月の地質学

月の地質学（月相学と呼ばれることもあるが、後者はより一般的には「月の科学」を指す）は地球のそれとは全く異なる。月には真の大気がなく、自由酸素と水がないため、天候による浸食はない。その代わりに、微小隕石による月面の衝突によって表面ははるかにゆっくりと浸食される。^[1]月にはプレートテクトニクスの形態は知られておらず、^[2]重力は低く、サイズが小さいため、冷却が速い。^[3]衝突に加えて、月面の地形は火山活動によって形作られており、^{[4] [5]}現在では5000万年未満前に終わったと考えられている。^[6]月は地殻、マントル、核を持つ分化した天体である。^[7]

月の地質学的研究は、地球上の望遠鏡による観測、軌道上の宇宙船による測定、月のサンプル、地球物理学的データの組み合わせに基づいています。 1969年から1972年にかけてのアポロ計画の有人着陸では、6か所から直接サンプルが採取され、382キログラム（842ポンド）の月の岩石と月の土壌が地球に持ち帰られました^[8]。さらに、3機のソ連のロボット 月探査機がさらに301グラム（10.6オンス）のサンプルを持ち帰り、^{[9] [10] [11]}、中国のロボット嫦娥5号は2020年に1,731グラム（61.1オンス）のサンプルを持ち帰りました。^[12]

月は、地質学的背景がわかっているサンプルがある唯一の地球外天体です。地球上では少数の月の隕石が確認されていますが、その起源となるクレーターは月面上では不明です。月の表面のかなりの部分は調査されておらず、多くの地質学的疑問が未解決のままです。

月の表面に存在することが知られている元素には、酸素(O)、ケイ素(Si)、鉄(Fe)、マグネシウム(Mg)、カルシウム(Ca)、アルミニウム(Al)、マンガン(Mn)、チタン(Ti) などがあります。特に豊富なのは酸素、鉄、ケイ素です。酸素含有量は 45% (重量比) と推定されています。炭素(C) と窒素(N) は、太陽風による堆積により微量しか存在しないようです。

長い間、月の歴史に関する根本的な疑問はその起源であった。初期の仮説には、地球からの核分裂、捕獲、共集積などが含まれていた。今日では、巨大衝突仮説が科学界で広く受け入れられている。^[15]

月の地質学的な歴史は、月の地質年代尺度と呼ばれる6つの主要な時代に定義されています。約45億年前から、^{[16]新しく形成された月は}溶融状態にあり、地球に非常に近い軌道を回っていたため、潮汐力が発生しました。^[17]これらの潮汐力により、溶融体は長軸が地球を向いた楕円体に変形しました。

月の地質学的進化における最初の重要な出来事は、地球近傍のマグマの海の結晶化であった。その深さは正確にはわかっていないが、いくつかの研究では深さが約 500 km 以上であると示唆されている。この海で最初に形成された鉱物は、鉄とマグネシウムのケイ酸塩鉱物である オリビンと輝石であった。これらの鉱物は周囲の溶融物質よりも密度が高かったため、沈んだ。結晶化が約 75% 完了した後、密度の低い斜長岩質 の斜 長石が結晶化して浮上し、厚さ約 50 km の斜長岩質地殻を形成した。マグマの海の大半は急速に (約 1 億年以内) 結晶化したが、最後に残ったKREEPに富むマグマは、非相溶性元素と発熱元素を非常に多く含み、数億年 (あるいは 10 億年) にわたって部分的に溶融したままであった可能性がある。マグマオーシャンの最後の KREEP に富むマグマは、最終的に、現在Procellarum KREEP テレーンとして知られている独特の地質区であるOceanus Procellarumの領域とImbrium 盆地に集中したようです。

月の地殻が形成されてすぐに、あるいは形成されつつある最中に、マグネシウム質のノー ライトやトロクトライト^[18]を生み出す異なるタイプのマグマが形成され始めたが、これがどの深さで起こったのかは正確にはわかっていない。最近の理論では、マグネシウム質の深成岩活動は主にプロセラルム KREEP 地帯の領域に限定されており、これらのマグマは何らかの形で KREEP と遺伝的に関連しているが、その起源については科学界で依然として激しく議論されていると示唆されている。マグネシウム質の岩石の中で最も古いものは、約 385 億年前の結晶化年代である。しかし、地殻深部 (インブリウム盆地) で掘削された可能性のある最後の大規模な衝突も、現在より 385 億年前に発生している。したがって、マグネシウム質の深成岩活動はもっと長い間続いており、より若い深成岩が地表の深部に存在する可能性が高いと思われる。

月のサンプルの分析により、月の衝突盆地の多くは約4億年前から385億年前までの短期間に形成されたことが判明しているようです。この仮説は、月の大変動または後期重爆撃と呼ばれています。しかし、現在では、インブリウム衝突盆地（月面で最も新しい大規模な衝突盆地の1つ）からの噴出物が、アポロ着陸地点のすべてで見つかるはずであることが認識されています。そのため、いくつかの衝突盆地（特に蜜の海）の年代が、誤ってインブリウムと同じ年代に割り当てられている可能性があります。

月の海は、太古の洪水玄武岩噴火の証拠である。地上の溶岩と比較すると、これらの溶岩は鉄の含有量が多く、粘性が低く、チタンを豊富に含む鉱物イルメナイトの含有量が非常に高いものもある。玄武岩噴火の大部分は約30億年前から35億年前に発生したが、月の海サンプルの中には42億年前のものもある。最も新しいもの（クレーターを数える方法に基づく）は長い間10億年前のものだと考えられていたが、^[4] 2010年代の研究では、5000万年未満前の噴火の証拠が見つかっている。^{[6] [19]}海の火山活動とともに火砕噴火が起こり、溶融した玄武岩質物質が火山から数百キロ離れた場所まで吹き飛ばされた。月海の大部分は、表側の衝突盆地に関連する低地を形成したか、そこに流れ込んだ。しかし、嵐の大洋は既知の衝突構造には対応しておらず、月の裏側、南極エイトケン盆地内の最も低い標高は海にわずかに覆われているだけである (より詳細な説明については月の海を参照)。

隕石や彗星の衝突は、今日月に作用する唯一の急激な地質学的力であるが、月の異常月スケールでの地球の潮汐の変動は、応力の小さな変動を引き起こす。^[20]月の地層学で使用される最も重要なクレーターのいくつかは、この最近の時代に形成された。例えば、深さ3.76 km、半径93 kmのコペルニクスクレーターは、約9億年前に形成されたと推定されている（ただし、これは議論の余地がある）。アポロ17号のミッションは、ティコクレーターからの物質がサンプルを採取された可能性のある地域に着陸した。これらの岩石の研究は、このクレーターが1億年前に形成された可能性があることを示しているようだが、これも議論の余地がある。表面はまた、高エネルギー粒子、太陽風の注入、および微小隕石の衝突による宇宙風化を経験している。このプロセスにより、若いクレーターに関連する放射状システムは、周囲の表面のアルベドと一致するまで暗くなります。ただし、放射状物質の組成が下にある地殻物質と異なる場合 (「高地」放射状物質が海に付着した場合に発生する可能性があります)、放射状物質はより長い時間にわたって見える可能性があります。

1990年代に月探査が再開された後、月の冷却による収縮によって生じた断崖が世界中に存在することが発見されました。 ^[21]

月の地層の一番上には、放射状のクレーターからなるコペルニクス単位がある。^[22]その下には、衝突クレーターの形態が確立されているが、コペルニクスの放射状構造を欠いているクレーターで定義されるエラトステニアン単位がある。これら 2 つの単位は、月の表面の小さな点に存在している。地層のさらに下には、海単位 (以前はプロセラリア単位と呼ばれていた) と、インブリア盆地からの噴出物とテクトニクスに関連するインブリア単位がある。月の地層の一番下は、古いクレーター平原からなるプレネクタリアン単位である。^[23]

月の地形は、衝突クレーター、その噴出物、いくつかの火山、丘、溶岩流、溶岩で満たされた窪地によって特徴づけられます。

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で、テラエ（ラテン語で地球、陸地を意味する単数形terra）と名付けられ、暗い平原はマリア（ラテン語で海を意味する単数形mare）と呼ばれています。これは、17 世紀にこれらの名前を導入したヨハネス ケプラーにちなんで名付けられました。高地は斜長岩質で、マリアは玄武岩質です。マリアは「低地」と一致することがよくありますが、低地（南極エイトケン盆地内など）は必ずしも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が多くなっています。

月の火山活動の主な産物は、地球上の観測者にとって月の海という形で明らかです。これらは、低アルベド表面に対応する玄武岩質の 溶岩の大規模な流れで、月の表面のほぼ 3 分の 1 を覆っています。月の裏側では、海の火山活動の影響を受けたのはわずか数パーセントです。アポロ計画で確認される前から、ほとんどの科学者は、月面には溶岩流のパターンや溶岩洞に起因する崩壊があるため、月面は溶岩で満たされた平原であると考えていました。

海玄武岩の年代は、直接放射年代測定法とクレーターカウント法の両方によって決定されている。最も古い放射年代は約42億年（10億年前）で、最も新しい海の溶岩のほとんどは、クレーターカウントによって約1億年前と決定されている。最近の画像の解像度が向上したため、不規則な海のパッチと呼ばれる約70の小さな領域（各領域の幅はわずか数百メートルまたは数キロメートル）が海で発見されており、クレーターカウントによると、地質学的にはるか最近の過去（5000万年未満）に火山活動があった場所であることが示唆されている。^[6]体積的には、海の大部分は現在から約3億年から35億年前に形成された。最も新しい溶岩は嵐の大洋内で噴火したが、最も古いもののいくつかは裏側にあるようだ。衝突クレーターの密度が低いことを考えると、海は周囲の高地よりも明らかに新しい。

海の大部分は、月の表側にある低い衝突盆地内で噴火したか、そこに流れ込んだ。しかし、衝突盆地は月の埋め立て地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の間に因果関係があるとは考えにくい。さらに、月の海の火山活動の最大の広がりである嵐の大洋は、既知の衝突盆地のいずれにも該当しない。海が表側でのみ噴火した理由は、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節する働きをするかもしれないが、この仮説では、地殻が嵐の大洋よりも薄い裏側の南極-エイトケン盆地が火山噴出物でわずかにしか満たされなかった理由を説明できない。

海に関連する別の種類の堆積物は、高地地域も覆っていますが、「ダーク マントル」堆積物です。これらの堆積物は肉眼では見ることができませんが、望遠鏡や軌道を周回する宇宙船から撮影された画像で見ることができます。アポロ計画の前に、科学者は、それらが火砕噴火によって生成された堆積物であると予測しました。一部の堆積物は、暗く細長い灰の円錐と関連しているように見え、火砕物という考えを補強しています。火砕噴火の存在は、地球上の火砕噴火で見つかるものと似たガラス球の発見によって後に確認されました。

月の玄武岩の多くには、表面の真空状態でマグマからガス泡が溶け出して形成された、気泡と呼ばれる小さな穴があります。これらの岩石からどのようなガスが漏れ出したのかは正確にはわかっていませんが、一酸化炭素がその候補の 1 つです。

火砕ガラスのサンプルは、緑、黄色、赤の色合いをしています。色の違いは岩石に含まれるチタンの濃度を示しており、緑の粒子は最も濃度が低く（約 1%）、赤の粒子は最も濃度が高く（最大 14%、最も濃度が高い玄武岩よりもはるかに高い）、なっています。

月のリルは、局所的な溶岩チャネルの形成によって生じることがある。これらは一般に、曲がりくねった、弓状、または直線状の3つのカテゴリに分類される。これらの曲がりくねったリルを源までたどると、古い火山の火口につながることが多い。最も有名な曲がりくねったリルの1つは、嵐の大洋の東端に沿ったアリスタルコス台地にあるシュローテリ峡谷である。曲がりくねったリルの例は、アポロ15号の着陸地点であるリマ・ハドレーにあり、インブリウム盆地の縁にある。ミッションの観察に基づいて、このリルは火山活動によって形成されたと一般的に考えられているが、このトピックはミッションが行われる前から長らく議論されてきた。

月面の特定の場所には、リュムカー山などのさまざまな楯状火山が見られる。これらは、局所的な噴火口から噴出した比較的粘性の高い、おそらくシリカを多く含む溶岩によって形成されたと考えられている。その結果できた月のドームは、中央に向かって数百メートルの緩やかな傾斜を持つ、幅広で丸みを帯びた円形の地形である。その直径は通常 8～12 km だが、最大で 20 km に達することもある。ドームの中には、頂上に小さな穴があるものもある。

しわ状の尾根は、海内部の圧縮地殻変動によって形成された地形です。これらの地形は表面の座屈を表し、海の各所に長い尾根を形成します。これらの尾根の一部は、海の下にある埋没したクレーターやその他の地形の輪郭を描いている場合があります。輪郭が描かれた地形の代表的な例は、レトロンヌ クレーターです。

グラベンは伸張応力を受けて形成される地殻構造です。構造的には、2 つの正断層と、その間にある下向きのブロックから構成されています。グラベンのほとんどは、月の海の中で大きな衝突盆地の縁付近に見られます。

月のクレーターが衝突によってできたという説が広く受け入れられるようになったのは、1960年代になってからである。この認識によって、月の衝突史は、地質学的に「重なり合う」という原理によって徐々に解明されるようになった。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る場合、それは新しいクレーターでなければならない。クレーターが受けた侵食の程度も、その年齢を知る手がかりとなるが、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引き離し、月地質学者の手に委ねた。^[24]

衝突クレーターは、月面で最も顕著な地質学的プロセスです。クレーターは、小惑星や彗星などの固体が高速で表面に衝突したときに形成されます (月面の平均衝突速度は毎秒約 17 km)。衝突の運動エネルギーによって圧縮衝撃波が生成され、衝突地点から放射状に広がります。その後に希薄波が発生し、これがクレーターから噴出物のほとんどを押し出します。最後に、底面の流体力学的反発により、中央のピークが形成されることがあります。

これらのクレーターは、月の表面全体に直径の連続体として現れ、その大きさは、小さな穴から、直径約 2,500 km、深さ 13 km の巨大な南極エイトケン盆地までさまざまです。ごく一般的に言えば、月の衝突クレーターの歴史は、クレーターのサイズが時間とともに減少する傾向を示しています。特に、最大の衝突盆地は初期に形成され、それに小さなクレーターが次々と重ねられました。特定の表面上の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、クレーターの数が増えるとクレーターのサイズが減少するというべき乗法則にほぼ従います。この曲線の垂直位置を使用して、表面の年齢を推定できます。

最近の衝突は、鋭い縁など、はっきりとした特徴によって区別されます。小さなクレーターはボウル型になる傾向がありますが、大きな衝突では中央の山頂と平らな底を持つことがあります。大きなクレーターでは、一般的に内壁に沿って陥没した特徴が見られ、テラスや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では、隆起した物質の二次的な同心円状のリングが形成されることもあります。

衝突の過程では、アルベドの高い物質が掘り出され、クレーター、噴出物、放射状の放射状構造は当初は明るい外観になります。宇宙風化の過程では、この物質のアルベドが徐々に低下し、放射状放射状構造は時間とともに薄れていきます。クレーターとその噴出物は、微小隕石や小規模な衝突による衝撃侵食を徐々に受けます。この侵食プロセスにより、クレーターの地形は柔らかくなり、丸くなります。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、中央の山頂が埋もれたりすることもあります。

大きな衝突による噴出物には、大きな物質の塊が含まれることがあり、これが表面に再衝突して二次衝突クレーターを形成します。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、通常、同じサイズ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、衝突前に衝突体が崩壊したときに形成されるクレーターの直線的な連なりであるカテナまたはクレーター 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 のエイムズ研究センターの実験では、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 度未満になると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、クレーターの中心点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、斜めの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。60 度あたりから非対称が始まり、45 度あたりから発射体が来た方向に噴出物のないくさび形の「回避ゾーン」が始まります。^[25]

暗色ハロークレーターは、衝突によって表面下のアルベドの低い物質が掘り出され、この暗い噴出物がメインクレーターの周囲に堆積したときに形成されます。これは、海で見られるような暗い玄武岩質物質の領域が、高地でのより遠い衝突によって生じた明るい噴出物で後に覆われたときに発生することがあります。この覆いによって、下の暗い物質が隠され、後に次のクレーターによって掘り出されます。

最も大規模な衝突では、溶融岩の溶融シートが作られ、地表の一部を 1 キロメートルの厚さで覆った。このような衝突溶融の例は、東の海の衝突盆地の北東部で見ることができる。

月の表面は、数十億年にわたって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り表面の物質が粉砕され、「ガーデン化」され、レゴリスと呼ばれる細粒の層が形成されました。月のレゴリスの厚さは、若い海の下の 2 メートル (6.6 フィート) から、月の高地の最も古い表面の下の最大 20 メートル (66 フィート) までさまざまです。レゴリスは主にその地域で見つかった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、表面近くのレゴリス層の真下にある、ひどく破砕された岩盤を表すためによく使用されます。

レゴリスには、岩石、元の岩盤の鉱物の破片、衝突時に形成されたガラス質の粒子が含まれています。月のレゴリスのほとんどでは、粒子の半分はガラス質の粒子によって融合し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ています。レゴリスの化学組成は場所によって異なります。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。 ^[26]海のレゴリスは鉄とマグネシウムが豊富で、シリカは少なく、それが形成された玄武岩 も同様です。

月のレゴリスは、太陽の歴史に関する情報も保存されているため、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、月面に衝突して鉱物粒子に挿入されます。レゴリスの組成、特に同位体組成を分析すると、太陽の活動が時間とともに変化したかどうかを判断できます。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、燃料の生産にも非常に役立つ可能性があるため、将来の月面基地に役立つ可能性があります。月のレゴリスの組成を使用して、その発生源を推測することもできます。

月の溶岩洞窟は、将来の月面基地建設の潜在的に重要な場所を形成し、地元の探査や開発に、または月を越えて探査するための人間の前哨基地として使用される可能性があります。月の溶岩洞窟の可能性は、文献や論文で長い間示唆され、議論されてきました。^[27]月にある無傷の溶岩洞窟は、頻繁な隕石の衝突、高エネルギー紫外線とエネルギー粒子、極端な日中の気温変化など、月面の厳しい環境からのシェルターとして機能する可能性があります。^{[28] [29] [30]}ルナー・リコネッサンス・オービターの打ち上げ後、多くの月の溶岩洞窟が撮影されました。^{[31]これらの月のピットは、}マリウス丘陵、知恵の海、静かの海など、月中のいくつかの場所で発見されています。

アポロ11号が持ち帰った最初の岩石は玄武岩だった。ミッションは静かの海に着陸したが、高地から来た数ミリの岩石の破片が回収された。これらは主に斜長石で構成され、一部の破片は灰長石のみで構成されていた。これらの鉱物の破片の特定により、月の大部分はかつて溶融しており、このマグマの海の結晶化によって地殻が形成されたという大胆な仮説が立てられた。

仮説上の巨大衝突イベントの自然な結果として、月を形成するために再集積した物質は高温であったに違いありません。現在のモデルでは、月の形成直後に月の大部分が溶融したと予測されており、このマグマの海の深さは約 500 km から完全に溶融するまでの範囲に及んでいます。このマグマの海の結晶化により、組成が異なる地殻とマントルを持つ分化した天体が生じ、月の岩石の主要な群が説明されます。

月のマグマオーシャンの結晶化が進むにつれて、カンラン石や輝石などの鉱物が沈殿して沈み、月のマントルを形成した。結晶化が約4分の3完了した後、斜長石が結晶化し始め、密度が低いため浮いて斜長石地殻を形成した。重要なことは、結晶化が進むにつれて、相容れない元素（すなわち、優先的に液相に分配される元素）が次第にマグマに濃縮され、当初は地殻とマントルの間に挟まれていたはずのKREEPに富むマグマを形成したということである。このシナリオの証拠は、月の高地地殻の高度な斜長石組成と、KREEP に富む物質の存在から得られる。さらに、アポロ14号のサンプルのジルコン分析は、月の地殻が45億1000万±0.1億年前に分化したことを示唆している。^[32]

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、^[33]そのほとんどはテキサス州ヒューストンの月受入研究所に保管されており、無人だったソ連のルナ計画では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であることが証明されている。月の岩石の大部分は、地球上で見られるのと同じ一般的な岩石形成鉱物、例えばオリビン、輝石、斜長石（灰長石）でできている。斜長石は主に月の地殻に見られ、輝石とオリビンは典型的には月のマントルに見られる。^[34]鉱物イルメナイトは海の玄武岩に非常に豊富に含まれており、アポロ11号の乗組員3人、アームストロング、アルドリン、コリンズにちなんで名付けられたアマルコライトという新しい鉱物が初めて月のサンプルで発見されました。

海は主に玄武岩でできているのに対し、高地は鉄分が少なく、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できています。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Mg 群火成岩です。これらの岩石は、 KREEPの岩石生成に関係していると考えられています。

月面の複合岩は、角礫岩の形で現れることが多い。角礫岩は、形成された方法によって、破片状角礫岩、粒状角礫岩、衝突溶融角礫岩と呼ばれる。低カリウムフラマウロ組成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 の含有量も高い。

月の高地の岩石と比較した玄武岩の主な特徴は、玄武岩にはオリビンと輝石が多く含まれ、斜長石が少ないことです。地球の玄武岩よりも鉄分が豊富で、粘性も低いです。中には、イルメナイトと呼ばれる鉄チタン酸化物が多く含まれるものもあります。最初の岩石 サンプルには、イルメナイトやその他の関連鉱物が多く含まれていたため、「高チタン」玄武岩という名前が付けられました。アポロ 12 号のミッションでは、チタン濃度の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、さらに低濃度の玄武岩が持ち帰られ、現在では「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返したデータによると、海の玄武岩にはチタンの濃度が連続的に存在し、最も濃度の高い岩石ほどチタンの含有量が少ないことがわかった 。

現在の月の内部モデルは、有人アポロ計画ミッション中に残された地震計と、月の重力場および自転の調査に基づいて導き出されました。

月の質量は内部の空隙をなくすのに十分なので、月全体が固体の岩石でできていると推定される。その低い嵩密度 (約 3346 kg m ⁻³ ) は金属含有量が少ないことを示している。質量と慣性モーメントの制約から、月の鉄核の半径は約 450 km 未満である可能性が高い。さらに、月の物理的な秤動 (自転に対する小さな摂動) の研究では、核がまだ溶融していることが示されている。ほとんどの惑星と衛星の鉄核は、本体の約半分の大きさである。したがって、月は核の大きさが半径の約 4 分の 1 しかないという点で異常である。

月の地殻は平均して約50kmの厚さである（ただし、これは約±15kmの不確実性がある）。月の裏側の地殻は、表側の地殻よりも平均して約15km厚いと推定されている。^[35]地震学では、地殻の厚さはアポロ12号とアポロ14号の着陸地点付近のみに限定されている。アポロ時代の初期の分析では、この場所の地殻の厚さは約60kmであると示唆されていたが、このデータの最近の再分析では、約30〜45kmとより薄いことが示唆されている。

地球と比較すると、月の外部磁場は弱い。その他の重要な違いは、月は現在双極磁場を持たず（コアの地球ダイナモによって生成されるような）、存在する磁化はほぼ完全に地殻起源であるという点である。地殻磁化は、地球ダイナモがまだ作動していた月の歴史の初期に獲得されたという仮説がある。しかし、月のコアが小さいことがこの仮説の潜在的な障害となっている。あるいは、月のような空気のない天体への衝突プロセス中に一時的な磁場が生成される可能性もある。これを裏付けるように、最大​​の地殻磁化は、最大の衝突盆地の反対側の近くにあるように見えることが指摘されている。月には地球のような双極磁場はないが、地球に戻ってきた岩石の中には強い磁化を持つものがある。さらに、軌道からの測定では、月の表面の一部が強い磁場と関連していることが示されている。

• 月の地質年代
• 月の資源
• 月面写真
• 一時的な月の現象

引用文献

科学的参考文献

一般的な参考文献

• 月面上のアポロ: 軌道からの眺め、Wayback Machineに 2014-10-07 にアーカイブ、編集者 Harold Masursky、GW Colton、Farouk El-baz、NASA SP-362。
• エリック・ダグラス、月面の地質学的プロセス
• 月サンプル情報 (JSC)
• アポロ月面ジャーナル (NASA) 2008-12-16 にWayback Machineでアーカイブ
• 月惑星研究所: 月の探査
• クレメンタイン月画像ブラウザ
• Ralph Aeschliman 惑星地図作成とグラフィックス: 月の地図 2004-02-06 にWayback Machineでアーカイブ
• 月の重力、地形、地殻の厚さアーカイブ 2015-02-13ウェイバックマシンにアーカイブ
• 月惑星研究所: 月の地図と写真コレクション
• 顕微鏡で見る月の岩石 2007年8月22日閲覧
• 惑星科学研究の発見における月に関する記事
• デマにまたもや衝撃：月面に人間の痕跡
• 月の可視範囲と地形図
• 動画 (04:56) – 4K で見る月 (NASA、2018 年 4 月) YouTube