層がある証拠は、主にアルカンで噴火した原始的なマグマである2.7Ga前のコマチアイトに含まれるメルトインクルージョンの水分析から得られている（Sobolev et al. 不均質性は、(i)沈み込みプロセスによる含水物質のリサイクル、(ii)固体物質の垂直輸送による部分溶融、その結果としての密度に応じた溶融物の上昇または沈下、(iii)地球の歴史における対流プロセスによる非効率的な再均質化によって維持される。この非効率的な混合の証拠として、水素同位体が挙げられる。原始的な玄武岩のメルトインクルージョンは低いD/H同位体比を持っているが、これはソースから引き継がれたものであり、おそらくマントル深部にある原始的なリザーバーが太陽系星雲のH同位体比を保持している可能性がある（Section.5.2.1; Hallis et al.2015参照）。また、OIBに似た地球化学的特徴を持つ玄武岩ガラスには、沈み込み由来のHが保存されていることを示すH同位体比の特徴があり、これはスラブ内の水が周囲のマントルで時間をかけて希釈されたのではなく、Maから1Gaにわたるリサイクルの過程で孤立していたことを示している（Shaw et al.2012）。

図9Cに示した水の滞留時間はBodnarら（2013）から引用し、各貯留層の水量とそれらの間の推定フラックスを用いて計算した。最も短い滞留時間は水圏（<3000 < 3000 年）とリソスフェア（0.77-7Ma）であり、水は遷移層や下部マントルに何十億年も閉じ込められている可能性がある。プレートテクトニクスが少なくとも3ガ年前に始まったと仮定すると（Farquhar et al.2002; Shirey and Richardson 2011; Debaille et al.2013）、1個の水素原子が海から深部マントルまで3回往復したことになります。あなたは今、マントルの水を飲んでいるかもしれません。

5. 地球の水の獲得

５.１. 地球に水が運ばれてくるタイミング

現在の地球の水の量（表1）は、地球の形成とその構成要素に含まれる水に始まり、その水分量を変化させるプロセスを経た長い進化の総合的な歴史を反映している。後者の例としては、マグマオーシャンの脱ガス（第12章）によって大気が形成され、その大気が衝撃や熱処理、活発な若い太陽からの放射線との相互作用（第13章、第14章）によって失われたことが挙げられる。さらに、水は、地球がすでに99%以上に達した後に、水を多く含む小惑星や彗星によって後から運ばれてきたものである可能性もある。

地球の構成要素に水が含まれている可能性を評価するために、まず、地球の一般的な揮発性物質の減少傾向を評価する。そのためには、元素の宇宙化学的な分類が重要になる（例えば、Lodders 2003; Palme and O’Neill 2014a）。この分類は、太陽組成のガスからの化学元素の凝縮順序に基づいており、10^−４barの圧力で太陽組成のガスから化学元素が凝縮する順序に基づいている（図10）。太陽ガスが冷えたときに最初に凝縮する元素は、耐火性元素（50%質量凝縮温度($𝑇_𝑐$)=1850-1355K、図10）と呼ばれる。) これらに続いて、いわゆる主成分元素（Si, Fe, Mgなど; $𝑇_𝑐$=1355-1250 K、図10では強調していない）、次に中程度の揮発性元素（($𝑇_𝑐$=1250-250 K)、そしてシーケンスの最後には、高揮発性元素($𝑇_𝑐$$<250 K)が析出する。揮発性元素の中でも、特に中程度の揮発性を持つ元素は、揮発性物質の存在に対する強力な制約となる。続いて、高揮発性化合物との関係を明らかにし、次節（5.2節）では、高揮発性元素の同位体比の制約を用いて地球の水の起源を評価する試みについてまとめる。

CIコンドライトで規格化した地球マントルの元素組成を50%凝縮温度で示したもの（$𝑇_𝑐$この温度では、太陽系組成のガスから低圧条件で完全な化学平衡を仮定して凝縮した際に、元素の50%が固体状になる）リソフィル元素は凝縮温度と相関する明確な傾向を示し、シデフィル元素とカルコフィル元素はFe-Niコアに封じ込められているため、この傾向に比べて減少している。Lodders 2003; Palme and O’Neill 2014bより)。

####　５．１．１．地球の形成過程太陽系の誕生は、さまざまな恒星からのガスや塵を含む星間分子雲が重力で崩壊したことに始まる。崩壊した分子雲は、質量のほとんどが中心部に集まり、原始惑星系円盤に囲まれた若い太陽が誕生した。原始惑星系円盤の中では、チリのような物質が衝突・降着して小さな惑星体（planetesimals、惑星の胎児）となり、そのほとんどがさらに蓄積されて、地球を含む地球型惑星が形成された（第2章、第10章）。

放射性核種から放出された熱と、成長中の原始地球への衝突の組み合わせにより、深いマグマの海、あるいは数世代にわたるマグマの海が形成されたと考えられる（第12章）。これらのマグマオーシャンでは、金属の分離と沈降が起こり、コアが形成された（例えば、Wood et al.2008; Rubie et al.2011）。ダイナミックモデリングによると、地球の降着の最後に起きた巨大な衝突が月を作ったと考えられている（例えば、Benz et al.1986; Canup 2012）。この最後の火星サイズのインパクターとそれに続くマグマの海が、地球のコアの分離を終わらせた可能性が高く、また、揮発性元素を地球にもたらした可能性もある（Halliday 2004; Schönbächler et al. このイベントの後、わずかな量の物質（<1%, Chou 1978; Walker 2009) が今日まで地球に降着してきた。この後期の物質はマントルにのみ付加され、コアへの金属偏析は起こらなかった。この地球外物質添加の最新エピソードは、「late veneer」（例えば、Wang and Becker 2013）、「late accretion」（例えば、Walker 2009）、または「terminal bombardment」（Willbold et al.2011）と呼ばれている。この研究では、「late veneer”」という言葉を使っている。late veneerは、コンドライト隕石のマントル中に含まれる高濃度の重金属元素（HSE）の存在に基づいて提唱されたもので（Chou 1978）、それらの元素はコア形成過程でコアへと分配されるため、コア形成では説明できない。

####　５．１．１．揮発性に乏しい初期降着太陽系の質量の99％以上を占める太陽とCIコンドライトの元素組成は、いくつかの例外（Li、Be、高揮発性元素であるH、O、N、C、希ガスなど）を除き、ほぼ同じである。このことは、CIコンドライトがほとんどの元素について太陽系の平均的な組成を反映していることを意味しており、通常はこれを参考にしている（Chap.3）。地球や他の地球型惑星は、CIコンドライトや太陽に比べて、中程度および高揮発性の元素が枯渇している（図10）。枯渇した元素（Ag, Mn, Rb, Pbなど）の中には、短寿命の放射性崩壊系53Mn-53Cr（半減期3.5±0.4 Ma)や107Pd-107Ag(半減期6.5±0.3Ma)、長寿命のクロノメーターである87Rb-87Sr(半減期49Ga)、そして238Uが半減期4.47Gaの206Pbに、235Uが半減期710Maの207Pbに崩壊するU-Pb二重崩壊系などがある。マンガン、Ag、Rb、Pbは、Cr、Pd、Sr、Uよりも低い凝縮温度を持ち(Lodders 2003, Fig.10)、そのため、揮発性物質の枯渇イベントによって互いに分化される。この分画は年代測定器で年代を測定することができる。Pd-Ag, Mn-Cr, U-Pbもコア形成時に分別されることは注目に値する(Ballhaus et al. 2013; Kiseeva and Wood 2013; Rubie et al. 2015)なぜなら、関与する元素(Uを除く)はコアに異なる程度で分割されるからである。この点を考慮して解釈を行う必要がある。

短寿命崩壊系は、太陽系の最初の10-30Maの間にそのシグネチャーが確立され、後の放射性物質の取り込みによって変更されないため、非常に強力な制約となる。バルクシリケイト地球（＝地殻とマントル）のCr同位体組成は、揮発性の高いCIコンドライトと比較して、比較的放射性でないこと、すなわち53Mnの崩壊による放射性53Crを比較的少量含むことが示される（例えば、Trinquier et al. 2008; Qin et al. 2010). このことは、揮発性の53Mnが早期に失われたことを示唆している。おそらく、既知の最も古い太陽系物質であるカルシウム-アルミニウム-リッチインクルージョン（CAI）によって年代付けされた太陽系の始まりから、最初の2Ma以内に失われたと考えられる（Trinquier et al.2008; Qin et al.2010; Palme and O’Neill 2014a）。揮発性の53Mnが長く存在していれば、より放射性の53Crに富んだ組成が生成されていたと考えられる。Mn-Crデータは、さまざまな降着モデル、すなわち単純な2段階モデルだけでなく、コア形成を考慮し、地球の指数関数的成長曲線を使用するモデルにも組み込まれた（Trinquier et al.2008; Schönbächler et al.2010; Carlson et al.2015）。これらのモデルでは、地球の構成要素の多くが、中程度の揮発性元素であるMnが著しく枯渇していたという点で一致している。長寿命のRb-Sr系から得られた証拠も、太陽系の初期のSr同位体組成に関する不確実性にもかかわらず、初期の揮発性枯渇を主張している(Halliday and Porcelli 2001; Schönbächler et al. 2010; Nebel et al. 2011; Hans et al.2013; Carlson et al. 2015)。

同様に、U-Pb系からの証拠も、初期の枯渇と一致している（Wood and Halliday 2010; Nebel et al. 2011; Albarède et al. 2013; Ballhaus et al. しかし，U-Pb系の解釈については，長い間議論の対象となってきた。バルクシリケート地球のPb同位体組成の推定に関しては，地殻内のPb濃度が高いこともあって，不確実性があります(Hofmann 2001)。他の研究では，Pbのような揮発性元素が後期単層に潜在的に敏感であることを示し，すべてのPbが後期単層によって運ばれたことを提案しています(Albarède et al. 2013; Ballhaus et al. 2013)。しかし，ほとんどの研究では，地球は高いU/Pb比（揮発性枯渇）で始まり，揮発によるPbの損失（例えば，ジャイアント・インパクトの際，Connelly and Bizzarro 2016）またはコアへの分配（Wood and Halliday 2010）によって，太陽系形成開始後100～150Ma頃にこの比がさらに高まったという点で一致している。

まとめると、中程度の揮発性元素を含む放射性崩壊系は、地球が揮発性の枯渇した物質から平均的に降着したことを示す強力な証拠となる。中程度の揮発性を持つ元素は、揮発性の高い元素や化合物よりも高い凝縮温度を示すことから（図10）、地球の初期構成要素では、揮発性の高い元素（例えば、H）はさらに枯渇していたと考えられる。原始惑星系円盤中のカンラン石の表面に選択的に吸着することは、中程度の揮発性元素を大量に含むことなく地球の構成要素に水を組み込むための潜在的なメカニズムであると考えられる（例えば、Vattuone et al.2013）。しかし、地球の初期のビルディングブロックで許容される水（H2O）の量は限られている。これは、高圧実験に基づく深部マグマの海での金属-ケイ酸塩分配のモデルでは、地球の元素の金属-ケイ酸塩分配挙動とうまく一致させるためには、一般的に、地球の降着の初期段階で還元された物質を必要とするからである（例えば、Woodら2008年、Rubieら2011年、Rubieら2015年、Chap.11）が、より酸化されたシナリオも提案されている（Siebertら2013年）。初期の還元的な条件では、H2Oではなく水素が存在していた可能性もある（Hirschmann et al. 原始地球は小さく、冷却したマグマから水素が失われやすいため（Sharp et al. 揮発性の高い物質が後から追加されたことを示す十分な証拠があることから（下記参照）、この初期のシグナルは後から追加されたものにかき消された可能性が高い。

初期の原始地球が水を保持するためのもう一つの制限要因は、原始地球と衝突した天体のサイズが小さく、重力によって大気を保持することができないことである。一次的には、原始地球が大気を保持するためには、ボンダイ半径が物理的半径よりも大きくなるほどの質量が必要である。ボンダイ半径とは、惑星の重力ポテンシャルからの脱出速度が、ガス分子の熱速度と等しくなる半径である。ガス分子の平均熱速度が惑星の脱出速度よりも大きい場合、その惑星は原始大気を保持することができない。地球に関連する条件（Hayashi 1981）では、原始惑星系円盤からのH-およびHe-を含むエンベロープを保持するためには、1 AUにおける原始地球は少なくとも現在の質量の0.002である必要がある（Inamdar and Schlichting 2015）。同時に、放射性同位元素や降着によって加熱され、内部の脱ガスや揮発性物質の喪失が起こるだろう。隕石の記録によると，小さな分化した天体（ベスタやアングライト母天体など）は一般的に揮発性に乏しい（Hans et al.2013など）が，完全に水がないわけではない（Sarafian et al.2013, 2017; Scully et al.2015）。

さらに、雪線の概念は、水に乏しい地球のビルディングブロックをさらに裏付けるものである。雪線は、原始惑星系円盤における水の凝縮と気化の境界を示している。雪線モデルの枠組みでは、雪線の内側には岩石質の惑星群が、雪線の外側には氷の惑星群が形成され、そこには氷の粒子が存在し、降着することができる。Hayashi (1981)は、太陽から1AUの距離にある原始惑星系円盤の温度を270Kと見積もっている。太陽系組成の原始惑星系円盤では、約180K以下で水の氷が形成される（Lodders 2003）。したがって、1天文単位で計算された暖かい温度では、水の氷の凝縮は起こらないと考えられる。水は気相のままであり、氷として降着することはできない。この結果、1天文単位の領域では、水の少ないplanetesimalsが形成され、これが地球の初期の降着物質の主な「feeding zone」となった（O’Brien et al.2006, 2014; Raymond et al.2006など）。

####　５．１．１．揮発性物質が到着した時期は？前述の5.1.2節で述べたように、地球の降着が揮発性の乏しい状態から始まったことを示す強力な同位体の証拠がある一方で、地球への揮発性物質の付加のタイミングはより不確かである。少量の水素は、地球が現在の大きさの60-80%に達する前の早い時期に降着した可能性がありますが、中程度の揮発性を持つ大量の元素は除外されます。したがって、これらの元素は後から追加されたものであり、例えば炭素質コンドライトから提供されるような大量の高揮発性元素と結合している可能性が高い（Alexander 2017）。

いくつかの放射性核種系（Pd-Ag、Mn-Cr、Rb-Sr、Hf-W）を組み合わせたモデリングにより、地球は不均質に降着した可能性が高いことが示されている。つまり、最初は中程度の揮発性元素が枯渇した物質が降着し、後の降着の歴史では揮発性の高い物質が優勢になったのである（Schönbächler et al. このモデルでは、現在の地球と同程度かわずかに低い揮発性成分を持つ、揮発性成分が枯渇した物質から、地球が最初に現在の質量の86%まで成長したと考えられています。不確実性を考慮すると、このモデルでは、揮発性の高い物質が到着する前に、地球質量の最初の60〜70％を揮発性の低い物質で降着させることができます（図11）。この結果は、全く異なるアプローチと技術を採用した他のいくつかの最近の研究（O’Brien et al.2006; Wood et al.2008; Rubie et al.2011, 2015; Marty 2012; Hirschmann 2016; Fischer-Gödde and Kleine 2017）とよく一致しています。Schönbächlerら（2010）は放射性崩壊系の複合的なモデリングに基づいて結論を出しているが、他の研究（Woodら2008; Rubieら2011, 2015）では、高圧実験を用いて深部マグマの海での金属-ケイ酸塩の分配をモデル化している。また，他の研究（Marty 2012; Hirschmann 2016）では，バルクケイ酸塩地球におけるC/H，C/N，C/S比，あるいはそれらの元素濃度（水，C，N，希ガス）をモデル化し，揮発性予算の一部（特に一部のH；Hirschmann 2016）は後期ベニヤ以前に獲得されたと結論づけている。コンドライトのものと比較した地球の核合成Ru同位体組成は、この結論を支持し、後期ベニヤは水に乏しく、エンスタタイトコンドライトに似た組成であった可能性さえ示している（Fischer-Gödde and Kleine 2017）。O’Brienら（2006）は，数値シミュレーションを用いて地球型惑星の降着の最終段階を決定し，揮発性に富む物質は地球の降着史の後半に加えられたが，その一部はコア形成がまだ進行しているときに取り込まれたと結論づけた。このいわゆる「古典的」モデル（O’Brien et al.2006; Raymond et al.2006; Chap.10）では、揮発性の高い物質は、約2.5 AUを超える始原的な小惑星帯の天体から運ばれてきます。最近提案された、ガス巨人惑星の移動を考慮した「グランドタック」モデルでは、コア形成中に揮発性の豊富な物質が供給されますが、このモデルでは、水を多く含む天体は、ガス巨人惑星の現在の軌道の間や外側から供給されます（O’Brien et al.2014; Chap.10）。

図11 地球への水の供給の進化を模式的に示したもの。太陽系の降着円盤を見下ろした図で、地球が形成された円盤の部分（1 AU付近）のスナップショットを時間ごとに示している。地球の軌道付近にあったと思われる惑星物質、すなわち、各時代に地球に降着される可能性のある物質を示している（すべてが降着されるわけではない）。地球の「餌場」となる水を多く含む天体の量は、左から右に向かって増えていく。地球は比較的乾燥した状態、つまり水に乏しい状態で始まり、現在の大きさの60〜80％に達した後に初めて大きな揮発性の供給を受けた。その後の降着は、揮発性の高い天体（青）が中心となります。降着の割合は現在の地球の質量を基準にしています。白い天体：もともと1AUの領域にあった揮発性の乏しいマントルの断片や未分化な物質。青色の物体：（i）原始小惑星帯（例えば、古典モデルの場合は炭素質コンドライト；Raymond et al.2006）、または（ii）巨大惑星の間やその先（Grand Tackモデル；O’Brien et al.2014）から来た、水を多く含むマントルの断片や未分化な物質である。黒色はコア物質。図はNimmo and Kleine (2015)のスケッチに基づいている。

コア形成時に揮発性物質の供給が始まるというモデルは、地球の揮発性物質は後期単層によってのみ供給されたと主張する他の研究（Albarède 2009; Albarède et al.2013; Ballhaus et al.2013）とは対照的である。後期ベニヤが揮発性の高い物質を供給した可能性はあるが（例えばCMコンドライトに似ている；Wang and Becker 2013）、後期ベニヤですべての揮発性物質を供給した場合、バルクシリケイトの地球で観測されるよりもHSEの存在率が著しく高くなる。さらに、このシナリオでは、マントルのAg同位体組成に強い放射性シグナルが発生すると考えられる。これは、揮発性物質が枯渇した場合にAgに比べて非常に多く存在する107Pdという耐火性同位体の崩壊によるものである。このような放射性シグネチャーは観測されない（Schönbächler et al.2010; Schönbächler and Nimmo 2011）。後期単層の間に，過去に降着した物質と揮発性に富む物質が混合すると，このような強い放射性シグナルは修正され，希釈されると考えられる。さらに，後期単層で10％以上の揮発性物質が混入することが必要である（Schönbächler and Nimmo 2011）。しかし、地球マントルのHSE含有量は比較的低いため、これは現実的ではない（例えば、Wood et al.2010）。HSEの高い含有量を説明するための特別なシナリオ（例えば、後期の硫化物や金属の偏析；Albarède et al.

####　５．１．4．まとめ地球化学的、宇宙化学的な証拠から、地球の成長の最後の3分の1には、揮発性の高い（水を含む）物質が含まれていたことがわかります（図11）。しかし、後期単層の前に追加された水の量は不確かである。地球の全水収支は2-18地球海質量と推定されているが（図8）、コアと下部マントルの水収支には大きな不確定要素があり、その範囲は0.2から90に及ぶ（表1）。地球の水の量は、炭素質コンドライトや太陽系外縁部の惑星の水の量に比べて少ないため、地球の水の一部は、水を多く含む物質が雪線を越えて後から降ってくる前の、非常に早い時期に獲得された可能性が考えられます。1%のCIコンドライト材料（>10%のH₂O; e.g. King et al. 2015）を組み込むことで、すでに現在の地球の海の約4.5倍の質量を供給することができる。しかし、最大30%の揮発性物質がlate veneerの前に添加されていた可能性があり（Schönbächler et al. 2010; Rubie et al. 2011）このことから、現在の地球の水収支に合わせるためには、衝突による降着、マグマの海の状態、後期ベニヤ（12-14章）の間に、地球大気からかなりの水が失われている必要がある。また、次の章で述べるように、後期単層でも水が供給されていた可能性がある。

###　５．２．地球の水の起源上述したように（第3節、第5節）、地球の水の分布に関する研究からは、2つの一次的な結論が得られた。

(i) 地球上の水の総量は、最も原始的な隕石である炭素質コンドライトの水に比べて少なく（0.06 wt%～3.9 wt% H₂O、または3～18 海洋質量；図8）、一方で、コンドライトはH₂Oを10～20 wt%まで含むこともある（例えば、Alexander et al.2012; King et al.2015; Stephant et al.2017）。したがって、CIコンドライトのような適度に水に富む物質は、海洋と内部の水を含む地球の総水収支を供給するのに十分である。彗星のような他の物質はさらに水に富むため、地球の水量を説明するために必要なそのような物質は少ないと考えられる。地球に降着した可能性のある、より水に乏しい他の物質に含まれる水の量については、十分な制約がありません。以前は0.1～1wt%のH2Oが推定されていたが(Jarosewich 1990; Robert 2002; Alexander et al. 2012; Barnes et al. 2016)、普通コンドライトはまだ水に乏しい可能性が高い。これは、太陽系物質でこれまでに測定された最も乾燥したアパタイトを含む1つのLLコンドライトを除いて、それらのアパタイトが一般的に水を含まないように見えるという事実に基づいている（Jones et al.2014, 2016）。この観察結果と一致するように、通常のコンドライトは中程度の揮発性元素において全体的に強い枯渇傾向を示している（Schönbächler et al.2008; Schaefer and Fegley 2010）。エンスタタイトコンドライトは、<0.5 wt% H₂O (Robert et al. 1987; Barnes et al. 2016)を有している。さらに，アングライトやユークライトの分化した母天体は，いくらかの水を含んでいるが（Sarafian et al.2013, 2017; Barrett et al.2016），それでもCIコンドライトよりも2-3桁少ない量である。

ii）地球の初期質量の多くは、現在の地球質量の少なくとも60％から最大90％（中程度の揮発性元素に基づく、セクション5.1.）であり、揮発性の枯渇した前駆物質から降着した（例えば、Albarède 2009; Schönbächler et al.2010; Rubie et al.2011）。地球の水の大部分は、最後の1％の降着質量である「後期ベニヤ」（Section.5.1）が供給したと考えられています。地球（および他の地球型惑星）を形成した初期物質は、衝突時に気化して揮発性物質の一部を失ったかもしれない。しかし、前駆物質の揮発性が失われた主な理由は、ほとんどの揮発性元素が初期の構成要素にそもそも存在しなかった可能性が高いからである（Albarède 2009; Schönbächler et al.2010; Rubie et al.2015, and references therein）。地球の進化の初期に降着したのか後期に降着したのか、水の起源とその性質は完全には解明されていない。揮発性の高い元素であるH、C、Nおよび希ガスは、地球の揮発性物質の起源に関する新たな制約を与える可能性がある。特に、地球とその供給源となりうる多くの貯留層では、異なる同位体組成を示すため、これらの元素は非常に有用である。以下では、主に同位体の特性に焦点を当てて、これらの努力を簡単に要約することを目的としています。本章の主要な領域を超えた、より包括的なモデルや考察は、最近の専門的なレビューに記載されている（例えば、Robert 2001; Drake 2005; Marty and Yokochi 2006; Alexanderら 2012; Marty 2012; Halliday 2013; Dauphas and Morbidelli 2014; Genda 2016; Martyら 2016; Hallis 2017; Chaps. 5, 6, 11-14). 最初に、様々な太陽系内天体で検出されたD/H比と15N/14N比をまとめ、その後、地球上の値と比較する。続いて、地球の水の起源にさらなる制約を与える希ガスの同位体について説明する。

####　５．２．１．水素同位体による制約 D/H比は、太陽系の貯留層で観測された大きな範囲から、水の起源を評価するための最も診断的な同位体比である可能性がある（図12；例えば、Alexanderら2012；Bockelye-Morvanら2015；Alexander 2017；Hallis 2017）。ここでは、D/H比をデルタ表記で表現しているが、これはパーミルの標準、すなわち地球海洋水（「SMOW」）のD/H比に対する測定比の変動を表している。地球を含むほとんどの貯留層（𝛿D∼0から<-220‰、表1）は太陽系星雲の初期値（𝛿D=-872±22‰; Geiss and Gloeckler 2003）よりもDに富んでいる。太陽系内で最もD/H比の低い星雲Hは、巨大惑星である木星と土星から基本的に修正されずにサンプリングされている（例えば、Alexander et al. 2012; Bockelae-Morvan et al. 2015; Chaps.3, 6 and 8)。

図12 図12 地球や太陽系の貯留層における水素同位体比、すなわちD/H比をデルタ表記で与えたもの（𝛿D) Hのデルタ表記は、標準に対する測定比の変動をパーミルで表している。標準は、Hの陸域平均海洋水（”SMOW”）である。ほとんどのデータは、水や鉱物の水酸基で測定されたD/H比を表している。原始太陽系の値は、木星や土星の大気では基本的に変化せずに観測される。D/H比の上昇は、低温環境下でのイオン分子反応によるD濃縮の結果であり、彗星や外側の氷惑星、IDPの原始的な水や有機物相に見られることがある。ハートレー2号を含むごく少数の彗星の水は、地球の水のD/Hと一致する可能性がある（それ以上の彗星では、SMOWと一致する上限値を示している）。IDPの高いD/Hは、いわゆる「ホットスポット」の有機物に多く含まれていますが、含水相である可能性が高い「彗星型」のD/Hを持つIDPも観測されています（Mukhopadhyay and Nittler 2003）。有機物は、バルクの炭素質コンドライト中のD濃縮の大部分にも関与している（図示せず）。ここでは、炭素質コンドライトの非有機物相（CI, CM, CR, CO, CV）のD/H比のみを示した（「水」と表示）。多くの火星の試料や貯水池の高いD/H比は、火星の表面物質が大気中のサインを取り込んだ結果である。なぜなら、H同位体の分別は、惑星の大気からHが逃げる際に起こり、DよりもHが優先的に失われるからである（Watson et al. 矢印は、ある範囲の正確な上限値と下限値がそれぞれ不明であることを示している。参考文献は、巨大惑星とエンケラドゥスのものを除き、本文中に記載されている（Feuchtgruber et al.1999; Lellouch et al.2001; Waite et al.2009）。

彗星彗星の同位体組成は、リモートセンシング（例：Bockelye-Morvan et al.2015）、探査機によるその場調査（Balsiger et al.1995; Eberhardt et al.1995; Altwegg et al.2015）、および実験室では、帰還したサンプル（彗星Wild 2のダスト、McKeegan et al.2006; Sandford et al.2006）や、本物の彗星の惑星間ダスト粒子（IDP、例：Grigg-Sk, 例えば、グリッグ・スクジェラップ彗星からのダスト（Busemann et al.2009; Bradley et al.2014などから決められている。彗星は、H₂O、およびCとNを含む有機分子において、最も高いD/H比を示す（例えば、Altwegg et al.2015; Bockelye-Morvan et al.2015; Chaps.3 and 6）。これらの高いD/H比は通常、低温の星間物質やわずかに暖かい太陽系星雲で、低温イオン由来の反応で生成されたD濃縮物を受け継いでいると想定されている（例えば、Aikawa and Herbst 1999; Cleeves et al.2014; Bockelé-Morvan et al.2015）。星雲の不完全な混合、太陽中心の温度勾配、雪線に影響を与える移動惑星などが、太陽系内外の水素同位体の変化や、太陽系内のすべての惑星体の異なる組成の原因となっている（図12；Brownlee 2014；Bockelye-Morvan et al.2015；Chaps.

地球地球の海は、定義に従って𝛿D=0‰である. 珪酸塩地球の貯留層（表1、図12）は、より低い𝛿Dの値を示し、例えば、対流するマントルの𝛿Dは-60±5‰（Clog et al. 2013）である。𝛿Dが海洋や大陸のマントルリソスフィアでは-60～-130‰（Deloule et al. 1991; Bell and Ihinger 2000）、沈み込む物質の場合は𝛿D<-126（Shaw et al.2012）、地球バルクの𝛿Dは-43±19（Lécuyer et al.1998）である。

月初期の想定とは異なり、月は完全に乾燥しているわけではなく、かなりの量の水を含んでいる可能性がある（バルクの珪酸塩である月は133～292ppmのH2Oを持つ可能性がある；Saal et al. これには、火山ガラス、希薄玄武岩の融解物の内包物、アパタイト、カンラン石、斜長石などの鉱物に含まれる水が含まれる。これらから、最大で数100ppmのH2Oが計算され、マントル源岩では𝛿D∼100‰(Saal et al. 2013; Füri et al. 2014; Hui et al. 2017)を示している。同様に、ほとんどの月の高地の岩石は、地球のような𝛿Dの値を示している δ D が-281～-27‰の間、Barnes et al.2014）。) 地球に比べてはるかに高い比率（𝛿D=310±110 δ D = 310 ± 110 ‰）が高地の斜長石で観測され、これは月のマグマの海の脱ガスの結果であると解釈されている（Hui et al.

しかし、月のバルク内部にはわずかな水しか含まれていない可能性もある（<10ppm < 10

ppm H2O）、Dに富んだ水は衝突によって遅れて、より表面的にマグマの海に供給されたと考えられる（Elkins-Tanton and Grove 2011）。いずれにせよ、月で観測された様々な地球のような同位体のH組成の範囲は、地球と同様の揮発性物質の出所を示唆している（Saal et al.2013）。

火星火星のマントル H 同位体組成を決定するために，火星隕石の様々な相（アパタイト，角閃石，メルトインクルージョン，インパクトメルトなど，Chap.5）で D/H を調べた。Tuckerら（2015）は，-300から+100の範囲で測定した。 + 100 ‰を測定している。火星マントルのD/Hの上限は𝛿D<275とされてきたが δ D < 275 ‰ (Usui et al. 2012; Hallis et al. 2012)である。はるかに高い値（𝛿D∼900–5500 δ D ∼ 900 – 5500 ‰）は火星隕石の他の場所でも検出されている（e.g. Bogard et al. 2001; Hu et al. 2014; Usui et al. 2015）。これらの比率は，大気中や表層の水の成分や分画損失の影響を受けた試料を表している。

アコンドライト原始コンドライトからの寄与に加えて、分化した（コンドライト質の）プラネツイマルも揮発性物質を地球にもたらした可能性がある（Chaps.11と12）。なぜなら、CIコンドライトに比べて揮発性元素が著しく減少しているこの物質でさえ、かなりの固有水を含んでいる可能性があるからである（Chaps.11と12）。アコンドライトのD/H同位体検査はまだ少ない。最近の研究では，エウクレイティックリン酸塩中の水のD/H組成は，地球や炭素質コンドライト中の水のD/H組成と類似している（𝛿D∼-162±127 δ D ∼ - 162 ± 127 ‰, Sarafian et al. 2014; 𝛿D∼-34±67 δ D ∼ - 34 ± 67 ‰, Barrett et al. 2016; 𝛿D∼-210–50 δ D ∼ - 210 – 50 ‰、Guan et al.2016）。) Vestaから発生したとされるEucritesは、初期に形成された（例えば、4561±13 4561 ± 13 Ma; Hopkins et al. 2015）、このことは、地球や月、ベスタに含まれる水と同様の水が、炭素質コンドライトなどの同様の供給源から、すべての太陽系内天体に取り込まれた可能性を示唆している（後述）。一方、特に古いコンドライトであるアングライトに含まれるリン酸塩（4564.42±0.12 4564.42 ± 0.12 Ma, Amelin 2008)のリン酸塩は、Dが著しく濃縮された水を含んでいるように見える（𝛿D>500 δ D

500 ‰、>400ppm

400

ppm H2O, Sarafian et al.2017）。) 同じ著者がオリビンに含まれる20～60ppmの水も報告していることから、多少の留保をつけて推論したとはいえ、アングライトの親メルトが水に富み、>1

1 wt%の水を含んでいたことを示唆している（Sarafian et al.2017）。高いD/H比は、Dに富む、潜在的には彗星のようなソースの結果か、脱ガス中の強い分別の結果である可能性がある（Sarafian et al.2017）。前項で述べた研究と同様に、Stephantら（2016）は、リン酸塩の低いD/H比（𝛿D=-173±72 δ D = - 173 ± 72 ‰）だけでなく、輝石（𝛿D=-241±64 δ D = - 241 ± 64 ‰）であった。輝石に含まれる水素は、リン酸塩よりも親メルトの組成をよく表していると考えられる。輝石はリン酸塩よりも低いH2O含有量とD/H比を示す。これらのD/H比は、カンラン石のフェノクリスタルに含まれるメルトインクルージョンに基づいて地球の深部マントルで最近報告された上限値に近い（𝛿D<-218 δ D < - 218 ‰、Hallis et al.2015）。) 地球の深部マントルの低D/H比とユークライトのパイロキセンの低D/H比の類似性は，ベスタと地球の両方に存在する原始的な星雲由来の成分（低D，Section.5.2.1参照）の存在を示す潜在的な証拠であると解釈された。

地球上の水の起源は炭素質コンドライトである海洋水やケイ酸塩地球の貯留層で測定された地球のD/H比が、月、火星、ベスタ、そしておそらくはエーグライトの母天体で報告された比と一般的に類似していることから（図12）、水の供給源が共通していることを強く示唆している。このことは、多くの論文で示唆されている（例えば、Marty and Yokochi 2006; Saal et al.2008）。最も可能性の高い供給源は、炭素質コンドライト、より正確にはCIコンドライトです（Alexander et al.2012; Chap.3）。炭素質コンドライトのD/H比は、様々な範囲（𝛿D δ D の間である。 + 766 ‰; Alexander et al. 2012）。) しかし、原始コンドライトのD濃縮の多くは有機物によって運ばれている（バルクOM 𝛿D δ D が3500‰に達するのに対し、小さな有機物の集合体は19000‰までの比率を示す；e.g., Busemann et al.2006; Alexander et al.2007）。) コンドライト水のD/H比は、バルクの隕石と有機物の測定値を比較することで推論することができる。炭素質コンドライトの含水相に結合している水のD/H比の計算値と外挿値は、様々な炭素質コンドライトグループ間で特徴的な変動を示している(𝛿D∼587 δ D ∼ - 587 から+98 + 98 ‰；Alexander et al.2012）。) この同位体比は、他の同位体比、特にN（下記参照）と合わせて、コンドライト隕石が地球の水を供給した可能性をさらに高めるために使用することができる。多くの元素で地球との同位体比が似ていることから、エンスタタイトコンドライトが地球と密接に関係していると考えられ、その結果、地球の水の起源はエンスタタイトコンドライトであると考えられる(Javoy et al. 2010)。最近の発表では、エンスタタイトコンドライトからの地球への大きな貢献が支持されている（Dauphas 2017）。しかし、Siの同位体系（Fitoussi and Bourdon 2012）や他の地球化学的証拠（Wang and Becker 2013）はこれを支持していない。

原理的には、大まかな同位体の一致は、地球上の𝛿D δ D と𝛿D δ D を、太陽系内側の他の天体では、炭素質コンドライトの𝛿D δ D は偶然の産物かもしれない。低い𝛿Dの混合 δ D の低い原始星雲の水と、彗星のような𝛿D δ D の寄与により、コンドライトの𝛿D δ D の値が変化することがある。𝛿D δ D の値は、これまでに12個の彗星のうち8個で測定された彗星水の値と一致しており、𝛿D≧1050の高い値を示している。 δ D ≥ 1050 ‰（Bockelye-Morvan et al.2015）を示している。その逆もまた然りで、𝛿D δ D の値は、ハートレイ彗星2（𝛿D=34±154 δ D = 34 ± 154 ‰、Hartogh et al.2011）、さらに3つの彗星（上限値のみ記載、Bockelae-Morvan et al.2015）は、地球の水のD/Hと一致している。しかし、彗星の有機物はやはり水の氷よりもDに富み、地球に過剰なDを送り込むことになるだろう（Alexander et al.2012）。

最も重要なことは、彗星のNの同位体組成から、彗星からの有意な投入はおそらく除外されるということです（以下参照）。この文脈では、地球に最初に降着した揮発性の低い物質（後期以前）や、揮発性の高い（最大30％、上記参照）地球形成物質の一部には、始原水が含まれていることを念頭に置くことも重要です。彗星水の重いHの同位体組成を補正して、地球の海のD/Hを達成するためのもう一つの手段として、宇宙で太陽風にさらされ、同位体的に軽い水を運ぶIDPが提案された（Pavlov et al.1999）。実際、太陽風による宇宙風化によって無水IDPに水を含むリムが観測されており（Bradley 2015）、地球の初期進化（100Ma）においては、ダストが揮発性物質の重要な供給源であったかもしれない（Marty and Yokochi 2006）。

最後に、地球の水のかなりの量が、水の吸着（Drake 2005; Vattuone et al.2013）やカンラン石粒への取り込みなどによって、星雲から早期に降着されたという見方もある（Halliday 2013; Hallis 2017）。この水は、星雲内の凝縮時に強く同位体分別されたと考えられる（Asaduzzaman et al.2015; Ganguly et al.2016）。星雲水の低いD/H比は、大気中の水素損失時の質量分率によって増加した可能性がある（Genda and Ikoma 2008）。

実際，エクライトやアングライトコンドライト，火星隕石や地球の様々な鉱物について大きなD/Hの変化が報告されていることから，分割，拡散，脱ガスの際にD/H分別を引き起こす可能性のある惑星/母天体での融解や衝突処理を十分に理解しない限り，D/H比の比較だけでは決定的な結果が得られない可能性がある。

窒素と炭素の同位体による制約上述の水素同位体に関する議論は、地球の水の起源の可能性を決定するために、さらなる制約が必要であることを示している。揮発性元素である窒素は、一般的に最初に追加される候補である。Hと同様に、太陽系内の貯水池のNの同位体組成には大きな幅があります。ここでは、地球大気中のNの同位体比との差（𝛿15N=0 δ 15 N = 0 ‰). 星雲のNを表すと想定される太陽は、強い負の𝛿15N δ 15 N の値が-389±5 - 389 ± 5 ‰の値は、H同位体の場合と同様に、木星のN同位体データの測定結果（𝛿15N=-396±141 δ 15 N = - 396 ± 141 ‰, Fouchet et al. 2004）。) 一方、彗星や炭素質コンドライトは強く濃縮されており、炭素質コンドライトのバルク𝛿15N δ 15 N の範囲は-20から最大で+350 + 350 ‰(Alexander et al. 2012)となっている。彗星で検出されたほとんどのN含有分子は、𝛿15N δ 15 N が650～2000‰の範囲にあり、地球上のNとほぼ一致するものは2つしか検出されていない(Bockelé-Morvan et al. 2015)。地球上の珪酸塩リザーバーのN同位体組成は、𝛿15N∼0に散らばっている。 δ 15 N ∼ 0 ‰. 例えば、𝛿15N δ 15 N は、バルクシリケイト地球＋大気、MORB-source、大陸地殻の場合、それぞれ2.7‰、-5‰、7.3‰である（Johnson and Goldblatt 2015）。また、他の報告では、𝛿15N∼-40の間のより大きな範囲で δ 15 N ∼ - 40 ‰、地球マントルでは-5‰であった（Cartigny and Marty 2013）。さらに広い範囲では、-46～+27 + 27 ‰が月固有のNについて報告されているが、これを決定することは困難であり(Füri et al. 2015)、地球の原始マントルや炭素質コンドライト中のNとの関連性を示唆している。𝛿15Nの δ 15 N の値は、地球、月、炭素質コンドライトと類似している（Sarafian et al.2014）。と一致し，高い𝛿D δ D が高いことと一致し、その高い𝛿15N δ 15 N が高いことから、地球の主な窒素源としては除外されている。一方で、Hの同位体比の解釈と同様に、15Nに富む彗星物質と星雲のNの混合物は、始原的に地球に降着したものか、彗星の氷に閉じ込められたものか(Marty et al. 2016)、原理的には地球のN組成を提供できる可能性がある。

地球、炭素質コンドライト、彗星という太陽系のリザーバーの13C/12C比は（大きな不確かさを含めて）、<10 < 10 %以内の類似性を示している（例えば、Marty et al.2013）。これらの値は原始太陽系の値よりもわずかに高く、現在提案されている地球の水の起源のいずれとも一致しているが、水源の微妙な違いを区別するには十分な制約がない(Marty et al. 2013)。

希ガスの同位体による制約 HとNの同位体の研究が最も有益であるが、化学的に不活性な希ガスであるHeからXeの同位体組成は、地球の水の起源の問題にさらなる制約を加えることになるので、ここで主な点をまとめておく。月を形成するジャイアント・インパクトは、それに先立つ多くの地球上の衝突と同様に、既存の第一次大気の痕跡をほとんど消してしまった可能性があります（第13章）。これらの衝撃は、長期間にわたる地球規模のマグマの海と相まって、地球のマントルの部分的な脱ガスを引き起こした。主に放射性の希ガスが放出され、揮発性の高いコンドライトや彗星の物質が入ってきて、地球の大気を補充した（例えば、Pepin and Porcelli 2002; Porcelli and Ballentine 2002）。

原始太陽雲と惑星の大気原始太陽雲の希ガス組成は、太陽に最もよく似ている。例外は太陽の3Heで、太陽のD-burningにより太陽の降着直後に著しく増加した（例えば、Geiss and Gloeckler 2003）。原始太陽のD-burning前の3He/4He比は、Jovian Heや、おそらく原始的な隕石が最もよく表しているかもしれない(Mhaffy et al.1998; Busemann et al.2000, 2001)。太陽系星雲の他のすべての希ガス同位体比は、太陽風によって最もよくサンプリングされている（例えば、Heber et al.2009; Vogel et al.2011; Meshik et al.2012）。いわゆる「惑星」の希ガス（地球や火星の大気、コンドライトに含まれる一部の成分）は、太陽ガスに比べて同位体的にも元素的にも重い。例外は、現在の地球大気中のXeで、Krや太陽組成に比べてより枯渇している（e.g., Dauphas and Morbidelli 2014）。これらの惑星のパターン、すなわち原始惑星雲との相対的な分別は、（i）吸着や溶解による不完全または選択的な捕捉、（ii）元々太陽組成の貯留層からの拡散、蒸発、重力制御による損失など、軽い種の枯渇を促進するプロセスの結果であると考えられる。

地球のマントルマントル中のヘリウムとNeの同位体は、多くの場所の海洋性玄武岩で測定され、大気と太陽の最終メンバーの間の混合範囲を示している。地球のマントルに太陽のHeとNeが存在することは（例えば、Pepin and Porcelli 2002; Yokochi and Marty 2004; Moreira and Charnoz 2016, and references therein）、(i)初期のマグマの海が太陽系星雲ガスの厚い原始大気の一部を溶かした（例えば、Hayashi et al, Hayashi et al. 1979）、（ii）ダスト前駆体が星雲ガスを吸着して元素を分画したものを供給した（Pepin and Porcelli 2002）、（iii）小さなダスト粒が太陽風に照射されて組み込まれた（Podosek et al. 2000; Trieloff et al. いずれの場合も、希ガスは豊富な水素を伴っていたと考えられ、その水素が地球で酸化されてH2Oを形成したと考えられる（例えば、Marty and Yokochi 2006）。これらの太陽ガスのヒントとは対照的に、コンドライト系（非太陽系）のXeとKrはマントルガスで観測されている（Holland et al.2009; Caracausi et al.2016）。このことは、ほとんどの水（上記参照）がコンドライト系、すなわち小惑星起源であるという一般的な考えを支持するものである。

地球上の129I由来の129Xeの大部分（約85％、例えばAllègreら1995）は、最初の90-110Maの間に失われた可能性がある。これは、深部マントルの「隠れたXe」リザーバーに移されたか（例えばPodosek and Ozima 2000）、あるいはマグマの海の脱ガスが続き、大気から宇宙に放出される間に失われたか（例えばMarty and Yokochi 2006）のいずれかである。後者の場合は、水も同様に失われた可能性がある。しかし、地球のD/H比が比較的低いことから、そのような損失は考えられず、水はマントルに溶解したままであったと考えられている（Marty and Yokochi 2006）。地球上のNeおよびXeの同位体を精査することで、太陽系形成後約100Ma以降、マントル内に孤立した2つの異なる希ガスの貯留層があることを示す証拠が得られた（Mukhopadhyay 2012）。特に、これらの貯留層では、(i)129Xe（かつて存在した129Iの崩壊によって生成された）の存在量が異なること、(ii)核生成21Neと比較して始原22Neの存在量が異なること、(iii)始原20Ne/22Neのエンドメンバー組成が異なること、が明らかになった。これらのマントル貯留層は、水の含有量も異なる可能性があり、OIBとMORBで個別にサンプリングされている（Section.3.2.2; Caracausi et al.2016）。

現在の二次大気には，内部や「後期ベニヤ」から補充された放射性の希ガス同位体が多く含まれていると考えられる。元素希ガスのパターンには、（太陽組成で正規化した場合）軽い元素に比べてXeが減少する特徴があり、これは希ガスが揮発性の高い彗星から送られてきた証拠とされていた（前述；Dauphas 2003）。これは、希ガスが揮発性の高い彗星から送られてきた証拠と考えられています（前述；Dauphas 2003）。しかし、彗星のD/H比が高いことが報告されていることから、この貢献は制限されています（5.2.1節）。以下では、さらに可能性のある水源について簡単に説明します。

コンドライト始原的なコンドライト中の希ガス同位体は、(i)プレソラ粒子に含まれており、HeとNeを主成分としている（例えば、「HL」と「Ne-E」成分）が、恒星の核合成に関連した「エキゾチック」な同位体の異常も見られる（例えば Wieler et al. 2006; Ott 2014, and references in there), (ii)最も可能性の高い有機物(Ar-Xeを主成分とする「phase Q」と呼ばれる成分; Busemann et al. 2000; Ott 2014, and references in there), (iii)無視できないが軽視されがちな、豊富ではないバルクのケイ酸塩(Wieler et al. 2006, and references in there)。地球のマントルでコンドライトのKrとXeのシグネチャーが観測されることは稀だが重要である(Holland et al. 2009; Caracausi et al. 2016)ことを除けば、原始隕石の他の典型的な同位体シグネチャー(上記参照)は大気や内部では観測されない。しかし、もし立証されれば、地球のマントルにおけるコンドライト由来のKrとXeの観測は、地球の水の起源が小惑星由来であることを裏付けることになる。

アコンドライト隕石と月アコンドライト。アコンドライト中の希ガス濃度は、高温であったことから予想されるように、原始的な炭素質コンドライトに比べて数桁も著しく低下している（例えば、Busemann and Eugster 2002）。最も原始的なコンドライト（例：ロドラナイト）に含まれるAr-Xeだけが、変成作用と初期分化の間の高温に耐えた（Busemann and Eugster 2002）。

月。水素同位体（5.2.1節）とは対照的に、月形成の過酷なプロセスを生き抜いた月試料中の原始的な「固有」希ガスはまだ検出されていない（Füri et al.2015）。

彗星と内在性希ガス彗星中の希ガスは観測が難しいことで知られており、これまでは断片的な情報しか収集できなかった。今回初めて、彗星のArがはっきりと検出されました（36Ar/38Ar=5.4±1.4 = 5.4 ± 1.4 彗星67P/Churyumov-Gerasimenkoのコマでは、初めて彗星性Arが明確に検出されました（Balsiger et al. 彗星からの放出中に揮発性物質が分別されなかったとすれば，このAr/H2O比は，D/H比（Altwegg et al.2015）と同様に，地球上の値よりもはるかに高いため，彗星が炭素質コンドライトよりもArや水を地球にもたらした可能性は低いことを示唆している。ワイルド2彗星のダストには、ヘリウムとNeが非常に豊富に含まれているようです（Marty et al.2008）。Neは「フェーズQ」（隕石中に微量に含まれるNe）と同位体的に一致しており、HeはフェーズQに比べて3Heが豊富であることから、太陽系内外の物質から何らかの交換があったことを示唆している。HeとNeは、強い照射によって取り込まれた成分である可能性が高い（Marty et al.2008）。

IDPにトラップされたKrとXeを検出する最初の試みは、おそらく原始隕石に見られるものと同様の大きな濃度を示している（Kehm et al.2009; Busemann et al.2010; Spring et al.2014）。しかし、真の彗星塵におけるKrとXeの同位体組成は、彗星の希ガスの起源と性質を明らかにするために不可欠であるにもかかわらず、まだ十分に精密な分析ができていない。一方、軽い希ガスは、太陽風や宇宙起源の成分に支配されており、始原的に閉じ込められたHeやNeの同位体組成はまだ不明である（例えば、Nier and Schlutter 1992）。以上のことから、地球の水の起源に関して、彗星の希ガスから得られる証拠は現在のところ決定的ではない。今後、チュリュモフ・ゲラシメンコ彗星の希ガスの同位体組成の研究が進めば、大きな進展があるかもしれない。それまでは、様々な温度の氷の中に希ガスをトラップする実験（例えば、Owen et al.

まとめ要するに、同位体の考察だけでは、地球の水の起源を明らかにすることはできないということである。一般的には、コンドライト系小惑星からの大きな寄与は、彗星の物質よりもよく適合する。しかし、少なくとも希ガスについては、マントルと大気の2つの異なる起源が考えられる。多くの揮発性元素の相対的な存在を含む、より洗練されたモデリングにより、様々な詳細な結論が得られている。Alexanderら（2012）は、地球の水は基本的に炭素質コンドライトから供給されたものであることを示唆していますが、この場合は主にCIコンドライト（90％）です。これは、CMのような後期ベニヤを主張する白金族元素やS、Se、Teの元素量からの考察と一致しています（Dauphas 2003; Marty and Yokochi 2006; Wang and Becker 2013）。他の研究では、エンスタタイトコンドライトのような後期ベニヤを主張している（Fischer-Gödde and Kleine 2017）。Martyら（2016）は、後期ベニヤまたは後期重爆撃段階において、少なくとも地球大気中の希ガスに（おそらくIDPとして）大きな彗星の寄与があることを示唆している。しかし、Marty（2012）とMartyら（2016）は、地球内の他の揮発性物質に対する彗星の寄与を数％に限定している。Halliday（2013）は、CIコンドライト後期ベニヤに混合する彗星物質を10～30％と想定している。地球質量の約2～4％のCI-CMコンドライトの寄与は、乾燥した原始地球に揮発性物質を届けた可能性がある（Marty 2012; Alexander 2017）。地球上のほとんどの揮発性物質はコンドライトの相対的な割合で存在している可能性があるが、Nは枯渇しており、コアに存在している可能性がある（Marty 2012）。Halliday (2013)は、コアに存在する可能性のある元素として、H、C、Xeも挙げている。Marty (2012)、Halliday (2013)、Dauphas and Morbidelli (2014)は、地球の水を供給したのは揮発性の高い小惑星帯外縁部であるとしている。

地球の水の起源を最終的に明らかにするためには、(i)より多くの彗星のHとNの同位体組成、(ii)彗星の固体と氷、地球のコアとマントルの希ガスの元素と同位体組成を決定することが不可欠であると考えられる。

結論地球の水の起源について、現在のコンセンサスは次のようなシナリオ（図11）に集約されていると思われるが、詳細についてはまだ多くの議論がある。地球は4.56億年前に太陽系星雲の内側から水の少ない状態で降着しました。地球が現在の大きさの60-90%程度になった後、コアの分離が進んでいる間に、太陽から遠く離れた場所から水を多く含む天体が地球に運ばれてきた。このとき、地球の水分量を説明するのに必要な量以上の水が運ばれてきたと考えられる。その証拠に、後期ベニヤと呼ばれる最後の<1 < 1 コア形成後に地球に物質が降着した最後の<1 < 1> %である後期ベニヤは、主に小惑星帯からの炭素質コンドライトを地球に運んだことを示唆している。バルクシリケート地球の水とCの含有量をどのように見積もるかにもよるが、後期ベニールは地球のマントルにHとCの20～100％をもたらした可能性がある（Wang and Becker 2013）。巨大衝突による降着と同位体の放射性崩壊によって十分な熱が放出され、深いマグマの海が形成されました。これらの海は数百万年続いたが（Elkins-Tanton 2008）、海の脱ガスが著しく起こり、地球内部から大気への水の輸送が発生し、初期の活動的な太陽の照射との相互作用によって失われた。地球がコア、マントル、地殻に分化したことで、最初は水の層状分布が生じたと考えられる。プレートテクトニクスが始まる前の初期の地球は、おそらく淀んだ蓋の状態であったと考えられ、その結果、地殻形成イベントによってマントルの上部が水不足になり、マントルの深い部分が比較的水に富んだ状態になったと考えられる。脱ガスと冷却により、地球の歴史の初期に水の海が形成された。

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Ga 前に水の海を形成することができた（Wilde et al.2001）。3億年前にプレートテクトニクスが始まると、地殻中の水を多く含む岩石がマントルに沈み込み、マントルの水分補給が始まった。その結果、不均質に水和したマントルが形成された。マントルの温度では鉱物中の水素の拡散が速いにもかかわらず、大きな（＞km

km の大きさの）水が豊富なゾーンは、10億年の時間スケールで消し去ることはできなかった。また、不均質なマントルは、対流がマントル内の水を均質化するのに十分な効率ではなかったことを示唆している。

このストーリーラインには多くの不確定要素がある。地球が深ければ深いほど、水の濃度や分布の推定値は確実ではない。特に、下部マントルとコアにおける水素の推定値は非常に不確かであり、また、重要な沈み込み帯を含む貯留層間の水のフラックスには大きな誤差がある。これらの不確実性を考慮すると、地球上の水の総量は、現在の海の質量の3倍から18倍に相当する可能性があります。この不確かさは、地球が降着した水を多く含む物質や、地球の歴史の中で後から運ばれてきた物質の起源や量の決定にも影響します。また、太陽系星雲の凝結モデルでは、凝結のメカニズムや、水の凝結の温度的な境界である雪線の位置に大きな不確かさがある。これらの不確かさは、水を多く含む物質が太陽系内惑星や地球に運ばれる様子を記述する動的モデル（Grand Tackなど）で用いられる初期条件に強く影響する。炭素質コンドライトは、地球の水を供給する最も有望な候補であるが、太陽系内のすべての水を多く含む物質を採取して分析したわけではなく、特に彗星や太陽系外縁部の天体についてはデータが不足している。

このような未解決の問題を解決するためには、ロボットや人間による太陽系探査を含めて、地球や地球外のサンプルをより包括的に研究し、分析技術を継続的に向上させる必要があります。例えば、OSIRIS-REx（NASA、米国）とHAYABUSA 2（JAXA、日本）という2つのロボットミッションが現在、小惑星に向けて飛行中であり、それぞれ2023年と2020年に炭素質コンドライト組成のサンプルを持ち帰ることが計画されている。これらのミッションは、地球や太陽系の形成過程を研究するための隕石収集やアポロサンプルを補完するために不可欠なものです。また、原始惑星系円盤や他の星の惑星系を観測することで、惑星形成のシナリオをさらに解明することができます。地球に関しては、地震学や電気伝導率などの地球物理学的手法の進歩も期待されています。世界的には、測定の地理的範囲が広がることで、実験室では、地球深部の相の物理的特性をより正確に把握できるようになります。また、計算機の性能が向上すれば、地球の形成や地球ダイナミクスのモデルが改善され、高圧相への水の取り込みに関する第一原理計算も可能になります。水は、惑星の分化、火山活動、プレートテクトニクス、マントル対流、そして生命の起源において非常に重要な役割を果たしているため、過去10年間に行われた地球の水に関する研究の開花が、今後も高い発見率によって維持されることを期待しています。