楊宏偉、趙文津：21世紀初期月球最新探測活動的主要成果

已有1065次閱讀 2013-6-13 15:59 | 個人分類: 科研筆記 | 系統分類: 科研筆記 | 關鍵詞:世紀

20 世紀探月高潮的科學成果已在《 New Views of the Moon 》（中文版《月球新觀》）中有了詳細的總結和歸納。21 世紀第一個 10 年國際上興起了新一輪探月活動高潮。先後有美國 LRO-LCROSS 、 GRAIL 衛星，日本SELENE-1 衛星和印度 Chandrayaan-1 衛星以及中國的嫦娥衛星進入探月軌道，獲得了大量的新的探測成果。

本文著重介紹這新一輪探月活動得到主要的新成果和新認識，如關於月球極區水冰探測、月球表面新的元素和礦物分佈、月球雷達探測下表面結構、月球高精度重力場的獲得及內部結構特徵新的認識等方面的內容。（摘要）

正文

      20 世紀 60 年代美國 Apollo 計劃和蘇聯 Luna 計劃帶回了大量的月球樣品，其中 Apollo 計劃獲得了381.7kg ， Luna 計劃獲得了 326g 的月岩樣品（ Bradley et al. 2006 ； Bradley et al. 2012 ），為後續月球探測提供了真實的地質約束。90 年代美國 Clementine 和 Lunar Prospector 計劃首次獲得了大量的近全月的遙感和重力數據。這些數據結合月岩樣品分析獲得了眾多的月球科學新觀點 ​​，如月球岩漿洋的提出與 KREEP 岩的認識就是眾多成果之一。Jolliff 等人已將這些成果詳細地總結在《 New Views of the Moon 》（中文版《月球新觀》）中（ Bradley et al. 2006 ； Bradley et al. 2012 ）。

      21 世紀前 12 年則是月球探測的新高潮。一系列探月衛星的發射又帶來了大量的月球新發現與新認識，其中包括有日本 SELENE-1 衛星（ 2007 ），中國 Chang'e-1 衛星（ 2007 ），印度 Chandrayaan-1 衛星（ 2008），美國 LRO-LCROSS 衛星（ 2009 ）、中國 Chang'e-2 衛星（ 2010 ），美國 GRAIL 衛星（ 2012 ）。與以前月球探測相比，新一輪探測利用了新的技術方法，獲得了更高精度的月球遙感和重力結果。最為矚目的成果是，印度 Chandrayaan-1 衛星搭載的 M3 探測器確認了月球極區水冰存在的真實性，隨後美國的 LRO 多台載荷和 LCROSS 衛星通過撞擊月球極區 Cabeus 坑（卡貝烏斯坑）進一步確認了水冰的存在與含量；美國的 LRO 和日本的 Kaguya 衛星探測並建立了月表元素和礦物分佈新的特徵，為月球演化提供新的啟示；日本 SELENE-1 衛星首次利用中繼衛星技術獲得了全月球重力模型，隨後 GRAIL 衛星利用雙星探測技術通過測量月球重力梯度建立更高精度的全月球重力場模型；月球 Kaguya 衛星還利用雷達探測技術探測到月球表面下幾百米深的水平層位信息。這些成果進一步深化了人們對月球結構和演化的認識。

下面將進一步對這些成果做一介紹：

1 ，關於月球極區水冰探測 Detection of water ice atlunar poles

      月球上有無水的存在，既有重大的科學意義又具有重大的實際意義。有了水既能提供人類生存所需的水資源，又能提供能源動力，可為在月球上建立永久基地創造基礎條件。過去， 1994 年， Clementine 和 Lunar Prospector 衛星的遙感數據表明月球兩極上的永久陰暗坑中可能有水冰的存在， Clementine 搭載的雙頻雷達測量也支持這一看法（ S. Nozette et al. 1996 ） 。隨後， LunarProspector 衛星試圖借助超熱中子通量和快中子通量測量月球兩極沉積物中 H 的含量來探測月球水冰含量，儘管超熱中子通量探測月土中 H 原子的方法要比快中子通量探測有效 10 倍，但是這種方法仍未能證實是否存在水冰（ WC Feldman et al. 1998 ）。這主要是因為超熱中子的結果不僅與水冰含量有關，還與永久陰暗區（ PSR ）的範圍等其他因素有關。因此需要進一步確認永久陰暗區（ PSR ）的範圍。利用高精度地形數據和太陽光照條件來精確確定月球兩極 PSR 的範圍。此外，還需要利用熱中子以及其他遙感方法信息來進行綜合分析。

本世紀初最新的探測任務希望通過多種儀器和方法以及多學科綜合分析，確認水冰存在並給出了初步的定量結果。2007 年 Kaguya 首先利用由 LALT 建立的 DEM 數字高程模型確認了極區的光照條件及永久陰暗區的範圍； Chandrayaan-1 衛星利用 M3 和 Mini-SAR 探測器探測極區含水或含羥基物質的存在性，以為後續 LRO 和LCROSS 任務提供線索；美國 LRO 衛星利用 LEND 建立極區氫分佈圖，利用 Diviner 建立極區亮溫圖，以確認水冰保存的溫度條件，之後再通過探測由 LCROSS 衛星撞擊 Cabeus 坑（月球南極的一個永久陰暗坑）所產生的濺射物來確認月球南極永久陰暗區的水冰含量。

      由於月球表面沒有大氣，月球表面的溫度直接受太陽光照條件的影響。在白天最高溫度能超過 39 0 ° K ，而在夜晚則能低於 110K ° （ Heiken G. et al. 1998 ）。由於月球 1.6 ⁰ 的極軸傾角導致月球緯度大於 88.4 ⁰的區域在夏季和冬季有最長和最短的光照時間。這樣，就有可能在極區復雜的地形條件下導致在兩極地區某些地方一年內能夠獲得更長的光照時間，而在另外一些地區則存在永久陰暗區（ H. Noda et al. 2008 ）。由於Clementine 任務獲得的北半球影像的數據只限於夏季，又沒有獲得緯度大於 75 ° 地區的激光高度數據，而地基觀測又只能觀測月球的正面地區，這就限制了利用影像圖對月球極區光照條件進行深入研究。直到 2007 年日本發射 SELENE-1 衛星所獲得全月高精度月球地形數據才保證了利用 DEM （數字高程模型）對極區光照條件的估計。

1.1 日本 SELENE-1 衛星利用 LALT 激光高度計共採集了全月精度為 77m 的 1000 多萬的採樣點（ H.Araki et al. 2009a,2009b ），利用了 173766 和 142655 個極區激光點建立了緯度大於 85 ⁰ 、空間分辨率為 470m 的極區 DEM 模型（ H. Noda et al. 2008 ）。利用 DE403 星曆表計算太陽光度角並結合已建立的極區 DEM 模型計算該區域 2000 天長的光照條件。結果表明在南北極都存在永久陰暗區，並不存在永亮區。這些地區都可作為未來月球基地的候選點。

發現北極地區最長的連續照射時間為（ 2000 天的） 89% ，位於 [88.1N ， 117.6E] ；在 Peary 坑的邊緣（ 89.4N ， 127.3E ），光照率為 87% ；在南極 [88.8 S ， 124.1E] 點，光照時間為 86% ，；其次是Shackleton 坑邊緣（ 89.8S ， 207.5E ）為 84% （ H. Noda et al. 2008; H. Araki et al. 2009 ）。

確定緯度大於 85 ⁰ 地區的光照率，北極地區的永久陰暗區的面積是 1236km ² ，南極是 4466km ² ，但在緯度大於 87.5 ⁰ 的極區條件下，北極則為 844km ² ，南極為 2751km ² 。其中南極最大的三個永久陰暗撞擊坑為， Faustini （ 87.3S ， 77.0E ）、 Shoemaker （ 88.1S ， 44.9E ）和未命名坑（ 86.5S ， 0E ）。見圖 1。

圖 1 月球南北極光照率圖（藍色區域表示永久陰暗區，數字表示最長光照點），根據 H. Araki 等人重新繪製（ H. Araki et al. 2009 ）

1.2 印度 Chandrayaan-1 號無人探測器搭載的 M ³ （ Moon Mineralogy Mapper ，月球礦物繪圖儀）由NASA 設計，空間分辨率為 140m ，譜段範圍 430-3000nm ，共 260 個頻段，發現了月球表面 2800-300nm譜段範圍的吸收效應（見圖 2 ）。對於月球，這一特徵表明了典型的含 OH 或含水物質的存在。這一特徵大量分佈在月球寒冷的、高緯度地區的永久陰暗坑內，如圖 3 所示（ JP Combe et al. 2009 ），

圖 2 在月球各種緯度上 2800-3000nm 頻段出現強烈的吸收特性（ JP Combe et al. 2009 ）

圖 3 M3 吸收特徵圖（越亮表示吸收特徵越強）（ JP Combe et al. 2009 ）

圖 4 M3 探測到水的吸收強度（左圖表示水吸收強度；右圖表示水 /OH 不同特性）（ DCAgle, Dwayne Brown, 2009 ）

M3 的測量結果證實了月球上存在含水或含 OH 的物質。豐度可能最多達 770ppm ，或者甚至更少。然而，含有 OH/H ₂ O 物質的區域顯示出由 LP-NS 探測出的較低的 H 豐度。LP-NS 探測的 H 代表月土上部 1250px的，而 M3 得出的 OH/H ₂ O 是月土中最上部幾毫米所產生的。這種不相關性表明 OH/H ₂ O 的產生來自於表層過程，最有可能是太陽風（ JP Combe etal. 2009 ）。當太陽風中的 H 原子植入月土中時，某些最上層幾毫米處含有富氧物質的區域可能與氫原子發生反應形成了 OH 鍵或 H ₂ O ，而其他沒有這些物質的地方可能被植入並保存了 H 原子。

月球極區某些特殊點具有後向散射特性，圓極化比（ CPR ）可以用來表示這些特徵。這正是由 Clementine雙穩態雷達實驗的發現和科學研究的結果（ S. Nozette et al. 1996 ）。與 Clementine 雙穩態雷達原理近似，Chandrayaan-1 搭載的 Mini-SAR 和 LRO 載荷 Mini-RF 以比 Clementine 更高的空間分辨率探測到月球兩極的CPR 值。進一步研究表明，較高的 CPR 值不僅是由水冰沉積物造成，還可能與新鮮的撞擊坑表面粗糙度有關，並使 Clementine 結果的單一解釋不能成立（ PD Spudis et al. 2010 ）。

像新鮮的 Main L 坑，在內部和外部直到坑的邊緣都含有較高的 CPR 值，都是由表面粗糙度，包括許多帶棱角的岩塊所造成。一些在永久陰影區內有較高 CPR 值直徑為 5-15km 的，僅僅在坑的內部可能存在著水冰沉積物。如圖 5 所示，北極地區已經找到了 30 多個具有高 CPR 的月坑（ PD Spudis et al. 2010 ）。結合光照條件，這些高 CPR 坑與永久陰暗區是一致的（ Bussey DB et al. 2005; Margot JL et al. 1999 ）。

圖 5 月球北極區域 CPR 圖。紅色圈代表由表面粗糙度造成的高 CPR 值，綠色圈代表由水冰沉積造成的高 CPR （PD Spudis et al. 2010 ）

1.3 利用 LP 的超熱中子探測技術， LRO 利用搭載的 75km 空間分辨率 LEND 探測器探測極區的超熱中子計數率，如圖 6 所示，為大於 70 ⁰ 極區範圍超熱中子通量分佈圖。某地區超熱中子通量的減小表明 H 含量的聚集度較高。如圖 6 所示，不僅在永久陰暗坑中 H 含量較高，在永久陰暗區以外某些地區 H 含量也較高。在永久陰暗區，其 H 含量相對其他地區是最高的。

圖 6 LEND 測量的熱中子通量的極區圖（ ML Litvak et al.2012 ）

與此同時，為了能夠較精確地探測 LCROSS 撞擊濺射物中的水冰含量， LRO 搭載的 LEND 和 Diviner 提前對撞擊點進行了 H 含量和溫度的詳細探測。

根據 LRO 載荷 LEND 測量的熱中子通量對 H 的估計，從 9 個候選點中選擇了 Cabeus （卡貝烏斯）坑中作為最後的撞擊點（ IG Mitrofanov et al. 2010 ）。然而，根據 LOLA 得到的地形和 LEND 得到的熱中子通量表明永久陰暗區（ PSR ）在空間上與中子抑制區域（ neutron suppression region -NSR ）不一致。如圖 7 所示，NSR 的南邊部分向極區擴展並超過了 PSR 邊界 20km 。這表明上部更乾燥的月土層可能沉積在含有更高 H 含量的次表層的上面（ IG Mitrofanov et al.2010 ）。

Cabeus （卡貝烏斯）坑中 H 含量估計為 470ppm ，在 9 個後選撞擊點中它是最高的。估計 H 含量最高500ppm 的地點位於這個 NSR 的中心地區（圖 7 粉色等值線的正中心處）。對應於水冰重量為 4% ，這與濺射物探測得到的 5.6±2.9% 的水含量是一致的（ A. Colaprete et al. 2010 ）。

圖 7 彩色等值代表中子通量的等級，兩條粉色線代表統計意義上 NSR 最可能的邊界。白色輪廓線表示 LOLA 建立的永久陰暗坑區域。綠色五角星是“牧羊號”衛星位置，黃色則“半人馬”的位置，右上圖表示 Diviner 得到的溫度圖（ IG Mitrofanov et al. 2010 ）

在 LCROSS 撞擊月球之前，由空間分辨率為 200m 的 Diviner 探測到在夏至時 LCROSS 撞擊點地區白天的月表輻射亮溫為 46.7K ，晚上為 38.7K （ see Fig. 8 ）（ David A. Paige et al. 2010 ）。計算得到的撞擊目標體的年平均氣溫大約為 38K ，這足夠冷到可永久俘獲包括水冰在內的揮發組分。

圖 8 Diviner 測量的輻射亮溫圖，白天的（左圖）和夜晚的（右圖）（ David A. Paige et al. 2010 ）

1.4 LCROSS 成功地觀測到水冰，證實了在月球南極永久陰影坑 Cabeus 坑（ 84.9°S ， 35.5°W ）中水冰的存在。如圖9 所示， LCROSS 的第一部分，“半人馬上部火箭 Centaur upper stage ”作為第一個製造岩屑煙雲（ debris plume ）的重型撞擊器，第二部分，“牧羊號空間飛船（ ShepherdingSpacecraft ） ”搭載了 9 台儀器飛過岩屑煙雲，以探測其中水冰含量，然後實現第二次撞擊。

圖 9 左圖表示“半人馬”和“牧羊號飛船”；中圖表示“半人馬”開始撞擊月球表面；右圖表示“半人馬”已經撞擊月球表面（ LRO and LCROSS team, 2009 ）

圖 10 “半人馬”和“牡羊號飛船”的兩個撞擊位置（ Nasa official website ）

LCROSS 的近紅外光譜和紫外 - 可見光譜分別探測到濺射的岩屑煙雲中含有水汽和 OH ，證實了月球南極永久陰暗坑中有水的存在（ Jonas Dino, 2009 ）。測量到水汽和水冰總量為 155±12kg ，月土中水冰含量的濃度估計為 5.6 ± 2.9% （質量百分比）（ Bussey DB et al. 2005 ）。除了 ​​水之外，在撞擊濺射的岩屑煙雲中其它揮發分的豐度顯示在表 1 中，包括 H ₂ S, NH ₃ ,SO ₂ , C ₂ H ₄ , CO ₂ , CH ₃ OH,CH ₄ , OH （ David AP et al. 2010; A.Colaprete et al. 2010 ）等。

表 1 LCROSS 探測的岩屑煙雲中水佔所有揮發份含量的相對百分比（ A. Colapreteet al. 2010 ）

2 ，月表新元素的發現和新礦物的分佈

2.1   首次探測到全月鈾元素的豐度

  U 、 Th 、 K 作為月球火成活動的熱源對於認識月球形成非常重要（ Jolliff BL et al. 2000; Wieczoreck MA and RJ Phillips 2000;Taylor SR et al. 2006 ）。在 SELENE 任務之前， U 的全球分佈並沒有通過軌道能譜儀進行直接探測，而是利用其與月球表面 Th 豐度之間的關係進行計算的。第一張全月 U 分佈圖是由來自 Kaguya 伽馬射線能譜儀的數據確定的。由於相對於 Th 而言 U 的伽馬射線較弱，高分辨率和高靈敏度的探測器對於 U 的觀測非常必要。相對於前期任務中傳統的伽馬射線探測器， SELENE 伽馬射線能譜儀（ GRS ）是非常必要的。在月球探測歷史中， Kaguya 衛星首次搭載大小為 252 cm ³ （ N. Hasebe et al. 2008 ）的圓柱形 Ge 晶體作為主探測器，而不是 Apollo 軌道衛星和 LP 上所用的 NaI （ Tl ）晶體，其能量分辨率很有限（ N. Hasebe et al. 2009）。在 100km 高度處， Kaguya-GRS 的空間分辨率為 100-140km ，比 LP 伽馬能譜儀性能好 10 到 15 倍，比Apollo 的 GRS 高 8 到 13 倍（ S. Kobayashi et al. 2010 ），比嫦娥 1 號 GRS 好 10 倍（ N. Yamashitaet al. 2010 ）。應用於此次月球伽馬射線的測量的整個有效觀測時間是 2674 個小時（ N. Yamashita et al. 2010 ）。

圖 10 Kaguya 搭載的 Ge 探測器（ N. Hasebe et al. 2008 ）

圖11 探測器分辨率SELENE 與LP 的對比（ N. Yamashita et al. 2010 ）

圖 12 GRS 探測得到的 9°*9° 網格的月球表面 U 和 Th 含量分佈圖（ N. Yamashita et al. 2010 ）

全月的U 和Th 的相對分佈示於圖12 中，提出了月球起源的新認識。U 和Th 的最大豐度分佈在PKT 區域（Procellarum KREEP Terrain ，風暴洋KREEP 地區），尤其是在哥白尼坑（圖12 中C ），侏羅山（圖12 中J ）和亞平寧山地區（圖12 中A ）含量更高；在雨海（圖12 中I ）、靜海（圖12 中T ）和月球背面的斜長岩高地記錄的豐度較低；南極艾肯盆地（圖12 中S ）比周圍地區豐度要高一些。

月球高地的各個區域Th 顯示得一般說來是一致的，但是，並不像Th 的分佈那樣。由Kaguya-GRS 首次得到的U 的平均豐度發現月球背面的東高地與西高地存在明顯的差異。U 和Th 的這種差異意味著月球背面月殼的這兩部分經歷了不同的演化過程。另一方面，U 和Th 在揮發性和不相容性方面的特徵是如此的相近，以至於在岩漿過程中U 不可能在缺少水的情況下從Th 中分餾出來（ N. Yamashita et al. 2010 ）。這一發現被認為月球火成作用演化的新觀點 ​​。

     

2.2   新礦物的探測及分佈特徵

1 ） Olivine 橄欖石

地幔主要是由橄欖石組成，了解全月的橄欖石分佈對於提高月幔成因的新認識非常重要。Yamamoto 等人（S. Yamamoto et al. 2010 ）利用 SELENE/Kaguya 衛星搭載的聚焦於 1050nm 吸收譜段的“光譜探測器”找到了大量新的富橄欖石的地點。總共 34 個富橄欖石的位置，其中包括 31 個本次任務新鑑別出來的，以及 3 個之前任務鑑別出來的（見圖 13 ）。更多詳細研究表明富橄欖石地點的反射光譜屬性與被認為由月幔產生的純橄欖岩是一致的，但與被認為就位於下月殼底部的橄長岩不一致。在圖 13 和圖 14 中，最富集橄欖石的地方分佈於風暴洋地區、危海坑的邊緣、莫斯科海和雨海地區等。富橄欖石的地點與月殼厚度的關係（圖 13 ）顯示出這些富橄欖石的地方都位於含有相對較薄月殼的巨型撞擊坑的邊緣，而並不位於含有較厚月殼的地方或中心峰地區。對於後面這一現象， Yamamoto 小組提供一種假設，認為中心峰的橄欖石可能被後期噴出的玄武質岩漿覆蓋了（ S.Yamamoto et al. 2010 ）。

圖 13 富橄欖石點的全球分佈與月殼厚度的關係（ S. Yamamoto et al. 2010 ）

圖 14 某些月海坑邊緣大比例尺富橄欖石的分佈地點（ S. Yamamoto et al. 2010 ）

（ a ）危海；（ b ）濕海；（ c ）南極艾肯盆地

2)   純斜長岩 (>98 Vol.%)

      月球斜長石的發現是利用地基望遠鏡得到的成果提出的。SELENE “多光譜探測器”發現了 62m 空間分辨率的 1250nm 譜段的吸收特性，這有助於精確測量全月斜長石的分佈（ M. Ohtake et al. 2009 ）。最純的斜長岩（ PAN ）包含了近 100% 的鈣長石（ <98 Vol.% ），且在許多地方都有所出露，如南輻射坑、第谷坑、Tsiolkovsky 坑和東方海（圖 15 ）。

圖 15 暴露的斜長岩的全球分佈（ M.Ohtake et al. 2009 ）

      PAN 岩石出現在半徑大於 30km 的月坑處，這些坑能掘到 3km 的深度。出露 PAN 岩石的最大月坑是Tsiolkovsky 坑（ Tsiolkovsky 撞擊事件撞掘到了 30km 深度）。換句話說，深度範圍為 3-30km 的上月殼可能是由 PAN 岩石組成的。最純的斜長岩全球分佈可能是從岩漿洋中分凝結晶出來的，或者可能是由類似於地球上的變型所產生的（ Lafrance B. et al. 1996 ）。

 3) 矽酸鹽岩和高演化程度的岩漿

矽酸鹽岩及其形成機制是認識晚期高演化度岩漿的關鍵。前期任務中由於紫外 / 可見光 / 近紅外以及 GRS光譜儀的內在屬性以及空間分辨率和覆蓋率的不足，這些儀器並不能鑑別出月球矽酸鹽岩，其中包括石英、富 Si玻璃、鹼性長石和三元長石。Diviner 儀器中 3 個“ 8μm ”熱紅外信道（ 7.55-8.05μm,8.10-8.40μm 和 8.38-8.68μm ）具有約 200m 空間分辨率，對矽酸鹽岩的礦物和岩石非常敏感（ BT Greenhagen et a . 2010）。Diviner “ 8μm ”信道矽酸鹽岩和典型的鎂質和超鐵鎂質岩石的實驗光譜顯示在圖 16 中。圖中用黑色箭頭標誌的 CF （ Christiansen feature ）值（ BT Greenhagen 2009; JE Conel et al. 1969 ），即曲線的最大值，被定義為月表物質 SiO ₂ 含量的標誌。最富矽的物質像石英和富矽玻璃其 CF 的位置遠遠低於 8μm ，而富鎂礦物的物質則高於 8μm 。鈣長石的 CF 值剛好位於 8μm 處。因此，月表物質平均 CF 值是矽酸鹽礦物含量的標誌。此外，利用 3 個 8μm 信道計算出來的光譜斜率I （I =ε3-ε4 ， ε3 與 ε4 分別是信道 3 和信道 4 的輻射係數）以及曲線凹度c （c 是信號 3 和信道 5 之間的凹型方向）的綜合特徵與 CF 位置所能反映的矽酸鹽礦物含量也是一致的。正斜率與上凹譜線表明富含矽酸鹽物質，反之負斜率和下凹譜線表明富鎂和超鐵鎂物質。

  

圖 16 主要造岩礦物的實驗光譜，利用 Diviner 探測併計算得到的月球某些區域的 CF 值（ Timothy D. Gloth et al. 2010）

      全月球的 CF 值以及某些矽酸鹽礦物的詳細地區顯示在圖 17 中。主要由斜長石組成的高地地區的平均 CF 值比由玄武質物質覆蓋的月海地區的小。尤其是表現出紫外譜段吸收特徵的 4 個月球“紅點”地區顯示出高的矽酸鹽特徵。它們是 Gruithuisen 岩丘、 Aristarchus 坑、 Hansteen Alpha 地區以及 Lassell Massif 地區。不僅如此，這 4 個“紅點”地區特殊的反照率和地貌特徵被解釋為具有一定粘度的火山堆積體。這些岩丘的低 FeO 的值和高 Th 豐度的特徵與地球上的流紋岩或鹼性岩石如花崗岩是一致的。在離 Gruithuisen 較近的 Mairan 岩丘、位於月球背面的 Compton-Belkovich 地區，以及 4 個“紅點”地方所出露的中酸性岩石暗示了岩漿的高演化過程（ Benjanmin T G. et al. 2010 ; Timothy D. Gloth et al. 2010, 2011;Jolliff BL et al 2011 ）。月球上的矽酸鹽岩性可能是以侵入式深成岩體或噴出式熔岩的形式發生的。讓人接受的形成機制是玄武質底侵的模型。在岩漿洋的晚期階段，下部的玄武質岩漿侵入到月殼中並將斜長岩質的岩漿變成矽質岩漿，導致流紋岩岩柱暴露到月表，或者在深部產生深成矽質深成岩體（ Timothy D. Gloth et al. 2010 ）。

圖 17 用於表示矽酸鹽礦物的月表 CF 值，基於 BT Greenhagen 等人的圖重新繪製（ Benjamin TG et al. 2010 ）

3 ，新月球重力場模型及其內部結構

3.1 日本三星觀測結果。由於月球自傳和公轉週期一致，飛過月球背面的單獨一顆衛星不能夠直接與地球基站連接並獲得月球背面衛星的定軌數據。借助於中繼子衛星 Rstar(OKINA) 和甚長基線子衛星（見圖 18 ）， 4 路Doppler （ N. Namiki et al. 2009 ）和差分 VLBI 技術被用於直接觀測主衛星在月球背面飛行的軌道的數據（ T. Iwata et al. 2008 ）。Kaguya 的主衛星保持在 100km 圓極軌道上， Rstar 衛星被控制在 2400km-100km 橢圓軌道上， Vstar 位於 800km-100km 的橢圓軌道上（ T. Iwata et al. 2008 ）。

  

圖 18 Rstar 和 Vstar 示意圖（ T. Iwata et al. 2008 ）

直接探測軌道的數據可大大地提高月球背面重力場的精度。如圖 19 所示為 LP100K 、 SGM90d 和SGM100h 月球重力場模型精度的對比（ K. Matsumoto et al. 2010 ）。其中， LP100K 為 75 階次的，是利用歷史軌道數據建立的（包括 LO I-IV ， Apollo 15/16 子衛星， Clementine 衛星， SMART-I, 和 LP 軌道數據計算得到的）， SGM90d 除了以上使用了上述的歷史數據外還增加了 SELENE 前 5 個月的 4-way Doppler 軌道數據，而 SGM100h 是利用了所有（共 14.2 個月）的 4-way Doppler 數據。圖 19 說明 4-way Doppler 數據增加的月球重力場模型低階次係數的精度，由 VLBI 測量數據帶來的進一步的精度改進並沒有像預計的一樣好。

圖 19 LP100K, SGM90d 和 SGM100h 模型隨階數變化的 RMS 係數能量和誤差的對比（ K. Matsumoto et al. 2010 ）

  

  

圖 20LP100K, SGM90d 和 SGM100h 模型自由空氣重力異常的誤差對比（ K. Matsumoto et al. 2010 ）

如圖 20 所示， LP100K 模型的平均誤差在月球正面和月球背面分別是 25mGal 和 55 mGal ， SGM90d 分別是 20 mGal 和 33 mGal ，而 SGM100h 則是 26 mGal 和 35 mGal 。即使是在 SGM100h 模型中，月球背面的北半球區域仍存在很大的不確定性，這是由於那個區域覆蓋率仍不夠大（ K. Matsumoto et al. 2010 ）。

      與 LP100K 模型中的重力異常對比， SGM100h 模型中某些隕石坑具有清晰可見的圓形邊界，可以更容易地被識別出來，如 Coulomb-Sarton, Moscoviense, Hertzsprung and Konolev ，而且一些新的隕石坑也在這一新模型中被識別出來，如 Mendeleev, Apollo and Planck 。

      布格重力異常是由 SGM100h 和 359 階次的 STM359_grid-03 月形模型計算出來的。圖 22 顯示出在風暴洋和南極艾肯盆地上的正的重力異常，月球背面高地處負的重力異常。

圖 21 LP100K 模型（上）和 SGM100 模型（下）月球正面（左）和月球背面（右）自由空氣重力異常（ K. Matsumoto et al. 2010 ）

圖 22 SGM100h 和 STM359_grid-03 模型計算得到的月球布格重力圖（ K. Matsumoto et al. 2010 ）

3.2 GRAIL 衛星和 420 階次月球重力場模型

類似於地球重力勘查的 GRACE 衛星的工作原理，軌 - 軌跟踪技術也用於月球重力探測的 GRAIL 衛星中。採用雙衛星，衛星保持在 50km 高的月球軌道上，兩者相距 65km 到 140km 的間距，在最後階段軌道高度降低到16km （ Dwayne Brown et al, 2012 ）。利用這些新的軌道數據將月球重力場計算到了 420 階次，相當於13km 精度（ MT Zuber et al. 2012 ）。如圖 23 所示。LP 、 Kaguya 和 GRAIL 得到的重力模型的 RMS 能量和誤差的對比表明，利用 LP 或 Kaguya 建立的重力模型最高能計算到 120 階次，而 GRAIL 能計算到 420 階次，且低階次係數的精度利用 GRAIL 軌 - 軌跟踪數據也可以得到改進。80 到 300 階次的重力模型，其 98% 的信息都是由於地形造成的，剩餘的 2% 才代表著月球的內部結構（ MT Zuber et al. 2012 ）。

圖23 LP, Kaguya 和GRAIL 模型球諧階數的能量和誤差對比（ MT Zuber et al. 2012 ）

圖 24 GRAIL 軌道數據建立的 420 階次月球自由空氣異常（上）和布格重力異常（下）（ MT Zuberet al. 2012 ）

      利用 Apollo 地震數據約束重力模型，重新估計全月平均月殼厚度為 34km 到 43km 。高地月殼的整體密度為2550kg m ^-3 ，這可能是由於最上層幾公里的月殼有 12% 的較高的空隙度（MA Wiezoreck et al. 2012 ）。可識別出來的更精細的構造和結構特徵，有火山地貌、隕石坑形成的構造以及大型線性構造。許多線性異常在布格重力梯度圖中被識別出來，如圖 25 所示（JC Andrews-Hann et al. 2012 ）。

圖 25 布格梯度圖中的線性重力異常（JCAndrews-Hann et al. 2012 ）

3.3 月殼結構研究

      估計月球厚度，對認識月球內部結構和演化是最重要的問題。除了 ​​四個 Apollo 登陸點周圍佈設的地震儀計算得到的厚度以外，全球的平均厚度是通過 Wieczorek 和 Phillips 提出的方法進行推導（WiezoreckM. A. & RJ Phillips 1998 ）。在沒有利用 Apollo 登陸點地震結果的約束下，利用 SGM100g 重力模型和 STM359_grid-03地形模型估計了 Moho 面的起伏（Y. Ishihara et al. 2009 ）。該模型中計算得到 Apollo 12/14 處厚度為45.1km 和 49.9km ，與 Khan 等人（Khan AK et al. 2000 ）利用 Apollo 地震數據計算得出的 45 ± 5km 基本一致，與 Lognonne （ Lognonne FG et al. 2003 ）和 Chenet （ Chenet HPet al. 2006 ）的結果並不一致。這一結果也與由 MI 得到的純斜長岩得到某些地方的厚度一致（M. Ohtake et al. 2009 ）。圖 26 所示的月殼平均厚度為 53km ，最薄的地方是在莫斯科海，厚度幾乎為 0km ；最厚的地方在 Dirichlet-Jackson 盆地的南邊緣，厚度為 110km （ Y. Ishihara et al. 2009 ）。

圖 26 月殼厚度模型（左）以及 SPA 坑的 Moho 面厚度（右）（ Y. Ishihara et al. 2009; S. Goossens et al. 2012 ）

3.4 月球雷達探測次表面結構 Subsurface structuredetected by lunar radar sounding

      月球上的次表面層狀結構特徵最早是由 Apollo-17 號搭載的阿波羅月球雷達實驗儀（ ALSE ）首次探測到的（ RJ Phillips et al. 1973a ）。阿波羅 17 號的 ALSE 共包括 3 個頻段， 5MHz （ HF1 ）、 15MHz （ HF2 ）和150MHz （ VHF ）（ RJ Phillips et al. 1973b ）。為了進一步進行比較，最深探測深度的 HF1 頻段也成為SELENE 衛星的月球雷達探測器 LRS （頻段範圍是 4-6MHz ）的主頻來使用（ T. Ono et al. 2010 ）。理論上講，月球雷達探測器的垂向分辨率能夠表示為，其中 R 是自由空間下的垂向分辨率，而是被測量物質的相對介電常數。澄海表面物質的相對介電常數在 ALSE 時被估計為 8.7 ，這與 LRS 的估計值是一致的（WJ Peeple et al. 1978; BL Cooper et al. 1994 ）。由於 LRS 和 ALSE 在自由空間中的分辨率分別為 75m 和1200m （WJ Peeple et al. 1978; BL Cooper et al. 1994 ），因此實際分辨率大約為 25m 和 407m 。為了能獲得較精確的次表面層位，多軌道校正被提出並應用在數據處理中（WJ Peeple et al. 1978; BL Cooper et al. 1994 ）。

      由 ALSE 和 LRS 探測的區域及其在月表上的軌跡分別顯示在圖 27 和圖 28 中（ BL Cooperet al. 1994; T. Ono et al. 2009 ）。儘管兩次任務中採用的頻率近似，然而次表面反射層面的實際深度卻相差較大。在澄海中，ALSE 探測到 0.9km 和 1.6km 的兩個層面（ WJ Peeples et al. 1978; VL Sharpton and J. Head 1982 ），而LRS 則探測唯一的 175m 深的界面（ T. Ono et al. 2009 ）。其他地區由 ALSE 和 LRS 探測到反射界面顯示在表2 中。此外，在澄海中由 ALSE 和 LRS 探測到的剖面中的波形反射面最有可能與月海山脊（月脊）下的背 ​​斜地層有關（ WJ Peeples et al. 1978; T. Ono et al. 2009 ）。如圖 29 所示，背斜形狀的亮紅線與月脊地形平行。

表 2 ALSE 和 LRS 探測到的反射界面

	Procellarum	Imbrium	Crisium	Serenitatis	Smythii
ALSE *	1690m		1.4km	0.9km, 1.6km
LRS **	160m, 347m	250m, 460m	145m, 660m	175m	250m

（ * WJ Peeple et al. 1978; BL Cooper et al. 1994; VLSharpton and JW Head 1982 ）

（** T. Ono et al. 2009 ）

圖 27 ALSE 探測的軌跡（ BL Cooper et al. 1994 ）

圖 28 LRS 月表探測軌跡（ T. Onoet al. 2009 ）

圖 29 澄海地區沿 Apollo17 （左）和 Kaguya-LRS （右）測線的月脊出現背斜地層水平面（紅線標示）（ WJ Peepleet al. 1978; T. One et al. 2009 ）

      基於月貌、反照率和其他光譜特性所得到的暴露在月海表面的玄武岩單元分佈特徵，次反射界面被解釋為由多個火山事件噴出的不同期月海玄武岩之間的交界面（ VL Sharpton and JH Head 1982; T. One et al. 2009）。如圖 30 所示，剖面 cc' ， dd' 和 ee' 中 S11 層與其他地層間的交界面與玄武岩單元在月表分佈一致。S15和 S28 之間的界面也能在剖面 aa' 中鑑別出來。進一步研究表明不同期玄武岩單元之間的界面更可能是由之前噴出的岩漿受撞擊事件後形成了被掩埋的月土層。這一月土層的厚度未知，但是至少有 2km 厚，因為這樣才能使得 HF 頻率下月球雷達探測器能夠探測到。

       

圖 30 澄海地區 LRS 的觀測剖面，基於 T. Ono 等人的補充材料重新繪製（ T. One et al. 2009 ）

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