月球岩浆洋演化的实验岩石学研究进展*

李瑞 刘建忠 庞润连 朱丹 鞠东阳, 3 杜蔚, 4**

1. 中国科学院地球化学研究所，月球与行星科学研究中心，贵阳 550081 2. 中国科学院地球化学研究所，矿床地球化学国家重点实验室，贵阳 550081 3. 中国科学院大学，北京 100049 4. 中国科学院比较行星学卓越创新中心，合肥 230026

月球距离地球约38万千米，作为地球唯一的卫星，其空间战略地位尤其重要，是人类开展向地外空间探索的理想基地和前哨站。随着中国的嫦娥4号在月球背面南极艾肯盆地的软着陆、嫦娥5号月球采样的顺利返回以及美国重返月球计划的开启，全世界迎来了新一轮的月球探测热潮。除了物理性质(例如直径、密度、形成年龄和外壳类型等)与地球及其他类地行星不同(Hiesinger and Head Ⅲ, 2006)，月球在约20多亿年前基本停止了大规模的月表演化活动，相对的，地球原始地表的信息被活跃的板块运动严重破坏，造成推演地球早期的演化过程具有较大的挑战性。因此，对月球的研究，包括物质组成、内部结构、演化等，为探究地月体系的演化过程和研究地球及类地行星的早期演化提供了重要的窗口。

目前为止，我们对月球的了解主要依赖于深空探测数据和月球样品(返回样品和月球陨石)的详细分析。20世纪60～70年代美国和苏联实施的 Apollo和Luna计划返回了约382kg的月球样品，然而受限于当时的航天技术水平，绝大部分的月球样品来自月球正面区域(图1；Qianetal., 2018)，且以月海玄武岩居多，仅能代表月表约4.4%的区域(Jolliffetal., 2010)。另一方面，目前已有超过310块被命名的月球陨石(Meteoritical Bulletin Database)，它们主要来自Apollo/Luna着陆点之外的区域，至少代表了月表40～50个不同的溅射源区(Zengetal., 2018)。随机分布的月球陨石对探究月球的地质过程提供了有效的补充，但因其数量有限且各自具有特殊性，通过其研究的结果来推广全球演化的机制仍具有一定的局限性。

2019年1月，我国嫦娥4号月球探测器在月球南极艾肯盆地内的冯-卡门撞击坑内顺利着陆，成为人类首颗成功软着陆于月球背面的探测器。南极艾肯盆地是太阳系中目前已知的最大撞击盆地之一，也是月球上最深的盆地，极有可能残留着早期月幔深部物质的痕迹，对了解早期月球的演化历史以及太阳系中超大型的撞击事件过程有重要的意义(Ivanovetal., 2018)。嫦娥5号返回重达约1731g的月球样品，其着陆点临近风暴洋北部的吕姆克火山群(the Mons Rümker volcanic complex)(图1)，该区域东部的月海玄武岩(～1.49Ga)比西部(～3.48Ga)更年轻，且东部整体岩石丰度偏低，极有可能保存着撞击坑形成过程中暴露于月表的基岩(Wuetal., 2018)。Apollo和Luna时期返回的月球样品绝大部分的年龄偏老(大于3.7Ga)(Stöffler and Ryder, 2001)，而嫦娥5号返回的样品则较为年轻(～2.0Ga)(Cheetal., 2021; Lietal., 2021)，这将弥补月球晚期演化信息的空缺，并加深对月球深部物质组成以及月球地质演化历史的理解。

图1 嫦娥5号着陆点和Apollo及Luna任务着陆点位置示意图(据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)

根据20世纪70年代提出的月球岩浆洋(Lunar Magma Ocean, LMO)模型，依赖于月震和光谱数据的解译，学界对月球内部的演化过程有了一定的认识。但是，由于解译方法的差异性以及数据来源的局限性，导致目前学界对月球内部组成和结构的认识还存在较大的争议。大量的实验岩石学和实验地球化学的工作，对已有的LMO模型进行了实验模拟，探讨LMO的初始物质组成、岩浆洋深度、结晶产物顺序和岩石成因等多方面的科学问题(Longhi, 2006; Warren, 1985; Warren and Wasson, 1979)，对岩浆洋后期的岩浆活动过程进行了量化研究，对月球火山玻璃的成因(Agee and Walker, 1988; Circone and Agee, 1996; Smith and Agee, 1997)，月球镁质岩套的源区物质来源等问题进行了详细的探讨(Shearer and Papike, 2005)。已有的LMO模型可以解释月海玄武岩Eu负异常现象以及斜长岩全月球分布等观察事实，其合理性得到了普遍的认可，并沿用至今。但近年来，越来越多的新证据表明早期月球内部极有可能含有可观的水含量，也许与地球原始地幔的水含量相似(8.5×10-4～1.1×10-3kg)，甚至可达到约1.4%(Huietal., 2013)。另一方面，岩浆洋结晶分异模型采用的压强和温度参数取决于假设的LMO深度(即月球初始熔融的程度)。而已有的研究对LMO深度估算还存在较大的不确定性，从较浅的约250km(Warren, 1985) 到全月幔熔融的1400km(Elardoetal., 2011)。根据LMO演化模型，月壳主要由岩浆洋结晶分异形成的斜长石上浮形成，因此LMO结晶分异形成的斜长石的含量与月壳的厚度直接相关，后者是检验岩浆洋演化模型合理性的重要指标。根据最新的观测数据推算月壳的平均厚度为34～43km(Wieczoreketal., 2013)，远薄于阿波罗时期的预测值(60～100km)。另外，已有的建立在实验基础上的LMO演化模型几乎都没有考虑月球含水量对其演化过程的影响，也都无法满足新的月壳数据的制约(Elardoetal., 2011; Rapp and Draper, 2018)。总之，新的样品分析数据和探测对现有的LMO演化模型提出了质疑，最新的、年轻的月球玄武岩样品的发现督促我们需要重新思考月球的形成与演化过程。我们将重点关注月球的初始物质组成和LMO深度不同对月球内部的矿物组成和结构的影响，以及对后续岩浆活动源区物质组成的制约。比如，如果LMO深度超过1000km，那么岩浆洋很有可能在早期结晶出高压矿物相石榴子石，而石榴子石在月幔深部稳定存在必然会引起岩浆洋演化过程中Al和Ca等元素的重新分配，也会影响残余岩浆的稀土元素的含量，对后续探讨月球玄武岩以及月球火山玻璃的源区物质组成都有制约作用。

本文对LMO演化过程的研究进展进行梳理，重点关注高温高压实验岩石学和实验地球化学在研究LMO演化方面的一系列研究成果。以最新的观测数据和月球样品的分析结果为依据，结合前人的实验数据，对已有的LMO演化模型进行重新评估，提出月球深部含有石榴子石的LMO演化模型的可能性，对该方向亟需开展的工作进行探讨，从而有助于我们能更好地理解早期地月体系的演化历史。

1 LMO演化模型

鉴于迄今为止人类还没有获得任何直接来自月球深部的天然样品，我们对月球演化历史的研究主要依赖实验和计算模拟手段。岩浆洋的概念最早被用来描述早期地球的熔融状态，并且根据硅酸盐的绝热线与熔融曲线之间的关系，推断岩浆洋应是由中心向外冷却结晶(Thomson, 1862)。随着斜长岩角砾在Apollo 11任务返回的第一批月球样品中的发现，岩浆洋的概念被引入至月球，用来解释占月表约75%的斜长岩的成因(Smithetal., 1970; Woodetal., 1970)。随后一系列LMO结晶模型相继提出，描述了岩浆洋冷却过程中矿物结晶分异的序列(Drake, 1976a; Ringwood, 1975; Taylor, 1975; Walker and Hays, 1977; Wood, 1972)。

1.1 LMO模型的建立

实验岩石学作为地质学的重要分支，在研究地球及类地行星深部物质组成及结构，模拟行星演化过程等领域发挥着重要的作用。早期建立在实验岩石学基础上的LMO分异结晶模型认为，富镁的橄榄石最先结晶，之后是斜方辉石，接着是单斜辉石和斜长石；斜长石因密度相对较小而漂浮到岩浆洋顶部成为月壳的主要组成部分；随着结晶的不断进行，残留熔体中逐渐富集不相容元素，包括钾(K)、稀土元素(REEs)和磷(P)等，最终在月壳和月幔之间形成克里普岩(KREEP)(Neal, 2001; Walker and Hays, 1977; Warren, 1985)。Walker and Hays (1977)通过实验研究斜长石(An95)和月球内部熔体成分(Mg#=83)之间的平衡关系，观察到斜长石因密度较小上浮的现象，为斜长石上浮形成月壳的假设提供了直接证据。根据当时的LMO模型，可对月球组分做出一定的推测，提出原始KREEP岩是单一岩浆洋演化后期的产物，也可以解释月海玄武岩Eu负异常现象以及斜长岩全月球分布等观察事实(Warren, 1985; Warren and Wasson, 1979)。另外，在Apollo样品中发现的不同颜色的火山玻璃被认为是月幔深部物质因火山喷发至月表而快速淬火冷凝而成。之后一系列测定熔体密度的“浮-沉”实验对这些火山玻璃的源区环境和成因机制进行了详细的探讨，佐证了岩浆洋演化模型的合理性(Agee and Walker, 1988; Circone and Agee, 1996; Smith and Agee, 1997)。目前LMO的结晶分异模型主要有两种：(1)从始至终分离结晶的一阶段模型(Ringwood, 1975)，即单一岩浆通过结晶分异形成矿物堆晶；(2)先经历平衡结晶后剩余岩浆发生分离结晶的两阶段模型(Walkeretal., 1973)，该模型可以用对流理论做出合理的解释。当固化程度小于50%时，岩浆洋的绝热线处于固-液相线之间，晶体可以在任何深度成核(晶粒较小)，并悬浮在熔体中，即岩浆洋处于平衡结晶阶段；随着结晶程度的增加，晶体长大到足以克服对流力时，惯性流动区消失，晶体将逐渐下沉，随后开始分离结晶(Elardoetal., 2011)。两阶段模型结合了地球化学观测和岩浆洋大规模冷却的地球物理模型，结晶过程中形成的主要矿物的成分和微量元素丰度更接近月球样品的真实情况，所以两阶段模型逐渐被认可，并沿用至今。

1.2 LMO模型的实验研究

如前所述，大量的实验岩石学研究通过模拟LMO结晶过程建立了月球演化模型，这些模型指出在月海玄武岩源区岩浆形成之前，月球深部已经存在一系列较厚且较难重熔的镁质堆积物(Drake, 1976a; Taylor and Jakeš, 1974; Walkeretal., 1973)，后期的月幔翻转引起的深部物质的部分熔融，月幔不同深度发生熔融形成的岩浆可以解释月球表面发现的不同组成单元的成因，比如镁质岩套和月球火山玻璃等(Delanoetal., 1982; Jones and Delano, 1989; Ryder, 1991)。但是，早期的实验研究选用的初始物质组成范围较广泛，从早期太阳星云到近似于地球地幔的物质组成，且在整个结晶过程中往往只考虑较低的压强值，例如1×105Pa或6×10-2GPa(Philpottsetal., 1998; Snyderetal., 1992)；在LMO的两阶段模型中，所选取的平衡结晶部分的固化百分比值也不同，在50%～78%之间(Drake, 1976a; Snyderetal., 1992; Taylor, 1982)。近年来，随着探测数据的增多和对月球样品更详细精确的分析，特别是考虑同位素的制约，我们对月球的物质组成有了新的认识。同时由于实验技术的发展，模拟岩浆洋演化的实验岩石学工作逐渐开始向高压方向(>3GPa)进行探索，并结合高强度的X射线衍射、拉曼光谱和高精度的元素分析技术，对高压条件下结晶的矿物种类和成分进行分析，对LMO的形成条件及其成分随熔融深度的变化进行了探索性的研究。

1.2.1 实验技术的发展和方法的改善

20世纪70年代的模拟实验主要以在常压和还原条件下的高温烧结实验为主，探讨了斜长岩月壳的形成机理(Drake, 1976b; Walker and Hays, 1977)。随后几十年陆续开展了基于LMO演化的高温高压实验，包括采用了内加热的压力容器的低压实验(≤0.5GPa)(Berndtetal., 2002)和活塞圆筒高温高压实验(0.5～3GPa，1150～1700℃)。通过实验模拟探讨了LMO演化过程中涉及的的矿物结晶序列、微量元素与矿物之间的相互关系以及火山玻璃的物理性质等问题(Allenetal., 1994; Charlieretal., 2018; Chenetal., 1982; Delano, 1986; Elkinsetal., 2000; Linetal., 2017b; Longhi, 1995; 2003; Longhietal., 2010; Vander Kaadenetal., 2015; Wagner and Grove, 1997)。近年来，通过使用多面顶压砧设备，高温高压实验的数据被用来探讨月球核幔边界的科学问题，包括月核的成分特征、月幔深部的翻转机制和高压下的矿物结晶顺序等(Elardoetal., 2011; Malliketal., 2019; Righteretal., 2017)。

1.2.2 实验参数

(1)初始物质组成

整体硅酸盐月球的化学组成主要是根据Mg#值(Mg#=[Mg/(Mg+Fe)]×100的摩尔比)、难熔元素(主要是Ca和Al)和Si的含量来界定。目前普遍认可的初始LMO的Mg#在80～90之间(Warren, 1986)。因此，相互竞争的LMO模型在月球物质组成方面的差异主要是难熔元素丰度的不同，而月球难熔亲石元素的丰度相对于原始太阳星云和地球的富集程度一直存在着争议(Charlieretal., 2018; Tayloretal., 2006; Warren, 2005)。20世纪70年代，根据Apollo计划返回的月球样品以及为数不多的月球陨石信息推测了多种原始月球组分的模型，例如Anderson (1973)提出的难熔元素和富钙铝包体的混合物，以及Wänkeetal.(1974)提出的高温冷凝物和类似球粒陨石组分的混合物，其Al2O3的含量分别为26.6%和22.3%。考虑到月壳的主要矿物为斜长石，因此月球Al2O3的含量可以通过月壳厚度，即斜长岩的含量进行限定；随着后续月震数据的不断更新，月壳厚度范围被修正到了约为45±5km(Khanetal., 2000)，重难熔元素占比的模型因无法满足月壳厚度的制约等原因而被摒弃。

近年来，在同时满足动力学模拟和遥感观察事实的基础上，越来越多的研究通过对比月球陨石样品和地球样品的同位素组成，支持月球的初始物质或许与地球同源，甚至直接来自于原始地球地幔的观点(Dauphas, 2017; Dauphasetal., 2014; Elkins-Tantonetal., 2011; O’Neill, 1991; Ringwoodetal., 1987; Toubouletal., 2007; Wänke and Dreibus, 1982; Zhangetal., 2012)。因此，LMO结晶模拟实验也倾向于选择与地球上地幔相似的组成物质作为初始成分。目前学界关于整体月球物质组成的模型大致分为四类：(1)Taylor Whole Moon模型(TWM)，该模型相对地球样品更富集难熔元素， 且Al2O3和FeO的含量高于地幔， 分别约为6.1%和11%(Taylor, 1982)；(2)Snyder模型(Mg#=82，A12O3=5.0%，CaO=3.83%，TiO2=0.4%)，该模型的Mg#偏低(Snyderetal., 1992)；(3)Lunar Primitive Upper Mantle模型(LPUM)，该模型组分与地球原始上地幔相似，Al2O3含量较低(～4%)且Mg#较高(～90)，只是碱性元素含量较少(Hart and Zindler, 1986; Longhi, 2006)；(4)Bulk Silicate Earth模型(BSE)，组分与地球地幔相似(McDonough and Sun, 1995)。其余模型不再一一阐述，具体见表1。

表1 不同LMO模型的化学成分

(2)温度和压力条件(LMO深度)

图2 月球的压强、密度和重力与月球半径之间的关系(据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)

高温高压实验所涉及的温度压力条件的选取主要参考月球内部初始熔融深度以及早期月球内部的温度梯度，然而LMO的初始深度至今仍存在很大的争议。月球的半径约为1738km，根据月海玄武岩源区深度和Al元素质量平衡推测月球内部的熔融深度不小于250km(Warren, 1985)。但由于Apollo月震网点集中分布在近地一侧，且下月幔很可能存在较明显的衰减，因此，在通过月球深部的传播路径之后记录到的月震信号较少，无法准确地估算出熔融深度的上限值。根据月球深部的S波和P波的变化集中在700～1000km之间，部分学者认为1000km极有可能是岩浆洋的原始深度(Lognonné, 2005; Nakamuraetal., 1973; Warren, 1985)。根据最近的月震数据分析，Weberetal.(2011)推测月球内部存在一个固体内核(半径～240km)和液体外核(～330km)，与下月幔重叠的部分为熔融边界层(～480km)。因此，目前对月球内部熔融深度范围的估计是在部分熔融状态的250km左右到全月熔融状态的1400km之间。部分实验和计算模拟LMO模型所采用的熔融深度见表2，不同的熔融深度会直接影响到相应压强值的选择(图2)。值得注意的是，早期的LMO演化模型在整个结晶过程中往往忽略了由岩浆洋结晶引起的温度变化。因此，新的LMO演化模型不仅需要考虑更深的岩浆洋熔融程度(即更高的压强)，同时也要考虑随结晶程度变化的温压变化，结合不同的初始成分的共同制约来探讨早期月球的形成和演化机制。

图3 不同LMO模型固化过程中的结晶产物和序列对比模型(1)的岩浆洋深度为600km(Charlier et al., 2018)；模型(2)假设月球全熔，全程只有分异结晶过程(Rapp and Draper, 2018)；在同一条件下，含水的模型(3)和不含水的模型(4)对比(Lin et al., 2017b)；模型(5)～(10)是不同初始成分在不同压强条件下的对比(Elardo et al., 2011)，其中模型(5, 7, 9)是LPUM组分，模型(6, 8, 10)是TWM组分；(5, 6)，(7, 8)，(9, 10)的压强分别为4GPa、2GPa和1GPa. ol-橄榄石；opx-斜方辉石；cpx-单斜辉石；pig-易变辉石；aug-普通辉石；plag-斜长石；ilm-钛铁矿；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 建立在实验基础上的LMO演化模型

近年来具有代表性的LMO分异结晶矿物序列对比结果显示，LMO模型因初始成分和熔融深度的不同，结晶序列和堆积层矿物组合之间存在较大的差异(图3)。比如，早期的LMO模型假设岩浆洋深度较浅，压强较低(0.6GPa)的实验模拟结果显示，第一阶段平衡结晶的产物只有橄榄石；而如果LMO较深(压强大于1.7GPa)，在平衡结晶阶段会出现辉石和橄榄石的共结晶，并且斜方辉石/橄榄石的比值随压强升高而增大(Charlieretal., 2018; Linetal., 2017a)。Elardoetal.(2011)假设初始月球处于全月熔融状态，两组不同的原始组分TWM和LPUM模型(表1)的结晶序列有明显的区别：TWM组分中的斜方辉石出现较早，并且在低压(1GPa)条件下还结晶了富铬的尖晶石，这种含铝和富铬矿物的出现及其含量高低很大程度上受初始物质组成的影响；在高压(4GPa)条件下，两组实验都出现了石榴子石，虽然含量较少，但说明岩浆洋深度对结晶产物和顺序有着重要的影响，且石榴子石的出现更多是受压力影响，即受岩浆洋初始熔融深度的制约。随后，Linetal.(2017a)假设的熔融深度大约在700km，在平衡结晶阶段，橄榄石和低钙辉石共同结晶，且辉石与橄榄石的比值随压强的增加而增大，形成方辉橄榄岩的堆积层，橄榄石在固化程度达83%之后消失，LMO固化程度达到91%之后钛铁矿开始结晶，首次在模拟LMO演化过程的高温高压实验中(固化率96%)发现了β-石英(鳞石英)。Charlieretal.(2018)选取了几组不同原始成分做对比实验，假设月球部分熔融的深度大约为600km，在分异结晶的最后阶段同样观察到了鳞石英，但钛铁矿的出现相对较晚，在固化程度达97%之后才饱和结晶。Rapp and Draper (2018)选用LPUM作为原始组分，假设全月熔融，全程只考虑分离结晶过程，发现在固化程度到达52%之前只有橄榄石(Fo93-94)结晶，随后斜方辉石开始结晶，直至固化程度达到74%开始出现斜长石，当结晶固化到97%时，石英和钛铁矿相继出现，固化程度到99%时出现了磷灰石，该模型推算的最大月壳厚度值约为60km，略大于GRAIL任务的估计值。

由上述可知，即使是组成相近的初始物质也会因压强的不同而得到差异明显的实验结果，初始成分和熔融深度的相互制约对早期的岩浆洋演化有着重要意义。

2 制约LMO演化模型的几个关键问题

虽然LMO的概念得到了大量科学数据的支持和多数科学家的认可，并且能够解释某些月球岩石单元的形成(表2)，但是仍有很多关于月球样品的观察和探测事实无法用已有的LMO的形成和演化模型进行解释。例如，月球样品中的亚铁斜长岩的147Sm-143Nd年龄(4.29～4.57Ga)与镁质岩套的年龄(4.16～4.57Ga)高度重叠(Borgetal., 2015)，这与已有的LMO模型推测的镁质岩套的形成晚于亚铁斜长岩相矛盾；月震和遥感数据显示上月幔以辉石为主的结论也与LMO演化模型认为的富Ti堆积层因重力不稳定在月球内部发生翻转而形成的以橄榄石为主的上月幔不一致(Prissel and Gross, 2020)。不断更新的月球样品的化学成分和同位素定年数据要求我们重新审视“经典”的LMO演化模型，比如需要考虑月球初始组成和岩浆洋熔融深度对月球演化的共同制约，包括：(1)月壳厚度对LMO模型的初始条件(物质深度和岩浆洋深度)的制约；(2)不同的LMO深度对含Al和Ca等难熔元素的矿物的种类和含量的制约以及高压富铝矿物对残余岩浆中微量元素含量的影响；(3)由月球样品中火山玻璃、镁质岩套和亚铁斜长岩等的母岩浆源区反演LMO模型；(4)月核的物质组成对LMO演化模型的影响和对月球物质来源的限定等等。

2.1 月壳的厚度和组成对LMO物质组成和熔融深度的制约

月球演化模型中初始成分的难熔元素含量和岩浆洋的熔融深度的选取直接影响最终形成的月壳厚度(表2)，而随着计算方法的改进和探测数据的更新，我们对月壳厚度的认识也在不断更新。Apollo时代，根据月震数据估算出月壳厚度约为60～100km(Muelleretal., 1988; Toksözetal., 1974)。Khanetal.(2000)利用蒙特卡罗反演算法对月震数据做了进一步的计算，得到一个较之前更为详细的月球波速模型，据此推测月壳的厚度为45±5km。随后，Lognonnéetal.(2003)提出了基于月球深部和浅层月震以及表面撞击产生的P波和S波到达时间的修正模型，重新估算了月壳厚度，为30±2.5km。目前，最新的 GRAIL任务得到的地形学和重力学数据将月壳厚度的估算范围缩小到了34～43km (Wieczoreketal., 2013; Zuberetal., 2013)。

在LMO的分异结晶过程中，斜长石因密度较小而上浮至月表，形成以斜长石为主的月壳。因此，岩浆结晶过程中形成的斜长石含量直接决定了月壳的厚度，而月球初始物质中Al2O3的含量对斜长石结晶的时间和含量起着关键性制约(表2)。早期的LMO模型中，高的Al2O3含量明显对应更厚的月壳，比如Taylor (1982)采用的月球初始组分中含6.14%的Al2O3，模拟LMO结晶最终形成的月壳约74km；而Longhi (2006)采用的月球初始成分中的Al2O3含量为3.93%，形成的月壳厚度约50km。Elardoetal.(2011)的实验模拟结果显示，如果月球岩浆初始物质相对富集难熔元素Al(Al2O3含量为6.45%)，则在岩浆洋结晶的早期会出现石榴子石，在岩浆洋结晶的晚期出现尖晶石，二者均是富Al矿物，它们的出现会降低残留岩浆中的Al2O3含量，从而最终制约斜长石的结晶，形成相对较薄的月壳。此外，在LMO结晶演化过程中斜长石的上浮效率对月壳厚度也有着显著的影响，若未能完全上浮至月表，则会有部分斜长石夹杂在深部堆晶的空隙中，也会导致月壳“变薄”。研究表明如果岩浆洋的初始深度是1000km，在结晶过程中若有10%的熔体残留在月幔的堆积层中，且斜长石的上浮效率只有80%，那么形成的月壳厚度可降至40km(Charlieretal., 2018)。

另一方面，挥发分的存在也可能影响LMO演化模型形成的月壳厚度。随着对月球样品以及月球陨石研究的深入，一些研究结果显示月球内部可能存在一定量的水(Huietal., 2013; Khisinaetal., 2013; McCubbinetal., 2010; Saaletal., 2008; Zengetal., 2020)。虽然水含量与月壳厚度之间并非简单的线性关系，但以类似地球地幔的成分为初始材料，假设岩浆洋的深度是700km，2.7×10-4～1.7×10-3kg的水含量可有效地降低以斜长石为主的月壳厚度，获得符合GRAIL估算的月壳厚度(Linetal., 2017b)。然而，后续研究表明虽然水在玄武质岩浆中可以有效地延缓斜长石的结晶，但斜长石的含量依赖于整体月球成分的Al2O3含量，其占比并不受水的影响(Charlieretal., 2018)。虽然部分理论计算结果认为月幔的含水量大约只有1.0×10-4kg，甚至更少(McCubbinetal., 2015)，但是考虑到挥发分的存在会影响到不同元素在矿物和岩浆熔体之间的分配、降低岩浆密度(Xuetal., 2014) 以及延缓矿物结晶的饱和度(Almeevetal., 2012)，进而对月幔岩浆结晶矿物的化学组成产生不可忽视的影响。因此，在完善新的LMO演化模型过程中，挥发分的影响需加以评估，之前“干”的LMO演化模型需要修正。

图4 月壳的二分性生长机制示意图颜色由白到红表示月壳物质Mg#由高到低的变化，灰色表示月核，绿色表示月幔(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、月壳厚度和物质组成上都存在明显的差异。月球正面有大量的月海，平均Mg#是55.4，背面则以分布有密集的撞击坑的高地为主，月壳明显增厚，高地斜长岩的平均Mg#是63.3(Ohtakeetal., 2012)。造成月壳的二分性可能与岩浆洋结晶过程引起的不对称的月壳生长有关。由于潮汐加热的空间变化(Garrick-Bethelletal., 2010)，岩浆洋结晶分异过程中，斜长岩月壳极有可能优先在月球的背面形成，较早结晶的具有相对高Mg#的斜长岩在远侧漂移和堆积，随后镁质斜长岩月壳向近侧生长，随着岩浆洋的持续结晶分异，镁质斜长岩月壳的Mg#降低，导致了近地一侧的亚铁质斜长岩月壳的形成(图4)(Ohtakeetal., 2012)。根据Mg#的变化趋势，Charlieretal.(2018)利用LMO模型计算出正面的斜长石结晶时间相对背面的斜长石要晚，间隔的时间约为LMO残余熔体固化总时间的4%。另外，通过对月球陨石的分析发现亚铁斜长岩并不像早期经典LMO模型推测的那样是全球分布的，而镁质斜长岩似乎更能代表早期的全月高地月壳(Grossetal., 2014)，该结论同样支持月壳斜长岩Mg#的变化趋势。但是，一些来自月球背面的陨石中的斜长岩的Mg#高达80(Korotevetal., 2003; Takedaetal., 2006)。最新的光谱解译推测嫦娥4号着陆区的月壳中含有富镁橄榄石(Mg#=79)和富镁斜方辉石(Mg#～87±10)(Gouetal., 2020)。这些新的观测结果显示月球背面可能普遍存在高Mg#的岩石类型，这与目前LMO模型推测月壳平均Mg#为40～70不一致，对LMO演化模型的初始成分和岩浆洋深度的选择有新的指导意义。

综上所述，已有的实验模拟结果显示，LMO演化过程中结晶分异富铝矿物相(石榴子石)可以降低残余岩浆Al2O3的含量，制约斜长石的结晶，进而更好的符合最新的月壳厚度数据的制约。但是，目前还没有这方面的系统的实验研究，因此无法量化石榴子石结晶在LMO演化过程的作用。月球背面岩相的复杂性和多样性，特别是富镁岩石的普遍存在，也是重建LMO演化模型需要关注的重点之一。

图5 镁质岩套、亚铁质斜长岩和部分月海玄武岩中橄榄石的Ni和Co含量关系(据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 月球内部富Al矿物对LMO的微量元素变化的制约

如前所述，由于月震数据的局限性，我们至今无法准确地估算早期月球内部熔融深度的上限值。从图3可以看出，LMO的深度会影响除斜长石之外的其他含Al矿物的结晶，比如石榴子石、辉石和尖晶石。LMO结晶分异的模拟实验发现，在Al2O3含量相对较高的条件下，结晶过程中会促使含Al的石榴子石(高压相)和尖晶石(低压相)结晶，降低残余熔体中的Al2O3含量，进而降低长石的含量，引起月壳厚度的变化(Elardoetal., 2011)。石榴子石对重稀土元素有很强的富集效应，因此月幔深处的石榴子石结晶分异有助于建立KREEP轻稀土富集模式(Shih, 1977)。但值得注意的是，石榴子石通常以复杂的固溶体形式存在。根据石榴子石的化学式X3Y2Si3O12，X和Y位置的阳离子种类分为钙系列榴石(X=Ca)和铝系列榴石(Y=Al)。一方面，石榴子石的固溶体组成对其物理化学性质有着显著的影响(Duetal., 2017; Gangulyetal., 1996; Hazen and Finger, 1978; Wangetal., 2019; Zhangetal., 1999)，其结构的变化对于理解形成矿物的粘度、密度和液相线关系非常重要(Kushiro, 1980)。物理性质的改变会对动力学模型的推演产生实质性影响，从而影响模型的合理性。另一方面，由于离子半径的不同，阳离子间的置换会改变石榴子石的微观结构(Duetal., 2018)，进而影响稀土元素在石榴子石和其他相之间的分配系数。因此，石榴子石对重稀土元素的富集效应受温度、压强和体系(含水或不含水)的制约(Greenetal., 2000; Tuff and Gibson, 2007)。Draperetal.(2003)的实验结果表明在5～9GPa条件范围内，特别是重稀土元素的分配系数会随压强和镁铁榴石含量的增大而减小。通过高温高压实验模拟LMO结晶分异得到的石榴子石与地球地幔中的石榴子石成分存在差异，两者对微量元素的分配行为也势必有所区别(Draperetal., 2006)。

图6 部分LMO早期堆积层、镁质岩套和月海玄武岩中的Cr2O3含量与Mg#的关系(据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，月球样品中的一些微量元素含量特征也无法用已有的LMO模型进行解释。LMO结晶模型推测月球深部早期结晶的富镁堆积层应比后期形成的玄武质岩浆更富集相容元素，例如Ni、Co和Cr等。然而，月球样品的分析结果却显示高Mg#的镁质岩套的Ni和Co含量比富Fe的月海玄武岩要少(图5)。Apollo 12玄武岩的橄榄石(Mg#约为75)中Ni的含量大约为4.0×10-4～5.0×10-4kg，而Ni在镁质岩套的超镁质岩层橄榄石(Mg#为90～85)中含量为1.0×10-4～3.0×10-4kg(Sheareretal., 2006)。通过熔融实验和理论计算的综合分析，一些学者认为在早期形成的高Mg#橄榄石中，Ni和Co表现为轻微的不相容性，随着结晶过程的进行，橄榄石Mg#降低，LMO堆积层中Ni丰度将经历一个显著的最大值，随后下降，而Co的丰度将稳步增加(Elardoetal., 2011; Longhietal., 2010)。Cr与Ni、Co的情况类似，在镁质岩套中的含量相对更低(图6)(Elardoetal., 2011)。但是，Cr在橄榄石与熔体之间的分配系数小于1，若镁质岩套来源于以橄榄石为主的堆积层的部分熔融，理论上形成镁质岩套的岩浆的Cr含量会相对更高。对此，Elardoetal.(2011)提出了两种解释：一种可能性是月球初始物质组成中Cr的含量被高估。目前对月球物质组成的估算值主要依据月海玄武岩，如果Cr在早期阶段具有不相容性，月海玄武岩源区应更富集Cr，所以不能代表全月幔的含量；另一种可能性是月核形成与岩浆洋演化同时发生，且月核中含有一定量的S和/或C，在高温、低氧逸度(IW-2.3)条件下，核幔边界的Cr会表现为亲铁性从而进入金属相，这个解释同样适用于Ni和Co，进而导致LMO早期的镁质堆积层含有较低的Ni、Co和Cr含量；而Cr在玄武质岩浆中表现亲石性，与橄榄石的含量成正相关。然而，月核是否含S以及S元素对元素分配行为的制约程度仍存在争议。Steenstraetal.(2018)通过计算低钛玄武岩与FeS混合体系中的Ni、Co和Cu的丰度，发现其含量并不会随着FeS的分馏而变化，Ni和Co的含量主要受橄榄石结晶分异的影响。值得注意的是，Cr在石榴子石与熔体之间的分配系数是大于1的，若月幔堆晶中存在石榴子石，那么石榴子石是否会对Cr含量的分配有所制约，能否为镁质岩套的母岩浆提供相对贫Cr的环境等推论还有待验证。

Neal (2001)发现部分火山玻璃所含的稀土元素并非全来自于KREEP，而是明显的比KREEP更富轻稀土元素，这是发生部分熔融形成熔体的岩浆洋深部物质含有石榴子石的有力证据。Beardetal.(1998)通过研究阿波罗返回的月球样品中部分低钛玄武岩和高钛玄武岩的微量元素，发现它们的Lu/Hf比值均小于球粒陨石的Lu/Hf比值(约0.6倍)，他们认为最初发生部分熔融的源区存在约2%的石榴子石造成Lu和Hf的分馏。Khanetal.(2006)使用吉布斯自由能最小化法，利用月震数据反演了LMO模型中月幔的矿物组成，结果显示约80vol%的月幔由橄榄石和斜方辉石组成，其他矿物为单斜辉石和一个含Al相(斜长石、尖晶石和石榴子石，出现的深度范围分别在0～150km、150～200km和大于200km)，石榴子石的体积占比约5%～10%。Kraettlietal.(2022)依据Lange and Carmichael (1990)的熔体密度模型提出了底部LMO模型，即在月球深部存在一层中性浮力的橄榄石将岩浆洋分为上下两部分，并在下岩浆洋分异结晶出石榴子石，因其密度较大沉积至月球核幔边界。

月球样品的地球化学分析和月球物理模型的推演都指示月幔深部存在富铝的石榴子石相。这些石榴子石的结晶可以更好的制约岩浆洋结晶分异形成的月壳，其之后部分熔融形成的熔体参与月球岩浆活动也可以更好的解释部分月球样品的微量元素特征。但是，目前并没有在月球样品中找到石榴子石存在的直接证据，且相关实验研究也不充分。月球深部是否存在石榴子石，且石榴子石的组成、含量及其对微量元素的制约还依赖更多高压(>3GPa)条件下的实验岩石学工作来验证。

2.3 月球样品对LMO演化模型的限定

月球样品(包括Apollo和Luna计划返回的样品和月球陨石)携带着我们研究月球物质组成所需的关键信息，对揭示月球内部演化历史具有重要意义。比如，月球角砾岩中超镁铁质火山玻璃暗示月球上曾经出现过大规模的高温岩浆爆发，它们在一定程度上可代表当时岩浆源区的化学组分，但是成分上的差异与月球深部物质组成的联系还需要更多的实验验证；而在月球样品中发现的气泡指示了挥发分的存在，但是挥发分的种类、含量及其来源仍存在很多争议。

近年来，通过解译伽马射线和X射线荧光光谱收集的月表光谱数据，科学家发现了一些新的岩石类型，而且在月球陨石中也陆续发现了多种新的岩石类型和新矿物，比如富镁斜长岩、富尖晶石岩石、Hapkeite等(Anandetal., 2004; Prisseletal., 2014; Takedaetal., 2006)。它们的成因与月球内部物质演化的关系需要更多的实验数据或者计算模拟进行限定。

2.3.1 月球火山玻璃

月球火山玻璃的发现表明月球上曾发生过不同规模的岩浆喷发活动。火山玻璃往往出现在撞击盆地的边缘，被认为是月幔深部的物质因火山喷发带至月表淬火冷凝形成。火山玻璃与月表受撞击形成的玻璃不同，后者因缺乏足够的时间来扩散温度使其均匀熔融，化学成分往往不均匀。相反，火山玻璃来自月球深部的岩浆，成分较为均一，在一定程度上可代表当时岩浆源区的化学组分，是目前研究月幔物质组成和演化过程的最佳样品。

已发现的月球火山玻璃普遍具有较高的FeO和MgO含量(图7)。根据TiO2含量的不同，表现出不同的颜色， 主要分为以下几类：Apollo 15绿色玻璃(A15C，TiO2=0.26%)、Apollo 14黄色玻璃(A14Y，TiO2=4.58%)、Apollo 17橙色玻璃(A17O，TiO2=9.12%)、Apollo 15红色玻璃(A15R，TiO2=13.8%)和Apollo 14黑色玻璃(A14B，TiO2=16.4%)(Krawczynski and Grove, 2012; Vander Kaadenetal., 2015)(表3)。火山玻璃的液相线矿物主要是橄榄石和辉石，这与岩浆洋分异结晶模型的推论一致，但它们的化学成分具有较高的Al、Ti和微量元素含量的特征，这些元素不太可能富集在橄榄石和辉石组成的堆积物中，而是倾向于富集在岩浆洋结晶后期的熔体或者KREEP岩中(Brown and Grove, 2015)。因此推测，月球火山玻璃很可能是来自岩浆洋后期结晶分异的富Ti堆积层因重力不稳定翻转导致部分熔融形成的熔体，而这些富Ti堆积层发生翻转的时间和范围目前仍需要大量的高温高压实验数据进行论证。

表3 不同颜色月球火山玻璃的平均化学组成(wt%)

表4 不同火山玻璃的形成条件

图7 月球超镁铁质火山玻璃中TiO2、FeO的重量百分比和Mg#之间的变化关系(据Brown and Grove, 2015)Fig.7 The relationship between TiO2, FeO content and Mg# in lunar ultramafic volcanic glasses (after Brown and Grove, 2015)

图8 不同类型月球火山玻璃熔体产生的温压条件与氧逸度的关系(数据来源于 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，越来越多的实验研究表明，除了温度和压力条件，氧逸度也会对硅酸盐熔体的结晶相平衡有显著影响。在氧逸度较高的条件下，橄榄石在1.3GPa时开始结晶；而相对还原的条件下，在压力至少达到2.3GPa时橄榄石才能以稳定相存在。而A17O玻璃的来源深度估算将因为氧逸度的变化而增加将近300km，因此氧化还原环境的不同可能会影响熔体来源深度的判断(Krawczynski and Grove, 2012)。由于Ti对氧逸度极为敏感，所以含Ti高的红色和黑色火山玻璃的岩浆源区的深度范围受氧逸度的影响大于Ti含量低的橙色、绿色和黄色玻璃(图8)，因此要想通过简单的相平衡实验来确定某一火山玻璃熔体的具体深度是比较困难的，其深度的不确定性反映了月幔成分的不均匀性。由于高温高压实验存在一些技术壁垒，目前尚无法从技术上实现实时精确控制每阶段样品所处环境的氧逸度，因此也无法获取更直观的数据来量化氧逸度与熔体成分之间的关系。氧逸度对硅酸岩熔体结晶过程的影响的研究将依赖更多的高温高压实验，需要固定实验的温度和压力条件，通过调整初始物质组成以期改变体系的氧逸度，从而获得不同氧逸度条件下，熔体成分的变化规律。

早期研究认为，月球火山喷发是受外来撞击诱发的，玄武岩岩浆受到挤压而顺着撞击产生的断裂和断层带上升喷出月表(Solomon and Head, 1980)。然而，月球样品的同位素定年研究以及陨石坑计数的统计表明，撞击裂隙不太可能在长达几亿年的时间内仍然保持开放状态(Hiesinger and Head Ⅲ, 2006)。同时，火山玻璃中气泡的出现指示了挥发分的存在，例如C、H2S、HF和HCl等，可以为岩浆的喷发提供驱动力(Head Ⅲ and Wilson, 1979; Sato, 1979)。但由于岩浆中挥发分的丰度太低，不足以降低熔体的密度，使其穿透月壳。因此，挥发分并不是导致岩浆喷发的关键因素(Vander Kaadenetal., 2015)。随后，Wieczoreketal.(2001)提出一个月壳含有更多富镁铁质矿物的模型，使得玄武岩岩浆密度小于月壳密度，当月球遭受撞击时，玄武质岩浆就可依靠浮力喷出月表。新的“浮-沉”实验结合理论计算考虑了围岩环境的密度以及Ti在硅酸盐熔体中对物质结构的影响，从而改变熔体的可压缩性和密度，发现大部分月球火山玻璃因其密度相对较小，在岩浆洋熔体中可自发上升到一定高度，尤其是在高压条件下，熔体Ti含量越高，其压缩性反而相对越低，相对密度越小，所以在较浅的月幔深度常出现含Ti较高的玻璃物质。但是橙色火山玻璃熔体与月幔相比具有负浮力，因此不能仅依靠浮力上升至月表，其成因还需要其他机制来解释(Vander Kaadenetal., 2015)。

综上所述，火山玻璃的成分在一定程度上可代表其当时来源的月幔源区的化学组分。关于火山玻璃源区特征的实验研究，包括多相平衡点的熔融实验和不同Ti含量熔体的物理性质(包括密度、粘度等)的研究，有助于了解月球内部的围岩环境。但是，这些实验结果的解读很大程度依赖LMO模型建立的月球内部物质组成和结构以及由此限定的氧逸度等参数，促使我们重新思考月幔底部的物质组成、LMO结晶方式以及是否存在石榴子石等问题。

2.3.2 镁质岩套

镁质岩套(Mg-Suite)所涵盖的岩石类型较广，从深成岩到浅成岩，具体包括超镁铁质岩(如纯橄岩、辉石岩、方辉橄榄岩和橄榄岩)、橄长岩、尖晶石橄长岩、斜长橄长岩、苏长岩和辉长苏长岩(Sheareretal., 2015)。镁质岩套中部分矿物的Mg#可高达95(Fo95-90)，并且具有KREEP岩的元素特征(Elardoetal., 2011; Shearer and Papike, 2005)。早期通过对比遥感数据和Apollo月球样品的分析数据发现，月球表面的镁质岩套并非全月均匀分布，而是主要集中在风暴洋克里普地体(Procellarum KREEP Terrane, PKT)(Jolliffetal., 2000)。镁质岩套和代表月壳的亚铁斜长岩在矿物和化学成分上存在明显差异(图9)，因此推测这两种岩石组成单元具有不同的岩石成因(Grossetal., 2014)。镁质岩套的高Mg#特征指示其母岩浆来源于月球内部高程度部分熔融产生的玄武质岩浆或者岩浆洋早期结晶产物的部分熔融所产生的熔体，但其长石具有较高的An值(An#=[Ca/(Ca+Na+K)]×100的摩尔比)则指示了浅部有高Ca的残余岩浆或者富Ca矿物的熔融(Sheareretal., 2015)。因此，镁质岩套兼具两组对比鲜明的岩浆地球化学特征，它的形成过程不但反映了早期岩浆洋演化的历史，也有利于反演LMO后期的热历史和岩浆运移过程。

图9 月球镁质岩套、碱性岩套、亚铁质斜长岩中镁铁质硅酸盐矿物相中的Mg#与斜长石An#的对比图(据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)

根据微量元素特征，比如镁质岩套中深成岩的Ti/Sm比值高于球粒陨石，推测镁质岩套不是单一岩浆的分异结晶产物，更有可能是月幔部分熔融后熔体同化混染了月壳或者深部堆积混合物质熔融形成的(Shearer and Papike, 2005)。由于岩浆洋早期结晶产物依赖选用的LMO结晶分异模型，因此关于镁质岩套的具体岩石地球化学成因仍然存在争论。

根据已有的LMO模型的演化推测，早期结晶分离的超铁镁质堆积层和上覆密度较大的晚期富铁钛矿物和KREEP组分，二者由于重力不稳定发生上下翻转混合，混合物经部分熔融形成原始的玄武质岩浆，这一时期的玄武质岩浆作为母岩浆，经过分异结晶后便形成了原始的镁质岩套中的深成岩(Grossetal., 2014)。由此可见，玄武质岩浆的成分受LMO早期结晶的超镁质堆积层、月幔翻转的物质组成以及后期发生部分熔融的深度控制，这都与LMO演化模型中关于岩浆洋的物质组成、深度和结晶方式直接相关。比如，月球初始成分中的FeO含量不仅直接影响剩余熔体的密度和粘度，也会影响在整个结晶分异过程中含铁矿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含量较高，为10.50%(Mg#=85.8)，因此在最后阶段形成的矿物中FeO的含量高达26.5%，导致月壳的Mg#偏低，难以解释月球背面Mg#普遍偏高的观测事实。

图10 利用镁橄榄石-钙长石-石英相图说明在不同压强条件下潜在的富镁尖晶石钙长岩的形成过程彩色点分别代表了Apollo 15的绿色玻璃、红色玻璃和黄色玻璃的成分；浅灰色点代表镁质岩套的母岩浆成分；Fo-镁橄榄石；Sp-尖晶石；An-钙长石；En-顽火辉石；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)

图11 Fe-S-Si体系中混溶性间隙边界随压强变化情况(据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，有学者认为富镁铝尖晶石斜长岩可能是镁质岩套的新成员，有可能在全月球范围分布，而并非局限于风暴洋区域，因此具有KREEP信号也不是形成镁质岩套的必备特征之一(Prisseletal., 2014)。Pietersetal.(2011)通过分析月船1号(Chandrayaan-1)探测器上搭载的高分辨率的近红外光谱数据，在月球正面Nectaris盆地和月球背面Moscoviense盆地中发现了富集镁铝尖晶石的信号，其Mg#大于90且Cr#小于5(Cr#=Cr/[Cr+Al]×100的摩尔比)(Prisseletal., 2014)。同时，Gross and Treiman (2011)首次报道了月球陨石Allan Hills(ALHA)81005中富含尖晶石(～30%)的岩屑。Sunetal.(2017)对月球环形山的中央峰进行系统的筛选，在166个陨石坑中鉴定出了38个含有镁铝尖晶石的中央峰，表明富镁尖晶石可能在月壳中是普遍存在的。根据镁橄榄石-钙长石-石英的相图关系可知，单一的玄武质岩浆并不能通过结晶分异得到富镁尖晶石(图10)。实验岩石学的研究表明，通过在不同压力条件下，采用不同的原始组分(包括镁质岩套的母岩浆和苦橄质火山玻璃A15C成分)与斜长岩相互作用，发现富镁熔体与斜长岩反应可以形成含富Mg尖晶石斜长岩的矿物组合，并且尖晶石的稳定区间随压强的增大而增大。另外，富铁熔体(苦橄质玻璃熔体成分)在高压下与斜长岩同化反应也能形成富镁尖晶石橄长岩(Prisseletal., 2014)。因月壳厚度的不均一性和苦橄质火山玻璃熔体成分的差异性，不同成分的富铁熔体和不同深度的月壳发生同化交代反应也很有可能形成富Fe-Cr尖晶石，为尖晶石成分的多样性作出了合理的解释，但这些研究并不能合理解释富镁尖晶石在月球表面广泛分布的特征。

根据月球高地镁质岩套中镁铁质硅酸盐的Mg#和斜长石的An#关系，推断其母岩浆是月幔深部富镁熔体在上月幔至月表以下一公里深处与斜长岩月壳发生交代作用而形成的。在月壳内形成的这些岩石，无论是火成岩还是变质岩，都有可能因月球的火山和岩浆活动或受外来撞击而被带至月表(Dhingraetal., 2011; Prisseletal., 2016)。这种机制不仅可以解释为什么镁质岩套与斜长岩年龄重叠，也可以解释二者初始εNd值的相似性及斜长石稀土元素含量相差近40倍的现象(Xuetal., 2020)。另外，Prissel and Gross (2020)认为月幔的上下翻转几乎是与岩浆洋固化过程是同时期发生的，小范围的富钛铁堆积层发生翻转至月球深部引起低程度的部分熔融，该混合熔体随后上升至壳幔边界，经过结晶分异得到橄长岩，并通过进一步的同化作用得到零散的富镁铝尖晶石，为镁质岩套的岩石成因提供了新的思路。同时，该理论模型还能为基于月球重力数据解译得到的上月幔是以辉石为主的观测事实提供支持。

综上所述，通过探究镁质岩套的成因可以对月球演化模型进行制约，而“新的”月球样品的出现，对之前的镁质岩套成因模型提出了挑战。如果玄武质岩浆与斜长岩的反应在早期的月球演化过程中是普遍发生的，那么对更多类型的镁质岩套样品的深入研究或许可以从时间上对月球内部的热演化历史进行制约，进而对LMO演化模型进行相关的修正。

2.4 月核

大量的地球物理(月震数据、质量和转动惯量、月球激光测距、热力学约束和古地磁学等)和地球化学研究表明，月球可能存在着一个较小的金属核。月核内部是半径约280km的固体，紧邻半径约330km的液态外圈(Weberetal., 2011)。月球核-幔边界的温度可能在1200～1377℃之间，部分研究估计最高温度可达1500℃，其压强值大约为4.5GPa(Righteretal., 2017; Scheinbergetal., 2015; Spohnetal., 2001)。但是，关于月核的物质组成目前尚有很多争议(Cameron, 1997; Canup, 2012; Dickeyetal., 1994; Shimizuetal., 2013; Weberetal., 2011; Wieczoreketal., 2006)。例如，Morard and Katsura (2010)的研究表明，虽然在高温高压条件下(4GPa、1627℃)，Fe-25mol/mol S-5mol/mol Si的体系可以形成稳定的固溶体，但该温度条件高于月核的温度范围，因此并不能推测月核是Fe-S-Si体系。根据Fe-S-Si体系的相关性(图11)，在低压条件下Si与S在金属相中存在互斥现象，出现液态不混溶，而Fe-FeS体系的共结温度较低，硅酸盐熔体与金属熔体的分离首先得到的是Fe-S熔体，因此推测月核含Si的可能性极小(Morard and Katsura, 2010; Sanloup and Fei, 2004)。另一方面，在Fe-S-C体系中，三元体系的液相线温度与二元体系(即Fe-S和Fe-C)的液相线温度有显著差异。在6GPa条件下，Fe-5% C-5% S体系的液相线温度比Fe-5% S体系低150～200℃，并且C和S的互溶性随压力的降低而减弱，而月核中心的压力小于6GPa，因此，Fe-S-C体系会出现两相分离，较重的富碳化物熔体的沉降或较轻的富硫化物熔体的浮选均可能形成早期短时的月球发电机(Dasguptaetal., 2009)。Righteretal.(2017)利用高温高压实验探讨了在1GPa、3GPa和5GPa下Fe-Ni-S-C体系的相平衡关系，他们认为在5GPa和1500℃条件下，低S(～0.5%)和低C(～0.375%)的月核成分与早期月球发电机和月核模型的地球物理数据相一致。由于S元素在FeNi合金液态中的含量更高，推测其液态外核更富集S，通过核幔边界的分配系数关系估算月幔约含7.5×10-5kg的S和5×10-6kg的C。

月核的形成、物质组成和结构及其形成过程对LMO的演化有关键性的影响。比如，月核的物质组成差异直接影响我们对LMO演化过程中的结晶矿物和残余熔体中微量元素含量的估算。通过理论计算月核形成过程中Ni、Co、W、Mo、P、V和Cr等亲铁元素在金属和硅酸盐体系的分配系数发现，在4.5±0.5GPa和2200K条件下，当月核的S含量达到6%，月幔中Cr和V含量的亏损与月球核幔边界的金属-硅酸盐平衡结果相一致(Rai and van Westrenen, 2014)，这与月震模型分析的月球外核含有低于6% S的结论相一致(Weberetal., 2011)。然而，在没有S或其含量极低的情况下，Cr和V等元素在20GPa和2500℃仍表现出亲石性(Shearer and Papike, 2005)。Steenstraetal.(2018)通过实验模拟结合理论计算，测定了含0.2%～25% TiO2的低钛和高钛玄武岩熔体的硫化物饱和时的S含量(sulfur concentrations at sulfide saturation, SCSS)，研究发现SCSS受硅酸盐熔体中FeO、SiO2和Al2O3含量的影响较大，推测最富Ti的A14B火山玻璃的SCSS值可高达7.4×10-3kg。即使考虑脱气过程中S的丢失，月幔中 S的丰度也应远高于火山玻璃样品中测得的S含量(<7×10-4kg)，因此推断出月球内部存在硫的不饱和状态，这与前人关于月幔和月核贫S的假设一致。考虑到分离结晶过程中硫化物的分离将导致Ni、Co和Cu的亏损程度远远大于实际样品的分析值，月幔中这些微量元素的丰度趋势用橄榄石的结晶分异来解释更为合理。

图12 月球深部含有石榴子石的LMO演化模型示意图当月幔发生翻转时，内部发生几种情况：(1)深部局部的低程度的部分熔融，形成贫HREE、Cr等微量元素的熔体，作为部分火山玻璃或镁质岩套母岩浆的源区喷发至原始斜长岩月壳甚至月表，形成镁质岩套或富LREE的火山玻璃；(2)在相对较浅的富Mg区域形成的熔体在月壳中与斜长岩发生交代作用形成贫HREE的镁质斜长岩；(3)当深部的部分熔融程度达到将石榴子石熔掉时，此时的熔体反而富HREE，喷出月表后形成富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、成分和结构及其演化历史将直接影响“核幔边界”的物质组成和热演化历史，并对LMO的物质组成及演化产生重要影响。由于各模型中强调的控制因素不同，比如月球初始成分、月幔粘度、水含量、核幔热边界层的大小和密度以及相平衡关系等，因此不同模型得出的结论不尽相同。

3 总结与展望

尽管建立在同位素地球化学基础上的地月一体假说还需要大量的实验来验证，LMO的深度也存在较大的争议，建立在阿波罗月球样品和月球陨石样品研究基础上的早期月球的岩浆洋演化模型，通过简单的调整，可以解释阿波罗时期大部分月球样品的成因。然而，随着科学技术的飞速发展，遥感探测数据精度的不断提高以及地外样品全方位的精确分析，近年来关于月球有了更多新的认识，也对已有的LMO演化模型提出了挑战。比如，修正过的月球形成的高能碰撞模型(Canup, 2012)和解释地月体系同位素特征的“星巢”模型(Locketal., 2018)都支持早期月球处于温度较高的阶段，合理推测其岩浆洋深度可以达到核幔边界。因此亟需通过实验岩石学和实验地球化学重建一个全熔的LMO演化模型，且其深部含有石榴子石。石榴子石的结晶可以带走部分月球初始成分中的难熔元素，进而减少斜长石的结晶丰度，而得到更“薄”的月壳，可与月震数据相匹配；另一方面，石榴子石的存在有利于解释部分月球样品中微量元素分配特征的观测事实。结合本文的综合分析，我们认为这个新的岩浆洋演化模型中石榴子石会在月幔深部出现，并伴随着橄榄石和辉石形成超镁质的堆积层(见图12)，当岩浆洋结晶后期形成富Ti-Fe层，因重力不稳定发生翻转时，月幔深部将发生几种情况：(1)局部的低程度的部分熔融，石榴子石仍然残留在堆积层里，此时的熔体贫HREE、Cr等微量元素，作为部分火山玻璃或镁质岩套母岩浆的源区上升至原始斜长岩月壳甚至月表，形成Mg-suite或富LREE的火山玻璃；(2)在相对较浅的区域形成的熔体也可在月壳中与斜长岩发生交代作用形成贫HREE的富镁质斜长岩；(3)当深部的部分熔融程度达到可将石榴子石熔掉时，此时的熔体反而富HREE，喷出月表后形成富HREE的火山玻璃。如何量化我们提出的模型中所涉及到的参数，例如月球初始成分中的难熔元素含量、LMO熔融深度、绝热温度、熔融程度和反演月幔翻转深度等，建立一个更合理的LMO演化模型，来理解目前月球样品中的观察和分析结果，是实验岩石学领域的专家学者未来共同努力的方向之一。

另外，最新的嫦娥5号月壤样品研究表明，月球的岩浆活动至少持续到20亿年左右(Lietal., 2021)，而这些年轻的月球火山岩的成因与KREEP关联不大(Tianetal., 2021)，并且月幔源区的挥发分含量也很低(Huetal., 2021)。这对月球内部的岩浆活动的成因、月球岩浆演化过程中挥发分的行为特征以及月球的热演化历史等方面的研究都提出了挑战，也需要新的岩浆演化模型来对这些年轻的富铁的玄武岩的成因进行解释。总而言之，开展更多的关于早期LMO演化和月球样品成因相关的实验岩石学工作，有助于我们对月球演化过程的理解，为探讨类地行星的起源演化提供更详实的实验依据和更丰富的科学思路。

致谢感谢两位审稿人和期刊编辑部的宝贵意见，帮助了我们对科学问题的进一步聚焦，增强了本文的可读性。感谢中国科学院地球化学研究所的杨晶助理研究员对本文提出的建议和指导。