10.03.2.3 Velmi hluboké nitro
Mnoho geofyzikálních studií naznačuje, že Měsíc má jádro (přehled viz Hood a Zuber, 2000), což dokazují magnetické indukční signatury (Hood et al., 1999) nebo remanentní magnetismus (Hood, 1995; přehled v Cisowski et al., 1983; Fuller a Stanley, 1987). Geochemické analýzy vzorků kobercových čedičů naznačují vyčerpání vysoce siderofilních prvků (např. Righter, 2002) vzhledem k úrovni vyčerpání očekávané při jakémkoli scénáři vzniku měsíčního jádra (Canup a Asphaug, 2001). Simulace impaktů (viz Cameron, 2000) naznačují, že po obřím impaktu se na oběžnou dráhu dostala malá část železa z proto-Země a proto-Měsíce. Tyto odhady hmotnostní frakce jsou obvykle 1 % nebo méně a pouze v několika extrémních případech dosahují 3 %, protože železo může být dále přidáno během pozdní akrece.
Do nedávné doby byly jedinými metodami přímého zkoumání měsíčního jádra magnetické sondování a geodézie. Magnetické sondování (Hood et al., 1999) je založeno na indukovaném magnetickém dipólovém momentu, který vzniká pohybem Měsíce přes geomagnetický ohon Země. Poloměr jádra 340 ± 90 km je touto metodou odvozen za předpokladu, že elektrické proudy v jádře lze aproximovat proudovým „listem“ lokalizovaným na povrchu jádra. Druhý přístup, měření poměru momentu setrvačnosti (0,3932 ± 0,0002, Konopliv et al., 1998), naznačuje, že hustota směrem ke středu Měsíce je vyšší než uvnitř měsíčního pláště. Analýzy měsíční rotace (Bois et al., 1996; Williams et al., 2001) navíc ukázaly, že rotace Měsíce je ovlivňována zdrojem disipace, který byl interpretován jako signatura tekutého jádra.
Měsíční jádro naznačovaly také modely vnitřní struktury získané z inverzí hustoty, momentu setrvačnosti, Loveova čísla (k2) a dokonce i indukční signatury, ať už s dodatečnými omezeními poskytnutými seismickými daty, nebo bez nich. Bills a Rubincam (1995) použili pouze střední hustotu a moment setrvačnosti a odhadli poloměr jádra na 400, resp. 600 km pro hustoty 8000 a 6000 kg m-3 . Khan et al. (2004) použili tato omezení spolu s Loveovým číslem a provedli inverzi Monte Carlo za předpokladu modelu s 5 slupkami. Z inverze vyplynulo jádro o poloměru přibližně 350 km a hustotě 7200 kg m- 3 . Protože existuje několik kompromisů mezi velikostí a hustotou těchto vrstev, lze přidat nezávislá omezení ze seismologie, aby se omezil prostor přijatelných modelů. Inverze vnitřní struktury založené na apriorních seismických modelech poprvé provedli Bills a Ferrari (1977) s použitím předběžného seismického modelu a později Kuskov a Kronrod (1998) a Kuskov et al. (2002) s použitím Nakamurova (1983) seismického modelu. Kuskov a kolegové navrhli buď čisté jádro γ-Fe s hustotou 8100 kg m- 3 a poloměrem 350 km, nebo jádro s menšími hustotami a větším poloměrem, včetně největšího troilitového jádra FeS s poloměrem 530 km a hustotou 4700 kg m- 3 . Khan et al. (2006) provedl další studii s využitím seismických informací, faktoru setrvačnosti a střední hustoty a předpověděl jádro o hustotě přibližně 5500 kg m- 3.
Geometrie měsíční sítě, zejména její absence jakýchkoli antipodálních stanic, znamená, že systém zaznamenal jen málo paprskových drah šířících se hluboko v Měsíci (> 1200 km hloubky), pokud vůbec nějaké (obr. 6; viz Nakamura et al., 1974b pro dopad na odvrácenou stranu). Proto nelze geometricky určit jádro tělesa pomocí přímých vln (např. Knapmeyer, 2011). Alternativní přístup ke zkoumání struktury jádra zahrnuje zkoumání normálových módů planety (např. Lognonné a Clévédé, 2002). Hledání volných oscilací v datech Apollo provedlo několik autorů, protože normální módy nízkého úhlového řádu jsou citlivé na strukturu jádra. Po neúspěšném pokusu Loudina a Alexandera (1978) tvrdili Khan a Mosegaard (2001), že detekce volných oscilací ze signálů LP Apollo s plochými módy vznikla v důsledku dopadů meteoritů. Lognonné (2005) a Gagnepain-Beyneix et al. (2006) však ukázali, že poměr signálu k šumu těchto událostí byl pravděpodobně příliš malý na to, aby vedl k detekovatelným LP signaturám. Nakamura (2005) navrhl přítomnost asi 30 možných hlubokých zdrojových oblastí měsíčních zemětřesení na odvrácené straně Měsíce: žádné události však nebyly detekovány ve vzdálenosti 40° od antipodu středního podzemního bodu, což naznačuje, že tato oblast je buď aseismická, nebo silně tlumí či odklání seismickou energii (Nakamura, 2005; Nakamura et al., 1982).
Dvě nedávné studie nezávisle na sobě reanalyzovaly seismogramy Apolla pomocí moderních vlnových metod s cílem hledat odraženou a přeměněnou seismickou energii z měsíčního jádra pomocí stohovacích metod. Úspěch těchto dvou analýz lze pochopit prostřednictvím obrázku 8(a), který ukazuje amplitudy jednotlivých vln P a S hlubokého měsíčního zemětřesení, na které byly superponovány typické amplitudy fází jádra (pro jednoduché izotropní zdroje). To ilustruje relativně nízkou amplitudu fází ScS vzhledem k prahu detekce přístroje a naznačuje možnost zesílení signálu stohováním. Tyto stacky tvoří základ pro vyhledávání prováděné ve dvou samostatných studiích Webera et al. (2011) a Garcii et al. (2011).
Obrázek 8. (a) Typické amplitudy vln P a S tělesa hlubokých měsíčních zemětřesení detekovaných systémem Apollo v závislosti na epicentrální vzdálenosti. Z Apollo jsou amplitudy zaznamenané pro P na svislé ose Apollo, zatímco H Apollo jsou amplitudy pro S na vodorovné ose. Amplitudy jsou převzaty z katalogu Nakamura et al. (2008), ale převedeny na posun pomocí konverzních faktorů mezi mm a posunem od vrcholu k nule, které byly získány porovnáním katalogových amplitud s amplitudami zaznamenanými seismogramy hlubokých měsíčních zemětřesení A1 po přístrojové korekci. Pro ilustraci jsou vyneseny typické relativní amplitudy fází P, S a jádra (ScS, PcP a PKP) pro model interiéru Garcia et al. (2011), které ilustrují, že amplitudy ScS, ačkoli jsou příliš malé na to, aby byly jednotlivě detekovány v datech Apollo, by mohly být detekovány pomocí stohování pro největší události. Fáze PcP však mají amplitudy, které jsou příliš malé na to, aby je bylo možné identifikovat pomocí stohování, a zůstanou výzvou i pro příští generaci lunárních seismometrů. (b) Průzkum modelového prostoru pro přijatelné modely hustoty, faktoru setrvačnosti a Loveho čísla k2 pomocí seismických modelů Gagnepain-Beyneix et al. (2006) v porovnání s odhady jádra Garcia et al. (2011) a Weber et al. (2011), které jsou znázorněny bílými, resp. žlutými čarami. Střední plášť je definován jako vyskytující se mezi poloměrem 1500 a 1000 km, zatímco spodní plášť se vyskytuje mezi 1000 km a poloměrem jádra. Barevná škála představuje desetinný logaritmus exp(- var), úměrný pravděpodobnosti, kde rozptyl je mezi vypočtenou a pozorovanou hustotou, momentem setrvačnosti a k2. Definice rozptylu, hodnoty a chyby viz Khan et al. (2004). Přijatelné modely jsou tmavě červené a červené. Modelový prostor je vzorkován za účelem určení rozsahu přijatelných řešení. Ve středním a spodním plášti jsou rychlosti vln S v modelech Gagnepain-Beyneix et al. (2006) rovny 4,5 km s- 1, zatímco průměrné rychlosti Garcia et al. (2011) a Weber et al. (2011) jsou 4,6 a 4,125 km s- 1.
Weber et al. (2011) použili polarizační filtraci (podobnou metodě double-beam stacking v pozemské array seismologii), aby se pokusili identifikovat odražené fáze jádra (PcP, ScS, ScP a PcS) ze tří hlubokých měsíčních rozhraní: vrchol částečně roztavené vrstvy na bázi pláště, rozhraní mezi vnějším fluidním jádrem a spodní vrstvou částečně roztaveného pláště a rozhraní mezi vnitřním pevným a vnějším fluidním jádrem. Byly určeny rychlosti vln P a S v těchto vrstvách a poloměry rozhraní. Výsledkem je model, v němž vrchol částečně roztavené vrstvy leží v poloměru 480 ± 15 km a vrcholy vnějšího a vnitřního jádra jsou ve vzdálenosti 330 ± 20 a 240 ± 10 km. Odvozené poloměry pevného a kapalného jádra naznačují, že jádro je z 60 % objemu kapalné, a tato měření omezují koncentraci lehkých prvků ve vnějším jádře na méně než 6 % hmot. Garcia et al (2011) zkonstruovali 1D referenční model Měsíce zahrnující jak seismologická, tak geodetická (hustota, moment setrvačnosti a Loveho číslo (k2)) omezení. Nejprve byly invertovány radiální změny rychlostí vln P a S a hustoty, které odpovídají seismickým a geodetickým údajům, pro různé hodnoty poloměru jádra. Poté byl pomocí stohování vln a techniky polarizačního filtrování, ale také s přihlédnutím ke korekci na zisk horizontálních senzorů, určen nejvhodnější poloměr jádra. Garcia et al. (2011) zjistili nejlépe odpovídající poloměr jádra 380 ± 40 km, který je větší než poloměr stanovený Weberem et al. (2011), což umožňuje poněkud vyšší koncentrace lehkých prvků (až 10 % hmot.) a nejlépe odpovídající průměrnou hustotu jádra 5200 ± 1000 kg m- 3, která se výrazně liší od průměrné hustoty vnitřního a vnějšího jádra 6215 kg m- 3 zjištěné Weberem et al. (2011).
Tyto dvě seismické analýzy potvrzují existenci jádra a obě podporují fluidní vnější jádro a pevné vnitřní jádro. Nejistoty ohledně poloměru jádra však zůstávají velké, odhady se pohybují od 300 do 400 km, a ve skutečnosti je většina hlubokých geofyzikálních vlastností Měsíce stále slabě omezena. Obrázek 8(b) ukazuje typický rozsah několika hlubokých měsíčních parametrů, jako je hustota středního a spodního mantlu, rychlost smykových vln ve spodním mantlu, poloměr jádra a hustota jádra. Inverzní problém zůstává nedostatečně určen (údaji jsou číslo k2 Love, hustota, faktor momentu setrvačnosti a doba cesty ScS). Oba seismické modely Webera et al. (2011) a Garcii et al. (2011) se liší především v přístupu ke struktuře spodního pláště. Weber et al. (2011) tuto strukturu navrhují jako zónu s nízkou rychlostí a částečně roztavenou, na rozdíl od modelu Garcii et al. (2011), ve kterém má tato zóna rychlosti blízké rychlostem ve středním plášti. Všechny tyto údaje a modely naznačují, že jádro tvoří 0,75-1,75 % hmotnosti Měsíce se střední hustotou menší než 6215 kg m- 3, což odpovídá přítomnosti některých lehkých prvků. To je také v souladu s odhady teploty na hranici jádra a mantlu, které jsou slučitelné s tekutým jádrem pouze v případě, že obsahuje lehké prvky (Gagnepain-Beyneix et al., 2006; Khan et al., 2006; Lognonné et al., 2003). Jádro s malým množstvím lehkých prvků nebo bez nich, odpovídající vysokým hustotám zjištěným Khanem et al. (2004), bude při těchto teplotách pravděpodobně pevné a lze ho vyloučit.
Přesnější odhad hluboké vnitřní struktury bude záviset na nových geofyzikálních datech a (i nezávisle na nich) na lepším odhadu tepelného stavu spodního pláště Měsíce. Taková omezení by případně mohla být získána z dynamiky hlubokých měsíčních zemětřesení, neboť ta poskytují další důležité omezení hluboké měsíční struktury. Hustotu a elastické moduly ze seismických modelů lze skutečně použít ke zkoumání slapových napětí v závislosti na hloubce (obr. 9) a/nebo čase (Bulow et al., 2006). Pochopení slapových napětí v závislosti na čase a poloze je klíčové pro pochopení toho, jak a proč dochází k hlubokým měsíčním zemětřesením, protože rozložení a kvalita seismických dat znemožňují odvodit ohniskové mechanismy těchto událostí.
Obrázek 9. Konkrétnější znázornění kompromisu mezi tuhostí dolního mantinelu a poloměrem jádra. Všechny zobrazené seismické a hustotní modely odpovídají seismickým dobám dráhy Apollo, střední hustotě, momentu setrvačnosti a k2 v rámci chybových úseček dat. Všechny modely mají hodnoty rychlosti vln S vypočtené podle Gagnepain-Beyneix et al. (2006) pro plášť a kůru a pouze smyková rychlost ve velmi hlubokém plášti je upravena. Smyková rychlost v jádře je nulová, protože jsou zobrazeny pouze modely s tekutým jádrem. Jednotlivé čáry jsou vždy spojeny s danou velikostí jádra a minimalizují rozptyl. Zleva doprava jsou na obrázcích znázorněny hustota, rychlost smykové vlny a slapové napětí. Modely s největšími jádry (400 km a více) odpovídají ilmenitovému jádru s hustotou nižší než 5000 kg m- 3. Tyto modely mají odpovídajícím způsobem vysokou smykovou rychlost ve spodním plášti. Modely s poloměrem jádra 350 km odpovídají jádru FeS s hustotami v rozmezí 5000-6000 kg m- 3 . Menší jádra (~ 200 km) s větší hustotou jsou rovněž kompatibilní s daty, pokud jsou spojena se zónou s nízkou rychlostí ve spodním plášti, aby odpovídala nízké hodnotě k2. Zcela vpravo je znázorněno maximální horizontální slapové napětí vzhledem k hloubce a je definováno jako (Tθθ + Tϕϕ)/2, kde T je tenzor slapového napětí, na zeměpisné šířce a délce hlubokého měsíčního zemětřesení A1 (jak zjistili Gagnepain-Beyneix et al. (2006), tj. – 15,27° j. š., – 34,04° v. d.). Další podrobnosti o výpočtech napětí viz Minshull a Goulty (1988). Všimněte si, že pouze modely s poloměrem jádra 350 km a více vytvářejí maximální přílivová napětí v blízkosti hlubokých měsíčních otřesů.
.
