10.03.2.3 Meget dybt indre
Mange geofysiske undersøgelser tyder på, at Månen har en kerne (for en gennemgang se Hood og Zuber, 2000), hvilket fremgår af magnetiske induktionssignaturer (Hood et al., 1999) eller remanent magnetisme (Hood, 1995; gennemgået i Cisowski et al., 1983; Fuller og Stanley, 1987). Geokemiske analyser af mare-basaltprøver viser en udtynding af stærkt siderofile grundstoffer (f.eks. Righter, 2002) i forhold til det udtyndingsniveau, der forventes af ethvert scenarie for dannelse af en månekerne (Canup og Asphaug, 2001). Sammenstødssimuleringer (se Cameron, 2000) tyder på, at en lille del af jern fra proto-Jorden og proto-månen blev sat i kredsløb efter kæmpe-sammenstødet. Disse skøn over massefraktionen er typisk 1% eller mindre, og de når kun op på 3% i nogle få ekstreme tilfælde, da jern kan tilføres yderligere under akkretion i den sene fase.
Der var indtil for nylig kun magnetiske sonderinger og geodæsi de eneste metoder til direkte undersøgelse af Månens kerne. Magnetisk sondering (Hood et al., 1999) er baseret på det inducerede magnetiske dipolmoment, der produceres af Månens bevægelse gennem Jordens geomagnetiske hale. En kerne radius på 340 ± 90 km er udledt ved denne metode, under den antagelse at elektriske strømme i kernen kan tilnærmes ved en strøm “ark” lokaliseret på kerneoverfladen. Den anden metode, måling af inertimomentforholdet (0,3932 ± 0,0002, Konopliv et al., 1998), viser, at tætheden mod Månens centrum er højere, end den er inde i Månens kappe. Desuden har analyser af månens rotation (Bois et al., 1996; Williams et al., 2001) vist, at månens rotation er påvirket af en dissipationskilde, som er blevet fortolket som signaturen af en flydende kerne.
En månens kerne blev også antydet af modeller for den indre struktur, der blev opnået ved inversioner af massefylde, inertimoment, Love-tal (k2) og endda induktionssignaturen, med eller uden de yderligere begrænsninger, som de seismiske data har givet. Bills og Rubincam (1995) brugte kun middeltætheden og inertifaktoren, og de anslog en kerneradius på henholdsvis 400 og 600 km for tætheder på 8000 og 6000 kg m-3. Khan et al. (2004) brugte disse begrænsninger sammen med Love-nummeret og udførte en Monte Carlo-inversion under antagelse af en model med 5 skaller. Inversionen udledte en kerne med en radius på ca. 350 km og en massefylde på 7200 kg m- 3. Da der findes flere kompromisser mellem størrelsen og tætheden af disse lag, kan de uafhængige begrænsninger fra seismologien tilføjes for at begrænse området af acceptable modeller. Inversioner af den indre struktur baseret på seismiske a priori-modeller blev først udført af Bills og Ferrari (1977) ved hjælp af en foreløbig seismisk model, og senere af Kuskov og Kronrod (1998) og Kuskov et al. (2002) ved hjælp af Nakamuras (1983) seismiske model. Kuskov og kolleger foreslog enten en ren γ-Fe kerne med en massefylde på 8100 kg m- 3 og en radius på 350 km eller en kerne med mindre massefylder og større radius, herunder den største troilit FeS kerne med en radius på 530 km og en massefylde på 4700 kg m- 3. Khan et al. (2006) udførte en anden undersøgelse ved hjælp af seismiske oplysninger, inertifaktoren og middeltætheden, og han forudsagde en kerne med en tæthed på ca. 5500 kg m- 3.
Månenetværkets geometri, især dets mangel på antipodale stationer, betyder, at systemet har registreret få, om nogen, strålebaner, der forplanter sig dybt inde i Månen (> 1200 km dybde) (Figur 6; se Nakamura et al., 1974b for et nedslag på den fjerne side). Derfor kan kroppens kerne ikke bestemmes geometrisk ved hjælp af direkte bølger (f.eks. Knapmeyer, 2011). En alternativ tilgang til undersøgelse af kernestrukturen indebærer udforskning af en planets normale modus (f.eks. Lognonné og Clévédé, 2002). En søgning efter frie svingninger i Apollo-dataene er blevet udført af nogle få forfattere, da normale modes af lav vinkelorden er følsomme over for kernestruktur. Efter et mislykket forsøg af Loudin og Alexander (1978) hævdede Khan og Mosegaard (2001), at der kunne påvises frie svingninger fra flat-mode LP Apollo-signaler, der er genereret af meteoritnedslag. Lognonné (2005) og Gagnepain-Beyneix et al. (2006) har imidlertid vist, at signal/støjforholdet i disse hændelser sandsynligvis var for lille til at resultere i detekterbare LP-signaturer. Nakamura (2005) har foreslået tilstedeværelsen af omkring 30 mulige dybe måneskælvskildeområder på månens farside: der blev imidlertid ikke påvist nogen begivenheder inden for 40° fra antipoden af det gennemsnitlige underjordiske punkt, hvilket tyder på, at dette område enten er aseismisk eller stærkt dæmper eller afbøjer seismisk energi (Nakamura, 2005; Nakamura et al, 1982).
To nyere undersøgelser har uafhængigt af hinanden reanalyseret Apollo-seismogrammer ved hjælp af moderne bølgeformsmetoder for at søge efter reflekteret og konverteret seismisk energi fra en månekerne ved hjælp af stackingmetoder. Succesen af disse to analyser kan forstås gennem figur 8(a), som viser amplituderne af de individuelle P- og S-bølger fra dybe måneskælv, hvorpå de typiske amplituder for kernefaser er blevet overlejret (for simple isotrope kilder). Dette illustrerer den relativt lave amplitude af ScS-faserne i forhold til instrumentets detektionstærskel og antyder muligheden for signalforstærkning ved stabling. Disse stakke danner grundlaget for den søgning, der er udført i de to separate undersøgelser af Weber et al. (2011) og Garcia et al. (2011).
Figur 8. (a) Typiske amplituder af P- og S-legemsbølgerne fra dybe måneskælv, der er registreret af Apollo, som funktion af den epicentrale afstand. Z Apollo er de amplituder, der er registreret for P på den lodrette akse af Apollo, mens H Apollo er amplituderne for S på den vandrette akse. Amplituderne er taget fra Nakamura et al. (2008) kataloget, men omregnet til forskydning ved hjælp af omregningsfaktorer mellem mm og peak-to-zero forskydning opnået ved sammenligning af katalogets amplituder med amplituder registreret af A1-seismogrammerne for dybe måneskælv efter instrumentkorrektion. Som en indikation er typiske relative amplituder af P-, S- og kernefaser (ScS, PcP og PKP) plottet for den indre model af Garcia et al. (2011), hvilket illustrerer, at ScS-amplituder, selv om de er for små til at kunne detekteres individuelt i Apollo-dataene, kan detekteres gennem stabling for de største hændelser. PcP-faser har imidlertid amplituder, der er for små til at blive identificeret ved stabling, og de vil fortsat være en udfordring, selv for den næste generation af måne-seismometre. (b) Udforskning af modelrummet for acceptable modeller for massefylde, inertifaktor og Love-tal k2 ved hjælp af de seismiske modeller af Gagnepain-Beyneix et al. (2006) sammenlignet med kerneestimaterne af Garcia et al. (2011) og Weber et al. (2011), som er repræsenteret ved henholdsvis hvide og gule linjer. Den midterste kappe er defineret som værende mellem 1500 og 1000 km radius, mens den nederste kappe forekommer mellem 1000 km og kerne-radius. Farveskalaen repræsenterer decimallogaritmen af exp(- var), proportional med sandsynligheden, hvor variansen er mellem de beregnede og observerede tætheder, inertimomentet og k2. For definition af varians, værdier og fejl, se Khan et al. (2004). Acceptable modeller er mørkerøde og røde. Modelrummet er blevet undersøgt med henblik på at identificere intervallet af acceptable løsninger. I den mellemste-underste kappe er S-bølgehastighederne lig med 4,5 km s- 1 i modellerne af Gagnepain-Beyneix et al. (2006), mens middelhastighederne af Garcia et al. (2011) og Weber et al. (2011) er henholdsvis 4,6 og 4,125 km s- 1.
Weber et al. (2011) brugte polarisationsfiltrering (svarende til dobbeltstråle stacking-metoden i terrestrisk array-seismologi) til at forsøge at identificere reflekterede kernefaser (PcP, ScS, ScP og PcS) fra tre dybe månegrænseflader: toppen af et partielt smeltelag i bunden af kappen, grænsefladen mellem en ydre flydende kerne og det nederste partielle smeltelag i kappen og grænsefladen mellem en indre fast og ydre flydende kerne. P- og S-bølgehastighederne i lagene samt radius af grænsefladerne blev bestemt. Den resulterende model er en model, hvor toppen af det delvise smeltelag ligger ved en radius på 480 ± 15 km, og hvor toppen af den ydre og indre kerne ligger ved henholdsvis 330 ± 20 og 240 ± 10 km. De udledte radius af den faste og flydende kerne tyder på en kerne, der er 60 % flydende i volumen, og disse målinger begrænser koncentrationen af lette grundstoffer i den ydre kerne til mindre end 6 vægt%. Garcia et al. (2011) konstruerede en 1D-referencemodel for Månen, der inkorporerer både seismologiske og geodætiske (tæthed, inertimoment og Love-tal (k2)) begrænsninger. Først blev radiale variationer i P- og S-bølgehastigheder og massefylde, der passer til de seismiske og geodætiske data, inverteret for forskellige værdier af kerne-radius. Derefter blev der ved hjælp af stabling af bølgeformer og en teknik til polarisationsfiltrering, men også under hensyntagen til en korrektion for de horisontale sensorers forstærkning, bestemt en kerneradius, der passede bedst. Garcia et al. (2011) fandt en best-fit kerneradius på 380 ± 40 km, som er større end den radius, der blev bestemt af Weber et al. (2011), hvilket muliggør noget højere koncentrationer af lette grundstoffer (op til 10 vægtprocent) og en best-fit gennemsnitlig kernetæthed på 5200 ± 1000 kg m- 3, som er væsentligt forskellig fra den gennemsnitlige tæthed af den indre og ydre kerne på 6215 kg m- 3, der blev fundet af Weber et al. (2011).
Disse to seismiske analyser bekræfter eksistensen af kernen, og begge understøtter en flydende ydre kerne og en fast indre kerne. Usikkerhederne i kernens radius er dog fortsat store, med estimater, der varierer fra 300 til 400 km, og faktisk er de fleste af Månens dybe geofysiske egenskaber stadig svagt fastlåste. Figur 8(b) viser det typiske interval for flere dybe måneparametre, f.eks. tæthed i den midterste og nederste kappe, shearbølgehastighed i den nederste kappe, kerneradius og kernetæthed. Det inverse problem er fortsat underbestemt (dataene er k2 Love-nummer, massefylde, inertimomentfaktor og ScS-rejsetiden). De to seismiske modeller af Weber et al. (2011) og Garcia et al. (2011) adskiller sig hovedsageligt i deres behandling af den nederste kappes struktur. Denne struktur foreslås af Weber et al. (2011) at være en zone med lav hastighed, der er delvist smeltet, i modsætning til Garcia et al. (2011), hvor denne zone har hastigheder tæt på dem i den midterste kappe. Disse data og modeller tyder alle på en kerne, der udgør 0,75-1,75 % af månens masse med en gennemsnitlig massefylde på mindre end 6215 kg m- 3, hvilket er i overensstemmelse med tilstedeværelsen af et eller flere lette grundstoffer. Dette er også i overensstemmelse med estimater af temperaturen ved grænsen mellem kerne og kappe, som kun er forenelige med en flydende kerne, hvis denne indeholder lette grundstoffer (Gagnepain-Beyneix et al., 2006; Khan et al., 2006; Lognonné et al., 2003). En kerne med få eller ingen lette grundstoffer, svarende til de høje tætheder fundet af Khan et al. (2004), vil sandsynligvis være fast ved disse temperaturer og kan udelukkes.
En mere præcis vurdering af den dybe indre struktur vil afhænge af nye geofysiske data og (endda uafhængigt af disse) af en bedre vurdering af den termiske tilstand af den nedre månemantel på månen. Sådanne begrænsninger kan muligvis opnås fra dynamikken af dybe måneskælv, da de giver en anden vigtig begrænsning på den dybe månestruktur. Densitet og elastiske moduler fra de seismiske modeller kan faktisk bruges til at undersøge tidevandsspændinger som en funktion af dybden (Figur 9) og/eller tiden (Bulow et al., 2006). Forståelse af tidevandsspændinger som funktion af tid og position er afgørende for at forstå, hvordan og hvorfor dybe måneskælv opstår, fordi den seismiske datadistribution og -kvalitet forbyder en konklusion af fokale mekanismer for disse begivenheder.
Figur 9. Mere specifik illustration af afvejningen mellem stivhed i undermantel og kerneradius. Alle de viste seismiske modeller og tæthedsmodeller stemmer overens med Apollo-seismiske rejsetider, den gennemsnitlige tæthed, det gennemsnitlige inertimoment og k2 inden for datafejlbarerne. Alle modeller har S-bølgehastighedsværdier beregnet af Gagnepain-Beyneix et al. (2006) for kappe og skorpe, og kun forskydningshastigheden i den meget dybe kappe er ændret. Shearhastigheden i kernen er nul, da kun modeller med flydende kerner er vist. De forskellige linjer er hver især forbundet med en given kernestørrelse og minimerer variansen. Fra venstre til højre repræsenterer figurerne tætheden, shearbølgehastigheden og tidevandsspændingerne. Modellerne med de største kerner (400 km eller mere) svarer til en ilmenitkerne med tætheder under 5000 kg m- 3. Disse modeller har tilsvarende høj forskydningshastighed i den nedre kappe. Modeller med en kerneradius på 350 km svarer til en FeS-kerne med tætheder i intervallet 5000-6000 kg m- 3. Mindre kerner (~ 200 km) med større tætheder er også kompatible med dataene, hvis de er forbundet med en zone med lav hastighed i den nedre kappe, for at matche den lave k2-værdi. Yderst til højre er den maksimale horisontale tidevandsspænding vist med hensyn til dybden og defineret som (Tθθ + Tϕϕ)/2, hvor T er tidevandsspændingstensoren, på bredde- og længdegraden for det dybe Moonquake A1 (som fundet af Gagnepain-Beyneix et al. (2006), dvs. – 15,27° S, – 34,04° Ø). Se Minshull og Goulty (1988) for flere oplysninger om spændingsberegninger. Bemærk, at kun modeller med en kerne radius på 350 km eller mere producerer maksimale tidevandsspændinger i nærheden af de dybe måneskælv.
