20世纪探月高潮的科学成果已在《New Views of the Moon》（中文版《月球新观》）中有了详细的总结和归纳。21世纪第一个10年国际上兴起了新一轮探月活动高潮。先后有美国LRO-LCROSS、GRAIL卫星，日本SELENE-1卫星和印度Chandrayaan-1卫星以及中国的嫦娥卫星进入探月轨道，获得了大量的新的探测成果。

本文着重介绍这新一轮探月活动得到主要的新成果和新认识，如关于月球极区水冰探测、月球表面新的元素和矿物分布、月球雷达探测下表面结构、月球高精度重力场的获得及内部结构特征新的认识等方面的内容。（摘要）

正文

      20世纪60年代美国Apollo计划和苏联Luna计划带回了大量的月球样品，其中Apollo计划获得了381.7kg，Luna计划获得了326g的月岩样品（Bradley et al. 2006；Bradley et al. 2012），为后续月球探测提供了真实的地质约束。90年代美国Clementine和Lunar Prospector计划首次获得了大量的近全月的遥感和重力数据。这些数据结合月岩样品分析获得了众多的月球科学新观点，如月球岩浆洋的提出与KREEP岩的认识就是众多成果之一。Jolliff等人已将这些成果详细地总结在《New Views of the Moon》（中文版《月球新观》）中（Bradley et al. 2006；Bradley et al. 2012）。

      21世纪前12年则是月球探测的新高潮。一系列探月卫星的发射又带来了大量的月球新发现与新认识，其中包括有日本SELENE-1卫星（2007），中国Chang’e-1卫星（2007），印度Chandrayaan-1卫星（2008），美国LRO-LCROSS卫星（2009）、中国Chang’e-2卫星（2010），美国GRAIL卫星（2012）。与以前月球探测相比，新一轮探测利用了新的技术方法，获得了更高精度的月球遥感和重力结果。最为瞩目的成果是，印度Chandrayaan-1卫星搭载的M3探测器确认了月球极区水冰存在的真实性，随后美国的LRO多台载荷和LCROSS卫星通过撞击月球极区Cabeus坑（卡贝乌斯坑）进一步确认了水冰的存在与含量；美国的LRO和日本的Kaguya卫星探测并建立了月表元素和矿物分布新的特征，为月球演化提供新的启示；日本SELENE-1卫星首次利用中继卫星技术获得了全月球重力模型，随后GRAIL卫星利用双星探测技术通过测量月球重力梯度建立更高精度的全月球重力场模型；月球Kaguya卫星还利用雷达探测技术探测到月球表面下几百米深的水平层位信息。这些成果进一步深化了人们对月球结构和演化的认识。

下面将进一步对这些成果做一介绍：

1，关于月球极区水冰探测Detection of water ice atlunar poles

      月球上有无水的存在，既有重大的科学意义又具有重大的实际意义。有了水既能提供人类生存所需的水资源，又能提供能源动力，可为在月球上建立永久基地创造基础条件。过去，1994年，Clementine和Lunar Prospector 卫星的遥感数据表明月球两极上的永久阴暗坑中可能有水冰的存在，Clementine搭载的双频雷达测量也支持这一看法（S. Nozette et al. 1996）。随后，LunarProspector卫星试图借助超热中子通量和快中子通量测量月球两极沉积物中H的含量来探测月球水冰含量，尽管超热中子通量探测月土中H原子的方法要比快中子通量探测有效10倍，但是这种方法仍未能证实是否存在水冰（W. C. Feldman et al. 1998）。这主要是因为超热中子的结果不仅与水冰含量有关，还与永久阴暗区（PSR）的范围等其他因素有关。因此需要进一步确认永久阴暗区（PSR）的范围。利用高精度地形数据和太阳光照条件来精确确定月球两极PSR的范围。此外，还需要利用热中子以及其他遥感方法信息来进行综合分析。

本世纪初最新的探测任务希望通过多种仪器和方法以及多学科综合分析，确认水冰存在并给出了初步的定量结果。2007年Kaguya 首先利用由LALT建立的DEM数字高程模型确认了极区的光照条件及永久阴暗区的范围；Chandrayaan-1卫星利用M3和Mini-SAR探测器探测极区含水或含羟基物质的存在性，以为后续LRO和LCROSS任务提供线索；美国LRO卫星利用LEND建立极区氢分布图，利用Diviner建立极区亮温图，以确认水冰保存的温度条件，之后再通过探测由LCROSS卫星撞击Cabeus坑（月球南极的一个永久阴暗坑）所产生的溅射物来确认月球南极永久阴暗区的水冰含量。

      由于月球表面没有大气，月球表面的温度直接受太阳光照条件的影响。在白天最高温度能超过390°K，而在夜晚则能低于110K°（Heiken G. et al. 1998）。由于月球1.6⁰的极轴倾角导致月球纬度大于88.4⁰的区域在夏季和冬季有最长和最短的光照时间。这样，就有可能在极区复杂的地形条件下导致在两极地区某些地方一年内能够获得更长的光照时间，而在另外一些地区则存在永久阴暗区（H. Noda et al. 2008）。由于Clementine任务获得的北半球影像的数据只限于夏季，又没有获得纬度大于75°地区的激光高度数据，而地基观测又只能观测月球的正面地区，这就限制了利用影像图对月球极区光照条件进行深入研究。直到2007年日本发射SELENE-1卫星所获得全月高精度月球地形数据才保证了利用DEM（数字高程模型）对极区光照条件的估计。

1.1 日本SELENE-1卫星利用LALT激光高度计共采集了全月精度为77m的1000多万的采样点（H.Araki et al. 2009a,2009b），利用了173766和142655个极区激光点建立了纬度大于85⁰、空间分辨率为470m的极区DEM模型（H. Noda et al. 2008）。利用DE403星历表计算太阳光度角并结合已建立的极区DEM模型计算该区域2000天长的光照条件。结果表明在南北极都存在永久阴暗区，并不存在永亮区。这些地区都可作为未来月球基地的候选点。

发现北极地区最长的连续照射时间为（2000天的）89%，位于[88.1N，117.6E]；在Peary坑的边缘（89.4N，127.3E），光照率为87%；在南极[88.8S，124.1E]点，光照时间为86%，；其次是Shackleton坑边缘（89.8S，207.5E）为84%（H. Noda et al. 2008; H. Araki et al. 2009）。

确定纬度大于85⁰地区的光照率，北极地区的永久阴暗区的面积是1236km²，南极是4466km²，但在纬度大于87.5⁰的极区条件下，北极则为844km²，南极为2751km²。其中南极最大的三个永久阴暗撞击坑为，Faustini（87.3S，77.0E）、Shoemaker（88.1S，44.9E）和未命名坑（86.5S，0E）。见图1。

图1 月球南北极光照率图（蓝色区域表示永久阴暗区，数字表示最长光照点），根据H. Araki 等人重新绘制（H. Araki et al. 2009）

1.2 印度Chandrayaan-1号无人探测器搭载的M³（Moon Mineralogy Mapper，月球矿物绘图仪）由NASA设计，空间分辨率为140m，谱段范围430-3000nm，共260个频段，发现了月球表面2800-300nm谱段范围的吸收效应（见图2）。对于月球，这一特征表明了典型的含OH或含水物质的存在。这一特征大量分布在月球寒冷的、高纬度地区的永久阴暗坑内，如图3所示（J. P. Combe et al. 2009），

图2 在月球各种纬度上2800-3000nm频段出现强烈的吸收特性（J. P. Combe et al. 2009）

图3 M3吸收特征图（越亮表示吸收特征越强）（J. P. Combe et al. 2009）

图4 M3探测到水的吸收强度（左图表示水吸收强度；右图表示水/OH不同特性）（D. C.Agle, Dwayne Brown, 2009）

M3的测量结果证实了月球上存在含水或含OH的物质。丰度可能最多达770ppm，或者甚至更少。然而，含有OH/H₂O物质的区域显示出由LP-NS探测出的较低的H丰度。LP-NS探测的H代表月土上部1250px的，而M3得出的OH/H₂O是月土中最上部几毫米所产生的。这种不相关性表明OH/H₂O的产生来自于表层过程，最有可能是太阳风（J. P. Combe etal. 2009）。当太阳风中的H原子植入月土中时，某些最上层几毫米处含有富氧物质的区域可能与氢原子发生反应形成了OH键或H₂O，而其他没有这些物质的地方可能被植入并保存了H原子。

月球极区某些特殊点具有后向散射特性，圆极化比（CPR）可以用来表示这些特征。这正是由Clementine双稳态雷达实验的发现和科学研究的结果（S. Nozette et al. 1996）。与Clementine双稳态雷达原理近似，Chandrayaan-1搭载的Mini-SAR和LRO载荷Mini-RF以比Clementine更高的空间分辨率探测到月球两极的CPR值。进一步研究表明，较高的CPR值不仅是由水冰沉积物造成，还可能与新鲜的撞击坑表面粗糙度有关，并使Clementine结果的单一解释不能成立（P. D. Spudis et al. 2010）。

像新鲜的Main L坑，在内部和外部直到坑的边缘都含有较高的CPR值，都是由表面粗糙度，包括许多带棱角的岩块所造成。一些在永久阴影区内有较高CPR值直径为5-15km的，仅仅在坑的内部可能存在着水冰沉积物。如图5所示，北极地区已经找到了30多个具有高CPR的月坑（P. D. Spudis et al. 2010）。结合光照条件，这些高CPR坑与永久阴暗区是一致的（Bussey D. B. et al. 2005; Margot J. L. et al. 1999）。

图5 月球北极区域CPR图。红色圈代表由表面粗糙度造成的高CPR值，绿色圈代表由水冰沉积造成的高CPR（P. D. Spudis et al. 2010）

1.3 利用LP的超热中子探测技术，LRO利用搭载的75km空间分辨率LEND探测器探测极区的超热中子计数率，如图6所示，为大于70⁰极区范围超热中子通量分布图。某地区超热中子通量的减小表明H含量的聚集度较高。如图6所示，不仅在永久阴暗坑中H含量较高，在永久阴暗区以外某些地区H含量也较高。在永久阴暗区，其H含量相对其他地区是最高的。

图6 LEND测量的热中子通量的极区图（M. L. Litvak et al.2012）

与此同时，为了能够较精确地探测LCROSS撞击溅射物中的水冰含量，LRO搭载的LEND和Diviner提前对撞击点进行了H含量和温度的详细探测。

根据LRO载荷LEND测量的热中子通量对H的估计，从9个候选点中选择了Cabeus（卡贝乌斯）坑中作为最后的撞击点（I. G. Mitrofanov et al. 2010）。然而，根据LOLA得到的地形和LEND得到的热中子通量表明永久阴暗区（PSR）在空间上与中子抑制区域（neutron suppression region -NSR）不一致。如图7所示，NSR的南边部分向极区扩展并超过了PSR边界20km。这表明上部更干燥的月土层可能沉积在含有更高H含量的次表层的上面（I. G. Mitrofanov et al.2010）。

Cabeus（卡贝乌斯）坑中H含量估计为470ppm，在9个后选撞击点中它是最高的。估计H含量最高500ppm的地点位于这个NSR的中心地区（图7粉色等值线的正中心处）。对应于水冰重量为4%，这与溅射物探测得到的5.6±2.9%的水含量是一致的（A. Colaprete et al. 2010）。

图7 彩色等值代表中子通量的等级，两条粉色线代表统计意义上NSR最可能的边界。白色轮廓线表示LOLA建立的永久阴暗坑区域。绿色五角星是“牧羊号”卫星位置，黄色则“半人马”的位置，右上图表示Diviner得到的温度图（I. G. Mitrofanov et al. 2010）

在LCROSS撞击月球之前，由空间分辨率为200m的Diviner探测到在夏至时LCROSS撞击点地区白天的月表辐射亮温为46.7K，晚上为38.7K（see Fig. 8）（David A. Paige et al. 2010）。计算得到的撞击目标体的年平均气温大约为38K，这足够冷到可永久俘获包括水冰在内的挥发组分。

图8 Diviner测量的辐射亮温图，白天的（左图）和夜晚的（右图）（David A. Paige et al. 2010）

1.4  LCROSS成功地观测到水冰，证实了在月球南极永久阴影坑Cabeus坑（84.9°S，35.5°W）中水冰的存在。如图9所示，LCROSS的第一部分，“半人马上部火箭Centaur upper stage”作为第一个制造岩屑烟云（debris plume）的重型撞击器，第二部分，“牧羊号空间飞船（ShepherdingSpacecraft）”搭载了9台仪器飞过岩屑烟云，以探测其中水冰含量，然后实现第二次撞击。

图9 左图表示“半人马”和“牧羊号飞船”；中图表示“半人马”开始撞击月球表面；右图表示“半人马”已经撞击月球表面（LRO and LCROSS team, 2009）

图10 “半人马”和“牡羊号飞船”的两个撞击位置（Nasa official website）

LCROSS的近红外光谱和紫外-可见光谱分别探测到溅射的岩屑烟云中含有水汽和OH，证实了月球南极永久阴暗坑中有水的存在（Jonas Dino, 2009）。测量到水汽和水冰总量为155±12kg，月土中水冰含量的浓度估计为5.6±2.9%（质量百分比）（Bussey D. B. et al. 2005）。除了水之外，在撞击溅射的岩屑烟云中其它挥发分的丰度显示在表1中，包括H₂S, NH₃,SO₂, C₂H₄, CO₂, CH₃OH,CH₄, OH（David A. P. et al. 2010; A.Colaprete et al. 2010）等。

表1  LCROSS探测的岩屑烟云中水占所有挥发份含量的相对百分比（A. Colapreteet al. 2010）

2，月表新元素的发现和新矿物的分布

2.1  首次探测到全月铀元素的丰度

  U、Th、K作为月球火成活动的热源对于认识月球形成非常重要（Jolliff B. L. et al. 2000; Wieczoreck M. A. and R. J. Phillips 2000;Taylor S. R. et al. 2006）。在SELENE任务之前，U的全球分布并没有通过轨道能谱仪进行直接探测，而是利用其与月球表面Th丰度之间的关系进行计算的。第一张全月U分布图是由来自Kaguya伽马射线能谱仪的数据确定的。由于相对于Th而言U的伽马射线较弱，高分辨率和高灵敏度的探测器对于U的观测非常必要。相对于前期任务中传统的伽马射线探测器，SELENE伽马射线能谱仪（GRS）是非常必要的。在月球探测历史中，Kaguya卫星首次搭载大小为252 cm³（N. Hasebe et al. 2008）的圆柱形Ge晶体作为主探测器，而不是Apollo轨道卫星和LP上所用的NaI（Tl）晶体，其能量分辨率很有限（N. Hasebe et al. 2009）。在100km高度处，Kaguya-GRS的空间分辨率为100-140km，比LP伽马能谱仪性能好10到15倍，比Apollo的GRS高8到13倍（S. Kobayashi et al. 2010），比嫦娥1号GRS好10倍（N. Yamashitaet al. 2010）。应用于此次月球伽马射线的测量的整个有效观测时间是2674个小时（N. Yamashita et al. 2010）。

图10 Kaguya搭载的Ge探测器（N. Hasebe et al. 2008）

图11 探测器分辨率SELENE与LP的对比（N. Yamashita et al. 2010）

图12 GRS探测得到的9°*9°网格的月球表面U和Th含量分布图（N. Yamashita et al. 2010）

全月的U和Th的相对分布示于图12中，提出了月球起源的新认识。U和Th的最大丰度分布在PKT区域（Procellarum KREEP Terrain，风暴洋KREEP地区），尤其是在哥白尼坑（图12中C），侏罗山（图12中J）和亚平宁山地区（图12中A）含量更高；在雨海（图12中I）、静海（图12中T）和月球背面的斜长岩高地记录的丰度较低；南极艾肯盆地（图12中S）比周围地区丰度要高一些。

月球高地的各个区域Th显示得一般说来是一致的，但是，并不像Th的分布那样。由Kaguya-GRS首次得到的U的平均丰度发现月球背面的东高地与西高地存在明显的差异。U和Th的这种差异意味着月球背面月壳的这两部分经历了不同的演化过程。另一方面，U和Th在挥发性和不相容性方面的特征是如此的相近，以至于在岩浆过程中U不可能在缺少水的情况下从Th中分馏出来（N. Yamashita et al. 2010）。这一发现被认为月球火成作用演化的新观点。

2.2  新矿物的探测及分布特征

1）Olivine 橄榄石

地幔主要是由橄榄石组成，了解全月的橄榄石分布对于提高月幔成因的新认识非常重要。Yamamoto等人（S. Yamamoto et al. 2010）利用SELENE/Kaguya卫星搭载的聚焦于1050nm吸收谱段的“光谱探测器”找到了大量新的富橄榄石的地点。总共34个富橄榄石的位置，其中包括31个本次任务新鉴别出来的，以及3个之前任务鉴别出来的（见图13）。更多详细研究表明富橄榄石地点的反射光谱属性与被认为由月幔产生的纯橄榄岩是一致的，但与被认为就位于下月壳底部的橄长岩不一致。在图13和图14中，最富集橄榄石的地方分布于风暴洋地区、危海坑的边缘、莫斯科海和雨海地区等。富橄榄石的地点与月壳厚度的关系（图13）显示出这些富橄榄石的地方都位于含有相对较薄月壳的巨型撞击坑的边缘，而并不位于含有较厚月壳的地方或中心峰地区。对于后面这一现象，Yamamoto小组提供一种假设，认为中心峰的橄榄石可能被后期喷出的玄武质岩浆覆盖了（S.Yamamoto et al. 2010）。

图13 富橄榄石点的全球分布与月壳厚度的关系（S. Yamamoto et al. 2010）

图14 某些月海坑边缘大比例尺富橄榄石的分布地点（S. Yamamoto et al. 2010）

（a）危海；（b）湿海；（c）南极艾肯盆地

2)  纯斜长岩(>98 Vol.%)

      月球斜长石的发现是利用地基望远镜得到的成果提出的。SELENE“多光谱探测器”发现了62m空间分辨率的1250nm谱段的吸收特性，这有助于精确测量全月斜长石的分布（M. Ohtake et al. 2009）。最纯的斜长岩（PAN）包含了近100%的钙长石（<98 Vol.%），且在许多地方都有所出露，如南辐射坑、第谷坑、Tsiolkovsky坑和东方海（图15）。

图15 暴露的斜长岩的全球分布（M.Ohtake et al. 2009）

      PAN岩石出现在半径大于30km的月坑处，这些坑能掘到3km的深度。出露PAN岩石的最大月坑是Tsiolkovsky坑（Tsiolkovsky撞击事件撞掘到了30km深度）。换句话说，深度范围为3-30km的上月壳可能是由PAN岩石组成的。最纯的斜长岩全球分布可能是从岩浆洋中分凝结晶出来的，或者可能是由类似于地球上的变型所产生的（Lafrance B. et al. 1996）。

 3) 硅酸盐岩和高演化程度的岩浆

硅酸盐岩及其形成机制是认识晚期高演化度岩浆的关键。前期任务中由于紫外/可见光/近红外以及GRS光谱仪的内在属性以及空间分辨率和覆盖率的不足，这些仪器并不能鉴别出月球硅酸盐岩，其中包括石英、富Si玻璃、碱性长石和三元长石。Diviner 仪器中3个“8μm”热红外信道（7.55-8.05μm,8.10-8.40μm和8.38-8.68μm）具有约200m空间分辨率，对硅酸盐岩的矿物和岩石非常敏感（B. T. Greenhagen et a. 2010）。Diviner“8μm”信道硅酸盐岩和典型的镁质和超铁镁质岩石的实验光谱显示在图16中。图中用黑色箭头标志的CF（Christiansen feature）值（B. T. Greenhagen 2009; J. E. Conel et al. 1969），即曲线的最大值，被定义为月表物质SiO₂含量的标志。最富硅的物质像石英和富硅玻璃其CF的位置远远低于8μm，而富镁矿物的物质则高于8μm。钙长石的CF值刚好位于8μm处。因此，月表物质平均CF值是硅酸盐矿物含量的标志。此外，利用3个8μm信道计算出来的光谱斜率I（I=ε3-ε4，ε3与ε4分别是信道3和信道4的辐射系数）以及曲线凹度c（c是信号3和信道5之间的凹型方向）的综合特征与CF位置所能反映的硅酸盐矿物含量也是一致的。正斜率与上凹谱线表明富含硅酸盐物质，反之负斜率和下凹谱线表明富镁和超铁镁物质。

图16 主要造岩矿物的实验光谱，利用Diviner探测并计算得到的月球某些区域的CF值（Timothy D. Gloth et al. 2010）

      全月球的CF值以及某些硅酸盐矿物的详细地区显示在图17中。主要由斜长石组成的高地地区的平均CF值比由玄武质物质覆盖的月海地区的小。尤其是表现出紫外谱段吸收特征的4个月球“红点”地区显示出高的硅酸盐特征。它们是Gruithuisen岩丘、Aristarchus 坑、Hansteen Alpha地区以及Lassell Massif地区。不仅如此，这4个“红点”地区特殊的反照率和地貌特征被解释为具有一定粘度的火山堆积体。这些岩丘的低FeO的值和高Th丰度的特征与地球上的流纹岩或碱性岩石如花岗岩是一致的。在离Gruithuisen较近的Mairan岩丘、位于月球背面的Compton-Belkovich地区，以及4个“红点”地方所出露的中酸性岩石暗示了岩浆的高演化过程（Benjanmin T G. et al. 2010; Timothy D. Gloth et al. 2010, 2011;Jolliff B. L. et al 2011）。月球上的硅酸盐岩性可能是以侵入式深成岩体或喷出式熔岩的形式发生的。让人接受的形成机制是玄武质底侵的模型。在岩浆洋的晚期阶段，下部的玄武质岩浆侵入到月壳中并将斜长岩质的岩浆变成硅质岩浆，导致流纹岩岩柱暴露到月表，或者在深部产生深成硅质深成岩体（Timothy D. Gloth et al. 2010）。

图17 用于表示硅酸盐矿物的月表CF值，基于B. T. Greenhagen等人的图重新绘制（Benjamin T. G. et al. 2010）

3，新月球重力场模型及其内部结构

3.1 日本三星观测结果。由于月球自传和公转周期一致，飞过月球背面的单独一颗卫星不能够直接与地球基站连接并获得月球背面卫星的定轨数据。借助于中继子卫星Rstar(OKINA)和甚长基线子卫星（见图18），4路Doppler（N. Namiki et al. 2009）和差分VLBI技术被用于直接观测主卫星在月球背面飞行的轨道的数据（T. Iwata et al. 2008）。Kaguya的主卫星保持在100km圆极轨道上，Rstar卫星被控制在2400km-100km椭圆轨道上，Vstar位于800km-100km的椭圆轨道上（T. Iwata et al. 2008）。

图18 Rstar和Vstar示意图（T. Iwata et al. 2008）

直接探测轨道的数据可大大地提高月球背面重力场的精度。如图19所示为LP100K、SGM90d和SGM100h月球重力场模型精度的对比（K. Matsumoto et al. 2010）。其中，LP100K为75阶次的，是利用历史轨道数据建立的（包括LO I-IV，Apollo 15/16子卫星，Clementine卫星，SMART-I,和LP轨道数据计算得到的），SGM90d除了以上使用了上述的历史数据外还增加了SELENE前5个月的4-way Doppler轨道数据，而SGM100h是利用了所有（共14.2个月）的4-way Doppler数据。图19说明4-way Doppler数据增加的月球重力场模型低阶次系数的精度，由VLBI测量数据带来的进一步的精度改进并没有像预计的一样好。

图19 LP100K, SGM90d和SGM100h模型随阶数变化的RMS系数能量和误差的对比（K. Matsumoto et al. 2010）

图20LP100K, SGM90d和SGM100h模型自由空气重力异常的误差对比（K. Matsumoto et al. 2010）

如图20所示，LP100K模型的平均误差在月球正面和月球背面分别是25mGal和55 mGal，SGM90d分别是20 mGal和33 mGal，而SGM100h则是26 mGal和35 mGal。即使是在SGM100h模型中，月球背面的北半球区域仍存在很大的不确定性，这是由于那个区域覆盖率仍不够大（K. Matsumoto et al. 2010）。

      与LP100K模型中的重力异常对比，SGM100h模型中某些陨石坑具有清晰可见的圆形边界，可以更容易地被识别出来，如Coulomb-Sarton, Moscoviense, Hertzsprung and Konolev，而且一些新的陨石坑也在这一新模型中被识别出来，如Mendeleev, Apollo and Planck。

      布格重力异常是由SGM100h和359阶次的STM359_grid-03月形模型计算出来的。图22显示出在风暴洋和南极艾肯盆地上的正的重力异常，月球背面高地处负的重力异常。

图21 LP100K模型（上）和SGM100模型（下）月球正面（左）和月球背面（右）自由空气重力异常（K. Matsumoto et al. 2010）

图22 SGM100h和STM359_grid-03模型计算得到的月球布格重力图（K. Matsumoto et al. 2010）

3.2  GRAIL卫星和420阶次月球重力场模型

类似于地球重力勘查的GRACE卫星的工作原理，轨-轨跟踪技术也用于月球重力探测的GRAIL卫星中。采用双卫星，卫星保持在50km高的月球轨道上，两者相距65km到140km的间距，在最后阶段轨道高度降低到16km（Dwayne Brown et al, 2012）。利用这些新的轨道数据将月球重力场计算到了420阶次，相当于13km精度（M. T. Zuber et al. 2012）。如图23所示。LP、Kaguya和GRAIL得到的重力模型的RMS能量和误差的对比表明，利用LP或Kaguya建立的重力模型最高能计算到120阶次，而GRAIL能计算到420阶次，且低阶次系数的精度利用GRAIL轨-轨跟踪数据也可以得到改进。80到300阶次的重力模型，其98%的信息都是由于地形造成的，剩余的2%才代表着月球的内部结构（M. T. Zuber et al. 2012）。

图23 LP, Kaguya和GRAIL模型球谐阶数的能量和误差对比（M. T. Zuber et al. 2012）

图24 GRAIL轨道数据建立的420阶次月球自由空气异常（上）和布格重力异常（下）（M. T. Zuberet al. 2012）

      利用Apollo地震数据约束重力模型，重新估计全月平均月壳厚度为34km到43km。高地月壳的整体密度为2550kg m^-3，这可能是由于最上层几公里的月壳有12%的较高的空隙度（M.A. Wiezoreck et al. 2012）。可识别出来的更精细的构造和结构特征，有火山地貌、陨石坑形成的构造以及大型线性构造。许多线性异常在布格重力梯度图中被识别出来，如图25所示（J. C. Andrews-Hann et al. 2012）。

图25 布格梯度图中的线性重力异常（J. C.Andrews-Hann et al. 2012）

3.3 月壳结构研究

      估计月球厚度，对认识月球内部结构和演化是最重要的问题。除了四个Apollo登陆点周围布设的地震仪计算得到的厚度以外，全球的平均厚度是通过Wieczorek和Phillips提出的方法进行推导（WiezoreckM. A. & R. J. Phillips 1998）。在没有利用Apollo登陆点地震结果的约束下，利用SGM100g重力模型和STM359_grid-03地形模型估计了Moho面的起伏（Y. Ishihara et al. 2009）。该模型中计算得到Apollo 12/14处厚度为45.1km和49.9km，与Khan等人（Khan A. K. et al. 2000）利用Apollo地震数据计算得出的45±5km基本一致，与Lognonne（Lognonne F. G. et al. 2003）和Chenet（Chenet H. P.et al. 2006）的结果并不一致。这一结果也与由MI得到的纯斜长岩得到某些地方的厚度一致（M. Ohtake et al. 2009）。图26所示的月壳平均厚度为53km，最薄的地方是在莫斯科海，厚度几乎为0km；最厚的地方在Dirichlet-Jackson盆地的南边缘，厚度为110km（Y. Ishihara et al. 2009）。

图26 月壳厚度模型（左）以及SPA坑的Moho面厚度（右）（Y. Ishihara et al. 2009; S. Goossens et al. 2012）

3.4 月球雷达探测次表面结构 Subsurface structuredetected by lunar radar sounding

      月球上的次表面层状结构特征最早是由Apollo-17号搭载的阿波罗月球雷达实验仪（ALSE）首次探测到的（R. J. Phillips et al. 1973a）。阿波罗17号的ALSE共包括3个频段，5MHz（HF1）、15MHz（HF2）和150MHz（VHF）（R. J. Phillips et al. 1973b）。为了进一步进行比较，最深探测深度的HF1频段也成为SELENE卫星的月球雷达探测器LRS（频段范围是4-6MHz）的主频来使用（T. Ono et al. 2010）。理论上讲，月球雷达探测器的垂向分辨率能够表示为，其中R是自由空间下的垂向分辨率，而是被测量物质的相对介电常数。澄海表面物质的相对介电常数在ALSE时被估计为8.7，这与LRS的估计值是一致的（W.J. Peeple et al. 1978; B. L. Cooper et al. 1994）。由于LRS和ALSE在自由空间中的分辨率分别为75m和1200m（W.J. Peeple et al. 1978; B. L. Cooper et al. 1994），因此实际分辨率大约为25m和407m。为了能获得较精确的次表面层位，多轨道校正被提出并应用在数据处理中（W.J. Peeple et al. 1978; B. L. Cooper et al. 1994）。

      由ALSE和LRS探测的区域及其在月表上的轨迹分别显示在图27和图28中（B. L. Cooperet al. 1994; T. Ono et al. 2009）。尽管两次任务中采用的频率近似，然而次表面反射层面的实际深度却相差较大。在澄海中，ALSE探测到0.9km和1.6km的两个层面（W. J. Peeples et al. 1978; V.L. Sharpton and J. Head 1982），而LRS则探测唯一的175m深的界面（T. Ono et al. 2009）。其他地区由ALSE和LRS探测到反射界面显示在表2中。此外，在澄海中由ALSE和LRS探测到的剖面中的波形反射面最有可能与月海山脊（月脊）下的背斜地层有关（W. J. Peeples et al. 1978; T. Ono et al. 2009）。如图29所示，背斜形状的亮红线与月脊地形平行。

表2 ALSE和LRS探测到的反射界面

（* W. J. Peeple et al. 1978; B. L. Cooper et al. 1994; V. L.Sharpton and J. W. Head 1982）

（** T. Ono et al. 2009）

图27 ALSE探测的轨迹（B. L. Cooper et al. 1994）

图28 LRS月表探测轨迹（T. Onoet al. 2009）

图29 澄海地区沿Apollo17（左）和Kaguya-LRS（右）测线的月脊出现背斜地层水平面（红线标示）（W. J. Peepleet al. 1978; T. One et al. 2009）

      基于月貌、反照率和其他光谱特性所得到的暴露在月海表面的玄武岩单元分布特征，次反射界面被解释为由多个火山事件喷出的不同期月海玄武岩之间的交界面（V. L. Sharpton and J. H. Head 1982; T. One et al. 2009）。如图30所示，剖面c-c’，d-d’ 和e-e’中S11层与其他地层间的交界面与玄武岩单元在月表分布一致。S15和S28之间的界面也能在剖面a-a’中鉴别出来。进一步研究表明不同期玄武岩单元之间的界面更可能是由之前喷出的岩浆受撞击事件后形成了被掩埋的月土层。这一月土层的厚度未知，但是至少有2km厚，因为这样才能使得HF频率下月球雷达探测器能够探测到。

图30 澄海地区LRS的观测剖面，基于T. Ono等人的补充材料重新绘制（T. One et al. 2009）