月震

　　在月球上發生的“地震”。1969年人類首次將地震儀送上瞭月球，開始觀測到月球上也有類似於地震的月面振動現象。

　　月面觀測　1969年7月21日美國發射的“阿波羅”11號登月飛船首次將地震儀送到月球表面。此儀器由三分向長週期儀器和一分向短週期垂直向儀器組成，儀器性能同世界標準地震臺（見地震觀測）所用儀器性能基本相同。儀器記錄同登月其他觀測資料一樣，用無線電波直接傳至地球，可獲得連連續實時記錄。在以後的“阿波羅”登月飛行中又送去5個月震觀測站，即1969年11月19日“阿波羅”12號、1971年2月5日“阿波羅”14號、1971年7月31日“阿波羅”15號、1972年4月21日“阿波羅”16號、1972年12月12日“阿波羅”17號登月飛船攜帶的月震觀測站。全部月震觀測站，除第一個隻工作瞭21天外，其他5個均連續工作至1977年9月30日，其中持續時間最長的取得瞭8年的月震記錄資料。

　　月球上的幹擾環境與地球上的有很大不同。接收震波的環境條件包含兩方面的內容：一是內部非震源產生的幹擾；二是震波傳播的特性。一般來說，接收震波幹擾的大小取決於該星體有無大氣和海洋，地球上兼有大氣和海洋，所以是一個強幹擾的星體。月球既無大氣又無海洋，是一個寧靜的星體。月震幹擾水平極低，因此儀器的靈敏度可以比在地球上提高約1 000倍。月球上的幹擾水平約在1納米的數量級，周期約2秒，在月球上的“白天”出現。這種幹擾的出現，可能是由於熱脹冷縮的機制所致。

　　在月球內震波傳播的特性與地球的有很大不同。例如，“阿波羅”13號拋出的上升級火箭被用來撞擊月面作為模擬的可控震源（計算出能量相當於地震4～5級的能量），在距撞擊點115千米處的月震站上記錄到持續達4小時之久的月震波。在地球上，一次4～5級地震在100千米以外的臺站上記錄，其記錄持續時間僅為數分鐘。產生這種差別的原因是，月殼外層（0～20千米）震波的衰減甚小，其品質因子Q≥3 000，同時可能存在著強烈的散射。

　　月震類型　已經觀測到的月震有3種主要類型：

　　①熱成因型月震。已記錄到的熱成因型月震發生在距臺站數千米的范圍內，顯然，這種月震是在太陽輻射產生的熱應力的作用下，使月球表面破裂或坍塌而形成的。

　　②高頻遠震型月震。這種月震發生於月球的淺部，周期性不明顯。這類月震的成因是月殼早期殘存應力的釋放。其釋放的能量較高，曾測到相當於地震體波震級5級的大月震。大小月震數量之間有與地震相似的關系，月震的b值為0.5左右。高頻遠震型月震的應力降約為10兆帕，很像地球上的板內地震。這類月震發生的次數不多，每年約5次，每年釋放的總能量約為10¹⁰焦耳（地震為10¹⁸焦耳）。

　　③深源型月震。這種月震數量較多，但震級不大(m_b<3)。震源深度在700～1 100千米之間，平均約為900千米，這比地球深源地震的深度大得多。但就壓力而言，月球深度900千米處的壓力約為3吉巴，相當於地球100千米深度上的壓力。深源型月震的時間分佈與月球潮的周期密切相關。“阿波羅”12號所設置的月震觀測站附近有一個深源型月震區，此處的深源型月震具有較典型的周期特性。

　　月球內部結構　根據月震觀測資料對月球內部結構作出以下推斷（見圖和表）：

月球內部P波和S波速度與壓強、深度的關系

月球表層為4～12米厚的風化土壤層，縱波速度v_p約為100米/秒。月殼厚度在近地側較薄，約為40～60千米；遠地側厚度可達150千米。在距月球表面1～2千米的深度范圍內，v_p＜1千米/秒，這一層可能屬於粉碎熔巖的沉積固結物。在1～2千米深處v_p有較大躍變，增至3～4千米/秒，由此直到20千米深處波速有較快的增加，至20千米深處波速又稍有躍變。這一層是月殼的外層，估計由碎石和大范圍的破裂巖石組成。由於壓力隨深度的增加，使破裂逐漸閉合，在20千米深處，破裂的巖石完全固結在一起，這就進入月殼的內層。在深度為20～60千米的月殼內層，縱波速度v_p為常值。在深度60千米附近，v_p又有躍變，此處即為月殼與月幔之間的界面。橫波可以通過月幔。月幔的底部大約在1 000千米深處附近，深源型月震即發生在月幔底部。上月幔和下月幔的分界大約在400～500千米深處附近。下月幔的波速稍有減小。橫波實際上不能通過月幔以下的區域。這個觀測結果說明，半徑約為700千米的月核可能是部分熔融的。這要求月球內部的溫度達到1 500℃。