[拼音]：yuezhen

[外文]：moonquake

在月球上发生的“地震”。1969年人类首次将月震仪送上了月球，开始观测到月球上也有类似于地震的月面振动现象。

1969年7月21日美国发射的“阿波罗”11号登月飞船首次将月震仪送到月球表面。月震仪由三分向长周期仪器和一分向短周期垂直向仪器组成。仪器性能同世界标准地震台网（见地震观测）所用仪器性能基本相同，但灵敏度较后者提高了约1000倍。仪器记录同登月其他观测数据一样，用无线电波直接传至地球，可获得连续实时记录。自“阿波罗”11号第一次安置月震仪后，在以后的“阿波罗”登月飞行中又送去5个月震站(即1969年11月19日“阿波罗”12号;1971年2月5日“阿波罗”14号；1971年7月31日“阿波罗”15号；1972年4月21日，“阿波罗”16号；1972年12月12日，“阿波罗”17号登月飞船携带的月震站)。全部月震站，除第一个只工作了21天外，其他5个月震站均连续工作至1977年9月30日，其中持续时间最长的取得了 8年的月震记录资料。

月球上的干扰环境与地球上有很大不同。接收震波的环境条件一般包含两方面的内容：一是内部非震源产生的干扰；二是震波传播的特性。一般来说，接收震波干扰的大小常取决于该星体有无大气和海洋，地球上兼有大气和海洋，所以是一个强干扰的星体。月球既无大气又无海洋，是一个宁静的星体。月震干扰水平极低，因此月震仪的灵敏度可以比地震仪提高约1000倍。月球上的干扰水平约在1纳米的数量级，周期约2秒，在月球上的“白天”出现。这种干扰的出现，可能是由于热涨冷缩的机制所致。

在月球内震波传播的特性与地球的有很大不同。例如，“阿波罗”13号抛射出的上升级火箭撞击月面作为模拟可控震源（计算出能量相当于地震4～5级的月震），这个震源在距撞击点 115公里处的月震站上记到了持续达4小时之久的月震波。在地球上，一次4～5级地震在百公里以外的台站上记录，其记录持续时间仅为数分钟。产生这种差别的原因是，月壳外层(0～20公里)震波的衰减甚小，其品质因子Q≥3000，同时可能存在着强烈的散射。

已经观测到的月震有3种主要类型：

（1）热成因型月震　已记录到的热成因型月震发生在距台站数公里的范围内，且几乎都发生在同一个太阴月相上。显然，这种月震是在太阳辐射产生的热应力的作用下，使月球表面破裂或坍塌而形成的。

（2）高频远震型月震　这种月震发生于月球的浅部，周期性不明显。这类月震的成因是月壳早期残存应力的释放。其释放的能量较高，曾测到相当于地震体波震级5级的大月震。大小月震数量之间有与地震相似的关系，月震的b值（见地震活动性）为0.5左右。高频远震型月震的应力降（见震源机制）约为10兆帕，很像地球上的板内地震。这类月震发生的次数不多，每年约5次，每年释放的总能量约为1010焦耳（地震为1018焦耳）。

（3）深源型月震　这种月震数量较多，但震级不大(mb＜3)。震源深度在700～1100公里之间，平均约为900公里，这比深源地震的深度大得多。但就压力而言，月球深度900公里处的压力约为3吉巴，相当于地球100公里深度上的压力。深源型月震的时间分布与月球潮的周期密切相关。“阿波罗”12号所设置的月震站附近有一个深源型月震区，此处的深源型月震具有较典型的周期特征。

根据月震观测资料对月球内部结构作了以下推断（见图）：月球表层为4～12米厚的风化土壤层，纵波速度vP约为100米／秒。月壳厚度在近地侧较薄，约为40～60公里;远地侧厚度可达150公里。在距月球表面1～2公里的深度范围内，vP<1000米／秒，这一层可能属于粉碎熔岩的沉积固结物。在1～2公里深处vP有较大跃变，增至3～4公里／秒，由此直到20公里深处波速有较快的增加，至20公里深处波速又稍有跃变。这一层是月壳的外层，估计由碎石和大范围的破裂岩石组成。由于压力随深度的增加，使破裂逐渐闭合，在20公里深处，破裂的岩石完全固结在一起，这就进入月壳的内层。在深度为20～60公里的月壳内层，纵波速度vP为常值。在深度60公里附近，vP又有跃变，此处即为月壳与月幔之间的界面。横波可以通过月幔。月幔的底部大约在1000公里深处附近，深源型月震即发生在月幔底部。上月幔和下月幔的分界大约在400～500公里深处附近。下月幔的波速稍有减小。横波实际上不能通过月幔以下的区域。这个观测结果说明，半径约为700公里的月核可能是部分熔融的。这要求月球内部的温度达到1500℃。

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