月球岩石

（一）月球岩石样品的来源

月球岩石（moonrock，lunar rock）样品的来源有两个，一是从月球表面采回，二是陨落在地球表面的月球陨石。

自1969年7月20日美国第一艘载人登月飞船成功降落在月球静海，至1972年共有6次阿波罗登月飞行，带回了岩石及土壤样品3817kg。原苏联有三次未载人的登月飞行带回了326g月岩土壤样品，历史上的登月点及时间见表28－1及表28－2。

21世纪以来，中国和印度等国家都制定了各自的登月和采样返回计划，美国正在实施新的重返月球计划，日本的探月计划也在实施中，因此不久的将来，人类将可能获得大量的月球样品和探测数据。

表28－1 阿波罗登月活动表

表28－2 原苏联月岩样品采集活动表

月球岩石的另外一个重要来源是月球陨石。当小天体撞击月球表面时，巨大的撞击能量使月球表面的岩石和土壤气化、熔融，并包裹一些岩石碎块角砾向外溅射，形成相应大小的撞击坑。这些溅射物中的熔融物质快速冷却形成玻璃，迅速胶结形成各种碎块角砾。当被溅射的物质的速度大于月球逃逸速度时，就能脱离月球引力场进入星际空间，在星际空间运行一段时间后被地球捕获，降落至地表，成为月球陨石。

目前回收的月球陨石超过160块，大约77对月球陨石都是在沙漠和南极被发现的。从岩石学和化学成分来看，月球陨石有三种端元类型：(1)角砾岩化斜长岩，具高Al2O3（26％～31％），低FeO（3％～6％），以及低的不相容元素（Th ＜1μg/g）；(2)玄武岩和角砾岩化玄武岩，具高FeO（18％ ～22％），中度低的Al2O3（8％ ～10％）和不相容元素（Th：04～21μg/g）；(3)苏长质成分的冲击熔融角砾岩（Al2O3：16％，FeO：11％），具极高含量的不相容元素（Th33μg/g）。这类岩石被称为KREEP岩，因为其与Apollo样品中的KREEP岩类似（Korotev，2005）。另外，还有一些陨石为具中性成分的复成分角砾岩，因为它们同时含有斜长岩和玄武岩。尽管月球陨石的成分范围变化很大，种种成分参数一起使之区别于地球物质。

作为一成分端元类型，上述第(3)类月球陨石数量很少（仅见Sayh al Uhaymir 169），目前所发现的月球陨石大都不含具有高K、REE、P、Th以及其他不相容元素（即所谓的KREEP）的岩石碎屑。这与美国Apollo和前苏联Luna飞船从月球上带回的样品中大都含有不同含量的富KREEP岩石形成了鲜明对照。出现这种现象的原因其实很简单。因为所有这些月球陨石都是由于流星体冲击作用而从月球上未知地点溅射出来的随机样品，而美国Apollo和前苏联Luna飞船从月球上带回的样品则是在月球正面很局限的区域中（仅占月球表面积的5 ％）取得的，这个取样区域正好位于月球正面地球化学异常的风暴洋克里普岩区（Procellarum KREEP Terrane，PKT）区域之中或在其附近（Jolliff et al，2000）。因此，月球陨石是更具代表性的月球样品，它们可以提供月壳的矿物组成和平均化学成分。

月球陨石的分类是通过其所含矿物、结构、岩石学以及化学成分方面来划分的。这些不同的划分方案有时会很混乱，如地球化学家会划为长石质或富铝岩石，而岩石学家会称为斜长岩或风化角砾岩。

（二）月球岩石的类型和特征

构成月球表面的基本岩石－构造单元有三个，分别是月海玄武岩区，主要由月海玄武岩和KREEP岩组成；高地岩石，主要由斜长岩和富镁岩套组成；南极－艾肯盆地区，由玄武岩、富镁岩套等组成。总体来讲，月球岩石可分为四类：玄武岩、角砾岩、原始高地岩石（斜长岩）和风化层（月壤）（图28－2）。

图28－2 四种典型的月球岩石样品

1玄武岩

月球上的玄武岩大都分布在正面的月海中，在背面的大型撞击坑中也有少量的玄武岩分布。

月球上的月海一般低于周围的高地1～4km，多数呈环形。主要是由火山物质组成，但月球上的火山几乎都是平的，坡度为1：500～1：2000，这与月海玄武岩粘度小而流动性大有关。月海玄武岩的产状有熔岩流、火山渣锥、火山穹丘、火山脊、火山隧道等。熔岩流的范围也十分可观，最大的面积为2×105km2，相当于美国哥伦比亚高原玄武岩的面积，但它们的厚度仅十几至几十米，最厚者为1000m。火山渣锥的规模比地球上的火山渣锥小，火山渣的喷射速度相当于地球上喷射速度的1/3～1/10，说明月球玄武岩含较低的挥发分。典型月海玄武岩的显微镜下结构如图28－3所示。

图28－3 月海玄武岩（视域宽度8mm）

已有的月海玄武岩的形成年龄最早者为42Ga，最新者约为20Ga，均晚于高地火成岩的形成年龄。多数人认为月海玄武岩是月球内部（月幔）部分熔融的产物，有些与冲击熔融事件关系密切。月球玄武岩中Ti含量变化很大，根据Ti含量的高低，可以分为高钛玄武岩（TiO2 ＞6％），低钛玄武岩（TiO2 1％～6％）和超低钛玄武岩（TiO2＜1％）。与Apollo月海玄武岩样品相比，已知的月球陨石中全岩TiO2相对偏低。月球陨石中至今还没有发现高钛玄武岩组分，低钛玄武岩组分也只在月海玄武质陨石中发现，超低钛玄武质组分在月海玄武质陨石和混合角砾型月球陨石中有报道。与地球玄武岩相比，它有以下特征：

（1）FeO含量明显高于地球玄武岩。地球玄武岩Mg/（Mg＋Fe）变化范围为045～075，而月球玄武岩为035～065，相应的月球玄武岩中的橄榄石、辉石都属于富铁的种属，如橄榄石中最富Mg者约为Fo75～Fo80，而多数橄榄石为铁橄榄石。应用岩浆成分反演其源区成分，地球玄武岩的源区Mg/（Mg＋Fe）为091，而月球玄武岩源区为080～082。暗示月幔比地幔富Fe，这可能与月球未分异出富Fe的内核有关。

（2）K2O及Na2O的含量明显低于地球玄武岩。K的丰度与地球的低K大洋拉斑玄武岩相近，约036％，Na仅相当地球玄武岩的1/5。相应的月球玄武岩中的斜长石均属于高钙 的类型，以钙长石为主，少量倍长石，而且基本上不出现钾长石。因为K、Na在熔岩中分布均匀，所以K、Na丰度低是由于源区缺乏这两种元素，并不是因为它们具有挥发性所致。

（3）月球玄武岩形成于还原的环境，自然Fe及FeS普遍出现，缺乏Fe3＋（仅占1％）。90％的Cr是以Cr2＋出现，70％的Eu为Eu2＋，4％的Ti为Ti3＋，Ce全部为Ce3＋，未见有Ce4＋出现的证据。月球玄武岩中含有少量CO气体。岩浆中的FeO与C反应形成CO与自然Fe。这个反应是在岩浆上升到地表的过程中在约3km深处发生的。

（4）TiO2的含量有很大的变化范围，常常作为月球玄武岩进一步分类的依据。在高Ti玄武岩中，钛铁矿为常见的副矿物。

（5）月球的火山作用产物除了玄武岩之外还有火山玻璃球，它们广泛分布于月壤中。在火山口附近分布的火山玻璃球其年龄与月海玄武岩相近，也进一步证实了它与月海的火山作用有密切关系，排除了与高地月壳有关的可能。

玻璃球的直径多数在01～03mm之间，颜色多样，橙色者含Ti高（TiO2为93％），成分特点与附近的Apollo 11的玄武岩及其隙间的橙色玻璃类似，但略富Mg、Zn、Cl、Cu、Pb和其他挥发性元素。球体表面附着了似飞溅物的滴状体，成分与主体玻璃球一致，可能为低速下溅出的物质。Apollo 15附近的红色及**玻璃球与上述成因相似，也是火山成因的。

（6）由于月球表面没有水和氧气，因而岩石未遭受风化及蚀变作用，岩石新鲜，没有含水矿物出现。如月球玄武岩的结构保持了岩浆结晶的特征结构，这些都与地球玄武岩中未遭受风化作用者相似。

图28－4 球粒陨石标准化的月海玄武岩，KREEP和一个代表性的斜长岩的REE丰度

2克里普岩

是一种非常特殊的月球岩石。这类岩石含有高的Th、U、K、REE和P元素（图28－4），因此被称为 “KREEP” 岩。由于Apollo很多复角砾冲击岩都是富集Th和REE，并趋向富集所有的不相容元素。Warren ＆ Wasson（1979）认为几乎所有月壳中的不相容元素都是来自于一个共同的岩浆库——可能是一个岩浆洋残留，取名urKREEP。尽管urKREEP像KREEP，但它是一种假想物质，这种物质不会保持它原有的形式，因为一旦它形成后，就会加入到富Mg岩浆的同化反应 中（ Warren，1998；Papike et al，1996）。

KREEP岩多数是角砾岩或玄武岩的填隙物，呈隙间玻璃，最大的粒径范围仅达150μm。这种演化程度高的组分可能是岩浆结晶分离的最终产物，或者是由于陨石的冲击作用下发生了低程度的部分熔融后结晶形成。后来，在Apollo 14的岩石样品中还发现了花岗岩、高Al和高K的玄武岩以及含较高丰度的KREEP的斜长岩和橄长岩，更加证实了月球岩石中存在着演化程度（分异程度）高的残余熔体，有些岩石则是原始熔浆受到它们同化、混染后的产物。

大多数的月球陨石（高地月壤角砾岩）都是相对于Apollo和Luna月壤样品显著亏损KREEP的。最近的月球全球Th、U、K探测结果分布图显示Apollo和Luna的样品采集区恰好是KREEP富集区（Lawrence et al，2002）。

3高地岩石（highland rock）

大部分月球高地近月表的样品都是来自古老月球高地的冲击作用。而完全没有受到冲击过程改造的高地岩石是很少的。高地岩石主要由斜长岩、富镁岩套和撞击角砾岩所组成。

4斜长岩

斜长岩是月球高地月壳的主要成分，在月球背面分布最广。构成斜长岩的斜长石为富含钙的钙长石（An95～97）及少量的低钙辉石，暗示了母体岩浆规模巨大，致使组分均匀化。斜长岩是构成原始月壳最主要的岩石类型。斜长岩的Rb－Sr等时年龄为413～425Ga，87Sr/86Sr初始值为0699。

斜长岩岩套具有特有的但是不完全均一的成分，James et al（1989）提出基于基性硅酸盐Mg值和斜长石碱性含量来对其进行进一步划分。图28－5是斜长岩的典型结构与成分特征。

图28－5 原始的高地岩石（视域宽度8mm）（据华盛顿大学）

5富镁岩套（Mg－suite）

这类岩石包括苏长岩、橄长岩、纯橄岩、尖晶石橄长岩和辉长斜长岩，它们组成了富镁深成岩组合，很有可能都是堆晶岩。最高Mg的堆晶岩包括一些超基性岩，但只有纯橄岩72415（Dymek et al，1975）质量大于1g，其他的一些都大致为非代表性的橄长岩的样品。高Ca辉石在最富Mg岩套的岩浆的结晶序列中相对较晚形成。辉长斜长岩相对很少，且趋于比苏长岩具有更低的Mg和高的Na/（Na+Ca）。一些演化程度最高的初始月球岩石类型，如碱性岩套和极少的花岗岩，与富Mg岩套和/或KREEP极端不同。一些采集到的花岗岩样品显示很好的极清楚的毫米级的硅酸盐液相不混溶现象（Warren et al，1987；Jolliff et al，1999）

6月球角砾岩

月球角砾岩是月球岩石中一种特殊的岩石类型。根据阿波罗飞船采集的月壳岩石的分析结果，60％以上的岩石是由各类高地岩石经冲击破碎、部分熔融而胶结形成的角砾岩。根据角砾的构造特征，角砾岩可划分为以下类型。单组分角砾岩，由就地产生的破碎岩石角砾或经熔融重结晶角砾组成。双组分角砾岩，由就地产生的破碎岩石角砾或经冲击熔融的重结晶角砾与穿插有细脉状角砾所组成（因有两种组分的角砾而得名）。多组分角砾岩由岩屑碎块、月壤角砾、冲击玻璃等粘结而成。

这些角砾岩的岩石类型及矿物、化学成分极不均匀。由于多种类型的岩石经冲击破碎并部分熔融粘结，因而角砾岩中的角砾、玻璃和胶结物都具有多来源的特征。图28－6是一个较为典型的月球角砾岩的宏观特征，图28－7～图28－10是角砾岩的显微镜下结构照片，详细描述见图注。

图28－6 SaU 169月球陨石

图28－7 冲击角砾岩（视域宽度4mm）

图28－8 月壤角砾岩（视域宽度8mm）

7月岩和月壤的年龄

最古老的月岩是稀少的橄榄岩和橄长岩，代表月球初始熔融后首先凝固的岩石年龄。月球高地斜长岩年龄为41亿～44亿年，代表斜长岩月壳的形成年龄，随后形成的花岗质火成角砾岩的年龄为40亿～41亿年。玄武岩是最年轻的月岩，弗拉毛罗高地玄武岩的年龄为387亿～396亿年，月海玄武岩年龄为32亿～38亿年，它们是月球不同时期岩浆作用的产物：(1)静海玄武岩35亿～39亿年（低钾玄武岩374亿～393亿年，高钾玄武岩大于323亿～353亿年）；(2)澄海金牛－利特罗峡谷玄武岩碎片与玻璃样品371亿～379亿年，与静海玄武岩相当；(3)雨海玄武岩33亿～345亿年；(4)丰富海玄武岩342亿～345亿年，与雨海玄武岩相当；(5)风暴洋玄武岩32亿～33亿年。

图28－9 月壤角砾岩（视域宽度4mm）（据华盛顿大学）

图28－10 月壤角砾岩（视域宽度4mm）（据华盛顿大学）

月壤年龄为43亿～46亿年，月壤是月壳岩石破坏的产物，月壤年龄近似反映月壳的形成年龄。图28－11是月壤中不同成分的颗粒。

图28－11 月壤（视域宽度4mm）（据华盛顿大学）

（三）月球陨石研究的意义

目前人类认识和研究月球表面成分主要通过三种途径：Apollo和Luna从月球上带回的月岩样品、月球轨道器获得的遥感资料和月球陨石。三者各有优缺点，月岩样品的取样地点和地理方位已知，地质背景清楚，但这些样品均取自月球上大约5％的地区，即月球正面赤道附近，而且是地球化学异常区（风暴洋）附近，所以仅凭这些样品，很难解决月球全球性的问题；遥感资料具有全球性，但一般分辨率较差，不能得到精确的成分数据；月球陨石的具体来源地点和地理方位一般不容易知道，因而地质背景较模糊，但它们是完全随机的样品，更具广泛的代表性（月球正面、背面；赤道、两极），可以提供月壳的矿物组成和平均化学成分。因此，月球陨石已经成为人们认识和研究月球的重要研究对象。

研究月球陨石，有利于全面认识月壳的物质组成。而且通过对月球陨石的岩石学、矿物学和地球化学的研究，还可以获得有关月球形成和演化特征（Wiechert et al，2001）、月球早期的撞击事件（Cohen et al，2000）以及太阳系氧同位素组成（Ireland et al，2000）等许多方面的信息。除此之外，月球陨石的化学成分、矿物学和岩石学特征还可作为月球轨道器遥感探测的地面标准参考基点。我国嫦娥一号月球探测卫星目前正在开展对月球的探测，因而开展月球陨石研究工作不仅具有重要的科学意义，而且具有特别的现实意义。

至今尚未发现原始地壳残留体，因而原始地壳成分只能通过与月球和类地行星的类比，同时借鉴太古宙早期的地质记录及地球早期地热梯度并通过地幔岩石部分熔融实验研究等间接途径来进行推断。已经提出过多种原始地壳成分的模型，其中主要有长英质岩石模型、钙长岩模型和科马提岩-玄武岩模型。

现在已很少有人支持长英质岩石模型。首先因为早期的地球有很高的热产量，导致上地幔岩石（橄榄岩类）高程度的部分熔融，从而不可能直接形成长英质岩浆；其次，尽管长英质或安山质地壳能够通过玄武岩岩浆的分异结晶作用形成，然而如果长英质原始地壳通过这样方式形成并广泛分布，由于这种地壳的密度低，它基本上不可能通过再循环进入地幔而消失，在现今地球上应有较多的残留，但事实上这种成分的原始地壳残留体迄今并未被发现。

至于对钙长岩模型或科马提岩-玄武岩模型的选择，在研究了月球和类地行星资料的基础上，Taylor和 McLennan（1985）提出了行星早期成壳的两种类型。一种类型为：早期行星内部大规模熔融（全熔）形成岩浆洋，随后岩浆发生分异结晶，橄榄石和斜方辉石晶出并在岩浆中下沉（成为堆积岩），使岩浆中的 Ca和 Al浓度足以大量结晶析出钙长石，在无水岩浆（如月球岩浆）中这些钙长石上浮将形成钙长岩质的原始地壳。例如，月球高地于大约44 亿年前形成了钙长岩质月壳；在缺水的水星上也存在着这种钙长岩质的早期壳。另一类行星成壳方式为：早期的壳是通过行星幔的部分熔融所派生的岩浆固结形成的。如在火星上广泛出现的玄武岩质火山作用一直延续至近代，其南半球仍保留着满布撞击坑的古老的玄武岩质壳；金星的壳也以玄武岩占优势，并伴有富碱质的玄武岩。根据陨石撞击坑的观察，金星表面岩石的年龄一般估计在 10亿年左右；月海区的壳则是月幔岩石部分熔融产生的玄武岩浆于大约 42 亿～25亿年前喷发形成的。综合上述，Taylor和 McLennan 将地壳的形成归属于后一类型，并认为地球的原始地壳最可能由玄武岩或科马提岩组成。

Taylor和 McLennan 提出原始地壳具有科马提岩-玄武岩成分，主要提供了以下两方面的依据：①地幔部分熔融形成的岩浆是含水的，在这种岩浆中结晶出的钙长石不可能上浮形成地壳，同时，在地球条件下斜长石的稳定线约在40 km深度上，因此发生于该深度以下岩浆中的任何对流都会阻止钙长石的形成；②地球早期具有的高热能状态可使地幔发生较高程度的部分熔融，产生科马提质或玄武质岩浆，地球上已发现的最古老的玄武岩的 Sm-Nd 同位素组成显示岩浆来自亏损地幔源区，表明很早就有亏损地幔存在，并暗示此前已有大量玄武岩浆自地幔进入地壳。地幔岩石（橄榄岩类）部分熔融的实验研究结果证明，部分熔融程度一般随温度增高而增高，岩浆的成分也随部分熔融程度的不同而变化：当熔融程度＜2%时，形成的岩浆成分相当于碧玄岩-碱性橄榄玄武岩；熔融程度为2%～25%时，岩浆成分相当碱性橄榄玄武岩-橄榄拉斑玄武岩；熔融程度为25%～40%时，岩浆成分相当苦橄质玄武岩；熔融程度 ＞40%时，岩浆成分相当科马提岩（Mysen and Kushiro，1977）。如果考虑地球早期具有的高热产率，早期地幔被加热的程度应比后来强烈，最早的地壳更可能是科马提岩质的，稍晚才是玄武岩质的。此外，科马提岩和玄武岩是太古宙早期绿岩系中最为重要的两种岩石类型，这一事实也支持原始地壳具有科马提岩-玄武岩成分的推断。

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月表出露的岩石主要有富铁有时富钛的月海玄武岩﹑富放射性元素和难熔微量元素的非月海玄武岩﹑富铝的月球高地岩石。 未发现大型花岗岩体。

月海玄武岩月海为月面上广阔的洼地﹐它充填有富铁和钛的火山玄武岩。在静海﹑风暴洋和丰富海所采集的样品为典型的月海玄武岩﹐主要由辉石﹑橄榄石 ﹑富钙的斜长石及钛铁矿组成。结构范围很广﹐有辉绿结构﹑粒状结构﹑间片结构等。按其化学成分特征可划分为高钾﹑低钾﹑高钛﹑低钛和极低钛玄武岩以及高铝玄武岩。

“阿波罗”11号及17号采回的月海玄武岩的结晶固化年龄为38～36亿年﹐而“阿波罗”12号﹑15号及“月球”16号采回的月海玄武岩的年龄为34～32亿年﹐最古老的月海玄武岩的年龄为42亿年﹐表明月海玄武岩是以熔岩流的形式多期喷发形成的。

非月海玄武岩月海形成前月球表面分布的富斜长石的玄武岩。主要有两种﹐即斜长辉长岩和富钾﹑稀土和磷的岩石(称之为KREEP──克里普岩﹐或称弗拉摩洛玄武岩)。与月海玄武岩相比﹐非月海玄武岩的特征是Al2O3含量高﹐FeO和Cr2O3的含量低﹐Ca/Al的比值亦较低﹐它们都是冲击熔融结晶形成的。非月海岩石中还有花岗质岩石和路尼岩-1。

月球高地岩石覆盖了大部分古老的和分布有大量冲击坑的高地。大多数的岩石为长石质的角砾岩﹐一般为斜长岩﹑橄长岩﹑苏长岩或富含斜长石的辉长岩﹐斜长岩的结晶年龄约为41亿年。

月岩中共发现55种矿物﹐其中6种是地球上未发现的矿物。