月球巖漿洋演化的實(shí)驗(yàn)巖石學(xué)研究進(jìn)展*

李瑞 劉建忠 龐潤連 朱丹 鞠東陽, 3 杜蔚, 4**

1. 中國科學(xué)院地球化學(xué)研究所，月球與行星科學(xué)研究中心，貴陽 550081 2. 中國科學(xué)院地球化學(xué)研究所，礦床地球化學(xué)國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，貴陽 550081 3. 中國科學(xué)院大學(xué)，北京 100049 4. 中國科學(xué)院比較行星學(xué)卓越創(chuàng)新中心，合肥 230026

月球距離地球約38萬千米，作為地球唯一的衛(wèi)星，其空間戰(zhàn)略地位尤其重要，是人類開展向地外空間探索的理想基地和前哨站。隨著中國的嫦娥4號在月球背面南極艾肯盆地的軟著陸、嫦娥5號月球采樣的順利返回以及美國重返月球計(jì)劃的開啟，全世界迎來了新一輪的月球探測熱潮。除了物理性質(zhì)(例如直徑、密度、形成年齡和外殼類型等)與地球及其他類地行星不同(Hiesinger and Head Ⅲ, 2006)，月球在約20多億年前基本停止了大規(guī)模的月表演化活動，相對的，地球原始地表的信息被活躍的板塊運(yùn)動嚴(yán)重破壞，造成推演地球早期的演化過程具有較大的挑戰(zhàn)性。因此，對月球的研究，包括物質(zhì)組成、內(nèi)部結(jié)構(gòu)、演化等，為探究地月體系的演化過程和研究地球及類地行星的早期演化提供了重要的窗口。

目前為止，我們對月球的了解主要依賴于深空探測數(shù)據(jù)和月球樣品(返回樣品和月球隕石)的詳細(xì)分析。20世紀(jì)60～70年代美國和蘇聯(lián)實(shí)施的 Apollo和Luna計(jì)劃返回了約382kg的月球樣品，然而受限于當(dāng)時(shí)的航天技術(shù)水平，絕大部分的月球樣品來自月球正面區(qū)域(圖1；Qianetal., 2018)，且以月海玄武巖居多，僅能代表月表約4.4%的區(qū)域(Jolliffetal., 2010)。另一方面，目前已有超過310塊被命名的月球隕石(Meteoritical Bulletin Database)，它們主要來自Apollo/Luna著陸點(diǎn)之外的區(qū)域，至少代表了月表40～50個(gè)不同的濺射源區(qū)(Zengetal., 2018)。隨機(jī)分布的月球隕石對探究月球的地質(zhì)過程提供了有效的補(bǔ)充，但因其數(shù)量有限且各自具有特殊性，通過其研究的結(jié)果來推廣全球演化的機(jī)制仍具有一定的局限性。

2019年1月，我國嫦娥4號月球探測器在月球南極艾肯盆地內(nèi)的馮-卡門撞擊坑內(nèi)順利著陸，成為人類首顆成功軟著陸于月球背面的探測器。南極艾肯盆地是太陽系中目前已知的最大撞擊盆地之一，也是月球上最深的盆地，極有可能殘留著早期月幔深部物質(zhì)的痕跡，對了解早期月球的演化歷史以及太陽系中超大型的撞擊事件過程有重要的意義(Ivanovetal., 2018)。嫦娥5號返回重達(dá)約1731g的月球樣品，其著陸點(diǎn)臨近風(fēng)暴洋北部的呂姆克火山群(the Mons Rümker volcanic complex)(圖1)，該區(qū)域東部的月海玄武巖(～1.49Ga)比西部(～3.48Ga)更年輕，且東部整體巖石豐度偏低，極有可能保存著撞擊坑形成過程中暴露于月表的基巖(Wuetal., 2018)。Apollo和Luna時(shí)期返回的月球樣品絕大部分的年齡偏老(大于3.7Ga)(St?ffler and Ryder, 2001)，而嫦娥5號返回的樣品則較為年輕(～2.0Ga)(Cheetal., 2021; Lietal., 2021)，這將彌補(bǔ)月球晚期演化信息的空缺，并加深對月球深部物質(zhì)組成以及月球地質(zhì)演化歷史的理解。

圖1 嫦娥5號著陸點(diǎn)和Apollo及Luna任務(wù)著陸點(diǎn)位置示意圖(據(jù)Li et al., 2022; Qian et al., 2018)Fig.1 Landing site of CE5 and previous landing sites (after Li et al., 2022; Qian et al., 2018)

根據(jù)20世紀(jì)70年代提出的月球巖漿洋(Lunar Magma Ocean, LMO)模型，依賴于月震和光譜數(shù)據(jù)的解譯，學(xué)界對月球內(nèi)部的演化過程有了一定的認(rèn)識。但是，由于解譯方法的差異性以及數(shù)據(jù)來源的局限性，導(dǎo)致目前學(xué)界對月球內(nèi)部組成和結(jié)構(gòu)的認(rèn)識還存在較大的爭議。大量的實(shí)驗(yàn)巖石學(xué)和實(shí)驗(yàn)地球化學(xué)的工作，對已有的LMO模型進(jìn)行了實(shí)驗(yàn)?zāi)M，探討LMO的初始物質(zhì)組成、巖漿洋深度、結(jié)晶產(chǎn)物順序和巖石成因等多方面的科學(xué)問題(Longhi, 2006; Warren, 1985; Warren and Wasson, 1979)，對巖漿洋后期的巖漿活動過程進(jìn)行了量化研究，對月球火山玻璃的成因(Agee and Walker, 1988; Circone and Agee, 1996; Smith and Agee, 1997)，月球鎂質(zhì)巖套的源區(qū)物質(zhì)來源等問題進(jìn)行了詳細(xì)的探討(Shearer and Papike, 2005)。已有的LMO模型可以解釋月海玄武巖Eu負(fù)異常現(xiàn)象以及斜長巖全月球分布等觀察事實(shí)，其合理性得到了普遍的認(rèn)可，并沿用至今。但近年來，越來越多的新證據(jù)表明早期月球內(nèi)部極有可能含有可觀的水含量，也許與地球原始地幔的水含量相似(8.5×10-4～1.1×10-3kg)，甚至可達(dá)到約1.4%(Huietal., 2013)。另一方面，巖漿洋結(jié)晶分異模型采用的壓強(qiáng)和溫度參數(shù)取決于假設(shè)的LMO深度(即月球初始熔融的程度)。而已有的研究對LMO深度估算還存在較大的不確定性，從較淺的約250km(Warren, 1985) 到全月幔熔融的1400km(Elardoetal., 2011)。根據(jù)LMO演化模型，月殼主要由巖漿洋結(jié)晶分異形成的斜長石上浮形成，因此LMO結(jié)晶分異形成的斜長石的含量與月殼的厚度直接相關(guān)，后者是檢驗(yàn)巖漿洋演化模型合理性的重要指標(biāo)。根據(jù)最新的觀測數(shù)據(jù)推算月殼的平均厚度為34～43km(Wieczoreketal., 2013)，遠(yuǎn)薄于阿波羅時(shí)期的預(yù)測值(60～100km)。另外，已有的建立在實(shí)驗(yàn)基礎(chǔ)上的LMO演化模型幾乎都沒有考慮月球含水量對其演化過程的影響，也都無法滿足新的月殼數(shù)據(jù)的制約(Elardoetal., 2011; Rapp and Draper, 2018)?？傊碌臉悠贩治鰯?shù)據(jù)和探測對現(xiàn)有的LMO演化模型提出了質(zhì)疑，最新的、年輕的月球玄武巖樣品的發(fā)現(xiàn)督促我們需要重新思考月球的形成與演化過程。我們將重點(diǎn)關(guān)注月球的初始物質(zhì)組成和LMO深度不同對月球內(nèi)部的礦物組成和結(jié)構(gòu)的影響，以及對后續(xù)巖漿活動源區(qū)物質(zhì)組成的制約。比如，如果LMO深度超過1000km，那么巖漿洋很有可能在早期結(jié)晶出高壓礦物相石榴子石，而石榴子石在月幔深部穩(wěn)定存在必然會引起巖漿洋演化過程中Al和Ca等元素的重新分配，也會影響殘余巖漿的稀土元素的含量，對后續(xù)探討月球玄武巖以及月球火山玻璃的源區(qū)物質(zhì)組成都有制約作用。

本文對LMO演化過程的研究進(jìn)展進(jìn)行梳理，重點(diǎn)關(guān)注高溫高壓實(shí)驗(yàn)巖石學(xué)和實(shí)驗(yàn)地球化學(xué)在研究LMO演化方面的一系列研究成果。以最新的觀測數(shù)據(jù)和月球樣品的分析結(jié)果為依據(jù)，結(jié)合前人的實(shí)驗(yàn)數(shù)據(jù)，對已有的LMO演化模型進(jìn)行重新評估，提出月球深部含有石榴子石的LMO演化模型的可能性，對該方向亟需開展的工作進(jìn)行探討，從而有助于我們能更好地理解早期地月體系的演化歷史。

1 LMO演化模型

鑒于迄今為止人類還沒有獲得任何直接來自月球深部的天然樣品，我們對月球演化歷史的研究主要依賴實(shí)驗(yàn)和計(jì)算模擬手段。巖漿洋的概念最早被用來描述早期地球的熔融狀態(tài)，并且根據(jù)硅酸鹽的絕熱線與熔融曲線之間的關(guān)系，推斷巖漿洋應(yīng)是由中心向外冷卻結(jié)晶(Thomson, 1862)。隨著斜長巖角礫在Apollo 11任務(wù)返回的第一批月球樣品中的發(fā)現(xiàn)，巖漿洋的概念被引入至月球，用來解釋占月表約75%的斜長巖的成因(Smithetal., 1970; Woodetal., 1970)。隨后一系列LMO結(jié)晶模型相繼提出，描述了巖漿洋冷卻過程中礦物結(jié)晶分異的序列(Drake, 1976a; Ringwood, 1975; Taylor, 1975; Walker and Hays, 1977; Wood, 1972)。

1.1 LMO模型的建立

實(shí)驗(yàn)巖石學(xué)作為地質(zhì)學(xué)的重要分支，在研究地球及類地行星深部物質(zhì)組成及結(jié)構(gòu)，模擬行星演化過程等領(lǐng)域發(fā)揮著重要的作用。早期建立在實(shí)驗(yàn)巖石學(xué)基礎(chǔ)上的LMO分異結(jié)晶模型認(rèn)為，富鎂的橄欖石最先結(jié)晶，之后是斜方輝石，接著是單斜輝石和斜長石；斜長石因密度相對較小而漂浮到巖漿洋頂部成為月殼的主要組成部分；隨著結(jié)晶的不斷進(jìn)行，殘留熔體中逐漸富集不相容元素，包括鉀(K)、稀土元素(REEs)和磷(P)等，最終在月殼和月幔之間形成克里普巖(KREEP)(Neal, 2001; Walker and Hays, 1977; Warren, 1985)。Walker and Hays (1977)通過實(shí)驗(yàn)研究斜長石(An95)和月球內(nèi)部熔體成分(Mg#=83)之間的平衡關(guān)系，觀察到斜長石因密度較小上浮的現(xiàn)象，為斜長石上浮形成月殼的假設(shè)提供了直接證據(jù)。根據(jù)當(dāng)時(shí)的LMO模型，可對月球組分做出一定的推測，提出原始KREEP巖是單一巖漿洋演化后期的產(chǎn)物，也可以解釋月海玄武巖Eu負(fù)異?，F(xiàn)象以及斜長巖全月球分布等觀察事實(shí)(Warren, 1985; Warren and Wasson, 1979)。另外，在Apollo樣品中發(fā)現(xiàn)的不同顏色的火山玻璃被認(rèn)為是月幔深部物質(zhì)因火山噴發(fā)至月表而快速淬火冷凝而成。之后一系列測定熔體密度的“浮-沉”實(shí)驗(yàn)對這些火山玻璃的源區(qū)環(huán)境和成因機(jī)制進(jìn)行了詳細(xì)的探討，佐證了巖漿洋演化模型的合理性(Agee and Walker, 1988; Circone and Agee, 1996; Smith and Agee, 1997)。目前LMO的結(jié)晶分異模型主要有兩種：(1)從始至終分離結(jié)晶的一階段模型(Ringwood, 1975)，即單一巖漿通過結(jié)晶分異形成礦物堆晶；(2)先經(jīng)歷平衡結(jié)晶后剩余巖漿發(fā)生分離結(jié)晶的兩階段模型(Walkeretal., 1973)，該模型可以用對流理論做出合理的解釋。當(dāng)固化程度小于50%時(shí)，巖漿洋的絕熱線處于固-液相線之間，晶體可以在任何深度成核(晶粒較小)，并懸浮在熔體中，即巖漿洋處于平衡結(jié)晶階段；隨著結(jié)晶程度的增加，晶體長大到足以克服對流力時(shí)，慣性流動區(qū)消失，晶體將逐漸下沉，隨后開始分離結(jié)晶(Elardoetal., 2011)。兩階段模型結(jié)合了地球化學(xué)觀測和巖漿洋大規(guī)模冷卻的地球物理模型，結(jié)晶過程中形成的主要礦物的成分和微量元素豐度更接近月球樣品的真實(shí)情況，所以兩階段模型逐漸被認(rèn)可，并沿用至今。

1.2 LMO模型的實(shí)驗(yàn)研究

如前所述，大量的實(shí)驗(yàn)巖石學(xué)研究通過模擬LMO結(jié)晶過程建立了月球演化模型，這些模型指出在月海玄武巖源區(qū)巖漿形成之前，月球深部已經(jīng)存在一系列較厚且較難重熔的鎂質(zhì)堆積物(Drake, 1976a; Taylor and Jake?, 1974; Walkeretal., 1973)，后期的月幔翻轉(zhuǎn)引起的深部物質(zhì)的部分熔融，月幔不同深度發(fā)生熔融形成的巖漿可以解釋月球表面發(fā)現(xiàn)的不同組成單元的成因，比如鎂質(zhì)巖套和月球火山玻璃等(Delanoetal., 1982; Jones and Delano, 1989; Ryder, 1991)。但是，早期的實(shí)驗(yàn)研究選用的初始物質(zhì)組成范圍較廣泛，從早期太陽星云到近似于地球地幔的物質(zhì)組成，且在整個(gè)結(jié)晶過程中往往只考慮較低的壓強(qiáng)值，例如1×105Pa或6×10-2GPa(Philpottsetal., 1998; Snyderetal., 1992)；在LMO的兩階段模型中，所選取的平衡結(jié)晶部分的固化百分比值也不同，在50%～78%之間(Drake, 1976a; Snyderetal., 1992; Taylor, 1982)。近年來，隨著探測數(shù)據(jù)的增多和對月球樣品更詳細(xì)精確的分析，特別是考慮同位素的制約，我們對月球的物質(zhì)組成有了新的認(rèn)識。同時(shí)由于實(shí)驗(yàn)技術(shù)的發(fā)展，模擬巖漿洋演化的實(shí)驗(yàn)巖石學(xué)工作逐漸開始向高壓方向(>3GPa)進(jìn)行探索，并結(jié)合高強(qiáng)度的X射線衍射、拉曼光譜和高精度的元素分析技術(shù)，對高壓條件下結(jié)晶的礦物種類和成分進(jìn)行分析，對LMO的形成條件及其成分隨熔融深度的變化進(jìn)行了探索性的研究。

1.2.1 實(shí)驗(yàn)技術(shù)的發(fā)展和方法的改善

20世紀(jì)70年代的模擬實(shí)驗(yàn)主要以在常壓和還原條件下的高溫?zé)Y(jié)實(shí)驗(yàn)為主，探討了斜長巖月殼的形成機(jī)理(Drake, 1976b; Walker and Hays, 1977)。隨后幾十年陸續(xù)開展了基于LMO演化的高溫高壓實(shí)驗(yàn)，包括采用了內(nèi)加熱的壓力容器的低壓實(shí)驗(yàn)(≤0.5GPa)(Berndtetal., 2002)和活塞圓筒高溫高壓實(shí)驗(yàn)(0.5～3GPa，1150～1700℃)。通過實(shí)驗(yàn)?zāi)M探討了LMO演化過程中涉及的的礦物結(jié)晶序列、微量元素與礦物之間的相互關(guān)系以及火山玻璃的物理性質(zhì)等問題(Allenetal., 1994; Charlieretal., 2018; Chenetal., 1982; Delano, 1986; Elkinsetal., 2000; Linetal., 2017b; Longhi, 1995; 2003; Longhietal., 2010; Vander Kaadenetal., 2015; Wagner and Grove, 1997)。近年來，通過使用多面頂壓砧設(shè)備，高溫高壓實(shí)驗(yàn)的數(shù)據(jù)被用來探討月球核幔邊界的科學(xué)問題，包括月核的成分特征、月幔深部的翻轉(zhuǎn)機(jī)制和高壓下的礦物結(jié)晶順序等(Elardoetal., 2011; Malliketal., 2019; Righteretal., 2017)。

1.2.2 實(shí)驗(yàn)參數(shù)

(1)初始物質(zhì)組成

整體硅酸鹽月球的化學(xué)組成主要是根據(jù)Mg#值(Mg#=[Mg/(Mg+Fe)]×100的摩爾比)、難熔元素(主要是Ca和Al)和Si的含量來界定。目前普遍認(rèn)可的初始LMO的Mg#在80～90之間(Warren, 1986)。因此，相互競爭的LMO模型在月球物質(zhì)組成方面的差異主要是難熔元素豐度的不同，而月球難熔親石元素的豐度相對于原始太陽星云和地球的富集程度一直存在著爭議(Charlieretal., 2018; Tayloretal., 2006; Warren, 2005)。20世紀(jì)70年代，根據(jù)Apollo計(jì)劃返回的月球樣品以及為數(shù)不多的月球隕石信息推測了多種原始月球組分的模型，例如Anderson (1973)提出的難熔元素和富鈣鋁包體的混合物，以及W?nkeetal.(1974)提出的高溫冷凝物和類似球粒隕石組分的混合物，其Al2O3的含量分別為26.6%和22.3%。考慮到月殼的主要礦物為斜長石，因此月球Al2O3的含量可以通過月殼厚度，即斜長巖的含量進(jìn)行限定；隨著后續(xù)月震數(shù)據(jù)的不斷更新，月殼厚度范圍被修正到了約為45±5km(Khanetal., 2000)，重難熔元素占比的模型因無法滿足月殼厚度的制約等原因而被摒棄。

近年來，在同時(shí)滿足動力學(xué)模擬和遙感觀察事實(shí)的基礎(chǔ)上，越來越多的研究通過對比月球隕石樣品和地球樣品的同位素組成，支持月球的初始物質(zhì)或許與地球同源，甚至直接來自于原始地球地幔的觀點(diǎn)(Dauphas, 2017; Dauphasetal., 2014; Elkins-Tantonetal., 2011; O’Neill, 1991; Ringwoodetal., 1987; Toubouletal., 2007; W?nke and Dreibus, 1982; Zhangetal., 2012)。因此，LMO結(jié)晶模擬實(shí)驗(yàn)也傾向于選擇與地球上地幔相似的組成物質(zhì)作為初始成分。目前學(xué)界關(guān)于整體月球物質(zhì)組成的模型大致分為四類：(1)Taylor Whole Moon模型(TWM)，該模型相對地球樣品更富集難熔元素， 且Al2O3和FeO的含量高于地幔， 分別約為6.1%和11%(Taylor, 1982)；(2)Snyder模型(Mg#=82，A12O3=5.0%，CaO=3.83%，TiO2=0.4%)，該模型的Mg#偏低(Snyderetal., 1992)；(3)Lunar Primitive Upper Mantle模型(LPUM)，該模型組分與地球原始上地幔相似，Al2O3含量較低(～4%)且Mg#較高(～90)，只是堿性元素含量較少(Hart and Zindler, 1986; Longhi, 2006)；(4)Bulk Silicate Earth模型(BSE)，組分與地球地幔相似(McDonough and Sun, 1995)。其余模型不再一一闡述，具體見表1。

表1 不同LMO模型的化學(xué)成分

(2)溫度和壓力條件(LMO深度)

圖2 月球的壓強(qiáng)、密度和重力與月球半徑之間的關(guān)系(據(jù)Garcia et al., 2011; 2012)Fig.2 Pressure, gravity and density of the Moon are plotted as a function of radius for the geodesic model (after Garcia et al., 2011; 2012)

高溫高壓實(shí)驗(yàn)所涉及的溫度壓力條件的選取主要參考月球內(nèi)部初始熔融深度以及早期月球內(nèi)部的溫度梯度，然而LMO的初始深度至今仍存在很大的爭議。月球的半徑約為1738km，根據(jù)月海玄武巖源區(qū)深度和Al元素質(zhì)量平衡推測月球內(nèi)部的熔融深度不小于250km(Warren, 1985)。但由于Apollo月震網(wǎng)點(diǎn)集中分布在近地一側(cè)，且下月幔很可能存在較明顯的衰減，因此，在通過月球深部的傳播路徑之后記錄到的月震信號較少，無法準(zhǔn)確地估算出熔融深度的上限值。根據(jù)月球深部的S波和P波的變化集中在700～1000km之間，部分學(xué)者認(rèn)為1000km極有可能是巖漿洋的原始深度(Lognonné, 2005; Nakamuraetal., 1973; Warren, 1985)。根據(jù)最近的月震數(shù)據(jù)分析，Weberetal.(2011)推測月球內(nèi)部存在一個(gè)固體內(nèi)核(半徑～240km)和液體外核(～330km)，與下月幔重疊的部分為熔融邊界層(～480km)。因此，目前對月球內(nèi)部熔融深度范圍的估計(jì)是在部分熔融狀態(tài)的250km左右到全月熔融狀態(tài)的1400km之間。部分實(shí)驗(yàn)和計(jì)算模擬LMO模型所采用的熔融深度見表2，不同的熔融深度會直接影響到相應(yīng)壓強(qiáng)值的選擇(圖2)。值得注意的是，早期的LMO演化模型在整個(gè)結(jié)晶過程中往往忽略了由巖漿洋結(jié)晶引起的溫度變化。因此，新的LMO演化模型不僅需要考慮更深的巖漿洋熔融程度(即更高的壓強(qiáng))，同時(shí)也要考慮隨結(jié)晶程度變化的溫壓變化，結(jié)合不同的初始成分的共同制約來探討早期月球的形成和演化機(jī)制。

圖3 不同LMO模型固化過程中的結(jié)晶產(chǎn)物和序列對比模型(1)的巖漿洋深度為600km(Charlier et al., 2018)；模型(2)假設(shè)月球全熔，全程只有分異結(jié)晶過程(Rapp and Draper, 2018)；在同一條件下，含水的模型(3)和不含水的模型(4)對比(Lin et al., 2017b)；模型(5)～(10)是不同初始成分在不同壓強(qiáng)條件下的對比(Elardo et al., 2011)，其中模型(5, 7, 9)是LPUM組分，模型(6, 8, 10)是TWM組分；(5, 6)，(7, 8)，(9, 10)的壓強(qiáng)分別為4GPa、2GPa和1GPa. ol-橄欖石；opx-斜方輝石；cpx-單斜輝石；pig-易變輝石；aug-普通輝石；plag-斜長石；ilm-鈦鐵礦；qtz-石英；sp-尖晶石；gar-石榴子石Fig.3 Comparison of products during solidification of different LMO modelsThe depth of lunar magma ocean in model (1) is 600km (Charlier et al., 2018). Model (2) assumes that the Moon is fully molten with only fractional crystallization throughout the whole process (Rapp and Draper, 2018). Under the same condition, the water-bearing model (3) is compared with the water-free model (4) (Lin et al., 2017b). Models (5)～(10) are the comparison of different initial components under different pressure conditions (Elardo et al., 2011). Models (5, 7, 9) are the LPUM, and models (6, 8, 10) are the TWM. The pressure of (5, 6), (7, 8) and (9, 10) is 4GPa, 2GPa and 1GPa respectively. ol-olivine; opx-orthopyroxene; cpx-clinopyroxene; pig-pigeonite; aug-augite; plag-plagioclase; ilm-ilmenite; qtz-quartz; sp-spinel; gar-garnet

1.3 建立在實(shí)驗(yàn)基礎(chǔ)上的LMO演化模型

近年來具有代表性的LMO分異結(jié)晶礦物序列對比結(jié)果顯示，LMO模型因初始成分和熔融深度的不同，結(jié)晶序列和堆積層礦物組合之間存在較大的差異(圖3)。比如，早期的LMO模型假設(shè)巖漿洋深度較淺，壓強(qiáng)較低(0.6GPa)的實(shí)驗(yàn)?zāi)M結(jié)果顯示，第一階段平衡結(jié)晶的產(chǎn)物只有橄欖石；而如果LMO較深(壓強(qiáng)大于1.7GPa)，在平衡結(jié)晶階段會出現(xiàn)輝石和橄欖石的共結(jié)晶，并且斜方輝石/橄欖石的比值隨壓強(qiáng)升高而增大(Charlieretal., 2018; Linetal., 2017a)。Elardoetal.(2011)假設(shè)初始月球處于全月熔融狀態(tài)，兩組不同的原始組分TWM和LPUM模型(表1)的結(jié)晶序列有明顯的區(qū)別：TWM組分中的斜方輝石出現(xiàn)較早，并且在低壓(1GPa)條件下還結(jié)晶了富鉻的尖晶石，這種含鋁和富鉻礦物的出現(xiàn)及其含量高低很大程度上受初始物質(zhì)組成的影響；在高壓(4GPa)條件下，兩組實(shí)驗(yàn)都出現(xiàn)了石榴子石，雖然含量較少，但說明巖漿洋深度對結(jié)晶產(chǎn)物和順序有著重要的影響，且石榴子石的出現(xiàn)更多是受壓力影響，即受巖漿洋初始熔融深度的制約。隨后，Linetal.(2017a)假設(shè)的熔融深度大約在700km，在平衡結(jié)晶階段，橄欖石和低鈣輝石共同結(jié)晶，且輝石與橄欖石的比值隨壓強(qiáng)的增加而增大，形成方輝橄欖巖的堆積層，橄欖石在固化程度達(dá)83%之后消失，LMO固化程度達(dá)到91%之后鈦鐵礦開始結(jié)晶，首次在模擬LMO演化過程的高溫高壓實(shí)驗(yàn)中(固化率96%)發(fā)現(xiàn)了β-石英(鱗石英)。Charlieretal.(2018)選取了幾組不同原始成分做對比實(shí)驗(yàn)，假設(shè)月球部分熔融的深度大約為600km，在分異結(jié)晶的最后階段同樣觀察到了鱗石英，但鈦鐵礦的出現(xiàn)相對較晚，在固化程度達(dá)97%之后才飽和結(jié)晶。Rapp and Draper (2018)選用LPUM作為原始組分，假設(shè)全月熔融，全程只考慮分離結(jié)晶過程，發(fā)現(xiàn)在固化程度到達(dá)52%之前只有橄欖石(Fo93-94)結(jié)晶，隨后斜方輝石開始結(jié)晶，直至固化程度達(dá)到74%開始出現(xiàn)斜長石，當(dāng)結(jié)晶固化到97%時(shí)，石英和鈦鐵礦相繼出現(xiàn)，固化程度到99%時(shí)出現(xiàn)了磷灰石，該模型推算的最大月殼厚度值約為60km，略大于GRAIL任務(wù)的估計(jì)值。

由上述可知，即使是組成相近的初始物質(zhì)也會因壓強(qiáng)的不同而得到差異明顯的實(shí)驗(yàn)結(jié)果，初始成分和熔融深度的相互制約對早期的巖漿洋演化有著重要意義。

2 制約LMO演化模型的幾個(gè)關(guān)鍵問題

雖然LMO的概念得到了大量科學(xué)數(shù)據(jù)的支持和多數(shù)科學(xué)家的認(rèn)可，并且能夠解釋某些月球巖石單元的形成(表2)，但是仍有很多關(guān)于月球樣品的觀察和探測事實(shí)無法用已有的LMO的形成和演化模型進(jìn)行解釋。例如，月球樣品中的亞鐵斜長巖的147Sm-143Nd年齡(4.29～4.57Ga)與鎂質(zhì)巖套的年齡(4.16～4.57Ga)高度重疊(Borgetal., 2015)，這與已有的LMO模型推測的鎂質(zhì)巖套的形成晚于亞鐵斜長巖相矛盾；月震和遙感數(shù)據(jù)顯示上月幔以輝石為主的結(jié)論也與LMO演化模型認(rèn)為的富Ti堆積層因重力不穩(wěn)定在月球內(nèi)部發(fā)生翻轉(zhuǎn)而形成的以橄欖石為主的上月幔不一致(Prissel and Gross, 2020)。不斷更新的月球樣品的化學(xué)成分和同位素定年數(shù)據(jù)要求我們重新審視“經(jīng)典”的LMO演化模型，比如需要考慮月球初始組成和巖漿洋熔融深度對月球演化的共同制約，包括：(1)月殼厚度對LMO模型的初始條件(物質(zhì)深度和巖漿洋深度)的制約；(2)不同的LMO深度對含Al和Ca等難熔元素的礦物的種類和含量的制約以及高壓富鋁礦物對殘余巖漿中微量元素含量的影響；(3)由月球樣品中火山玻璃、鎂質(zhì)巖套和亞鐵斜長巖等的母巖漿源區(qū)反演LMO模型；(4)月核的物質(zhì)組成對LMO演化模型的影響和對月球物質(zhì)來源的限定等等。

2.1 月殼的厚度和組成對LMO物質(zhì)組成和熔融深度的制約

月球演化模型中初始成分的難熔元素含量和巖漿洋的熔融深度的選取直接影響最終形成的月殼厚度(表2)，而隨著計(jì)算方法的改進(jìn)和探測數(shù)據(jù)的更新，我們對月殼厚度的認(rèn)識也在不斷更新。Apollo時(shí)代，根據(jù)月震數(shù)據(jù)估算出月殼厚度約為60～100km(Muelleretal., 1988; Toks?zetal., 1974)。Khanetal.(2000)利用蒙特卡羅反演算法對月震數(shù)據(jù)做了進(jìn)一步的計(jì)算，得到一個(gè)較之前更為詳細(xì)的月球波速模型，據(jù)此推測月殼的厚度為45±5km。隨后，Lognonnéetal.(2003)提出了基于月球深部和淺層月震以及表面撞擊產(chǎn)生的P波和S波到達(dá)時(shí)間的修正模型，重新估算了月殼厚度，為30±2.5km。目前，最新的 GRAIL任務(wù)得到的地形學(xué)和重力學(xué)數(shù)據(jù)將月殼厚度的估算范圍縮小到了34～43km (Wieczoreketal., 2013; Zuberetal., 2013)。

在LMO的分異結(jié)晶過程中，斜長石因密度較小而上浮至月表，形成以斜長石為主的月殼。因此，巖漿結(jié)晶過程中形成的斜長石含量直接決定了月殼的厚度，而月球初始物質(zhì)中Al2O3的含量對斜長石結(jié)晶的時(shí)間和含量起著關(guān)鍵性制約(表2)。早期的LMO模型中，高的Al2O3含量明顯對應(yīng)更厚的月殼，比如Taylor (1982)采用的月球初始組分中含6.14%的Al2O3，模擬LMO結(jié)晶最終形成的月殼約74km；而Longhi (2006)采用的月球初始成分中的Al2O3含量為3.93%，形成的月殼厚度約50km。Elardoetal.(2011)的實(shí)驗(yàn)?zāi)M結(jié)果顯示，如果月球巖漿初始物質(zhì)相對富集難熔元素Al(Al2O3含量為6.45%)，則在巖漿洋結(jié)晶的早期會出現(xiàn)石榴子石，在巖漿洋結(jié)晶的晚期出現(xiàn)尖晶石，二者均是富Al礦物，它們的出現(xiàn)會降低殘留巖漿中的Al2O3含量，從而最終制約斜長石的結(jié)晶，形成相對較薄的月殼。此外，在LMO結(jié)晶演化過程中斜長石的上浮效率對月殼厚度也有著顯著的影響，若未能完全上浮至月表，則會有部分斜長石夾雜在深部堆晶的空隙中，也會導(dǎo)致月殼“變薄”。研究表明如果巖漿洋的初始深度是1000km，在結(jié)晶過程中若有10%的熔體殘留在月幔的堆積層中，且斜長石的上浮效率只有80%，那么形成的月殼厚度可降至40km(Charlieretal., 2018)。

另一方面，揮發(fā)分的存在也可能影響LMO演化模型形成的月殼厚度。隨著對月球樣品以及月球隕石研究的深入，一些研究結(jié)果顯示月球內(nèi)部可能存在一定量的水(Huietal., 2013; Khisinaetal., 2013; McCubbinetal., 2010; Saaletal., 2008; Zengetal., 2020)。雖然水含量與月殼厚度之間并非簡單的線性關(guān)系，但以類似地球地幔的成分為初始材料，假設(shè)巖漿洋的深度是700km，2.7×10-4～1.7×10-3kg的水含量可有效地降低以斜長石為主的月殼厚度，獲得符合GRAIL估算的月殼厚度(Linetal., 2017b)。然而，后續(xù)研究表明雖然水在玄武質(zhì)巖漿中可以有效地延緩斜長石的結(jié)晶，但斜長石的含量依賴于整體月球成分的Al2O3含量，其占比并不受水的影響(Charlieretal., 2018)。雖然部分理論計(jì)算結(jié)果認(rèn)為月幔的含水量大約只有1.0×10-4kg，甚至更少(McCubbinetal., 2015)，但是考慮到揮發(fā)分的存在會影響到不同元素在礦物和巖漿熔體之間的分配、降低巖漿密度(Xuetal., 2014) 以及延緩礦物結(jié)晶的飽和度(Almeevetal., 2012)，進(jìn)而對月幔巖漿結(jié)晶礦物的化學(xué)組成產(chǎn)生不可忽視的影響。因此，在完善新的LMO演化模型過程中，揮發(fā)分的影響需加以評估，之前“干”的LMO演化模型需要修正。

圖4 月殼的二分性生長機(jī)制示意圖顏色由白到紅表示月殼物質(zhì)Mg#由高到低的變化，灰色表示月核，綠色表示月幔(Ohtake et al., 2012)Fig.4 Dichotomic crustal growth mechanism of the lunar crustColours changing from white to red indicate changes from higher to lower Mg# of crustal material. Grey indicates the core of the Moon; green indicates the mantle (Ohtake et al., 2012)

月球的正面和背面，在地形、月殼厚度和物質(zhì)組成上都存在明顯的差異。月球正面有大量的月海，平均Mg#是55.4，背面則以分布有密集的撞擊坑的高地為主，月殼明顯增厚，高地斜長巖的平均Mg#是63.3(Ohtakeetal., 2012)。造成月殼的二分性可能與巖漿洋結(jié)晶過程引起的不對稱的月殼生長有關(guān)。由于潮汐加熱的空間變化(Garrick-Bethelletal., 2010)，巖漿洋結(jié)晶分異過程中，斜長巖月殼極有可能優(yōu)先在月球的背面形成，較早結(jié)晶的具有相對高M(jìn)g#的斜長巖在遠(yuǎn)側(cè)漂移和堆積，隨后鎂質(zhì)斜長巖月殼向近側(cè)生長，隨著巖漿洋的持續(xù)結(jié)晶分異，鎂質(zhì)斜長巖月殼的Mg#降低，導(dǎo)致了近地一側(cè)的亞鐵質(zhì)斜長巖月殼的形成(圖4)(Ohtakeetal., 2012)。根據(jù)Mg#的變化趨勢，Charlieretal.(2018)利用LMO模型計(jì)算出正面的斜長石結(jié)晶時(shí)間相對背面的斜長石要晚，間隔的時(shí)間約為LMO殘余熔體固化總時(shí)間的4%。另外，通過對月球隕石的分析發(fā)現(xiàn)亞鐵斜長巖并不像早期經(jīng)典LMO模型推測的那樣是全球分布的，而鎂質(zhì)斜長巖似乎更能代表早期的全月高地月殼(Grossetal., 2014)，該結(jié)論同樣支持月殼斜長巖Mg#的變化趨勢。但是，一些來自月球背面的隕石中的斜長巖的Mg#高達(dá)80(Korotevetal., 2003; Takedaetal., 2006)。最新的光譜解譯推測嫦娥4號著陸區(qū)的月殼中含有富鎂橄欖石(Mg#=79)和富鎂斜方輝石(Mg#～87±10)(Gouetal., 2020)。這些新的觀測結(jié)果顯示月球背面可能普遍存在高M(jìn)g#的巖石類型，這與目前LMO模型推測月殼平均Mg#為40～70不一致，對LMO演化模型的初始成分和巖漿洋深度的選擇有新的指導(dǎo)意義。

綜上所述，已有的實(shí)驗(yàn)?zāi)M結(jié)果顯示，LMO演化過程中結(jié)晶分異富鋁礦物相(石榴子石)可以降低殘余巖漿Al2O3的含量，制約斜長石的結(jié)晶，進(jìn)而更好的符合最新的月殼厚度數(shù)據(jù)的制約。但是，目前還沒有這方面的系統(tǒng)的實(shí)驗(yàn)研究，因此無法量化石榴子石結(jié)晶在LMO演化過程的作用。月球背面巖相的復(fù)雜性和多樣性，特別是富鎂巖石的普遍存在，也是重建LMO演化模型需要關(guān)注的重點(diǎn)之一。

圖5 鎂質(zhì)巖套、亞鐵質(zhì)斜長巖和部分月海玄武巖中橄欖石的Ni和Co含量關(guān)系(據(jù)Shearer et al., 2006)Fig.5 The relationship between content of Ni and Co in olivine in Mg-suite, FANs and some lunar basalts (after Shearer et al., 2006)

2.2 月球內(nèi)部富Al礦物對LMO的微量元素變化的制約

如前所述，由于月震數(shù)據(jù)的局限性，我們至今無法準(zhǔn)確地估算早期月球內(nèi)部熔融深度的上限值。從圖3可以看出，LMO的深度會影響除斜長石之外的其他含Al礦物的結(jié)晶，比如石榴子石、輝石和尖晶石。LMO結(jié)晶分異的模擬實(shí)驗(yàn)發(fā)現(xiàn)，在Al2O3含量相對較高的條件下，結(jié)晶過程中會促使含Al的石榴子石(高壓相)和尖晶石(低壓相)結(jié)晶，降低殘余熔體中的Al2O3含量，進(jìn)而降低長石的含量，引起月殼厚度的變化(Elardoetal., 2011)。石榴子石對重稀土元素有很強(qiáng)的富集效應(yīng)，因此月幔深處的石榴子石結(jié)晶分異有助于建立KREEP輕稀土富集模式(Shih, 1977)。但值得注意的是，石榴子石通常以復(fù)雜的固溶體形式存在。根據(jù)石榴子石的化學(xué)式X3Y2Si3O12，X和Y位置的陽離子種類分為鈣系列榴石(X=Ca)和鋁系列榴石(Y=Al)。一方面，石榴子石的固溶體組成對其物理化學(xué)性質(zhì)有著顯著的影響(Duetal., 2017; Gangulyetal., 1996; Hazen and Finger, 1978; Wangetal., 2019; Zhangetal., 1999)，其結(jié)構(gòu)的變化對于理解形成礦物的粘度、密度和液相線關(guān)系非常重要(Kushiro, 1980)。物理性質(zhì)的改變會對動力學(xué)模型的推演產(chǎn)生實(shí)質(zhì)性影響，從而影響模型的合理性。另一方面，由于離子半徑的不同，陽離子間的置換會改變石榴子石的微觀結(jié)構(gòu)(Duetal., 2018)，進(jìn)而影響稀土元素在石榴子石和其他相之間的分配系數(shù)。因此，石榴子石對重稀土元素的富集效應(yīng)受溫度、壓強(qiáng)和體系(含水或不含水)的制約(Greenetal., 2000; Tuff and Gibson, 2007)。Draperetal.(2003)的實(shí)驗(yàn)結(jié)果表明在5～9GPa條件范圍內(nèi)，特別是重稀土元素的分配系數(shù)會隨壓強(qiáng)和鎂鐵榴石含量的增大而減小。通過高溫高壓實(shí)驗(yàn)?zāi)MLMO結(jié)晶分異得到的石榴子石與地球地幔中的石榴子石成分存在差異，兩者對微量元素的分配行為也勢必有所區(qū)別(Draperetal., 2006)。

圖6 部分LMO早期堆積層、鎂質(zhì)巖套和月海玄武巖中的Cr2O3含量與Mg#的關(guān)系(據(jù)Elardo et al., 2011)Fig.6 The Cr2O3 contents of olivine from early magma ocean cumulates, Mg-suite dunites and troctolites, and various mare basalts against Mg# (after Elardo et al., 2011)

除了稀土元素外，月球樣品中的一些微量元素含量特征也無法用已有的LMO模型進(jìn)行解釋。LMO結(jié)晶模型推測月球深部早期結(jié)晶的富鎂堆積層應(yīng)比后期形成的玄武質(zhì)巖漿更富集相容元素，例如Ni、Co和Cr等。然而，月球樣品的分析結(jié)果卻顯示高M(jìn)g#的鎂質(zhì)巖套的Ni和Co含量比富Fe的月海玄武巖要少(圖5)。Apollo 12玄武巖的橄欖石(Mg#約為75)中Ni的含量大約為4.0×10-4～5.0×10-4kg，而Ni在鎂質(zhì)巖套的超鎂質(zhì)巖層橄欖石(Mg#為90～85)中含量為1.0×10-4～3.0×10-4kg(Sheareretal., 2006)。通過熔融實(shí)驗(yàn)和理論計(jì)算的綜合分析，一些學(xué)者認(rèn)為在早期形成的高M(jìn)g#橄欖石中，Ni和Co表現(xiàn)為輕微的不相容性，隨著結(jié)晶過程的進(jìn)行，橄欖石Mg#降低，LMO堆積層中Ni豐度將經(jīng)歷一個(gè)顯著的最大值，隨后下降，而Co的豐度將穩(wěn)步增加(Elardoetal., 2011; Longhietal., 2010)。Cr與Ni、Co的情況類似，在鎂質(zhì)巖套中的含量相對更低(圖6)(Elardoetal., 2011)。但是，Cr在橄欖石與熔體之間的分配系數(shù)小于1，若鎂質(zhì)巖套來源于以橄欖石為主的堆積層的部分熔融，理論上形成鎂質(zhì)巖套的巖漿的Cr含量會相對更高。對此，Elardoetal.(2011)提出了兩種解釋：一種可能性是月球初始物質(zhì)組成中Cr的含量被高估。目前對月球物質(zhì)組成的估算值主要依據(jù)月海玄武巖，如果Cr在早期階段具有不相容性，月海玄武巖源區(qū)應(yīng)更富集Cr，所以不能代表全月幔的含量；另一種可能性是月核形成與巖漿洋演化同時(shí)發(fā)生，且月核中含有一定量的S和/或C，在高溫、低氧逸度(IW-2.3)條件下，核幔邊界的Cr會表現(xiàn)為親鐵性從而進(jìn)入金屬相，這個(gè)解釋同樣適用于Ni和Co，進(jìn)而導(dǎo)致LMO早期的鎂質(zhì)堆積層含有較低的Ni、Co和Cr含量；而Cr在玄武質(zhì)巖漿中表現(xiàn)親石性，與橄欖石的含量成正相關(guān)。然而，月核是否含S以及S元素對元素分配行為的制約程度仍存在爭議。Steenstraetal.(2018)通過計(jì)算低鈦玄武巖與FeS混合體系中的Ni、Co和Cu的豐度，發(fā)現(xiàn)其含量并不會隨著FeS的分餾而變化，Ni和Co的含量主要受橄欖石結(jié)晶分異的影響。值得注意的是，Cr在石榴子石與熔體之間的分配系數(shù)是大于1的，若月幔堆晶中存在石榴子石，那么石榴子石是否會對Cr含量的分配有所制約，能否為鎂質(zhì)巖套的母巖漿提供相對貧Cr的環(huán)境等推論還有待驗(yàn)證。

Neal (2001)發(fā)現(xiàn)部分火山玻璃所含的稀土元素并非全來自于KREEP，而是明顯的比KREEP更富輕稀土元素，這是發(fā)生部分熔融形成熔體的巖漿洋深部物質(zhì)含有石榴子石的有力證據(jù)。Beardetal.(1998)通過研究阿波羅返回的月球樣品中部分低鈦玄武巖和高鈦玄武巖的微量元素，發(fā)現(xiàn)它們的Lu/Hf比值均小于球粒隕石的Lu/Hf比值(約0.6倍)，他們認(rèn)為最初發(fā)生部分熔融的源區(qū)存在約2%的石榴子石造成Lu和Hf的分餾。Khanetal.(2006)使用吉布斯自由能最小化法，利用月震數(shù)據(jù)反演了LMO模型中月幔的礦物組成，結(jié)果顯示約80vol%的月幔由橄欖石和斜方輝石組成，其他礦物為單斜輝石和一個(gè)含Al相(斜長石、尖晶石和石榴子石，出現(xiàn)的深度范圍分別在0～150km、150～200km和大于200km)，石榴子石的體積占比約5%～10%。Kraettlietal.(2022)依據(jù)Lange and Carmichael (1990)的熔體密度模型提出了底部LMO模型，即在月球深部存在一層中性浮力的橄欖石將巖漿洋分為上下兩部分，并在下巖漿洋分異結(jié)晶出石榴子石，因其密度較大沉積至月球核幔邊界。

月球樣品的地球化學(xué)分析和月球物理模型的推演都指示月幔深部存在富鋁的石榴子石相。這些石榴子石的結(jié)晶可以更好的制約巖漿洋結(jié)晶分異形成的月殼，其之后部分熔融形成的熔體參與月球巖漿活動也可以更好的解釋部分月球樣品的微量元素特征。但是，目前并沒有在月球樣品中找到石榴子石存在的直接證據(jù)，且相關(guān)實(shí)驗(yàn)研究也不充分。月球深部是否存在石榴子石，且石榴子石的組成、含量及其對微量元素的制約還依賴更多高壓(>3GPa)條件下的實(shí)驗(yàn)巖石學(xué)工作來驗(yàn)證。

2.3 月球樣品對LMO演化模型的限定

月球樣品(包括Apollo和Luna計(jì)劃返回的樣品和月球隕石)攜帶著我們研究月球物質(zhì)組成所需的關(guān)鍵信息，對揭示月球內(nèi)部演化歷史具有重要意義。比如，月球角礫巖中超鎂鐵質(zhì)火山玻璃暗示月球上曾經(jīng)出現(xiàn)過大規(guī)模的高溫巖漿爆發(fā)，它們在一定程度上可代表當(dāng)時(shí)巖漿源區(qū)的化學(xué)組分，但是成分上的差異與月球深部物質(zhì)組成的聯(lián)系還需要更多的實(shí)驗(yàn)驗(yàn)證；而在月球樣品中發(fā)現(xiàn)的氣泡指示了揮發(fā)分的存在，但是揮發(fā)分的種類、含量及其來源仍存在很多爭議。

近年來，通過解譯伽馬射線和X射線熒光光譜收集的月表光譜數(shù)據(jù)，科學(xué)家發(fā)現(xiàn)了一些新的巖石類型，而且在月球隕石中也陸續(xù)發(fā)現(xiàn)了多種新的巖石類型和新礦物，比如富鎂斜長巖、富尖晶石巖石、Hapkeite等(Anandetal., 2004; Prisseletal., 2014; Takedaetal., 2006)。它們的成因與月球內(nèi)部物質(zhì)演化的關(guān)系需要更多的實(shí)驗(yàn)數(shù)據(jù)或者計(jì)算模擬進(jìn)行限定。

2.3.1 月球火山玻璃

月球火山玻璃的發(fā)現(xiàn)表明月球上曾發(fā)生過不同規(guī)模的巖漿噴發(fā)活動?；鹕讲Ａ霈F(xiàn)在撞擊盆地的邊緣，被認(rèn)為是月幔深部的物質(zhì)因火山噴發(fā)帶至月表淬火冷凝形成?；鹕讲Ａc月表受撞擊形成的玻璃不同，后者因缺乏足夠的時(shí)間來擴(kuò)散溫度使其均勻熔融，化學(xué)成分往往不均勻。相反，火山玻璃來自月球深部的巖漿，成分較為均一，在一定程度上可代表當(dāng)時(shí)巖漿源區(qū)的化學(xué)組分，是目前研究月幔物質(zhì)組成和演化過程的最佳樣品。

已發(fā)現(xiàn)的月球火山玻璃普遍具有較高的FeO和MgO含量(圖7)。根據(jù)TiO2含量的不同，表現(xiàn)出不同的顏色， 主要分為以下幾類：Apollo 15綠色玻璃(A15C，TiO2=0.26%)、Apollo 14黃色玻璃(A14Y，TiO2=4.58%)、Apollo 17橙色玻璃(A17O，TiO2=9.12%)、Apollo 15紅色玻璃(A15R，TiO2=13.8%)和Apollo 14黑色玻璃(A14B，TiO2=16.4%)(Krawczynski and Grove, 2012; Vander Kaadenetal., 2015)(表3)?；鹕讲ＡУ囊合嗑€礦物主要是橄欖石和輝石，這與巖漿洋分異結(jié)晶模型的推論一致，但它們的化學(xué)成分具有較高的Al、Ti和微量元素含量的特征，這些元素不太可能富集在橄欖石和輝石組成的堆積物中，而是傾向于富集在巖漿洋結(jié)晶后期的熔體或者KREEP巖中(Brown and Grove, 2015)。因此推測，月球火山玻璃很可能是來自巖漿洋后期結(jié)晶分異的富Ti堆積層因重力不穩(wěn)定翻轉(zhuǎn)導(dǎo)致部分熔融形成的熔體，而這些富Ti堆積層發(fā)生翻轉(zhuǎn)的時(shí)間和范圍目前仍需要大量的高溫高壓實(shí)驗(yàn)數(shù)據(jù)進(jìn)行論證。

表3 不同顏色月球火山玻璃的平均化學(xué)組成(wt%)

表4 不同火山玻璃的形成條件

圖7 月球超鎂鐵質(zhì)火山玻璃中TiO2、FeO的重量百分比和Mg#之間的變化關(guān)系(據(jù)Brown and Grove, 2015)Fig.7 The relationship between TiO2, FeO content and Mg# in lunar ultramafic volcanic glasses (after Brown and Grove, 2015)

圖8 不同類型月球火山玻璃熔體產(chǎn)生的溫壓條件與氧逸度的關(guān)系(數(shù)據(jù)來源于 Brown and Grove, 2015; Elkins-Tanton et al., 2003; Vander Kaaden et al., 2015)Fig.8 Relationship between temperature and pressure conditions generated by different types of lunar volcanic glass melts and oxygen fugacity (data from Brown and Grove, 2015; Elkins-Tanton et al., 2003; Vander Kaaden et al., 2015)

另外，越來越多的實(shí)驗(yàn)研究表明，除了溫度和壓力條件，氧逸度也會對硅酸鹽熔體的結(jié)晶相平衡有顯著影響。在氧逸度較高的條件下，橄欖石在1.3GPa時(shí)開始結(jié)晶；而相對還原的條件下，在壓力至少達(dá)到2.3GPa時(shí)橄欖石才能以穩(wěn)定相存在。而A17O玻璃的來源深度估算將因?yàn)檠跻荻鹊淖兓黾訉⒔?00km，因此氧化還原環(huán)境的不同可能會影響熔體來源深度的判斷(Krawczynski and Grove, 2012)。由于Ti對氧逸度極為敏感，所以含Ti高的紅色和黑色火山玻璃的巖漿源區(qū)的深度范圍受氧逸度的影響大于Ti含量低的橙色、綠色和黃色玻璃(圖8)，因此要想通過簡單的相平衡實(shí)驗(yàn)來確定某一火山玻璃熔體的具體深度是比較困難的，其深度的不確定性反映了月幔成分的不均勻性。由于高溫高壓實(shí)驗(yàn)存在一些技術(shù)壁壘，目前尚無法從技術(shù)上實(shí)現(xiàn)實(shí)時(shí)精確控制每階段樣品所處環(huán)境的氧逸度，因此也無法獲取更直觀的數(shù)據(jù)來量化氧逸度與熔體成分之間的關(guān)系。氧逸度對硅酸巖熔體結(jié)晶過程的影響的研究將依賴更多的高溫高壓實(shí)驗(yàn)，需要固定實(shí)驗(yàn)的溫度和壓力條件，通過調(diào)整初始物質(zhì)組成以期改變體系的氧逸度，從而獲得不同氧逸度條件下，熔體成分的變化規(guī)律。

早期研究認(rèn)為，月球火山噴發(fā)是受外來撞擊誘發(fā)的，玄武巖巖漿受到擠壓而順著撞擊產(chǎn)生的斷裂和斷層帶上升噴出月表(Solomon and Head, 1980)。然而，月球樣品的同位素定年研究以及隕石坑計(jì)數(shù)的統(tǒng)計(jì)表明，撞擊裂隙不太可能在長達(dá)幾億年的時(shí)間內(nèi)仍然保持開放狀態(tài)(Hiesinger and Head Ⅲ, 2006)。同時(shí)，火山玻璃中氣泡的出現(xiàn)指示了揮發(fā)分的存在，例如C、H2S、HF和HCl等，可以為巖漿的噴發(fā)提供驅(qū)動力(Head Ⅲ and Wilson, 1979; Sato, 1979)。但由于巖漿中揮發(fā)分的豐度太低，不足以降低熔體的密度，使其穿透月殼。因此，揮發(fā)分并不是導(dǎo)致巖漿噴發(fā)的關(guān)鍵因素(Vander Kaadenetal., 2015)。隨后，Wieczoreketal.(2001)提出一個(gè)月殼含有更多富鎂鐵質(zhì)礦物的模型，使得玄武巖巖漿密度小于月殼密度，當(dāng)月球遭受撞擊時(shí)，玄武質(zhì)巖漿就可依靠浮力噴出月表。新的“浮-沉”實(shí)驗(yàn)結(jié)合理論計(jì)算考慮了圍巖環(huán)境的密度以及Ti在硅酸鹽熔體中對物質(zhì)結(jié)構(gòu)的影響，從而改變?nèi)垠w的可壓縮性和密度，發(fā)現(xiàn)大部分月球火山玻璃因其密度相對較小，在巖漿洋熔體中可自發(fā)上升到一定高度，尤其是在高壓條件下，熔體Ti含量越高，其壓縮性反而相對越低，相對密度越小，所以在較淺的月幔深度常出現(xiàn)含Ti較高的玻璃物質(zhì)。但是橙色火山玻璃熔體與月幔相比具有負(fù)浮力，因此不能僅依靠浮力上升至月表，其成因還需要其他機(jī)制來解釋(Vander Kaadenetal., 2015)。

綜上所述，火山玻璃的成分在一定程度上可代表其當(dāng)時(shí)來源的月幔源區(qū)的化學(xué)組分。關(guān)于火山玻璃源區(qū)特征的實(shí)驗(yàn)研究，包括多相平衡點(diǎn)的熔融實(shí)驗(yàn)和不同Ti含量熔體的物理性質(zhì)(包括密度、粘度等)的研究，有助于了解月球內(nèi)部的圍巖環(huán)境。但是，這些實(shí)驗(yàn)結(jié)果的解讀很大程度依賴LMO模型建立的月球內(nèi)部物質(zhì)組成和結(jié)構(gòu)以及由此限定的氧逸度等參數(shù)，促使我們重新思考月幔底部的物質(zhì)組成、LMO結(jié)晶方式以及是否存在石榴子石等問題。

2.3.2 鎂質(zhì)巖套

鎂質(zhì)巖套(Mg-Suite)所涵蓋的巖石類型較廣，從深成巖到淺成巖，具體包括超鎂鐵質(zhì)巖(如純橄巖、輝石巖、方輝橄欖巖和橄欖巖)、橄長巖、尖晶石橄長巖、斜長橄長巖、蘇長巖和輝長蘇長巖(Sheareretal., 2015)。鎂質(zhì)巖套中部分礦物的Mg#可高達(dá)95(Fo95-90)，并且具有KREEP巖的元素特征(Elardoetal., 2011; Shearer and Papike, 2005)。早期通過對比遙感數(shù)據(jù)和Apollo月球樣品的分析數(shù)據(jù)發(fā)現(xiàn)，月球表面的鎂質(zhì)巖套并非全月均勻分布，而是主要集中在風(fēng)暴洋克里普地體(Procellarum KREEP Terrane, PKT)(Jolliffetal., 2000)。鎂質(zhì)巖套和代表月殼的亞鐵斜長巖在礦物和化學(xué)成分上存在明顯差異(圖9)，因此推測這兩種巖石組成單元具有不同的巖石成因(Grossetal., 2014)。鎂質(zhì)巖套的高M(jìn)g#特征指示其母巖漿來源于月球內(nèi)部高程度部分熔融產(chǎn)生的玄武質(zhì)巖漿或者巖漿洋早期結(jié)晶產(chǎn)物的部分熔融所產(chǎn)生的熔體，但其長石具有較高的An值(An#=[Ca/(Ca+Na+K)]×100的摩爾比)則指示了淺部有高Ca的殘余巖漿或者富Ca礦物的熔融(Sheareretal., 2015)。因此，鎂質(zhì)巖套兼具兩組對比鮮明的巖漿地球化學(xué)特征，它的形成過程不但反映了早期巖漿洋演化的歷史，也有利于反演LMO后期的熱歷史和巖漿運(yùn)移過程。

圖9 月球鎂質(zhì)巖套、堿性巖套、亞鐵質(zhì)斜長巖中鎂鐵質(zhì)硅酸鹽礦物相中的Mg#與斜長石An#的對比圖(據(jù)Shearer et al., 2015)Fig.9 Comparison of Mg# of mafic minerals and An# of feldspar in Mg-suite, alkaline-suite and ferric anorthosite (after Shearer et al., 2015)

根據(jù)微量元素特征，比如鎂質(zhì)巖套中深成巖的Ti/Sm比值高于球粒隕石，推測鎂質(zhì)巖套不是單一巖漿的分異結(jié)晶產(chǎn)物，更有可能是月幔部分熔融后熔體同化混染了月殼或者深部堆積混合物質(zhì)熔融形成的(Shearer and Papike, 2005)。由于巖漿洋早期結(jié)晶產(chǎn)物依賴選用的LMO結(jié)晶分異模型，因此關(guān)于鎂質(zhì)巖套的具體巖石地球化學(xué)成因仍然存在爭論。

根據(jù)已有的LMO模型的演化推測，早期結(jié)晶分離的超鐵鎂質(zhì)堆積層和上覆密度較大的晚期富鐵鈦礦物和KREEP組分，二者由于重力不穩(wěn)定發(fā)生上下翻轉(zhuǎn)混合，混合物經(jīng)部分熔融形成原始的玄武質(zhì)巖漿，這一時(shí)期的玄武質(zhì)巖漿作為母巖漿，經(jīng)過分異結(jié)晶后便形成了原始的鎂質(zhì)巖套中的深成巖(Grossetal., 2014)。由此可見，玄武質(zhì)巖漿的成分受LMO早期結(jié)晶的超鎂質(zhì)堆積層、月幔翻轉(zhuǎn)的物質(zhì)組成以及后期發(fā)生部分熔融的深度控制，這都與LMO演化模型中關(guān)于巖漿洋的物質(zhì)組成、深度和結(jié)晶方式直接相關(guān)。比如，月球初始成分中的FeO含量不僅直接影響剩余熔體的密度和粘度，也會影響在整個(gè)結(jié)晶分異過程中含鐵礦物的含量以及月表的FeO含量。Linetal.(2017)的LMO模型中初始成分的FeO含量較高，為10.50%(Mg#=85.8)，因此在最后階段形成的礦物中FeO的含量高達(dá)26.5%，導(dǎo)致月殼的Mg#偏低，難以解釋月球背面Mg#普遍偏高的觀測事實(shí)。

圖10 利用鎂橄欖石-鈣長石-石英相圖說明在不同壓強(qiáng)條件下潛在的富鎂尖晶石鈣長巖的形成過程彩色點(diǎn)分別代表了Apollo 15的綠色玻璃、紅色玻璃和黃色玻璃的成分；淺灰色點(diǎn)代表鎂質(zhì)巖套的母巖漿成分；Fo-鎂橄欖石；Sp-尖晶石；An-鈣長石；En-頑火輝石；Qtz-石英(Prissel et al., 2014)Fig.10 Potential PSA formation processes illustrated using the Fo-An-Qtz pseudo ternary phase diagram under different pressure conditionsThe colored dots represent the green glass, red glass and yellow glass components of Apollo 15 respectively. The light gray points represent the parent magma composition of Mg-suite. Fo-forsterite; Sp-spinel; An-anorthite; En-enstatite; Qtz-quartz (Prissel et al., 2014)

圖11 Fe-S-Si體系中混溶性間隙邊界隨壓強(qiáng)變化情況(據(jù)Morard and Katsura, 2010)Fig.11 Evolution of the boundary of the miscibility gap of Fe-S-Si system with pressure (after Morard and Katsura, 2010)

另一方面，有學(xué)者認(rèn)為富鎂鋁尖晶石斜長巖可能是鎂質(zhì)巖套的新成員，有可能在全月球范圍分布，而并非局限于風(fēng)暴洋區(qū)域，因此具有KREEP信號也不是形成鎂質(zhì)巖套的必備特征之一(Prisseletal., 2014)。Pietersetal.(2011)通過分析月船1號(Chandrayaan-1)探測器上搭載的高分辨率的近紅外光譜數(shù)據(jù)，在月球正面Nectaris盆地和月球背面Moscoviense盆地中發(fā)現(xiàn)了富集鎂鋁尖晶石的信號，其Mg#大于90且Cr#小于5(Cr#=Cr/[Cr+Al]×100的摩爾比)(Prisseletal., 2014)。同時(shí)，Gross and Treiman (2011)首次報(bào)道了月球隕石Allan Hills(ALHA)81005中富含尖晶石(～30%)的巖屑。Sunetal.(2017)對月球環(huán)形山的中央峰進(jìn)行系統(tǒng)的篩選，在166個(gè)隕石坑中鑒定出了38個(gè)含有鎂鋁尖晶石的中央峰，表明富鎂尖晶石可能在月殼中是普遍存在的。根據(jù)鎂橄欖石-鈣長石-石英的相圖關(guān)系可知，單一的玄武質(zhì)巖漿并不能通過結(jié)晶分異得到富鎂尖晶石(圖10)。實(shí)驗(yàn)巖石學(xué)的研究表明，通過在不同壓力條件下，采用不同的原始組分(包括鎂質(zhì)巖套的母巖漿和苦橄質(zhì)火山玻璃A15C成分)與斜長巖相互作用，發(fā)現(xiàn)富鎂熔體與斜長巖反應(yīng)可以形成含富Mg尖晶石斜長巖的礦物組合，并且尖晶石的穩(wěn)定區(qū)間隨壓強(qiáng)的增大而增大。另外，富鐵熔體(苦橄質(zhì)玻璃熔體成分)在高壓下與斜長巖同化反應(yīng)也能形成富鎂尖晶石橄長巖(Prisseletal., 2014)。因月殼厚度的不均一性和苦橄質(zhì)火山玻璃熔體成分的差異性，不同成分的富鐵熔體和不同深度的月殼發(fā)生同化交代反應(yīng)也很有可能形成富Fe-Cr尖晶石，為尖晶石成分的多樣性作出了合理的解釋，但這些研究并不能合理解釋富鎂尖晶石在月球表面廣泛分布的特征。

根據(jù)月球高地鎂質(zhì)巖套中鎂鐵質(zhì)硅酸鹽的Mg#和斜長石的An#關(guān)系，推斷其母巖漿是月幔深部富鎂熔體在上月幔至月表以下一公里深處與斜長巖月殼發(fā)生交代作用而形成的。在月殼內(nèi)形成的這些巖石，無論是火成巖還是變質(zhì)巖，都有可能因月球的火山和巖漿活動或受外來撞擊而被帶至月表(Dhingraetal., 2011; Prisseletal., 2016)。這種機(jī)制不僅可以解釋為什么鎂質(zhì)巖套與斜長巖年齡重疊，也可以解釋二者初始εNd值的相似性及斜長石稀土元素含量相差近40倍的現(xiàn)象(Xuetal., 2020)。另外，Prissel and Gross (2020)認(rèn)為月幔的上下翻轉(zhuǎn)幾乎是與巖漿洋固化過程是同時(shí)期發(fā)生的，小范圍的富鈦鐵堆積層發(fā)生翻轉(zhuǎn)至月球深部引起低程度的部分熔融，該混合熔體隨后上升至殼幔邊界，經(jīng)過結(jié)晶分異得到橄長巖，并通過進(jìn)一步的同化作用得到零散的富鎂鋁尖晶石，為鎂質(zhì)巖套的巖石成因提供了新的思路。同時(shí)，該理論模型還能為基于月球重力數(shù)據(jù)解譯得到的上月幔是以輝石為主的觀測事實(shí)提供支持。

綜上所述，通過探究鎂質(zhì)巖套的成因可以對月球演化模型進(jìn)行制約，而“新的”月球樣品的出現(xiàn)，對之前的鎂質(zhì)巖套成因模型提出了挑戰(zhàn)。如果玄武質(zhì)巖漿與斜長巖的反應(yīng)在早期的月球演化過程中是普遍發(fā)生的，那么對更多類型的鎂質(zhì)巖套樣品的深入研究或許可以從時(shí)間上對月球內(nèi)部的熱演化歷史進(jìn)行制約，進(jìn)而對LMO演化模型進(jìn)行相關(guān)的修正。

2.4 月核

大量的地球物理(月震數(shù)據(jù)、質(zhì)量和轉(zhuǎn)動慣量、月球激光測距、熱力學(xué)約束和古地磁學(xué)等)和地球化學(xué)研究表明，月球可能存在著一個(gè)較小的金屬核。月核內(nèi)部是半徑約280km的固體，緊鄰半徑約330km的液態(tài)外圈(Weberetal., 2011)。月球核-幔邊界的溫度可能在1200～1377℃之間，部分研究估計(jì)最高溫度可達(dá)1500℃，其壓強(qiáng)值大約為4.5GPa(Righteretal., 2017; Scheinbergetal., 2015; Spohnetal., 2001)。但是，關(guān)于月核的物質(zhì)組成目前尚有很多爭議(Cameron, 1997; Canup, 2012; Dickeyetal., 1994; Shimizuetal., 2013; Weberetal., 2011; Wieczoreketal., 2006)。例如，Morard and Katsura (2010)的研究表明，雖然在高溫高壓條件下(4GPa、1627℃)，F(xiàn)e-25mol/mol S-5mol/mol Si的體系可以形成穩(wěn)定的固溶體，但該溫度條件高于月核的溫度范圍，因此并不能推測月核是Fe-S-Si體系。根據(jù)Fe-S-Si體系的相關(guān)性(圖11)，在低壓條件下Si與S在金屬相中存在互斥現(xiàn)象，出現(xiàn)液態(tài)不混溶，而Fe-FeS體系的共結(jié)溫度較低，硅酸鹽熔體與金屬熔體的分離首先得到的是Fe-S熔體，因此推測月核含Si的可能性極小(Morard and Katsura, 2010; Sanloup and Fei, 2004)。另一方面，在Fe-S-C體系中，三元體系的液相線溫度與二元體系(即Fe-S和Fe-C)的液相線溫度有顯著差異。在6GPa條件下，F(xiàn)e-5% C-5% S體系的液相線溫度比Fe-5% S體系低150～200℃，并且C和S的互溶性隨壓力的降低而減弱，而月核中心的壓力小于6GPa，因此，F(xiàn)e-S-C體系會出現(xiàn)兩相分離，較重的富碳化物熔體的沉降或較輕的富硫化物熔體的浮選均可能形成早期短時(shí)的月球發(fā)電機(jī)(Dasguptaetal., 2009)。Righteretal.(2017)利用高溫高壓實(shí)驗(yàn)探討了在1GPa、3GPa和5GPa下Fe-Ni-S-C體系的相平衡關(guān)系，他們認(rèn)為在5GPa和1500℃條件下，低S(～0.5%)和低C(～0.375%)的月核成分與早期月球發(fā)電機(jī)和月核模型的地球物理數(shù)據(jù)相一致。由于S元素在FeNi合金液態(tài)中的含量更高，推測其液態(tài)外核更富集S，通過核幔邊界的分配系數(shù)關(guān)系估算月幔約含7.5×10-5kg的S和5×10-6kg的C。

月核的形成、物質(zhì)組成和結(jié)構(gòu)及其形成過程對LMO的演化有關(guān)鍵性的影響。比如，月核的物質(zhì)組成差異直接影響我們對LMO演化過程中的結(jié)晶礦物和殘余熔體中微量元素含量的估算。通過理論計(jì)算月核形成過程中Ni、Co、W、Mo、P、V和Cr等親鐵元素在金屬和硅酸鹽體系的分配系數(shù)發(fā)現(xiàn)，在4.5±0.5GPa和2200K條件下，當(dāng)月核的S含量達(dá)到6%，月幔中Cr和V含量的虧損與月球核幔邊界的金屬-硅酸鹽平衡結(jié)果相一致(Rai and van Westrenen, 2014)，這與月震模型分析的月球外核含有低于6% S的結(jié)論相一致(Weberetal., 2011)。然而，在沒有S或其含量極低的情況下，Cr和V等元素在20GPa和2500℃仍表現(xiàn)出親石性(Shearer and Papike, 2005)。Steenstraetal.(2018)通過實(shí)驗(yàn)?zāi)M結(jié)合理論計(jì)算，測定了含0.2%～25% TiO2的低鈦和高鈦玄武巖熔體的硫化物飽和時(shí)的S含量(sulfur concentrations at sulfide saturation, SCSS)，研究發(fā)現(xiàn)SCSS受硅酸鹽熔體中FeO、SiO2和Al2O3含量的影響較大，推測最富Ti的A14B火山玻璃的SCSS值可高達(dá)7.4×10-3kg。即使考慮脫氣過程中S的丟失，月幔中 S的豐度也應(yīng)遠(yuǎn)高于火山玻璃樣品中測得的S含量(<7×10-4kg)，因此推斷出月球內(nèi)部存在硫的不飽和狀態(tài)，這與前人關(guān)于月幔和月核貧S的假設(shè)一致。考慮到分離結(jié)晶過程中硫化物的分離將導(dǎo)致Ni、Co和Cu的虧損程度遠(yuǎn)遠(yuǎn)大于實(shí)際樣品的分析值，月幔中這些微量元素的豐度趨勢用橄欖石的結(jié)晶分異來解釋更為合理。

圖12 月球深部含有石榴子石的LMO演化模型示意圖當(dāng)月幔發(fā)生翻轉(zhuǎn)時(shí)，內(nèi)部發(fā)生幾種情況：(1)深部局部的低程度的部分熔融，形成貧HREE、Cr等微量元素的熔體，作為部分火山玻璃或鎂質(zhì)巖套母巖漿的源區(qū)噴發(fā)至原始斜長巖月殼甚至月表，形成鎂質(zhì)巖套或富LREE的火山玻璃；(2)在相對較淺的富Mg區(qū)域形成的熔體在月殼中與斜長巖發(fā)生交代作用形成貧HREE的鎂質(zhì)斜長巖；(3)當(dāng)深部的部分熔融程度達(dá)到將石榴子石熔掉時(shí)，此時(shí)的熔體反而富HREE，噴出月表后形成富HREE的火山玻璃Fig.12 Schematic diagram of the LMO evolution model containing garnetWhen the mantle is overturned, several situations occur in the interior: (1) Low degree of partial melting in the deep lunar mantle, forming HREE, Cr, and other trace elements-poored melts, as the source region of volcanic glasses or Mg-suites erupt to the primitive anorthosite lunar crust or even the lunar surface, forming Mg-suites or LREE-riched volcanic glasses; (2) The melt formed in the relatively shallow Mg-rich region that can cause metasomatism with the anorthosites in lunar crust to form the HREE-poored magnesium anorthosite; (3) When the melting degree reached the garnet melt away, at this time the melt is rich in HREE, ejecting the lunar surface and forming HREE-riched volcanic glasses

已有的研究表明，月核的形成、成分和結(jié)構(gòu)及其演化歷史將直接影響“核幔邊界”的物質(zhì)組成和熱演化歷史，并對LMO的物質(zhì)組成及演化產(chǎn)生重要影響。由于各模型中強(qiáng)調(diào)的控制因素不同，比如月球初始成分、月幔粘度、水含量、核幔熱邊界層的大小和密度以及相平衡關(guān)系等，因此不同模型得出的結(jié)論不盡相同。

3 總結(jié)與展望

盡管建立在同位素地球化學(xué)基礎(chǔ)上的地月一體假說還需要大量的實(shí)驗(yàn)來驗(yàn)證，LMO的深度也存在較大的爭議，建立在阿波羅月球樣品和月球隕石樣品研究基礎(chǔ)上的早期月球的巖漿洋演化模型，通過簡單的調(diào)整，可以解釋阿波羅時(shí)期大部分月球樣品的成因。然而，隨著科學(xué)技術(shù)的飛速發(fā)展，遙感探測數(shù)據(jù)精度的不斷提高以及地外樣品全方位的精確分析，近年來關(guān)于月球有了更多新的認(rèn)識，也對已有的LMO演化模型提出了挑戰(zhàn)。比如，修正過的月球形成的高能碰撞模型(Canup, 2012)和解釋地月體系同位素特征的“星巢”模型(Locketal., 2018)都支持早期月球處于溫度較高的階段，合理推測其巖漿洋深度可以達(dá)到核幔邊界。因此亟需通過實(shí)驗(yàn)巖石學(xué)和實(shí)驗(yàn)地球化學(xué)重建一個(gè)全熔的LMO演化模型，且其深部含有石榴子石。石榴子石的結(jié)晶可以帶走部分月球初始成分中的難熔元素，進(jìn)而減少斜長石的結(jié)晶豐度，而得到更“薄”的月殼，可與月震數(shù)據(jù)相匹配；另一方面，石榴子石的存在有利于解釋部分月球樣品中微量元素分配特征的觀測事實(shí)。結(jié)合本文的綜合分析，我們認(rèn)為這個(gè)新的巖漿洋演化模型中石榴子石會在月幔深部出現(xiàn)，并伴隨著橄欖石和輝石形成超鎂質(zhì)的堆積層(見圖12)，當(dāng)巖漿洋結(jié)晶后期形成富Ti-Fe層，因重力不穩(wěn)定發(fā)生翻轉(zhuǎn)時(shí)，月幔深部將發(fā)生幾種情況：(1)局部的低程度的部分熔融，石榴子石仍然殘留在堆積層里，此時(shí)的熔體貧HREE、Cr等微量元素，作為部分火山玻璃或鎂質(zhì)巖套母巖漿的源區(qū)上升至原始斜長巖月殼甚至月表，形成Mg-suite或富LREE的火山玻璃；(2)在相對較淺的區(qū)域形成的熔體也可在月殼中與斜長巖發(fā)生交代作用形成貧HREE的富鎂質(zhì)斜長巖；(3)當(dāng)深部的部分熔融程度達(dá)到可將石榴子石熔掉時(shí)，此時(shí)的熔體反而富HREE，噴出月表后形成富HREE的火山玻璃。如何量化我們提出的模型中所涉及到的參數(shù)，例如月球初始成分中的難熔元素含量、LMO熔融深度、絕熱溫度、熔融程度和反演月幔翻轉(zhuǎn)深度等，建立一個(gè)更合理的LMO演化模型，來理解目前月球樣品中的觀察和分析結(jié)果，是實(shí)驗(yàn)巖石學(xué)領(lǐng)域的專家學(xué)者未來共同努力的方向之一。

另外，最新的嫦娥5號月壤樣品研究表明，月球的巖漿活動至少持續(xù)到20億年左右(Lietal., 2021)，而這些年輕的月球火山巖的成因與KREEP關(guān)聯(lián)不大(Tianetal., 2021)，并且月幔源區(qū)的揮發(fā)分含量也很低(Huetal., 2021)。這對月球內(nèi)部的巖漿活動的成因、月球巖漿演化過程中揮發(fā)分的行為特征以及月球的熱演化歷史等方面的研究都提出了挑戰(zhàn)，也需要新的巖漿演化模型來對這些年輕的富鐵的玄武巖的成因進(jìn)行解釋?？偠灾?，開展更多的關(guān)于早期LMO演化和月球樣品成因相關(guān)的實(shí)驗(yàn)巖石學(xué)工作，有助于我們對月球演化過程的理解，為探討類地行星的起源演化提供更詳實(shí)的實(shí)驗(yàn)依據(jù)和更豐富的科學(xué)思路。

致謝感謝兩位審稿人和期刊編輯部的寶貴意見，幫助了我們對科學(xué)問題的進(jìn)一步聚焦，增強(qiáng)了本文的可讀性。感謝中國科學(xué)院地球化學(xué)研究所的楊晶助理研究員對本文提出的建議和指導(dǎo)。