赵文津：国际探月研究进展与科学问题的思考 http://blog.sciencenet.cn/static/image/blog/recommendico.gif精选

已有 8359 次阅读 2013-6-13 15:37 |个人分类:科研笔记|系统分类:科研笔记|关键词:国际| 国际

 21世纪伊始，国际上就出现了一场探月新高潮，2003年9月欧空局、2008年9月日本、2008年10月印度、中国于2009年3月1日和2010年10月1日先后两次、美国人也于2009年6月14日（北京时间）先后发射了新一代探月轨道器，现在多数卫星已完成了自己的使命，个别仍在工作中。

新一轮的轨道探测的主要特点：双星、低轨、极区、水冰和高技术，开展了进一步地精细勘查，特别是对月球背面及南极盆地。调查的成果在陆续公布中。先后有日本、美国和印度宣布在南极爱肯盆地一些地点发现有水冰存在和日照区的更多信息，取得了新的中心峰带上来的深部物质信息。

第二轮探测的数据正在处理和解释中。

一些国家都在为未来深空探测研究和制定着新的规划。

由于新一轮探月进一步提供了更多的水冰存在和日照条件的信息，大大鼓舞了一些国家思考月球资源开发的热情，现在规划有两个着重点:

一是进一步推进月球科学问题的深化研究；

二是探讨开发利用月球有关的资源问题。

1  月球调查研究的基本科学问题有3个：

（1）月球现状的调查。作为一个人们认为已基本停止活动的星体, 除去地表地形地貌、地表岩石矿物外其深部的结构特征、月壳月幔的垂直和横向结构岩石组分人们了解尚少，有无水冰与流体？火山活动等？氦3来源与储存？构造现象? 空间物质会聚与风化强度？等等；

（2）月球的形成演化。月球最初是如何形成的？又如何演化到现在的状况，特别是极艾肯盆地，大风暴洋成因？重力高的性质与成因？主要的地质作用？热的状态与来源？内动力问题？月海火山作用成因？水与挥发分的形成机理？

（3）调查了解月球资源（不仅是矿产资源）现状仍在是人们关注的焦点，在资源调查过程中就在同时考虑如何开发利用，但这一问题还有待各国长远的努力。

2  探月已取得的主要成果

2.1 前一阶段的数据基础。除去全月球的遥感调查之外，重要的工作还有以下几项；

（1）美国Apollo共有6次成功登月，调查路线达 89.35 km, 先

后共采得月表岩石样品381.7 kg；前苏联共有3次用无人月球车采得月球样品260 g；提供了校验遥感解释真实性的样品;

（2）在月球上还进行了地震剖面、地热等现场地球物理测量，取得了一些结果；

（3）调查仅限于9个点上，分布地区约占月球表面积的8.8%。

图1和图2标出了阿波罗和月球计划的登月点与采样点，月球背面没有采到任何样品。

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图1  月球及采样点位置图

 

表1  阿波罗在月球表面所作的地球物理探测工作

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2．2 已取得的几个主要结果

（1）月球表面为溅射物覆盖,覆盖率达83%,由非火山质岩石，角砾岩及月土(多种来源岩石、矿物微小碎块)组成;最上层为一层月尘,导热性很差;月表撞击坑极多，可能经历过多次撞击覆盖，撞击影响的深度约在几到十几km。依据小行星撞击地球情况提出利用撞击坑密度测年的方法；

（2）     月表主要岩石有: 斜长岩,未受到撞击的, 亚铁斜长岩与镁铁岩套; 玄武岩,包括溢流玄武岩和KREEP玄武岩; 碎屑岩—多种岩性的角砾岩, 玻璃质碎块。南极艾肯盆地,其底部可能以苏长岩为主，代表了下地壳物质，但仍有待进一步求证，无样品。其中：  

•      斜长岩，或高地斜长岩，在月球背面斜长岩高地地体区内大量

发现；正面撞击坑深部也有多处发现；镁质岩套产于40 ~ 50 km深,可能为下地壳物质;

•      Kreep玄武岩主要分布在风暴洋与雨海, 富不相容元素,为众

多的小碎片和小颗粒,个别重>1g;另一类为ur-kreep;深部情况不清。

•      月海玄武岩，分高铝、高钛、高钾三类, 正面月海内分布为主,

生成深度较深，为100 ~ 500 km(?);

•      地幔岩, 富橄榄石，推测在地幔内,但目前尚未找到!

（3）提出了大碰撞与大岩浆洋理论, 从岩浆分异晶出与成岩过程来解释各类岩石的产出，形成了“月球新观”。这是美国、欧洲和俄国同行的重要贡献。新的阶段需要在很好研究前人经验的基础，在取得新数据的基础上，进一步通过多学科综合研究深化人们对月球的认识。作者将月球演化分为前酒海纪，酒海纪，雨海纪，艾拉托辛纪，哥白尼纪等。见图3。

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图3  月球岩浆洋理理论模式

（据Storffler，1990）

图中表示了不同岩石类型所处的构造部位

 

（a） 月壳和上月幔简化横剖面，时间约在约42 亿年，此时，推定的风暴洋纪撞击盆地形成不久，它势必使下月壳和上月幔隆升，将物质从残余熔融（原KREEP）层和某些含镁质岩套火成岩的层状深成侵入岩中带到近月表；（b）为（a）图的简化横剖面，不过是在约38 亿年，此时，雨海碰撞盆地形成不久。此图解释了富KREEP的岩类为何在盆地周围广泛产出。注意：阿波罗- 14登陆点主要采集的是雨海（Imbrium）的溅射物，而阿波罗- 16登陆点主要采集的是酒海(Nactaris)和雨海的溅射物。 In－岛海（Insularum）盆地；Nu－云海（Nubium）盆地

（4）提出了地球的壳、幔、核的层圈结构模型，但月球正面、背面有些不对称，背面许多基本结构还是不清的。认为月球各层大体是均匀的。见图4和图5。

Wieczorek’月球模型

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图4  Wieczorek给出的月球模型图（依据各种地球物理资料得出的）

月壳厚度表示了一个经度0°和180°的极对极剖面，浅月震和深月震依深度和纬度投影到月球正面半球内。尽管固态内核半径未完全确定，热状态研究表明，起码月核的某些部分业已结晶

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图5  依据阿波罗计划取得的地震数据得出的月球模型（据Nakamura et al. ，1982）

2．3 月球研究的几个问题

（1）关于月表溅射物堆积的厚度与结构特点。

  月球表面为溅射物覆盖,覆盖率达83%,由非火山的岩石，角砾岩，月土（矿物微小碎块)组成;  

最上层为一层极细的月尘层,导热性很差;

•       在沙丘月坑钻探取到了 2.4 m长的岩芯—顶部45 cm为一翻腾

层(400 Ma),下面可再细分成42层, 可能到58层, 可能为溅射岩粉的多层堆积; 堆积作用的结果?

•      溅射物堆积的厚度与结构特点，见下面有几种典型剖面:这是登

月地质学家亲自绘制的。见图6。

•      静海地区

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图6  静海Apollo-11 登月点附近地质剖面图

（据David M. Harland, 2002）

显示来自主要盆地的较老的喷射物被至少两种玄武质岩浆流所覆盖；雨海溅射物的存在是推断出来的；数字表示能够代表相应地层单元体的特别挑选的岩石样品号；混杂堆积层的基底（虚线）在某些局部地段穿透到了低钾的月海玄武岩中

 

Apollo-12登月点风暴洋东南地区地表剖面。见图7。

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图7  位于风暴洋东南穿过Apollo-12登月点的东西向地质剖面图

（据David  MHarland，2002）

表示大型冲击盆地中覆盖在更古老溅射物上的几个玄武岩熔岩单元的结构情况，这是推测

的雨海溅射物覆盖层；数字代表在不同地质单元采集的标本编号

 

Apollo-14登月点弗拉摩罗高地地表剖面（图8）。图9 为Apollo-14 的地表照片，表明地表疏松沉积很普遍，厚度不清。

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图8  位于弗拉摩罗高地的Apollo-14 登月点附近地质剖面图

（据David M. Harland, 2002）

图中显示了由撞击角砾岩聚集形成的弗拉摩洛建造中平缓层和凸起单元之间的关系

（据Swann等，1977）；图中数字表示相应单元体的岩石样品号，虚线代表月土的深度

 

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图9   Apollo-14地表照片

 

Apollo-15登月点在雨海的东缘哈德利-亚平宁地区地表剖面。见图10。

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图10  穿过Apollo-15 登陆点的一条北西-南东向地质剖面图

（据David M. Harland, 2002）

图中SE的高山为哈德利三角地山

显示了从月海到高地的复杂地质变化（据HSpudi和Rgder，1985；Swann 等，1972；Swann 等，1986，改编）；在月海处（左边）后雨海玄武质岩浆覆盖在雨海溅射物的厚堆积层之上；在高地区域（哈德利山，右），来自于澄海盆地的更老的（前雨海）溅射物覆盖在古老月壳之上；数字表示从不同单元体挑选出的月岩样本；LKFM 为比典型斜长岩月壳更富铁、镁组分的撞击熔融物

 

阿波罗-16登月点位于平坦的凯利建造及多丘的笛卡儿建造。见图11。

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图11  穿过Apollo-16登陆点附近的地质剖面图

（据David M. Harland, 2002）

登月点位于笛卡儿建造区内，这是一个多山多沟的高地。显示了由撞击撞掘出的大型月海盆地的溅射物形成的不同单元之间复杂的相互关系（据Spudis，1984；Stoffler et al.，1985，修改）；笛卡儿建造大部分来自较老的酒海盆地的溅射物；覆盖在凯利建造之上的覆盖层是被较年轻的雨海撞击事件所溅射带来的，它们大部分是由笛卡儿建造和某些雨海喷射物混合改造后形成的物质组成；人们推测笛卡儿建造和凯利建造覆盖在一个更老的（前酒海）大块月土层之上，该层由一层很厚的来自很多较老撞击事件的复杂碎屑岩组成；图中数字表示不同地质单元的岩石样品号

 

阿波罗-17的登月点在澄海盆地西南缘的金牛-利特罗峡谷。见图12。

 

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图12  穿过南丘、峡谷、北丘的一条地质剖面图

（据David M. Harland, 2002）

南丘、北丘上部为澄海溅射物；底部主要为危海及其它盆地的溅射物；数字表示从相应单元体挑选出的月岩样本

 

以上6个剖面给出的是不同来源溅射物的堆积层与山丘，深度很大。这些溅射物堆积，一是岩浆洋分异固化以后，外来的小行星、微星体物质，以及其他外来物质构成；一是原始月球壳层物质的碰撞产物。后者是月球岩浆洋分异产物，是月球物质分异系列的一部分，它与月球的形成演化有直接联系。遥感资料与取样分析结果对比如何说明月球基岩成分，又如何反映月球演化特点呢？！需要进一步深化。

 

(2)溅射物浅层成层堆积有什么地质含义。如Apollo-17地震剖面给出的结果（图13）。

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 图13  在Apollo-17登月点所作的地震测深浅层垂向地震速度图

 (据Cooper et al. , 1974)

从图上可以看出垂向上可以划分4层：5 ~ 20 m，20 ~ 50 m，50 ~ 400 m，400 ~ 1600 m，1600 m以下又一层；速度最高为900多m/s，其厚度未控制。各层速度基本均匀，但各层岩性还不清楚

 

图14为一种地质剖面分层解释。认为500 m以浅主要为细粒月土层；1~ 2 km深度以内主要是大小不同颗粒组成的溅射物堆积体。

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图14 月球柱状剖面图附有岩性与地震波速度对比                          （据Horz et al. , 1991）

这一剖面提出岩石的破碎可以一直延深到10 ~ 25 km。更深处岩层的地震波速度代

表什么意义? 需要得出Vp、VS随岩性的变化，这是地震学应用的工作前题

 

图15至图17为Apollo-17所作的月球轨道雷达实验结果。剖面经过风暴洋、澄海、危海；频率为5MHz，ξ=8.7，sol=400 m。见图15。

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图15 Apollo-17月球雷达探测路线图

     (据David M. Harland,  2002)

 

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 图16  Apollo-17月球雷达探测结果—地下浅层构造

(据David M.Harland,  2002)

在澄海下面发现在900 m和1.6 km深处存在着雷达反射层面（剖面中部）

 

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图17  在危海下面发现1.4 km深处存在一个雷达反射界面

(据David M.Harland,  2002)

 

雷达得到的反射界面，与地震测深结果可以大致对比

 

 

下图是日本月神1号所作的雷达成像剖面。见图18。

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图18  最新的日本探月雷达的探测结果

   (据David M. Harland,  2002)

图中标明了对5个月海测量结果。(1) 代表风暴洋区；(2) 代表雨海地区; (3) 代表澄海地区;（4）史密斯海为一个界面，各界面的深度都有些差别。成层界面都在几百米上下，雨海下面见有1 km深±的界面；（5）代表史密斯海区

 

Apollo-17雷达地层剖面与日本的雷达探测得出的成层结构与上述地震分层结果大体上可对比。表明，在月表条件下，现在雷达技术探测的深度在1 km以内，可以得到2个很好的分层。这种浅层延续很长的成层沉积（雷达反射和地震界面）有什么地质含义？

（3）已发现山体上和峡谷壁上出露的玄武岩或其他成层岩层的研究也是需要进一步的研究，查清其地质含义如图19和图20。

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图19 在哈德利山拍摄的倾斜成带现象

（据David M.Harland, 2002）

为远距离拍摄的照片拼图，显示了倾斜的“条带状”纹理出现在哈德利山的表面

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图20  在哈德利三角山拍得的银色山咀地层倾斜产出现象

（据David M.Harland,  2002）

 

（4）月球深层的岩性与结构。已确认月坑的中心峰出露有深部岩石,如多数为斜长岩,少数为苏长岩,  可能更真实地反映了月壳岩性,有必要加强工作。特别是风暴洋的深部取样，月球南极艾肯盆地（SP-Aitken Basin）底部取样，能否得到中下月壳物质?或者更深层位的岩石, 能否得到坑壁出露的原生岩石?以及月球内部有无流体（包括水冰）的探索？如水冰存在与否？是独立形态存在还是岩石中结晶水?含水岩石的性质与所处层位? 能否与地幔中流体联系起来?月球是成层的结构吗？月壳、月幔的厚度变化，岩性变化？以月壳为例：如1972年给出月球正面月壳厚度为64±2 km; 1977和1974年为>55 km (Apollo-12)；1982年为>58 km±8 km(Apollo-14)；2002年又得出38 km±3.8 km(Apollo-14,); 2003年为30 km±2.58 km(Apollo-14); 2006年又得出正面为34.25 km(Apollo-14); 2009日本用重力结果求出Apollo-12下面为45.1 km；Apollo-14下面为49.9 km。月球背面月壳厚度1980年给出为84±2 km；2006年H.Chenet等利用陨石撞击求出月球正面25点的地壳厚度变化大(23.0±10 km/s ~ 60.8±16.8 km/s)。可以看出数据分散度很大，是已有方法和数据处理的问题，还是这25点月壳厚度变化就是很大，或者是月壳厚度的界面并不清楚？均有待进一步研究改进!（图21和图22）。

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图21  月震中心分布图

 

(a)  表示月震集中分布在800 km ~ 1000 km深度区间;(b)  在上地幔中270 ~ 500 km深度区间,出现一速度低, 即Vp由7.74± 0.12 减为7.46±0.25 km/s; Vs 4.49±0.03减为 4.25± 0.11 km/s。这一现象与地球岩石圈下面的低速层相当，认为500 km以深为中月幔, 其Vp增加是与岩性变化有关, 而不是与均匀岩性条件下压力增加所致; 500 ~ 1000 km区间为中地幔，由于在800 km以上深月震突然消失表明上下两段岩性有变化,但地震数据确定不了; 根据一个月球背面的深震事件,推测有一个小的低速月核.还有待进一步求证。这一速度剖面代表地震网络哪一地区, 未见说明

 

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图22   地幔速度结构图

（据Gagnepain Beyneix et al. ，2006）

图中28 ~ 38 km为一过渡带,Vs从4.37增加到4.44 km/s,Vp不变;月球上地幔的Vs和Vp均增加；但238 ~ 488 km区间，Vs与Vp一减一加，而与上一结果不同；488 km以下，Vs不变而Vp减小，而与上一结果基本相同, 但深度差200 km; 4, 738 km以下，速度分别增高到8.15和4.50 km/s，相当于地球的岩石圈盖层的速度值。中地幔以辉石岩为主,下地幔更富镁质；这一剖面代表哪一个地质块体也未说清楚

 

这一8.15 km/s±的Vp值,在地球上地幔顶部条件下, 应是二辉橄榄岩(lherzolite)的速度值；也可能是发生榴辉岩 (ecologite) 的相变。

在月球条件下也可能仍然是橄榄岩的堆集体(accumulation)。迄今为止, 月球上发现这类岩石还很少。H.Chenet等（2002）给出地幔顶部Vp为7.75 km/s, Vs为4.5 km/s。在238~ 458 km和458 ~ 738 km深度区间温度分别为575°C和960°C，较低。

 

 

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图23和图24是日本的赵大鹏和中国的雷建设所作的P波和S波的层析成像图。

 

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图23  沿阿波罗登月点4条剖面所做的 P波层析成像图

(据赵大鹏等，2008)

  

 

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图24  沿阿波罗登月点4条剖面所做的S波层析成像图

(据赵大鹏等，2008)