10.03.2.3 Very Deep Interior
多くの物理学的研究は、磁気誘導信号（Hood et al, 1999）または残留磁化（Hood, 1995; Cisowski et al, 1983; Fuller and Stanley, 1987のレビュー）によって証明された月のコアがある（レビューはHood and Zuber, 2000）ことを示唆しています。 メア玄武岩試料の地球化学的分析では、月のコア形成シナリオから予想される枯渇レベルに対して、高度好酸性元素の枯渇（例えば、Righter, 2002）を示している（Canup and Asphaug, 2001）。 衝撃のシミュレーション（Cameron, 2000参照）は、原始地球と原始月の鉄のごく一部が巨大衝突後に軌道に投入されたことを示唆している。 この質量分率は通常1％以下であり、極端な例では3％にも達する。 磁気探査（Hood et al., 1999）は、地球の地磁気の尾を通る月の運動によって生じる誘導磁気双極子モーメントに基づくものである。 この方法では、コアの電流がコア表面に局在する電流「シート」で近似できると仮定し、コアの半径を340±90kmと推定しています。 また、慣性モーメント比（0.3932 ± 0.0002, Konopliv et al., 1998）は、月の中心部の密度がマントル内部より高いことを示す。 さらに、月の回転の解析（Bois et al., 1996; Williams et al., 2001）により、月の回転が散逸源の影響を受けていることが示されており、これは液体コアのサインと解釈されている。
地震データによる追加制約があるなしにかかわらず、密度、慣性モーメント、ラブ数（k2）、さらには誘導シグナルのインバージョンから得られる内部構造モデルによっても月のコアは暗示されている。 Bills and Rubincam (1995) は平均密度と慣性モーメントのみを用い、密度8000kg m-3と6000kg m-3でコア半径をそれぞれ400kmと600kmと推定している。 Khan et al. (2004)は、これらの制約とラブ数を用いて、5殻モデルを仮定したモンテカルロインバージョンを実行した。 このインバージョンでは、半径約350km、密度7200kg m-3のコアが推定された。 これらの層の大きさと密度の間にはいくつかのトレードオフが存在するため、地震学からの独立した制約を加えることで、許容されるモデルの空間を限定することができる。 地震学的モデルに基づく内部構造インバースは、Bills and Ferrari (1977) が予備的地震学的モデルを用いて最初に行い、その後 Kuskov and Kronrod (1998) と Kuskov et al. (2002) が Nakamura (1983) の地震学的モデルを用いて行っている。 Kuskovらは、密度8100kg m- 3、半径350kmの純粋なγ-Feコアか、半径530km、密度4700kg m- 3の最大トロイライトFeSコアを含む、より小さな密度で大きな半径を持つコアを提案した。 Khanら（2006）は、地震情報、慣性因子、平均密度を用いた別の研究を行い、彼は約5500kg m- 3の密度を持つコアを予測した。
月のネットワークの形状、特に、対蹠点がないことは、システムが月の深さ（> 1200 km深）伝播するレイパスをほとんど、記録しなかったことを意味している（図6；裏側の衝撃については、中村ら、1974bを参照されたい）。 そのため、直接波で体のコアを幾何学的に決定することはできない（例えば、Knapmeyer, 2011）。 コア構造を調べるための別のアプローチとして、惑星の通常モードを探索する方法がある (例えば、Lognonné and Clévédé, 2002)。 低角度のノーマルモードはコア構造に敏感であるため、アポロデータにおける自由振動の探索は、いくつかの著者によって行われた。 Loudin and Alexander (1978) による試みが失敗した後、Khan and Mosegaard (2001) は、隕石衝突によって発生したフラットモード LP アポロ信号から自由振動を検出したと主張している。 しかし、Lognonné (2005) と Gagnepain-Beyneix et al. (2006) は、これらの事象の信号対雑音比が小さすぎて、LPシグネチャを検出することができなかったと述べている。 中村(2005)は、月の裏側に約30の深発振源領域が存在する可能性を示唆したが、平均地球下点の対極から40°以内の領域は検出されず、この領域は無震か地震エネルギーを強く減衰・偏向することを示唆した (Nakamura, 2005; Nakamura et al.)。 437>
最近の2つの研究では、アポロ地震計を現代の波形法で再解析し、月のコアからの反射・変換された地震エネルギーをスタッキング法で検索している。 この2つの解析の成功は、図8(a)に示すように、個々の月震P波とS波の振幅に、（単純な等方性震源の）コア位相の典型的な振幅を重ねたものから理解することができます。 これは、ScS位相の振幅が装置の検出閾値に対して比較的小さいことを示しており、スタッキングによる信号強調の可能性を示唆しています。 これらのスタックは、Weberら(2011)とGarciaら(2011)の2つの別々の研究によって行われた探索の基礎を形成するものである。 (a) アポロが検出した深部月震のP体波とS体波の典型的な振幅を震央距離の関数として示したもの。 Zアポロはアポロの縦軸にPについて記録された振幅、Hアポロは横軸にSについて記録された振幅である。 振幅はNakamura et al. (2008)のカタログから引用したが、カタログの振幅と機器補正後のA1深発地震の振幅を比較して得られたmmとピーク-ゼロ変位間の変換係数を用いて変位に変換している。 Garciaら(2011)の内部モデルについて、P相、S相、コア相（ScS、PcP、PKP）の典型的な相対振幅をプロットしたもので、アポロデータでは小さすぎて個別に検出できないが、最大規模の事象ではスタッキングにより検出できる可能性があることを示している。 しかし、PcP位相は振幅が小さすぎてスタッキングでは識別できないため、次世代の月震計であっても困難であることに変わりはない。 (b) Gagnepain-Beyneixら(2006)の地震モデルを用いて、密度、慣性係数、ラブ数k2について許容できるモデル空間を探索し、Garciaら(2011)とWeberら(2011)のコア推定値（それぞれ白線と黄色線で示す）と比較したものです。 半径1500kmから1000kmの範囲を中間マントル、1000kmからコア半径の範囲を下部マントルと定義する。 カラースケールは確率に比例する exp(- var) の十進対数で表し、分散は計算値と観測値の密度、慣性モーメント、k2 の間である。 分散の定義、値、誤差については、Khan et al.（2004）を参照。 許容されるモデルは暗赤色と赤色である。 モデル空間は、許容される解の範囲を特定するために、サンプリングされる。 中下部マントルのS波速度はGagnepain-Beyneixら(2006)のモデルでは4.5km s- 1に等しく、Garciaら(2011)とWeberら(2011)の平均速度はそれぞれ4.6と4.125km s- 1である
Weber et al.のモデルは4km s-1 の速度がある。 (2011)は、偏光フィルタリング（地上のアレイ地震学のダブルビームスタッキング法に類似）を用いて、3つの月の深部界面（マントル底部の部分溶融層の上部、外側流動核と下部マントル部分溶融層の界面、内側固体と外側流動核の界面）からの反射コア位相（PcP、SCS、SCP、PcS）を特定する試みを行った。 各層のP波、S波速度、界面の半径を決定した。 その結果、部分メルト層の頂上が半径480±15kmにあり、外側コアと内側コアの頂上がそれぞれ330±20kmと240±10kmにあるモデルが得られた。 この半径はコアの60％が液体であることを示唆し、外核の軽元素濃度は6wt%以下であることが分かりました。 Garciaら（2011）は、地震学的および測地学的な制約（密度、慣性モーメント、ラブ数（k2））を組み込んだ1次元参照月モデルを構築しました。 まず、地震学的および測地学的データに合致するP波、S波速度および密度の半径方向の変動を、コア半径の異なる値に対して反転させた。 次に、波形スタッキングと偏波フィルタリングの手法を用い、さらに水平センサーのゲインの補正を考慮して、最適なコア半径を決定した。 Garciaら(2011)は、最適なコア半径を380±40kmとし、Weberら(2011)が求めたコア半径より大きく、軽元素の濃度が10wt%まで高く、最適な平均コア密度は5200±1000kg m- 3となり、Weberらが求めた内・外層の平均密度6215kg m- 3と大きく異なっていることを発見した。 (437>
これらの2つの地震解析はコアの存在を確認し、どちらも流体外核と固体内核を支持している。 しかし、コア半径の推定値は300kmから400kmと不確かさが大きく、実際、月の深部物理特性のほとんどはまだ弱く制約されている。 図8（b）は、中・下部マントル密度、下部マントルせん断波速度、コア半径、コア密度などの月深部パラメータの典型的な範囲を示しています。 逆問題は未決定のままである（データはk2 Love数、密度、慣性モーメント係数、ScSの移動時間）。 Weberら(2011)とGarciaら(2011)の2つの地震モデルは、主に下部マントル構造の扱いが異なる。 Weber et al. (2011)はこの構造を低速度・部分溶融帯とし、Garcia et al. (2011)はこの帯を中マントルに近い速度とするモデルを提案した。 これらのデータやモデルは、月の質量の0.75-1.75%を占めるコアの平均密度が6215kg m- 3未満であることを示唆しており、何らかの軽元素が存在することを示唆している。 これは、コア-マントル境界の温度の推定値とも一致しており、軽元素を含む場合にのみ液体コアが存在することになります (Gagnepain-Beyneix et al., 2006; Khan et al., 2006; Lognonné et al., 2003)。 Khan et al. (2004)が発見した高密度に相当する軽元素をほとんど含まないコアは、その温度ではおそらく固体であり、除外することができる。
より正確に深部構造を推定するには、新しい物理データと（これらとは別に）月の下部マントルの熱状態の推定を改善することに依存する。 このような制約は、月の深部構造に対するもう一つの重要な制約となるため、月の深部地震のダイナミクスから得られる可能性がある。 地震モデルから得られる密度や弾性率は、深さ（図9）や時間の関数として潮汐応力を調べるために実際に使用することができます（Bulow et al.、2006）。 地震データの分布と品質がこれらのイベントの焦点メカニズムの推論を禁止しているため、時間と位置の関数として潮汐応力を理解することは、深部月震がどのように、そしてなぜ起こるのかを理解するために重要である
図9． 下部マントル剛性とコア半径のトレードオフをより具体的に説明する。 示されたすべての地震および密度モデルは、アポロ地震移動時間、平均密度、慣性モーメント、およびk2をデータのエラーバー内で一致させる。 すべてのモデルでマントルと地殻のS波速度はGagnepain-Beyneixら(2006)が計算した値を用い、超深部マントルのせん断速度のみを変更したものである。 液体コアを持つモデルのみを示しているため、コアのせん断速度はゼロである。 様々な線はそれぞれ与えられたコアサイズに関連づけられ、分散を最小にする。 左から順に、密度、せん断波速度、潮汐応力を表している。 最も大きなコア（400km以上）を持つモデルは、密度が5000kg m- 3より低いイルメナイトコアに相当する。 これらのモデルは、それに対応して下部マントルのせん断速度が高い。 コア半径350kmのモデルはFeSコアに対応し、密度は5000-6000kg m- 3程度である。 200km程度の小さなコアの密度も、下部マントルの低速度帯と関連すれば、低いk2の値と一致し、データと整合的である。 右端には、深さに対する最大水平潮汐応力が示されており、深いムーンエイクA1の緯度と経度（Gagnepain-Beyneixら（2006）によって見出された、すなわち、- 15.27° S, – 34.04° E）において、（Tθθ + Tφφ）/2 （Tは潮汐応力テンソル）として定義されています。 応力計算の詳細については Minshull and Goulty (1988) を参照。 なお、コア半径が350km以上のモデルのみ、深層月震の近傍で最大潮汐応力が発生する。
