1 引言

相对于地球表面，月球的表层岩石类型要简单得多，迄今发现的主要类型包括亚铁斜长岩、富镁岩套、富碱岩套、月海玄武岩(包括含KREEP玄武岩和不含或贫KREEP组分的普通“月海玄武岩”)，而月球岩浆洋(LMO)的演化可以通过主要岩石类型的形成时间和组成的演化关系进行限定(张福勤等, 2010).月球相对简单的组成特征和演化历史表明月球符合“单板星球”的特征，缺乏与长期内动力构造演化相关而高度分异的衍生物(张福勤等, 2010)，模型计算也证明了月球的单板结构(Richards et al., 2001；O′Neill et al., 2007)，这与地球的板块构造有很大的差异.尽管如此，但月球的内部地球物理特征、表面地球化学特征以及地形分布表现出较一致的区域差异性，表明月球存在不同的大地构造单元.

通过人在地球上的裸眼观察就可以发现，月球正面月表可以被分为反照率不同的暗色区域和亮色区域，显示出二分特性.早在17世纪，伽利略通过自制望远镜观测发现，月表暗色区域较平整而亮色区域起伏不平，具有不同的形貌特征和构造样式(Whitaker, 1978)，其暗色区域被称为月海(mare或maria)而亮色的区域被称为高地(terra或highland)(Wilhelms et al., 1987).根据Apollo时代的探测数据，前苏联科学家科兹洛夫和苏利季—康德拉季耶夫于1967年和1968年进一步提出，月球的一级构造单元可分为高地构造区域和月海构造区域，在这两个一级构造单元中还可以再细分出二级构造单元(欧阳自远, 2005).

进入20世纪90年代之后，进一步的探测数据表明月球具有更复杂的构造格架，除月陆、月海的构造划分之外，南极艾肯(South Pole-Aitken, SPA)盆地及其邻近区域在地球物理场、岩石圈结构、地球化学性质以及形貌特征等方面的独特性已从多种已获取的数据中体现出来(Neumann et al., 1996; Pieters et al., 1997; Lucey et al., 1998; Cook et al., 2000; Shevchenko et al., 2007; Smith et al., 2010; Andrews-Hanna et al., 2013; Lemoine et al., 2013, 2014; Wieczorek et al., 2013)，而SPA盆地的在演化路径上也独立于其他月球区域(Pieters et al., 2001；Arai et al., 2008).根据Clementine多光谱数据以及Lunar Prospector能谱数据得到的铁元素和钍元素分布，Jolliff等(2000)定义了月球的三个化学地体：斜长岩高地地体(FHT)、风暴洋克里普地体(PKT)和南极艾肯地体(SPAT)，这一划分从月表地球化学的角度将月球分为了三个单元，缺乏地球物理场的约束.基于对三大化学地体的认识，Liu等(2009)进一步建立了月球地体构造的星子堆积起源模式.

月球的地球物理、地球化学及地形地貌特征表明，早期基于单一数据对月球的构造格架按照月陆、月海二分的方式并不能完全概括月球的地质-构造演化特征.基于最近的多种探测数据的融合分析，本文旨在通过研究月球在内部地球物理结构、表面地球化学性质以及月表形貌等方面的分区特征，建立月球的三元结构的全球性构造格架，包含三个大地构造单元：主要位于正面风暴洋区域的月海构造域，位于南极艾肯盆地及其邻近区域的南极艾肯盆地构造域以及余下以高地为主的月陆构造域.三个构造单元的演化历史具有明显的差别，这可能主要受控于各构造域的深部构造特征及物质成分尤其是生热元素的不均一分布，而月球形成初期的岩浆洋不均一结晶可能是物质的不均一分布的起源(Arai et al., 2008).

2 基于不同要素的月球大地构造单元

本次研究将近年来月球探测获得的不同类型的典型成果数据作为识别月球构造域的研究对象.由于各数据的数值分布无法在空间上完全分割，比如高地区域虽然整体上高程最高，但其中一些盆地的高程比月海中的部分区域还低，所以不能通过直接对数值分割达到划分各构造单元的目的，本文采用了目视的方法识别各构造单元的边界.为了提高目视解译的精确度，我们使用了伪彩色图像处理，它是基于一种指定的规则对灰度值赋以颜色的处理，本次处理中颜色是均匀添加的，以防止人为扩大或缩小色彩所代表的值域范围.伪彩色处理的影像不同颜色代表了不同的数值，两个像素点的颜色差异越大则数值差异越大，因此颜色差异最大的位置代表了不同构造单元的边界.由于人眼对色彩有极高的分辨能力，可以辨别几千种彩色色调和亮度(Gonzalez and Woods, 2006)，根据本文使用数据的数值分布范围，这种方法的分辨率在理论上可以达到1个数值单位.

2.1 基于特殊地球物理特征的月球大地构造单元

月球的地球物理研究包括月球的重力场模型、磁场分布、电导率分层、月震波的传播、内部热流值等物理场的分布以及月球的内部结构(欧阳自远, 2005).月球地球物理性质尤其是重力场分布和月壳岩石圈结构特征是圈定全球性构造单元的主要依据，同一个岩石圈构造单元的不同块体具有相似的地壳类型、地壳结构和分层特征，地壳厚度相近或有统一的变化规律(李廷栋, 2006).目前对月球的地球物理研究主要是通过地震波观测和重力场观测，认识月球内部结构最有效、最直接的方法就是进行月震观测，然而目前月震研究资料十分有限，只有Apollo时代建立的位于月球正面的观测网数据，通过这些数据已经得到了月球的圏层结构(Lammlein, 1977; Nakamura et al., 1982).然而，由于Apollo台阵台站数量和空间位置的限制，基于月震数据的月球内部结构的研究主要集中于月震仪下方月壳厚度计算及上月幔一维速度模型的建立，且分辨率也相当有限，还具有很大的不确定性(姜明明和艾印双, 2010).而月球的重力场数据可以通过探月卫星的轨道数据反演(Mazarico et al., 2010; Yan et al., 2010; Zuber et al., 2013a)，能够达到全月覆盖且不需要进行月面的人工操作，因而是比月震观测更加可行的获取月球内部结构的方法.

基于重力场的月球地球物理性质研究始于1966年前苏联发射的环月探测器Luna 10(Akim, 1966)，同年8月，美国第一个环月探测器Lunar Orbiter(LO-I)发射成功，LO系列卫星进行了早期的月球轨道和质量分布探测(Lorell, 1970).由于受数据质量及计算科学发展水平的限制，Apollo时期只得到了最高16×16阶的月球重力场模型(Lemoine et al., 1997)，进入90年代后，随着计算机技术的飞速发展，Konopliv等(1993)利用Apollo时期的数据推出了展开至60阶的月球重力场模型Lun60d.随着第二次探月高潮的升温，对月球重力场模型的研究也取得了巨大进步，综合Clementine和前期的探月的轨道数据，Lemoine等(1997)得到了70阶的月球重力场模型GLGM-2.为了详细探测月球的重力场数据以研究月球的内部结构，NASA于2011年9月发射了GRAIL(重力回溯及内部结构实验室)双生探测器专门负责提供高分辨率的月球重力数据(Zuber et al., 2013a)，目前已利用GRAIL重力场数据计算出了420阶的重力场模型GL0420A(Zuber et al., 2013b)、660阶重力场模型GRGM660PRIM(Lemoine et al., 2013)和900阶的重力场模型GRGM900C、GL0900D等(Konopliv et al., 2014; Lemoine et al., 2014).此外，中国利用嫦娥一号数据研制了50阶的月球重力场模型CEGM-01(Yan et al., 2010)，日本也利用本国的SELENE探月数据研制出了100阶的月球重力场模型SGM100i(Goossens et al., 2011).基于以上重力场模型，许多学者联合地形数据得到了整个月球的月壳厚度分布模型(Wieczorek and Phillips, 1998; Ishihara et al., 2009; 丰海等, 2012；Wieczorek et al., 2013).为了进行基于地球物理的月球构造单元划分，我们使用了PDS (Planetary Data System)上公布的GRGM900C模型的布格重力异常数据，因为数据范围的限制，该数据是被截断为600阶发布的，此外还使用了Wieczorek等(2013)利用GRAIL重力场数据和LOLA地形数据得到的平均月壳厚度为43 km的月壳厚度模型(图 1).

布格重力异常的分布表明，月球存在三个基于重力异常的构造单元，分别是月海构造域、月陆构造域和南极艾肯盆地构造域(图 1).月海构造域主要覆盖月球的正面风暴洋区域，以正异常为主，包含了9个质量瘤盆地(Konopliv et al., 2001)，重力异常分布从-183.51 mGal到740.49 mGal，平均重力异常为99.07 mGal；月陆构造域主要覆盖月球背面高地，以负异常为主，包含了10个质量瘤盆地(Konopliv et al., 2001)，重力异常分布从-726.57 mGal到513.37 mGal，平均重力异常为-211.18 mGal；南极艾肯盆地构造域具有显著的正异常，含有两个质量瘤盆地(Konopliv et al., 2001)，重力异常分布从-203.64 mGal到594.53 mGal，平均重力异常为196.46 mGal(表 1).

同布格重力异常的分布一样，月壳厚度分布特征也显示出了月球的三个同类型的大地构造单元(图 1).三个构造单元中，月海构造域的最低厚度为2.48 km，最大厚度为70.52 km，位于月海盆地外围的环形山上，平均厚度38.48 km；月陆构造域是月壳最厚的构造单元，最大厚度达到81.23 km，最小厚度为0.55 km，这也是该模型中月壳最厚和最薄的地方，分别位于赫兹斯朋(Hertzsprung)盆地西侧高地和莫斯科海，月陆构造域的平均厚度达到51.29 km；南极艾肯盆地构造域主要是南极艾肯盆地所在的区域，撞击挖掘导致它的月壳厚度较薄，平均厚度32.18 km，最大厚度为65.55 km，最薄的地方5.36 km(表 1).

2.2 基于特殊地球化学特征的月球大地构造单元

早期的研究者认为月壳是一个简单的分层堆积结构，由一个上面覆盖着基性岩石(月海玄武岩)和熔融残留体(克里普岩)的斜长岩质上月壳和近水平的下月壳基底所组成(Taylor and Jakes, 1974).这种结构的形成主要来源于月球早期岩浆洋中岩浆的分异结晶作用，因为该模式能够合理解释高地岩石和月海玄武岩的地球化学特征而被人们广泛认可(Papike et al., 1976; Warren and Wasson, 1979; Walker, 1983; Warren, 1985).随着月球探测的深入，人们逐渐认识到月球正面和背面在物质分布上存在明显的差异(Warren and Rasmussen, 1987；Metzger, 1994)，表明其地质演化过程有所不同.Jolliff等通过月球卫星观测数据证实了整体月表化学成分上的非均一性，基于Clementine多光谱数据反演的FeO含量分布和Lunar Prospector伽马能谱数据反演的Th含量分布，将全月分为了3个化学地体：

(1)风暴洋克里普地体(Procellarum KREEP Terrane, PKT)，成分以玄武岩质岩石为主，具有非常高的钍含量和铁含量.

(2)高地斜长岩地体(Feldspathic Highland Terrane, FHT)，主要位于月球背面，成分以长石为主，钍和铁的含量相对较低.

(3)南极艾肯地体(South Pole-Aitken Terrane, SPAT)，相对于FHT具有较高的钍和铁含量，但是都没有PKT高.

在月球上，Th元素和Fe元素是有重要指示意义的两类元素.在岩浆演化的过程中，Th元素等生热元素提供了一个长期的热环境，生热元素的非均一分布可导致岩浆洋的非均一固化，从而形成月壳的不对称性(Wasson and Warren, 1980)，因此Th元素的分布对风暴洋周围的月海区域的影响从岩浆洋早期分异到最晚的月海玄武岩形成阶段都有影响(Schultz and Spudis, 1983).此外，Th元素在KREEP物质中含量较丰富，通常作为识别KREEP的指示性元素(Warren and Wasson, 1979).月球Fe元素有助于揭示月球的起源和发展，定义月表化学和矿物(Zhang and Bowles, 2013)，Fe元素是玄武岩的主要成分之一，通常随着月壳深度的增加铁镁质物质浓度升高(Lucey et al., 1995)，所以铁元素的分布规律可以揭示自月球深部挖掘的成分.借助于Lunar Prospector伽马谱数据，Lawrence等(2002a, b)得到了全月球钍和铁(以FeO表示)的含量分布(图 2)，可以被用来确定以地球化学为基础的月球大地构造单元.

根据以Th和FeO为代表的地球化学特征，也可以将月球划分为月海、月陆和南极艾肯盆地三个构造域.在三个构造域中，Th元素和Fe元素的含量具有相似的特征，两种成分均在月海构造域内含量最高，尤其是在风暴洋区域，其次在南极艾肯盆地构造域中含量也较高，两种成分在月陆构造域中含量最低(图 2、表 2).月球KREEP岩主要位于月海单元中，其U和Th的含量超过球粒陨石300倍，这暗示月球上很大一部分生热元素集中于这一独立的地球化学省中(欧阳自远, 2005)，据初步估算，占月壳10%体积的该区域中，集中了月壳中大约40%的Th元素(Jolliff et al., 2000)，Haskin(1998)更认为在风暴洋和雨海地区的月壳下面一定是富Th的KREEP高度富集的地点，在风暴洋区月海玄武岩的下面覆盖着一层比月海玄武岩厚得多的克里普岩.南极艾肯盆地构造域有月球上最大的撞击盆地，其挖掘深度可能达到下月壳甚至上月幔(Pieters et al., 1997；Cintala and Grieve, 1998; Lucey et al., 1998; Pieters et al., 2001)，因此盆地内的Th元素和Fe元素异常可能指示了月球内部的成分分布特征，对于研究深部月壳成分及其演化有重要意义.

2.3 基于地形特征的月球大地构造单元

月球地形是月球内、外地质作用对月壳综合作用的结果.内动力地质作用造成了较大尺度的月表起伏，控制了高地、洼地分布的轮廊，决定了地貌的宏观格架，也是形成月球不同大地构造单元的原始因素.对于外动力地质作用来说，由于月球表面没有植被，也没有像地球表面有切割作用的水流，没有人工改造，没有风蚀作用等等，最主要的月壳改造作用是陨石撞击以及影响相对较弱的太空风化作用，撞击过程的挖掘和堆积作用导致了月球局部的地形起伏.因此，月球地形的宏观格局是月球构造格架的一种表现形式，反映了月球的大地构造单元分布.

研究月球的地形特征主要利用月球的数字高程模型(DEM).目前获取月表高程数据主要有两种手段：一是利用绕月卫星的激光测距传感器获取月球表面的点云数据，进行处理后就可生成月球的DEM影像产品(Li et al., 2010)；二是利用可以立体成像的CCD光学传感器获取月球表面的数字影像，通过立体成像模型的处理可以获取月表的数字地形图(Hofmann et al., 1984; 王任享, 2006).2010年美国发射的LRO(Lunar Reconnaissance Orbiter)月球轨道探测器上携带的LOLA(Lunar Orbiter Laser Altimeter)激光高度仪获得了目前应用最广泛也是质量最好的月球地形数据(Smith et al., 2010)，本文选用了分辨率为0.02°的LOLA数据进行月球地形单元的划分.

从月球的地形分布上看，月球的三元结构构造格架不仅在内部纵向的地球物理场及表层横向的地球化学场上有显示，而且也与月球的表面地形分布相耦合，基于地形的月海构造域、月陆构造域和南极艾肯盆地构造域依然存在(图 3).月海构造域地形较低，其范围从-6818 m到4824 m，平均高程为-1225 m(表 3)，其典型的形貌单元是被月海玄武岩充填的月海盆地，月球上除东海、莫斯科海和智海以外的19个月海都分布在月海构造域中；月陆构造域是月球上的高地形区域，高程最高值10777 m，最低值-6051 m，平均高程值1382 m(表 3)，莫斯科海和东海位于月陆构造域；南极艾肯盆地构造域因南极艾肯盆地撞击事件形成，高程值变化较大，在盆地边缘处最高，为6902 m，在盆底最低，为-9120 m，平均高程-2721 m(表 3)，构造域中唯一的月海—智海位于盆地边缘附近.

3 讨论

为了综合显示月球的地球物理、地球化学和地形数据的特征，我们利用RGB彩色模型制作了包含三种分量的假彩色影像(图 4).首先，将布格重力异常数据、FeO和Th两种地球化学成分含量数据和LOLA高程数据全部线性拉伸到0到255的范围内，保持直方图分布不变；然后，对FeO和Th两种地球化学成分的分布在每个像素上取平均值，由于月球上铁和钍的分布具有强烈的正相关性且都反映了岩浆活动的性质，这种处理融合了两种与月球岩浆演化有关的最重要的地球化学成分；最后，将拉伸后的布格重力异常异常数据赋给红色通道，FeO和Th的平均含量数据赋给绿色通道，LOLA高程数据赋给蓝色通道，得到融合了地球物理、地球化学和地形数据月球影像(图 4).

3.1 月球东翼的构造域边界差异

图 4表明融合了地球物理、地球化学和地形特征的数据同样显示了月球三元结构的构造格架.将基于不同研究对象独立划分的月球三大构造域边界进行对比可以发现(图 4)，它们在西半球具有较好的一致性，而在月球东翼存在很大的差异.受FeO和Th元素分布的影响，在三大构造单元中，基于地球化学特征划分的月海构造域和月陆构造域与基于地球物理和地形特征划分的差异明显，而南极艾肯盆地构造域的范围在各种条件下都比较一致.

基于Th元素分布划分的月海构造域范围明显更小而月陆构造域更广，月海构造域主要围绕风暴洋分布.风暴洋之外的月海钍浓度普遍较少，几乎与高地无异，只有洪堡海的钍含量相对较高，但不大于5.3 ppm.基于FeO分布划分的月海构造域范围同样比基于地球物理和地形划分的范围要小，但比基于Th元素分布划分的要大，月海构造域在西半球主要沿着风暴洋的边界分布，而在东翼包含了包括洪堡海在内的更多月海.从分布上看，Th元素的含量受风暴洋的控制更严重，它随着KREEP岩出露，覆盖了几乎整个风暴洋.

Th是不相容元素，通常认为在月球岩浆洋演化的过程中Th元素作为残留相存在于原始月壳和月幔之间(Taylor, 1982；Shearer and Papike, 1999).富Th的KREEP物质只在月球的风暴洋区域富集似乎意味着月球岩浆洋的终期残渣最后被堆积在这里，而关于这一过程的解释存在不同的观点(Warren, 2001；Parmentier et al., 2002).FeO同样在风暴洋区域含量最高，不同的是，在风暴洋之外的月海盆地中Th含量低但FeO含量很高.月表铁元素主要随着月海玄武岩出露(Neal and Taylor, 1992; Snyder et al., 1992；Gillis et al., 2004)，反映了岩浆活动的强度，是月海构造域中区别于其他构造单元的典型成分.

虽然基于Th和FeO两种地球化学成分定义的月海、月陆构造域边界与其他条件下的边界有较大差异，但Th元素集中分布在风暴洋区域中，只是构成了一个化学地体，是岩石圈尺度上月海构造域中的一块特殊地区，地球物理场的特征表明它还不能控制整个月球构造格架的分布.而与岩浆演化有关的另一化学成分FeO所代表的月海玄武岩的分布扩大了月海构造域的范围，使它与基于地球物理和地形划定的范围已经十分接近了.无论如何，尽管存在范围上的差异，但三元结构的月球构造格架始终存在.

3.2 三大构造域的差异性演化

岩石圈主要通过具有三维结构的块体反映其地质、地球物理、地球化学的总体特征，而且主要反映了地质历史时期多次改造、重塑的现今岩石圈物质组成和结构构造(李廷栋, 2006).本文探讨的月海、月陆和南极艾肯盆地三大构造域在月壳的地球物理结构、地球化学成分和地形地貌上均有各自的独特性，它们具有不同的演化过程和地质改造历史.各构造域的差异性演化过程可以为类地行星的演化提供参考，而保留完好的地质记录成为了追溯月球地质-构造事件的线索.

根据月球的岩浆洋模型(Wood et al., 1970；Elkins-Tanton et al., 2011)，月球斜长质月壳最先结晶形成，因此主要由斜长质月壳组成的月陆构造域是月球最古老的构造单元，其演化过程大致停留在岩浆洋结晶作用末期，虽然被随后发生的无数撞击事件部分改造，但其整体的岩石圈结构没有被破坏.斜长岩结晶形成高地之后，月陆构造域只有两个岩浆作用区，分别位于酒海纪形成的莫斯科海盆地和雨海纪形成的东海盆地(Wilhelms et al., 1987)，莫斯科海盆地从39亿年前到25.7亿年前经历了6个期次的玄武岩喷发(Morota et al., 2009)，东海盆地的岩浆作用时间从37亿年前持续到了16.6亿年前(Whitten et al., 2011).月陆构造域的内动力地质作用演化周期短，稳定时间早，且后期岩浆作用的范围和强度都很有限，所以保存最为丰富的月球撞击记录，对于研究早期撞击构造和撞击构造的退化有不可取代的作用.

月海构造域主要覆盖了月球正面的月海，岩石类型以低反照率的月海玄武岩为主，演化周期较长，演化时间停留在约20亿年前月海玄武岩充填作用截至时.传统观念认为：岩浆洋结晶之后形成了覆盖全月的斜长质月壳(Shearer and Papike, 1999)；之后在约3.8—4.1 Ga经历了后期重轰击(late heavy bombardment, LHB)，在月球正面形成一系列大型撞击盆地(Kring, 2003；Gomes et al., 2005)；在雨海纪晚期约36—38亿年前撞击盆地底部开始出现大规模的玄武岩溢流充填，在33—35亿年前又发生了较弱的岩浆作用，此后持续到约20亿年前都有小型的岩浆作用发生(Hiesinger et al., 2000, 2010).然而也有观点认为，月球正面形成了更多大型撞击盆地是由于生热元素的不均匀分布导致的，实际上正面和背面遭受的撞击是相同的(Miljkovic et al., 2013)，此外月海构造域的岩浆活动可能持续到了约15亿年前(Morota et al., 2011).

南极艾肯盆地构造域是由于南极艾肯(SPA)盆地的撞击事件形成的，SPA盆地是月球上最大、最古老的撞击盆地(Wilhelms et al., 1987)，形成于月壳固化后的早期，是第一批留下记录的撞击构造，代表了月球外动力地质作用起主导的起始.SPA盆地巨大的撞击挖掘作用使得该构造域月壳非常薄，然而在月海大规模形成时期却没有经历玄武岩充填，只在盆地边缘的智海中出现了玄武岩充填(Kramer et al., 2011)，此外，在阿波罗、薛定谔等盆地内有少量的岩浆出露(Kramer et al., 2013).南极艾肯盆地构造域的月壳最薄，然而演化过程中没有出现广泛的岩浆活动是一个十分难解的现象，一个合理的解释可能是其生热元素的不均一分布(Wieczorek and Phillips, 2000；Miljkovic et al., 2013).

3.3 月球地质-构造演化研究的意义

在地球上，通过对地质构造的研究，可以掌握不同尺度构造运动的发生、发展和终止过程，了解这一过程对地球形貌、矿产资源、环境和生物演化等产生的影响.在以月球研究为代表的行星地质学研究中，尽管研究方式和手段有很大的区别，但通过对行星表面地质-构造现象的研究，同样有助于我们了解行星的形成、结构和演化以及与地球的关系.特别地，月球的演化在30亿年前已基本终结(Jolliff et al., 2006)，因此月球形成最初8亿年的历史在月球上被较好地保留下来了，而这一段演化历史在地球上的记录已经被湮没殆尽.

另一方面，正是因为月球保留了早期地质演化的记录，所以月球也就同时保留了太阳系撞击事件发生发展的整部历史.因此，月球地质-构造格架及构造域演化历史的研究可以为太阳系演化的两种动力学过程进行示范，即月球的撞击事件可以反映外动力地质作用的过程，而月球岩浆洋演化与月壳形成以及后期岩浆和火山作用的过程可以反映内动力地质作用的过程，这些重要的地质过程，不仅是形成当今月球形貌、构造的主要过程，也是太阳系其他类地行星所共有的演化过程(Cordell and Strom, 1977; Grieve and Cintala, 1997; O′Neill et al., 2007)，对月球和行星后期演化起到重要的制约作用.通过对月球不同大地构造单元进行划分并对地质-构造演化序列进行梳理，可以科学地探讨月球不均一演化的起源，并为重建太阳系演化过程提供参考.

4 结论

(1)本文开展了分别基于地球物理(布格重力异常和月壳厚度)、地球化学(Th和FeO)和地形多源数据的月球大地构造单元划分，三类研究对象都表明月球的构造格架是一个三元结构，包括：月海构造域、月陆构造域和南极艾肯盆地构造域，这是月球在全球尺度上新的构造格架，三个大地构造单元既有成分和地形的横向表面延伸又有内部地球物理结构的纵向深部延伸，且具有相异的演化过程，是在月球岩石圈中的三个独立对象.

(2)不同的月球大地构造单元具有不同的演化特点，月陆与月海相比，无论从演化时间上还是演化的事件上都有很大的不同，而南极艾肯盆地作为月球上最大、撞击挖掘最深的盆地却没有发生像雨海盆地一样的大规模玄武岩溢流，这些现象的根本控制因素是什么一直是月球科学研究中的难解之谜.开展月球全球性构造格架及其演化的研究是进行这一难题探讨的基础和前提，只有划分出科学合理能真正反映月球形成早期状态的大地构造格架，才能更方便探讨其演化差异的根本控制因素.

(3)三元结构的月球构造构架是对以往月球二元结构认识上的升华，保留了二元结构中月陆、月海的划分，但根据基于最新各种探月数据的对月球的新认识，增加的南极艾肯盆地构造域这一特殊的大地构造单元.本文对月球全球性构造格架做了初步探讨，旨在确立三个大地构造单元的存在性，基于不同的参考对象识别的构造单元边界在一些区域还不能很好的匹配，各构造单元最终边界的确定将是下一步研究的重点.

致谢

本文采用的布格重力异常数据来自PDS上发布的Lemoine等人的计算结果，月壳厚度数据使用了巴黎地球物理学院Wieczorek研究员发布的成果，Th元素和FeO含量数据来自PDS地学数据节点发布的Lawrence等人的计算结果，在此一并表示感谢！同时感谢审稿专家对本文提出的宝贵意见！