Femti år siden første månelanding:
Den geovitenskapelige arven fra Apolloprogrammet

Publisert

20. juli 1969 landet Eagle-fartøyet fra Apollo-11 med astronautene Niel Armstrong og Buzz Aldrin i den sørvestlige delen av Mare Tranquilitatis (Stillhetens hav). Prøvene de brakte tilbake ga en umiddelbar omveltning i kunnskapen om Jorda og naboplanetene. Den viktigste oppdagelsen var at planetene var så varme mens de vokste at de var nesten fullstendig smeltet. I dette "magmahavet" ble tunge og jerndominerte metall-kjerner utskilt fra den lettere steinsmelten som gradvis størknet til lagdelte planeter.

Figur1a. Månens forside med landingsstedene for Apollo-ferdene. Klikk for forstørret utgave. (Figur: NASA / GSFC/ Arizona State Univ. Lunar Reconnaisance Orbiter)
Figur1a. Månens forside med landingsstedene for Apollo-ferdene. Klikk for forstørret utgave. (Figur: NASA / GSFC/ Arizona State Univ. Lunar Reconnaisance Orbiter)
Figur 1b. Månens bakside med landingsstedet for det kinesiske fartøyet Chang'E-4. Klikk for forstørret utgave. (Figur: NASA / GSFC/ Arizona State Univ. Lunar Reconnaisance Orbiter)
Figur 1b. Månens bakside med landingsstedet for det kinesiske fartøyet Chang'E-4. Klikk for forstørret utgave. (Figur: NASA / GSFC/ Arizona State Univ. Lunar Reconnaisance Orbiter)

Krystallisering av magmahavet

De geologiske prosessene de siste 3-4 milliarder år har i liten grad omformet Månen, som i motsetning til Jorda ble mer avkjølt og inaktiv på et tidlig stadium. Derfor kan vi se sporene etter det tidlige magmahavet på Månen's forside selv uten kikkert (Fig. 1, a og b). Før Apollo-11 antok mange geologer at de mørke "havene" (mare-områdene) var dekket med basaltlava. Det kom imidlertid som en stor og revolusjonerende overraskelse at det lyse høylandet består av av bergarten anortositt. Bergarten domineres av det lette feltspat-mineralet plagioklas som fløt opp i magmahavet og dannet en 40-90 km tykk skorpe på overflaten.

Krystalliseringen av magmahavet er illustrert i Fig. 2. Først krystalliserte de tunge mineralene olivin og ortopyroksen som sank til bunns. Disse mineralene er spesielt magnesiumrike, og forholdet jern/magnesium er tre ganger så høyt i steinsmelten som i mineralene. Ved krystalliseringen av olivin og ortopyroksen ble den gjenværende steinsmelten i magmahavet jern-rik og tung. På det neste stadiet (midt-figuren) kunne dermed de lette plagioklas-krystallene flyte mot overflaten og danne den tykke anortosittskorpen i høylands-områdene.

Figur 2. Tre stadier i krystalliseringen av Månens magmahav. Klikk for forstørret utgave. (Figur: Reidar G. Trønnes)
Figur 2. Tre stadier i krystalliseringen av Månens magmahav. Klikk for forstørret utgave. (Figur: Reidar G. Trønnes)

Mot slutten av magmahav-krystalliseringen ble smelten sterkt anriket på jern, titan og mange andre grunnstoffer som ikke liker seg i vanlige mineraler. Etter dannelsen av tunge steinlag med mineralene ilmenitt og klinopyroksen, størknet til slutt restene av magmahavet som KREEP-stein (se Fig. 2).

Hvordan vet vi dette?

Mare-basaltene gir vitnesbyrd om de ulike steinlagene fra magmahavet. Den kjemiske spennvidden i basalt-lavaene er mange ganger så stor som hos jordiske basalter og gjenspeiler oppsmelting av en mantel som er dårlig blandet ved mantelstrømning (konveksjon). Jordas mantel som inneholder litt mer vann (hydrogen), har mindre seighet og er bedre blandet ved konveksjon, akkurat som vi blander mel, sukker, egg, etc. til en homogen kakedeig. Faste materialer som isbreer og stein-mantlene i Jorda og Månen kan også "flyte" ved sakte deformasjon og omkrystallisering. Vi ser at isbreer siger nedover fjellsider og at Jordas overflate buler opp over oppstigende dype søyle-strømmer under vulkanøyer som Island, Azorene, Kanariøyene og Hawaii.

Månens asymmetriske struktur og bindingen til Jorda

De Jordlignende planetene Merkur, Venus, Jorda, Månen, Mars og asteroiden Vesta har alle en tung jernkjerne, omgitt av en stein-mantel med en lett steinskorpe ytterst. Som vist i Fig. 3 har Månen en tykk og lett høylands-skorpe på baksiden og en tynn skorpe med tunge marebasalt-områder på forsiden. Tyngden (tettheten) nær overflaten er derfor størst på forsiden, som trekkes mot Jorda. Månen har dermed en bundet rotasjon der omløpsperioden på en måned er identisk med rotasjonsperioden. Jordas ankerpunkt midt på forsiden og det motsatte punket på baksiden (anti-ankerpunktet) er vist på figuren.

Figur 3. Månens skorpetykkelse, topografi og tetthet. Klikk for forstørret utgave. (Figur: Reidar G. Trønnes)
Figur 3. Månens skorpetykkelse, topografi og tetthet. Klikk for forstørret utgave. (Figur: Reidar G. Trønnes)

Månens skorpe-struktur ble dannet allerede på magmahav-stadiet, fordi marebasaltområdet på forsiden i hovedsak faller sammen med et område med høye konsentrasjoner av KREEP-grunnstoffene, inkludert de radioaktive grunnstoffene thorium og uran. Dette området er godt kartlagt fra romsonder i bane rundt Månen, og kalles Procellarum KREEP-terreng, PKT (Fig. 3). Hovedgrunnene til at marebasalt-vulkanismen var konsentrert innenfor og like utenfor PKT er trolig den tynne skorpen, kombinert med mye KREEP- materiale i den øvre mantelen, nettopp i dette området. Høy radioaktiv varmeutvikling og den lettsmeltelige sammensetningen til KREEP-materialet bidrar til oppsmeltingen.

Krystalliseringen av Månens magmahav var trolig påvirket av tyngdekraften fra Jorda. Den lette og tykke anortositt-skorpen ble konsentrert til høylandsområdet på baksiden der Jordas tyngdeeffekt var svakest. Samtidig ble det tunge gjenværende magmahavet konsentrert på Jord-siden av Månen. Dette førte til at de siste tunge steinlagene med klinopyroksen og ilmenitt og KREEP-steinen ble samlet på forsiden, særlig under PKT. En viktig mekanisme for oppsmelting i mantelen og marebasalt-vulkanismen for ca. 3700 millioner år siden er at disse tunge steinlagene øverst i mantelen sank og forårsaket konveksjon etter en periode med avkjøling og utjevning av temperaturen. Vi kan lett se (Fig. 1a og b) at mare-basaltene er yngre enn det det gamle høylandet som er pepret med små og store kratere. Mare-basaltene, som rant utover etter at den mest intense kollisjonsaktiviteten var over, har få kratere.

Månens dannelse, sammensetning og samvirkning med Jorda

Solsystemets dannelse er datert meget nøyaktig til 4567 (±0.3) millioner år for mineral-aggregater (Ca-Al-inneslutninger) i primitive meteoritter, ved hjelp av radioaktiv nedbrytning av uran til bly. Disse aggregatene ble til ved fordamping og kondensering av steinstøv i soltåka som følge av sterke magnetfelt fra den unge Sola. Senere har aggregatene ligget beskyttet og isolert i usmeltet støvmateriale ved lav temperatur, inntil dette meteoritt-materialet har falt ned på Jordoverflaten.

Månen ble dannet 60-100 millioner etter soltåkas begynnelse ved en kjempekollisjon mellom Jorda og en planet som vi kaller Theia. Slike kjempekollisjoner kan studeres eksperimentelt, i sjokkbølge-laboratorier, og ved numeriske modellberegninger. Kollisjonen førte til at steinmantlene til Jorda og Theia i stor grad fordampet og dannet en skive- og smultring-formet sky av steindamp, og etterhvert smelte, rundt Jorda. Denne dampskyen, som er vist i Fig. 4, kalles nå en "synestia" (Lock and Stewart, 2017, Journal of Geophyical Research). Mye av smelten falt tilbake til Jorda, men Månen vokste fra kondensert steinsmelte, og etterhvert faste partikler, i den ytterste delen av skyen. I begynnelsen var Månen svært nær Jorda, som da roterte omtrent 8 ganger raskere enn i dag, med en døgnlengde på 2-3 timer. Siden har Månen flyttet seg sakte utover, samtidig som banehastigheten er redusert. Den tapte rotasjons- og bevegelsesenergien i Jorda-Månen-systemet har gått over til friksjonsvarme knyttet til tidevann- og tide-Jord-effektene.

Figur 4. Illustrasjon av steindam (pskyen (synestia) etter Jorda-Theia-kollisjonen. (Figur: Reidar G. Trønnes)
Figur 4. Illustrasjon av steindam (pskyen (synestia) etter Jorda-Theia-kollisjonen. (Figur: Reidar G. Trønnes)

Erkjennelsen av at en slik dampsky (synestia) høyst sannsynlig etterfulgte Jorda-Theia-kollisjonen, kommer fra den påfallende kjemiske likheten mellom Jorda og Månen, særlig for bestemte isotopforhold hos grunnstoffer som oksygen, kalsium og titan. Det er usannsynlig at Jorda og Theia vokste i den samme sonen i soltåka og at de dermed hadde lik sammensetning. Dessuten er det uungåelig at Månen arvet mye Theia-materiale. En synestia av steindamp er derfor trolig påkrevet for effektiv homogenisering av materialet fra Theia og Jorda. En viktig forskjell mellom sammensetningene til Jorda og Månen er imidlertid at Månen er utarmet på en rekke flyktige grunnstoffer som natrium, kalium og rubidium, nettopp fordi Månen ble til ytterst i steindamp-skyen som hadde mistet mye av disse flyktige grunnstoffene.

Prøvene fra Apollo-ferdene

Det innsamlete prøvematerialet fra Apollo-ferdene er fremdeles den viktigste samlingen av steinmateriale fra Månen. Selv om vi etter 1982 har funnet flere meteoritter fra Månen, er de verdifulle Apollo-prøvene bedre stedfestet, dokumentert og lagret. Av en opprinnelig prøvemengde på 383 kg, har har samlingen ved Lunar Sample Laboratory Facility ved NASA Johnson Space Center fremdeles 52 kg som brukes på en meget forsiktig og kontrollert måte til forskning. Prøvemengden fra Apollo-ferdene økte jevnt, med 22, 34, 43, 77, 96 og 111 kg materiale fra henholdsvis Apollo-11, -12, -14, -15, -16 og -17. Geologen Harrison Schmitt, som gjorde sitt doktorgradsarbeid på Eiksundal-eklogitten på Sunnmøre og tilbrakte det første året av sitt forskningsstudium ved Mineralogisk-Geologisk museum ved Universitetet i Oslo, var kaptein på månelandings-farøyet Challenger på den siste og lengste Apollo-17-ferden. Sammen med Eugene Cernan tilbrakte han litt over tre døgn i Taurus Littrow Valley ved sørøst-grensen til Mare Serenitatis, og de brakte hjem det mest omdattende prøvematerialet og geologiske datamaterialet. Sovjetsamveldet sendte også flere ubemannede prøvetakings-fartøyer til Månen samtidig med Apolloprogammet. Luna-16, -20 og -24 brakte hjem en samlet pørøvemengde på 326 gram.

Månen er stort sett dekket av tykke "jordlag" som kalles regolitt. Regolitten inneholder massevis av friske steinfragmenter og nedknust støv fra den store mengden av små og store kollisjonskratere. Bortsett fra litt is i dype kratere nær polene, er Månens overflate knusktørr, og atmosfæretrykket er så lavt (0.3 nanoPascal) at overflaten i praksis er et såkalt ultra-høyvakuum. Derfor er det ingen kjemisk forvitring på Månen, men derimot termisk forvitring som følge av store temperaturforskjeller. Ved ekvator varierer natt- og dagtemperaturene med 290°C fra -173 til +117°C. Spektroskopiske målinger og enkel prøvetaking av regolitten gir derfor en usedvanlig god oversikt over den underliggende berggrunnen i et relativt stort område rundt prøvetakingsstedet. Utviklingen av gode verktøy for mikroanalyse, som f.eks. EMPA, SEM, TEM, LA-ICPMS, SIMS og nano-SIMS, muliggjør interessante undersøkelser av regolittprøvene fra Apollo-ferdene. En trenger lite materiale og meget små steinfragmenter for slike analyser og derfor vil det gjenværende prøvematerialet forbli verdifullt, også i de neste femti år.

Pågående kartlegging av Månen

Flere romsonder har besøkt Månen i løpet av de siste tiårene. De fleste har gått i bane, f.eks. Clementine (1994), SELENE (2007-2009) og Lunar Reconnaissance Orbiter (fra 2009 til idag). De to mest interessante robotiske månelandingsfartøyene de siste årene, som fremdeles er aktive, er de kinesiske Chang'e-3 (til Mare Imbrium, fra 2013) og Chang'e-4 (til Sørpolen-Aitken-bassenget på Månens bakside, fra 2018). Disse landingsfartøyene brakte med seg hvert sitt robotiske 6-hjuls kjøretøy (Yutu-1 og Yutu-2) med planlagt rekkevidde på ca. 10 km. Yutu-1 "døde" i 2016, mens Chang'e-4 og Yutu-2 fungerer utmerket foreløpig. For å muliggjøre kommunikasjon mellom Jorda og Månen's bakside bruker kineserne en relé-satelitt som går i en kort bane rundt Lagrange-punktet L2 for Sola-Jorda-Månen-systemet. [Tyngdekreftene fra Sola, Jorda og Månen er i balanse i Lagrange-punktene. Selv om Lagrange-punktene ikke inneholder noen masse, kan satelitter kan gå i baner rundt them.]

Sørpolen-Aitken-bassenget med en diameter på ca. 2500 km er tilsynelatende det eldste store krateret på Månen. De første spektroskopiske målingene av synlig og infrarød overflate-stråling fra Chang'e-4 og Yutu-2 ble publisert i Nature i mai, 2019. Målingene viser at regolitt-materialet inneholder mye olivin, i tillegg til ortopyroksen, som er de to hovedmineralene i bergarten peridotitt som ikke forekommer i Måne-skorpen, men derimot i mantelen. Dette bekrefter hypotesen om at kollisjonen som skapte Sørpolen-Aitken-bassenget var så kraftig at hele den tykke bakside-skorpen i dette krateret ble ødelagt slik at mantelmateriale ble avdekket og delvis utkastet.

Det teknologiske gjennombruddet og de viktige resultatene fra Chang'e-4, kombinert med flere robotiske og relavivt enkle romferder fra Japan (bl.a. SELENE), India, Luxemburg og Israel, viser at det er stor internasjonal interesse for og prestisje i videre utforskning av Månen. NASA (US National Aeronautics and Space Administration) har nylig engasjert tre ulike kommersielle selskaper for å utføre enkle Måneferder de neste årene. Et av disse selskapene tar, i samarbeid med NASA, sikte på å utvikle teknologi for innhenting av opp til 2 kg regolitt-materiale. En serie med slike enkle og robotiske prøvetakings-ferder til utvalgte steder på Månen vil ha stor vitenskapelig verdi. Systematisk innsamling av materiale fra steder på Månen som er vesentlige for å få utfyllende kunnskap, vil supplere det gjenværende Apollo-materialet på en optimal og kostnadseffektiv måte.

Relaterte artikler på forskning.no: