10.03.2.3 Mycket djupt inre
Många geofysiska studier tyder på att månen har en kärna (för en översikt se Hood och Zuber, 2000), vilket framgår av magnetiska induktionssignaturer (Hood et al., 1999) eller remanent magnetism (Hood, 1995; översikt i Cisowski et al., 1983; Fuller och Stanley, 1987). Geokemiska analyser av mare basaltprover visar på en utarmning av mycket siderofila grundämnen (t.ex. Righter, 2002) i förhållande till den utarmningsnivå som förväntas från alla scenarier för bildning av månkärnor (Canup och Asphaug, 2001). Simuleringar av nedslag (se Cameron, 2000) tyder på att en liten del av järn från protojorden och protomånen sattes i omloppsbana efter jättenedslaget. Dessa uppskattningar av massfraktionen är vanligtvis 1 % eller mindre, och de når upp till 3 % endast i ett fåtal extrema fall, eftersom järn kan tillföras ytterligare under ackretion i ett sent skede.
Till helt nyligen var de enda metoderna för att direkt undersöka månens kärna magnetiska sonderingar och geodesi. Magnetisk sondering (Hood et al., 1999) bygger på det inducerade magnetiska dipolmomentet som produceras av månens rörelse genom jordens geomagnetiska svans. En kärnradie på 340 ± 90 km härleds genom denna metod, under antagandet att elektriska strömmar i kärnan kan approximeras av ett ”ark” av strömmar som lokaliseras på kärnans yta. Den andra metoden, mätning av tröghetsmomentförhållandet (0,3932 ± 0,0002, Konopliv et al., 1998), visar att tätheten mot månens centrum är högre än den är inne i månmanteln. Dessutom har analyser av månens rotation (Bois et al., 1996; Williams et al., 2001) visat att månens rotation påverkas av en dissipationskälla, vilket har tolkats som signaturen för en flytande kärna.
En månens kärna föreslogs också av modeller för den inre strukturen som erhölls genom invertering av täthet, tröghetsmoment, Love-tal (k2) och till och med induktionssignaturen, med eller utan de ytterligare begränsningar som de seismiska uppgifterna gav. Bills och Rubincam (1995) använde endast den genomsnittliga densiteten och tröghetsfaktorn och de uppskattade en kärnradie på 400 respektive 600 km för densiteter på 8000 respektive 6000 kg m-3. Khan et al. (2004) använde dessa begränsningar, tillsammans med Love-numret, och utförde en Monte Carlo-inversion med antagande av en modell med fem skal. Inversionen ledde till en kärna med en radie på cirka 350 km och en densitet på 7200 kg m- 3. Eftersom det finns flera kompromisser mellan storleken och tätheten hos dessa lager kan de oberoende begränsningarna från seismologin läggas till för att begränsa utrymmet för acceptabla modeller. Inversioner av inre strukturer baserade på seismiska modeller på förhand utfördes först av Bills och Ferrari (1977) med hjälp av en preliminär seismisk modell och senare av Kuskov och Kronrod (1998) och Kuskov et al. (2002) med hjälp av Nakamuras (1983) seismiska modell. Kuskov och kollegor föreslog antingen en ren γ-Fe-kärna med en densitet på 8100 kg m- 3 och en radie på 350 km eller en kärna med mindre densiteter och större radier, inklusive den största troilit FeS-kärnan med en radie på 530 km och en densitet på 4700 kg m- 3. Khan et al. (2006) utförde en annan studie med hjälp av seismisk information, tröghetsfaktorn och medeltätheten, och han förutspådde en kärna med en täthet på cirka 5500 kg m- 3.
Månnätverkets geometri, i synnerhet avsaknaden av antipodala stationer, innebär att systemet har registrerat få, om ens några, strålbanor som fortplantar sig djupt inne i månen (> 1200 km djup) (Figur 6; se Nakamura et al., 1974b för en nedslag på den bortre sidan). Därför kan kroppens kärna inte bestämmas geometriskt genom direkta vågor (t.ex. Knapmeyer, 2011). Ett alternativt tillvägagångssätt för att undersöka kärnstrukturen innebär att man utforskar en planets normala modus (t.ex. Lognonné och Clévédé, 2002). En sökning efter fria svängningar i Apollo-data har utförts av några författare, eftersom normala modus av lågangulär ordning är känsliga för kärnstrukturen. Efter ett misslyckat försök av Loudin och Alexander (1978) hävdade Khan och Mosegaard (2001) upptäckt av fria svängningar från flat-mode LP Apollo-signaler som genererats av meteoritnedslag. Lognonné (2005) och Gagnepain-Beyneix et al. (2006) har dock visat att signal-brusförhållandet för dessa händelser förmodligen var för litet för att resultera i detekterbara LP-signaturer. Nakamura (2005) har föreslagit förekomsten av cirka 30 möjliga djupa månbävningskällområden på månens farssida: inga händelser upptäcktes dock inom 40° från antipoden till den genomsnittliga underjordiska punkten, vilket tyder på att detta område antingen är aseismiskt eller kraftigt dämpar eller avleder seismisk energi (Nakamura, 2005; Nakamura m.fl, 1982).
Två nyligen genomförda studier har oberoende av varandra återanalyserat Apollos seismogram med hjälp av moderna vågformsmetoder för att söka efter reflekterad och omvandlad seismisk energi från en månkärna, genom att använda staplingsmetoder. Framgången för dessa två analyser kan förstås genom figur 8(a), som visar amplituderna för de enskilda P- och S-vågorna från djupa månbävningar, på vilka de typiska amplituderna för kärnfaser har överlagrats (för enkla isotropa källor). Detta illustrerar den relativt låga amplituden hos ScS-faserna i förhållande till instrumentets detektionströskel och visar på möjligheten att förstärka signalen genom stapling. Dessa staplar utgör grunden för den sökning som utfördes i de två separata studierna av Weber et al. (2011) och Garcia et al. (2011).
Figur 8. (a) Typiska amplituder för P- och S-kroppsvågorna i djupa månbävningar som upptäcktes av Apollo, som en funktion av det epicentrala avståndet. Z Apollo är de amplituder som registrerats för P på Apollos vertikala axel, medan H Apollo är amplituderna för S på den horisontella axeln. Amplituderna är hämtade från Nakamura et al. (2008) katalogen, men konverterade till förskjutning med hjälp av konverteringsfaktorer mellan mm och förskjutning från topp till noll som erhållits genom att jämföra katalogens amplituder med amplituder som registrerats av A1-seismogrammen för djupa månbävningar efter instrumentkorrigering. Som en indikation visas typiska relativa amplituder för P-, S- och kärnfaser (ScS, PcP och PKP) för den inre modellen av Garcia et al. (2011), vilket illustrerar att Amplituder för ScS, även om de är för små för att upptäckas individuellt i Apollodata, kan upptäckas genom stapling för de största händelserna. PcP-faserna har dock amplituder som är för små för att kunna identifieras genom stapling, och de kommer att förbli en utmaning, även för nästa generation av månseismometrar. (b) Utforskning av modellutrymmet för acceptabla modeller för densitet, tröghetsfaktor och Love-tal k2 med hjälp av de seismiska modellerna från Gagnepain-Beyneix et al. (2006), jämfört med kärnskattningarna från Garcia et al. (2011) och Weber et al. (2011), som representeras av vita respektive gula linjer. Den mellersta manteln definieras som att den förekommer mellan 1500 och 1000 km radie, medan den nedre manteln förekommer mellan 1000 km och kärnans radie. Färgskalan representerar decimallogaritmen av exp(- var), proportionell mot sannolikheten, där variansen är mellan de beräknade och observerade tätheterna, tröghetsmomentet och k2. För definition av varians, värden och fel, se Khan et al. (2004). Godtagbara modeller är mörkröda och röda. Modellutrymmet provtas för att identifiera intervallet av acceptabla lösningar. I den mellersta-understa manteln är S-vågshastigheterna lika med 4,5 km s- 1 i modellerna av Gagnepain-Beyneix et al. (2006), medan medelhastigheterna av Garcia et al. (2011) och Weber et al. (2011) är 4,6 respektive 4,125 km s- 1.
Weber et al. (2011) använde polarisationsfiltrering (som liknar metoden med dubbla strålar som staplas i terrestrisk array-seismologi) för att försöka identifiera reflekterade kärnfaser (PcP, ScS, ScP och PcS) från tre djupa gränsytor på månen: toppen av ett partiellt smältskikt vid mantelns bas, gränsytan mellan en yttre vätskehärdighetskärna och det nedre partiella smältskiktet i manteln, och gränsytan mellan en inre fast kärna och en yttre vätskehärdighetskärna. P- och S-vågshastigheterna i skikten samt gränsytornas radie bestämdes. Den resulterande modellen är en modell där toppen av det partiella smältskiktet ligger vid en radie av 480 ± 15 km, och toppen av den yttre och inre kärnan ligger vid 330 ± 20 km respektive 240 ± 10 km. De beräknade radierna för den fasta och flytande kärnan tyder på en kärna med 60 volymprocent vätska, och dessa mätningar begränsar koncentrationen av lätta grundämnen i den yttre kärnan till mindre än 6 viktprocent. Garcia et al. (2011) konstruerade en 1D-referensmodell för månen som innehåller både seismologiska och geodetiska begränsningar (densitet, tröghetsmoment och Love-nummer (k2)). Först inverterades radiella variationer i P- och S-vågshastigheter och densitet som matchar de seismiska och geodetiska uppgifterna för olika värden på kärnans radie. Därefter bestämdes en bäst passande kärnradie med hjälp av staplande av vågformer och en teknik för polarisationsfiltrering, men även med hänsyn till en korrigering för förstärkningen av de horisontella sensorerna. Garcia et al. (2011) fann en bäst passande kärnradie på 380 ± 40 km, vilket är större än den radie som bestämdes av Weber et al. (2011), vilket möjliggör något högre koncentrationer av lätta grundämnen (upp till 10 viktprocent) och en bäst passande genomsnittlig kärntäthet på 5200 ± 1000 kg m- 3, vilket skiljer sig avsevärt från den genomsnittliga tätheten i den inre och yttre kärnan på 6215 kg m- 3 som Weber et al. (2011).
Dessa två seismiska analyser bekräftar existensen av kärnan, och båda stöder en flytande yttre kärna och en fast inre kärna. Osäkerheterna i kärnans radie är dock fortfarande stora, med uppskattningar som sträcker sig från 300 till 400 km, och i själva verket är de flesta av månens djupa geofysiska egenskaper fortfarande svagt begränsade. Figur 8(b) visar det typiska intervallet för flera djupa månparametrar, t.ex. täthet i mitten och botten av månen, skjuvvågshastighet i botten av månen, kärnans radie och kärnans täthet. Det inversa problemet är fortfarande underbestämt (uppgifterna är k2 Love-nummer, densitet, tröghetsmomentfaktor och ScS restid). De två seismiska modellerna från Weber et al. (2011) och Garcia et al. (2011) skiljer sig huvudsakligen åt i behandlingen av strukturen i den nedre manteln. Denna struktur föreslås av Weber et al. (2011) vara en zon med låg hastighet och delvis smält av Weber et al. (2011), till skillnad från modellen av Garcia et al. (2011), där denna zon har hastigheter som ligger nära hastigheterna i den mellersta manteln. Dessa data och modeller tyder alla på en kärna som utgör 0,75-1,75 % av månens massa med en medeldensitet på mindre än 6215 kg m- 3, vilket är förenligt med förekomsten av något eller några lätta grundämnen. Detta stämmer också överens med uppskattningar av temperaturen vid gränsen mellan kärna och mantel, som är förenliga med en flytande kärna endast om den senare innehåller lätta element (Gagnepain-Beyneix et al., 2006; Khan et al., 2006; Lognonné et al., 2003). En kärna med få eller inga lätta element, som motsvarar de höga tätheter som Khan et al. (2004) fann, kommer sannolikt att vara fast vid dessa temperaturer och kan uteslutas.
En mer exakt uppskattning av den djupa inre strukturen kommer att vara beroende av nya geofysiska data och (även oberoende av dessa) av en bättre uppskattning av det termiska tillståndet i den nedre manteln på månen. Sådana begränsningar kan möjligen erhållas från dynamiken i djupa månbävningar, eftersom de utgör en annan viktig begränsning av den djupa månens struktur. Densitet och elastiska moduler från de seismiska modellerna kan verkligen användas för att utforska tidvattenspänningar som en funktion av djup (figur 9) och/eller tid (Bulow et al., 2006). Att förstå tidvattenspänningar som funktion av tid och position är avgörande för att förstå hur och varför djupa månbävningar uppstår, eftersom den seismiska datafördelningen och -kvaliteten förbjuder en slutsats om fokala mekanismer för dessa händelser.
Figur 9. Mer specifik illustration av avvägningen mellan styvhet i den nedre manteln och kärnans radie. Alla seismik- och densitetsmodeller som visas stämmer överens med Apollos seismiska restider, medeltätheten, tröghetsmomentet och k2 inom felmarkerna för data. Alla modeller har S-vågshastighetsvärden som beräknats av Gagnepain-Beyneix et al. (2006) för manteln och skorpan, och endast skjuvhastigheten i den mycket djupa manteln har ändrats. Skjuvhastigheten i kärnan är noll, eftersom endast modeller med flytande kärnor visas. De olika linjerna är var och en förknippad med en given kärnstorlek och minimerar variansen. Från vänster till höger representerar figurerna densiteten, skjuvvågshastigheten och tidvattenspänningarna. Modeller med de största kärnorna (400 km eller mer) motsvarar en ilmenitkärna med densiteter som är lägre än 5000 kg m- 3. Dessa modeller har motsvarande hög skjuvningshastighet i den nedre manteln. Modeller med en kärnradie på 350 km motsvarar en FeS-kärna med densiteter i intervallet 5000-6000 kg m- 3. Mindre kärnor (~ 200 km) med större tätheter är också kompatibla med data, om de förknippas med en zon med låg hastighet i den nedre manteln, för att matcha det låga k2-värdet. Längst till höger visas den maximala horisontella tidvattenspänningen med avseende på djupet och definieras som (Tθθ + Tϕϕ)/2, där T är tidvattenspänningstensorn, vid latitud och longitud för den djupa månbävningen A1 (enligt Gagnepain-Beyneix et al. (2006), dvs. – 15,27° S, – 34,04° Ö). Se Minshull och Goulty (1988) för mer information om spänningsberäkningar. Observera att endast modeller med en kärnradie på 350 km eller mer ger maximala tidvattenspänningar i närheten av de djupa månbävningarna.
