月の地質学

月の地層の最上部には、放射状クレーター系を持つクレーターからなるコペルニクスユニットがあります。^{[ 26 ]}その下には、確立された衝突クレーター形態を持つクレーターによって定義されるエラトステネスユニットがありますが、コペルニクスユニットのような放射状クレーター系はありません。これら2つのユニットは、月面の小さな場所に存在します。地層をさらに下ると、マレユニット（以前はプロセラリアンユニットとして知られていました）と、インブリウム盆地からの噴出物と地殻変動に関連するインブリアンユニットがあります。月の地層の最下部は、古いクレーター平原からなるプレネクタリアンユニットです。^{[ 27 ]}

月の最も特徴的な点は、明るい部分と暗い部分のコントラストです。明るい表面は月の高地と呼ばれ、テラ（単数形はterra、ラテン語で「大地」 「土地」を意味する）という名前が付けられています。一方、暗い平原はマリア（単数形はmare、ラテン語で「海」を意味する）と呼ばれています。これらの名称は、17世紀にヨハネス・ケプラーが導入したものです。高地は斜長岩質の岩石で構成されているのに対し、マリアは玄武岩質の岩石でできています。マリアはしばしば「低地」と一致しますが、低地（例えば南極エイトケン盆地内）が常にマリアに覆われているわけではありません。高地は目に見えるマリアよりも古く、そのためクレーターの数も多くなっています。

月の火山活動の主な産物は、地球上の観測者から見ても月の海として明らかです。これらは玄武岩質の溶岩の大きな流れで、月の表側のおよそ3分の1を覆う低反射面に対応しています。月の裏側では、月の海の火山活動の影響を受けたのはわずか数パーセントに過ぎません。アポロ計画で確認される前から、ほとんどの科学者は、月の海には溶岩流のパターンや溶岩洞に起因する陥没が見られることから、溶岩で満たされた平原だと考えていました。

海玄武岩の年代は、直接放射年代測定とクレーター計数法によって決定されています。最も古い放射年代は約 4.2 Ga (10 億年前) で、最も新しい海溶岩のほとんどの年代は、クレーター計数法によって約 1 Ga と決定されています。より最近の画像の解像度が向上したことにより、クレーター計数法によって地質学的にはるかに最近の過去 (5000 万年未満) に火山活動があったと示唆される、不規則な海パッチと呼ばれる小さな領域(各領域はわずか数百メートルまたは数キロメートル) が海内に約 70 箇所発見されています 。^{[ 6 ]}体積的には、海の大部分は現在より約 30 億～ 35 億年前に形成されました。最も新しい溶岩はオケアヌス・プロケラルム内で噴火しましたが、最も古い溶岩の一部は海の向こう側に位置しているようです。衝突クレーターの密度が低いことから、海は周囲の高地よりも明らかに若いことがわかります。

月の表側の低地にある衝突盆地内で、あるいはそこに流れ込んだ海の大部分が噴火した。しかし、衝突盆地は月の海が埋められたものよりもはるかに古い（約5億年）ため、衝突イベントと海の火山活動との間に因果関係が存在する可能性は低い。さらに、月の海の火山活動が最大規模であるオケアヌス・プロケラルムは、既知の衝突盆地とは一致しない。月の表側でのみ海が噴火した理由は、表側の地殻が裏側よりも薄いためだと一般的に考えられている。地殻の厚さの変動は、最終的に地表に到達するマグマの量を調整する働きをするかもしれないが、この仮説では、オケアヌス・プロケラルムよりも地殻が薄い裏側の南極エイトケン盆地が火山噴出物でわずかにしか埋められなかった理由を説明できない。

海に関連するもう一つの堆積物は、高地地域にも広がっているが、「暗黒マントル」と呼ばれる堆積物である。これらの堆積物は肉眼では見えないが、望遠鏡や軌道上の宇宙船から撮影された画像で確認できる。アポロ計画以前、科学者たちはこれらが火砕流によって生成された堆積物だと予測していた。一部の堆積物は、暗く細長い火山灰丘と関連しているように見え、火砕物であるという考えを裏付けている。火砕流の存在は、後に地球上の火砕流で見られるものと同様のガラス球が発見されたことで確認された。

月の玄武岩の多くには、気泡と呼ばれる小さな穴が含まれている。これは、地表の真空状態によってマグマからガス気泡が放出されてできたものである。これらの岩石からどのようなガスが放出されたのかは確実には分かっていないが、一酸化炭素がその候補の一つである。

火砕ガラスのサンプルは、緑、黄、赤の色合いを呈している。色の違いは岩石中のチタン濃度を示しており、緑色の粒子は濃度が最も低く（約1％）、赤色の粒子は濃度が最も高い（最大14％、最も濃度が高い玄武岩よりもはるかに高い）。

月のクレーターが衝突地形であるという起源が広く受け入れられるようになったのは1960年代になってからのことである。この認識により、地質学の重ね合わせの原理を用いて月の衝突史を徐々に解明することが可能になった。つまり、あるクレーター（またはその噴出物）が別のクレーターの上に重なっている場合、そのクレーターの方が新しいに違いない。クレーターが受けた侵食の程度もその年代の手がかりとなるが、これはより主観的なものである。1950年代後半にこのアプローチを採用したジーン・シューメーカーは、月の体系的な研究を天文学者から月の地質学者の手にしっかりと委ねた。^{[ 28 ]}

月面における最も顕著な地質学的プロセスは、衝突によるクレーター形成です。クレーターは、小惑星や彗星などの固体天体が高速で月面に衝突した際に形成されます（月面における平均衝突速度は約17km  /秒です）。衝突の運動エネルギーによって圧縮衝撃波が発生し、衝突地点から放射状に広がります。続いて希薄波が発生し、クレーター内の噴出物の大部分を外へ押し出します。最後に、クレーター底が流体力学的に反発し、中央に隆起部が形成されることがあります。

これらのクレーターは、月の表面全体に連続的に様々な直径で現れ、小さな窪みから、直径約2,500 km、深さ13 kmにも及ぶ巨大な南極エイトケン盆地まで、その大きさは多岐にわたります。大まかに言えば、月面における衝突クレーター形成の歴史は、時間の経過とともにクレーターの大きさが小さくなる傾向を示しています。特に、最大の衝突盆地は初期の時代に形成され、その後、より小さなクレーターが次々と重なっていきました。特定の表面におけるクレーター直径のサイズ頻度分布（SFD）（つまり、直径の関数としてのクレーターの数）は、おおよそべき乗則に従い、クレーターの大きさが小さくなるにつれてクレーターの数が増加するという関係にあります。この曲線の垂直位置は、表面の年齢を推定するために利用できます。  

最も新しい衝突痕は、鋭い縁など明確な特徴によって区別されます。小さなクレーターは椀状の形になる傾向がありますが、大きな衝突痕は中央に隆起した山頂と平坦な底面を持つことがあります。大きなクレーターは一般的に内壁に沿って地滑り地形が見られ、段丘や岩棚を形成することがあります。最大の衝突盆地である多重リング盆地には、隆起した物質の二次的な同心円状の環が見られることもあります。

衝突過程によって高反射率物質が掘り出され、クレーター、噴出物、および光線系は当初明るく見える。宇宙風化作用によってこの物質の反射率は徐々に低下し、光線は時間とともに薄れていく。クレーターとその噴出物は、微小隕石やより小さな衝突による侵食を徐々に受ける。この侵食作用によってクレーターの地形は丸みを帯び、滑らかになる。クレーターは他の衝突による噴出物で覆われることもあり、地形が水没したり、中央のピークが埋没したりすることもある。

大規模な衝突によって噴出される物質には、地表に再衝突して二次クレーターを形成する大きな塊が含まれることがあります。これらのクレーターは、はっきりと識別できる放射状のパターンで形成されることがあり、一般的に同じ大きさの一次クレーターよりも浅い深さになります。場合によっては、これらの塊が一列に並んで衝突し、谷を形成することもあります。これらは、衝突体が衝突前に分裂して形成される線状のクレーター列であるカテナ（クレーターチェーン）とは区別されます。

一般的に、月のクレーターはほぼ円形です。NASAエイムズ研究センターの実験室実験では、非常に低い角度の衝突でも円形のクレーターが形成される傾向があり、楕円形のクレーターは衝突角度が5度未満で形成され始めることが実証されています。ただし、低い角度の衝突では、クレーターの中心からずれた中央のピークが形成されることがあります。さらに、斜め衝突による噴出物は、衝突角度によって特徴的なパターンを示します。約60°から非対称性が始まり、約45°から、飛翔体の方向にある噴出物のない楔形の「回避ゾーン」が現れます。^{[ 29 ]}

暗色ハロークレーターは、衝突によって地表下のアルベドの低い物質が掘り出され、その暗い噴出物が主クレーターの周囲に堆積することで形成されます。これは、海に見られるような暗い玄武岩質の物質の領域が、後に高地のより遠方の衝突によって生じた明るい噴出物で覆われた場合に起こり得ます。この覆いによって下の暗い物質が隠され、その後、後続のクレーターによって掘り出されるのです。

最大規模の衝突では、溶融岩石の溶融層が形成され、地表の一部を覆うほどの厚さは1キロメートルにも達することがあった。こうした衝突溶融物の例は、オリエンターレ海衝突盆地の北東部で見ることができる。

月の表面は、数十億年にわたり、大小さまざまな小惑星や彗星の物質との衝突にさらされてきました。時間の経過とともに、これらの衝突プロセスによって表面物質は粉砕され、「庭園化」され、レゴリスと呼ばれる細かい粒子の層が形成されました。月のレゴリスの厚さは、若い月の海の下では2メートル（6.6フィート）ですが、月の高地の最も古い表面の下では最大20メートル（66フィート）に達します。レゴリスは主にその地域で見られる物質で構成されていますが、遠くの衝突クレーターから噴出した物質の痕跡も含まれています。メガレゴリスという用語は、地表近くのレゴリス層のすぐ下にある、激しく破砕された岩盤を表すのによく使われます。  

レゴリスには岩石、元の岩盤からの鉱物の破片、衝突時に形成されたガラス質の粒子が含まれています。月のレゴリスの大部分では、粒子の半分はガラス質の粒子によって融合された鉱物の破片でできており、これらの物体は凝集物と呼ばれます。レゴリスの化学組成は場所によって異なり、高地のレゴリスは、その地域の岩石と同様に、アルミニウムとシリカが豊富です。 ^{[ 30 ]}海のレゴリスは、鉄とマグネシウムが豊富で、シリカが少なく、これはレゴリスを形成する玄武岩質の岩石と同様です。

月面レゴリスは、太陽の歴史に関する情報も蓄積しているため、非常に重要です。太陽風を構成する原子（主に水素、ヘリウム、ネオン、炭素、窒素）は月面に衝突し、鉱物粒子に取り込まれます。レゴリスの組成、特に同位体組成を分析することで、太陽活動が時間とともに変化してきたかどうかを判断することが可能です。太陽風のガスは、酸素、水素（水）、炭素、窒素が生命維持に不可欠であるだけでなく、燃料生産にも非常に有用であるため、将来の月面基地にとって役立つ可能性があります。また、月面レゴリスの組成は、その起源を推測するためにも利用できます。

月の溶岩洞は、将来の月基地を建設する上で潜在的に重要な場所を形成し、その基地は局所的な探査や開発に利用されるか、あるいは月を超えた探査のための人間の前哨基地として利用される可能性がある。月の溶岩洞の可能性は、文献や論文で長年提案され議論されてきた。^{[ 31 ]}月面にある無傷の溶岩洞は、頻繁な隕石の衝突、高エネルギーの紫外線や高エネルギー粒子、極端な日中の温度変化など、月面の厳しい環境からの避難所として機能する可能性がある。^{[ 32 ] [ 33 ] [ 34 ]}月周回探査機ルナー・リコネッサンス・オービターの打ち上げ後、多くの月の溶岩洞が画像化されている。^{[ 35 ]}これらの月の穴は、マリウス丘陵、インゲニイの海、静かの海など、月のいくつかの場所で発見されている。

アポロ計画では380.05キログラム（837.87ポンド）の月面物質が持ち帰られ^{[ 38 ]}、そのほとんどはテキサス州ヒューストンの月面受入研究所に保管されている。また、無人ソ連ルナ計画では326グラム（11.5オンス）の月面物質が持ち帰られた。これらの岩石は、月の地質学的進化を解明する上で非常に貴重なものであることが証明されている。月の岩石は、大部分が地球で見られるのと同じ一般的な岩石形成鉱物、例えばカンラン石、輝石、斜長石（灰長石）で構成されている。斜長石は主に月の地殻に見られるが、輝石とカンラン石は一般的に月のマントルに見られる。^{[ 39 ]}イルメナイトという鉱物は、一部の月の海玄武岩に非常に豊富に存在し、アルマコライト（アポロ11号の乗組員であるアームストロング、アルドリン、コリンズの3人にちなんで命名）という新しい鉱物が月のサンプルから初めて発見されました。  

海域は主に玄武岩で構成されているのに対し、高地地域は鉄分が少なく、主にカルシウムに富む斜長石からなる岩石である斜長岩で構成されています。地殻のもう1つの重要な構成要素は、トロクトライト、ノーライト、KREEP玄武岩などの火成Mg系列岩石です。これらの岩石はKREEPの岩石成因に関連していると考えられています。

月面の複合岩は、しばしば角礫岩の形で現れる。これらの角礫岩は、形成過程に応じて、破砕角礫岩、粒状角礫岩、衝突溶融角礫岩に分類される。低カリウム組成のフラ・マウロに代表される苦鉄質衝突溶融角礫岩は、典型的な上部地殻斜長岩よりも鉄とマグネシウムの割合が高く、KREEPの含有量も多い。

月の高地の岩石と比較した玄武岩の主な特徴は、カンラン石と輝石の含有量が多く、斜長石の含有量が少ないことです。地球の玄武岩よりも鉄分が多く、粘度も低くなっています。中には、イルメナイトと呼ばれる鉄チタン酸化物を多く含むものもあります。最初に採取された岩石にはイルメナイトやその他の関連鉱物が高濃度で含まれていたため、「高チタン」玄武岩 と呼ばれました。アポロ12号ミッションでは、チタン濃度が低い玄武岩が地球に持ち帰られ、これらは「低チタン」玄武岩と呼ばれました。ソ連のロボット探査機を含むその後のミッションでは、さらにチタン濃度が低い玄武岩が持ち帰られ、これらは現在「極低チタン」玄武岩と呼ばれています。クレメンタイン宇宙探査機が送ってきたデータによると、海玄武岩にはチタン濃度の連続性があり、濃度が最も高い岩石ほど存在量が少ないことが示された。

地球と比較すると、月は弱い外部磁場を持っています。その他の重要な違いとしては、月は現在双極子磁場（核の地磁気ダイナモによって生成される磁場）を持たず、存在する磁化はほぼ完全に地殻由来である点が挙げられます。ある仮説では、地殻磁化は月の歴史の初期、地磁気ダイナモがまだ機能していた時期に獲得されたとされています。しかし、月の核が小さいことが、この仮説の潜在的な障害となっています。あるいは、月のような大気のない天体への衝突過程で一時的な磁場が生成される可能性もあります。これを裏付けるものとして、最大の地殻磁化は最大の衝突盆地の対蹠点付近に位置していることが指摘されています。月は地球のような双極子磁場を持っていませんが、回収された岩石の中には強い磁化を持つものがあります。さらに、軌道上からの測定によると、月の表面の一部は強い磁場と関連していることが示されています。