10.03.2.3 Very Deep Interior
Viele geophysikalische Studien deuten darauf hin, dass der Mond einen Kern hat (für eine Übersicht siehe Hood und Zuber, 2000), der durch magnetische Induktionssignaturen (Hood et al., 1999) oder remanenten Magnetismus (Hood, 1995; besprochen in Cisowski et al., 1983; Fuller und Stanley, 1987) nachgewiesen wird. Geochemische Analysen von Mare-Basalt-Proben deuten auf eine Verarmung an stark siderophilen Elementen hin (z.B. Righter, 2002), relativ zu dem Verarmungsgrad, der bei jedem Szenario der Mondkernbildung erwartet wird (Canup und Asphaug, 2001). Impaktsimulationen (siehe Cameron, 2000) deuten darauf hin, dass ein geringer Anteil an Eisen aus der Proto-Erde und dem Proto-Mond nach dem Riesenimpakt in die Umlaufbahn gebracht wurde. Diese Massenanteil-Schätzungen liegen typischerweise bei 1 % oder weniger und erreichen nur in wenigen Extremfällen 3 %, da Eisen während der späten Akkretion weiter zugefügt werden kann.
Bis vor kurzem waren die einzigen Methoden zur direkten Untersuchung des Mondkerns magnetische Sondierungen und Geodäsie. Die magnetische Sondierung (Hood et al., 1999) basiert auf dem induzierten magnetischen Dipolmoment, das durch die Bewegung des Mondes durch den geomagnetischen Schweif der Erde entsteht. Mit dieser Methode wird ein Kernradius von 340 ± 90 km abgeleitet, wobei davon ausgegangen wird, dass die elektrischen Ströme im Kern durch ein auf der Kernoberfläche lokalisiertes „Stromblatt“ angenähert werden können. Der zweite Ansatz, die Messung des Trägheitsmomentverhältnisses (0,3932 ± 0,0002, Konopliv et al., 1998), deutet darauf hin, dass die Dichte im Zentrum des Mondes höher ist als im Inneren des Mondmantels. Darüber hinaus haben Analysen der Mondrotation (Bois et al., 1996; Williams et al., 2001) gezeigt, dass die Rotation des Mondes von einer Dissipationsquelle beeinflusst wird, die als Signatur eines flüssigen Kerns interpretiert wurde.
Ein Mondkern wurde auch durch Modelle der inneren Struktur vorgeschlagen, die durch Inversionen der Dichte, des Trägheitsmoments, der Love-Zahl (k2) und sogar der Induktionssignatur mit oder ohne die zusätzlichen Einschränkungen durch die seismischen Daten erhalten wurden. Bills und Rubincam (1995) verwendeten nur die mittlere Dichte und den Trägheitsfaktor und schätzten einen Kernradius von 400 bzw. 600 km für Dichten von 8000 und 6000 kg m-3. Khan et al. (2004) verwendeten diese Einschränkungen zusammen mit der Love-Zahl und führten eine Monte-Carlo-Inversion unter der Annahme eines 5-Schalen-Modells durch. Die Inversion führte zu einem Kern mit einem Radius von etwa 350 km und einer Dichte von 7200 kg m-3. Da es mehrere Kompromisse zwischen der Größe und der Dichte dieser Schichten gibt, können die unabhängigen Beschränkungen aus der Seismologie hinzugefügt werden, um den Raum der akzeptablen Modelle einzuschränken. Inversionen der inneren Struktur auf der Grundlage seismischer A-priori-Modelle wurden zuerst von Bills und Ferrari (1977) unter Verwendung eines vorläufigen seismischen Modells und später von Kuskov und Kronrod (1998) und Kuskov et al. (2002) unter Verwendung des seismischen Modells von Nakamura (1983) durchgeführt. Kuskov und Kollegen schlugen entweder einen reinen γ-Fe-Kern mit einer Dichte von 8100 kg m- 3 und einem Radius von 350 km oder einen Kern mit geringeren Dichten und größerem Radius vor, darunter den größten Troilit-FeS-Kern mit einem Radius von 530 km und einer Dichte von 4700 kg m- 3. Khan et al. (2006) führte eine weitere Studie unter Verwendung seismischer Informationen, des Trägheitsfaktors und der mittleren Dichte durch und sagte einen Kern mit einer Dichte von etwa 5500 kg m- 3 voraus.
Die Geometrie des Mondnetzes, insbesondere das Fehlen antipodischer Stationen, bedeutet, dass das System, wenn überhaupt, nur wenige Strahlenpfade aufgezeichnet hat, die sich tief im Mond ausbreiten (> 1200 km Tiefe) (Abbildung 6; siehe Nakamura et al., 1974b für einen Einschlag auf der anderen Seite). Daher kann der Kern des Körpers nicht durch direkte Wellen geometrisch bestimmt werden (z.B. Knapmeyer, 2011). Ein alternativer Ansatz zur Untersuchung der Kernstruktur besteht in der Erforschung der Normalmoden eines Planeten (z. B. Lognonné und Clévédé, 2002). Die Suche nach freien Oszillationen in den Apollo-Daten wurde von einigen Autoren durchgeführt, da Normalmoden niedriger Winkelordnung empfindlich für die Kernstruktur sind. Nach einem erfolglosen Versuch von Loudin und Alexander (1978) behaupteten Khan und Mosegaard (2001), freie Oszillationen aus Apollo-Signalen mit flachen Moden, die durch Meteoriteneinschläge erzeugt wurden, zu entdecken. Lognonné (2005) und Gagnepain-Beyneix et al. (2006) haben jedoch gezeigt, dass das Signal-Rausch-Verhältnis dieser Ereignisse wahrscheinlich zu gering war, um nachweisbare LP-Signaturen zu erzeugen. Nakamura (2005) hat das Vorhandensein von etwa 30 möglichen tiefen Mondbeben-Quellregionen auf der Mondrückseite vorgeschlagen: Allerdings wurden keine Ereignisse innerhalb von 40° der Antipode des mittleren Erdunterpunkts entdeckt, was darauf hindeutet, dass diese Region entweder aseismisch ist oder seismische Energie stark abschwächt oder ablenkt (Nakamura, 2005; Nakamura et al, 1982).
Zwei neuere Studien haben unabhängig voneinander Apollo-Seismogramme mit modernen Wellenform-Methoden neu analysiert, um mit Hilfe von Stacking-Methoden nach reflektierter und umgewandelter seismischer Energie aus einem Mondkern zu suchen. Der Erfolg dieser beiden Analysen lässt sich anhand von Abbildung 8(a) nachvollziehen, die die Amplituden der einzelnen P- und S-Wellen des tiefen Mondbebens zeigt, denen die typischen Amplituden der Kernphasen überlagert wurden (für einfache isotrope Quellen). Dies verdeutlicht die relativ geringe Amplitude der ScS-Phasen in Bezug auf die Nachweisschwelle des Instruments und deutet auf die Möglichkeit der Signalverstärkung durch Stapeln hin. Diese Stapel bilden die Grundlage für die Suche in den beiden separaten Studien von Weber et al. (2011) und Garcia et al. (2011).
Abbildung 8. (a) Typische Amplituden der P- und S-Körperwellen tiefer Mondbeben, die von Apollo detektiert wurden, als Funktion der epizentralen Entfernung. Z Apollo sind die für P aufgezeichneten Amplituden auf der vertikalen Achse von Apollo, während H Apollo diejenigen für S auf der horizontalen Achse sind. Die Amplituden wurden dem Katalog von Nakamura et al. (2008) entnommen, aber mit Hilfe von Umrechnungsfaktoren zwischen mm und Spitze-Null-Verschiebung, die durch den Vergleich der Katalogamplituden mit den von den A1-Seismogrammen für tiefe Mondbeben aufgezeichneten Amplituden nach der Instrumentenkorrektur ermittelt wurden, in Verschiebungen umgerechnet. Zur Veranschaulichung sind typische relative Amplituden von P-, S- und Kernphasen (ScS, PcP und PKP) für das Innenraummodell von Garcia et al. (2011) eingezeichnet, was zeigt, dass ScS-Amplituden, obwohl sie zu klein sind, um einzeln in den Apollo-Daten erkannt zu werden, durch Stapeln für die größten Ereignisse erkannt werden könnten. PcP-Phasen haben jedoch Amplituden, die zu klein sind, um mit Stacking identifiziert zu werden, und sie bleiben eine Herausforderung, selbst für die nächste Generation von Mondseismometern. (b) Untersuchung des Modellraums für akzeptable Modelle für Dichte, Trägheitsfaktor und Love-Zahl k2 unter Verwendung der seismischen Modelle von Gagnepain-Beyneix et al. (2006) im Vergleich zu den Kernschätzungen von Garcia et al. (2011) und Weber et al. (2011), die durch weiße bzw. gelbe Linien dargestellt sind. Der mittlere Mantel ist definiert als ein Bereich zwischen 1500 und 1000 km Radius, während der untere Mantel zwischen 1000 km und dem Kernradius liegt. Die Farbskala stellt den dezimalen Logarithmus von exp(- var) dar, proportional zur Wahrscheinlichkeit, wobei die Varianz zwischen der berechneten und der beobachteten Dichte, dem Trägheitsmoment und k2 ist. Für die Definition der Varianz, Werte und Fehler siehe Khan et al. (2004). Akzeptable Modelle sind dunkelrot und rot. Der Modellraum wird abgetastet, um den Bereich der akzeptablen Lösungen zu ermitteln. Im mittleren und unteren Mantel betragen die S-Wellen-Geschwindigkeiten in den Modellen von Gagnepain-Beyneix et al. (2006) 4,5 km s- 1, während die mittleren Geschwindigkeiten von Garcia et al. (2011) und Weber et al. (2011) 4,6 bzw. 4,125 km s- 1 betragen.
Weber et al. (2011) versuchten mit Hilfe von Polarisationsfilterung (ähnlich der Double-Beam-Stacking-Methode in der terrestrischen Array-Seismologie), reflektierte Kernphasen (PcP, ScS, ScP und PcS) von drei tiefen lunaren Grenzflächen zu identifizieren: der Oberseite einer partiellen Schmelzschicht an der Basis des Mantels, der Grenzfläche zwischen einem äußeren flüssigen Kern und der unteren partiellen Schmelzschicht des Mantels und der Grenzfläche zwischen einem inneren festen und äußeren flüssigen Kern. Die P- und S-Wellen-Geschwindigkeiten in den Schichten sowie der Radius der Grenzflächen wurden bestimmt. Das Ergebnis ist ein Modell, bei dem die Oberseite der partiellen Schmelzschicht bei einem Radius von 480 ± 15 km liegt und die Oberseiten des äußeren und inneren Kerns bei 330 ± 20 bzw. 240 ± 10 km liegen. Die abgeleiteten Radien des festen und flüssigen Kerns deuten auf einen Kern hin, der zu 60 % seines Volumens flüssig ist, und diese Messungen beschränken die Konzentration leichter Elemente im äußeren Kern auf weniger als 6 Gew.-%. Garcia et al. (2011) konstruierten ein 1D-Referenzmodell des Mondes, das sowohl seismologische als auch geodätische (Dichte, Trägheitsmoment und Love-Zahl (k2)) Randbedingungen enthält. Zunächst wurden radiale Variationen der P- und S-Wellengeschwindigkeiten und der Dichte, die mit den seismischen und geodätischen Daten übereinstimmen, für verschiedene Werte des Kernradius invertiert. Dann wurde mit Hilfe von Wellenformstapelung und einer Polarisationsfiltertechnik, aber auch unter Berücksichtigung einer Korrektur für die Verstärkung der horizontalen Sensoren, ein bestgeeigneter Kernradius bestimmt. Garcia et al. (2011) fanden einen Best-Fit-Kernradius von 380 ± 40 km, der größer ist als der von Weber et al. (2011) ermittelte Radius und somit etwas höhere Konzentrationen leichter Elemente (bis zu 10 Gew.-%) und eine Best-Fit-Mitteldichte des Kerns von 5200 ± 1000 kg m-3 ermöglicht, die sich deutlich von der von Weber et al. (2011) ermittelten mittleren Dichte des inneren und äußeren Kerns von 6215 kg m-3 unterscheidet. (2011).
Diese beiden seismischen Analysen bestätigen die Existenz des Kerns, und beide unterstützen einen flüssigen äußeren Kern und einen festen inneren Kern. Die Unsicherheiten in Bezug auf den Kernradius sind jedoch nach wie vor groß, wobei die Schätzungen zwischen 300 und 400 km liegen, und die meisten tiefen geophysikalischen Eigenschaften des Mondes sind nach wie vor nur schwach gesichert. Abbildung 8(b) zeigt den typischen Bereich mehrerer tiefer Mondparameter, wie die Dichte im mittleren und unteren Mantel, die Scherwellengeschwindigkeit im unteren Mantel, den Kernradius und die Kerndichte. Das inverse Problem bleibt unterbestimmt (die Daten sind k2-Love-Zahl, Dichte, Trägheitsmoment und die ScS-Laufzeit). Die beiden seismischen Modelle von Weber et al. (2011) und Garcia et al. (2011) unterscheiden sich hauptsächlich in der Behandlung der Struktur des unteren Mantels. Diese Struktur wird von Weber et al. (2011) als eine teilweise aufgeschmolzene Zone mit niedriger Geschwindigkeit vorgeschlagen, im Gegensatz zu dem Modell von Garcia et al. (2011), in dem diese Zone Geschwindigkeiten aufweist, die denen im mittleren Mantel nahe kommen. Diese Daten und Modelle deuten alle auf einen Kern hin, der 0,75-1,75 % der Mondmasse ausmacht und eine mittlere Dichte von weniger als 6215 kg m-3 aufweist, was auf das Vorhandensein einiger leichter Elemente hindeutet. Dies stimmt auch mit Schätzungen der Temperatur an der Kern-Mantel-Grenze überein, die nur dann mit einem flüssigen Kern vereinbar sind, wenn dieser leichte Elemente enthält (Gagnepain-Beyneix et al., 2006; Khan et al., 2006; Lognonné et al., 2003). Ein Kern mit wenig oder keinen leichten Elementen, der den von Khan et al. (2004) gefundenen hohen Dichten entspricht, ist bei diesen Temperaturen wahrscheinlich fest und kann ausgeschlossen werden.
Eine genauere Abschätzung der Struktur des tiefen Inneren wird von neuen geophysikalischen Daten und (auch unabhängig davon) von einer besseren Abschätzung des thermischen Zustands des unteren Mondmantels abhängen. Solche Daten könnten möglicherweise aus der Dynamik der tiefen Mondbeben gewonnen werden, da sie einen weiteren wichtigen Anhaltspunkt für die Tiefenstruktur des Mondes liefern. Die Dichte und die elastischen Module aus den seismischen Modellen können in der Tat verwendet werden, um die Gezeitenspannungen als Funktion der Tiefe (Abbildung 9) und/oder der Zeit zu untersuchen (Bulow et al., 2006). Das Verständnis der Gezeitenspannungen als Funktion von Zeit und Position ist entscheidend für das Verständnis, wie und warum tiefe Mondbeben auftreten, da die Verteilung und Qualität der seismischen Daten den Rückschluss auf fokale Mechanismen für diese Ereignisse nicht zulassen.
Abbildung 9. Spezifischere Illustration des Kompromisses zwischen der Steifigkeit des unteren Mantels und dem Kernradius. Alle dargestellten seismischen und Dichtemodelle stimmen mit den seismischen Laufzeiten von Apollo, der mittleren Dichte, dem Trägheitsmoment und k2 innerhalb der Fehlerbalken der Daten überein. Alle Modelle haben S-Wellen-Geschwindigkeitswerte, die von Gagnepain-Beyneix et al. (2006) für den Mantel und die Kruste berechnet wurden, und nur die Schergeschwindigkeit im sehr tiefen Mantel wurde geändert. Die Schergeschwindigkeit im Kern ist gleich Null, da nur Modelle mit flüssigen Kernen dargestellt sind. Die verschiedenen Linien sind jeweils mit einer bestimmten Kerngröße verbunden und minimieren die Varianz. Von links nach rechts stellen die Zahlen die Dichte, die Scherwellengeschwindigkeit und die Gezeitenspannungen dar. Die Modelle mit den größten Kernen (400 km oder mehr) entsprechen einem Ilmenit-Kern mit Dichten von weniger als 5000 kg m- 3. Diese Modelle weisen entsprechend hohe Schergeschwindigkeiten im unteren Mantel auf. Modelle mit einem Kernradius von 350 km entsprechen einem FeS-Kern, mit Dichten im Bereich von 5000-6000 kg m-3. Kleinere Kerne (~ 200 km) mit größeren Dichten sind ebenfalls mit den Daten vereinbar, wenn sie mit einer Zone mit niedriger Schergeschwindigkeit im unteren Erdmantel verbunden sind, um den niedrigen k2-Wert zu erreichen. Ganz rechts ist die maximale horizontale Gezeitenspannung in Bezug auf die Tiefe dargestellt und definiert als (Tθθ + Tϕϕ)/2, wobei T der Gezeitenspannungstensor ist, am Breiten- und Längengrad des tiefen Mondbebens A1 (wie von Gagnepain-Beyneix et al. (2006) gefunden, d. h. – 15,27° S, – 34,04° E). Siehe Minshull und Goulty (1988) für weitere Details zu Spannungsberechnungen. Beachten Sie, dass nur Modelle mit einem Kernradius von 350 km oder mehr maximale Gezeitenspannungen in der Nähe der tiefen Mondbeben erzeugen.
