月球冷海高铝玄武岩遥感识别及其地质特征分析

马明，陈镜然，陈圣波，李秉择，陆天启，韩成浩，田鹏

1 吉林建筑大学测绘与勘查工程学院,长春 130118 2 吉林大学地球探测科学与技术学院，长春 130026 3 中国科学院比较行星学卓越创新中心，合肥 230026 4 广州海洋地质调查局自然资源部海底矿产资源重点实验室，广州 510075 5 广州海洋地质调查局三亚南海地质研究所，海南三亚 572025

0 引言

月球高铝玄武岩是指Al2O3含量大于11 wt%的月海玄武岩（Neal and Taylor,1992），它们是理解月幔不均匀性的重要窗口（Dickinson et al.,1985;Li et al.,2016）.高铝玄武岩样品采集于美国的Apollo 12、14、16和前苏联的Luna 16任务（Reid et al.,1972;Ridley,1975;Neal et al.,1994;Zeigler et al.,2006），除Luna 16采样点之外（Reid et al.,1972），其他采样点的高铝玄武岩样品都被认为是着陆区域周围月海的“溅射物”（Wilhelms et al.,1987;Zeigler et al.,2006）.这些地理位置跨度超过2400 km的“溅射物”和原地（Luna 16）样品采集表明（Kramer et al.,2008a），高铝玄武岩可能广泛地分布于月海盆地中，且埋藏在异常复杂的月表风化层或撞击溅射物之下.同时，样品的化学组成分析表明，这些玄武岩源于月球岩浆洋晚期的堆积岩，其铝质特征（Al2O3>11 wt%）暗示它们来源于含有大量斜长石的月幔深部（Finnila et al.,1994），意味着上月幔中（100 km）斜长岩的低效率分异（Snyder et al.,1992）或者更深的玄武岩喷发源（200～500 km）（Kramer et al.,2008a）.样品的同位素测年结果表明，高铝玄武岩是月球上年龄最老、且年龄跨度较大（43.3～32.8亿年）的一类玄武岩（Dickinson et al.,1985;Nyquist et al.,1981），预示着高铝型火山活动不仅有可能同步于月壳斜长岩分异活动，持续了近10亿年，并且也暗示着月球上的高铝玄武岩的空间和时间分布可能比采样样品信息所表示的更普遍.

尽管高铝玄武岩的存在已经得到了Apollo和Luna样品的充分证实（Reid et al.,1972;Ridley,1975;Neal et al.,1994;Zeigler et al.,2006），但是，目前只有Kramer等（2008a,b）在低空间分辨率（2像素/（°））的LP-GRS（Lunar Prospector Gamma Ray Spectrometer）Th（钍）和高空间分辨率（100米/像元，局部）的Clementine UV-VIS（Ultraviolet-visible-infrared）FeO和TiO2影像中，基于高铝样品的FeO（14～18 wt%）、TiO2（1～5 wt%）和Th（0～4 ppm）等“替代”成分约束条件初步完成了高铝玄武岩的遥感识别.相关研究结果中存在由于高铝样品中FeO与Al2O3含量间较低的相关性（R2=0.4923）导致的“替代”成分约束条件的较高不确定性，以及没有完全消除月表风化层和月海-高地混合物影响等问题.同时，直接基于Al2O3含量成分约束条件的高铝玄武岩遥感识别研究至今尚未开展.主要原因包括：（1）高铝玄武岩样品的主要元素氧化物含量，镁指数（Mg#）和放射性年龄之间没有关联性（Neal and Taylor,1992），无法建立独特的成分约束条件并应用于多源遥感影像中实现高铝玄武岩的遥感识别；（2）早期喷发到月球表面的高铝玄武岩通常会被随后喷发的其他类型玄武岩覆盖，同时，被撞击作用挖掘的少量裸露的高铝玄武岩由于物理风化作用（Kramer et al.,2008a），在遥感影像中与月海-高地混合物几乎无法区分；（3）在可见光近红外遥感影像中，高铝玄武岩与高地钙长石很难区分；（4）现有铝含量遥感影像产品的实用性受限于空间分辨率或者覆盖度（Prettyman et al.,2006;Wu,2012;Xia et al.,2019）.

冷海（Mare Frigoris ，43°N—67°N，53°W—52°E）为月球第五大月海，位于雨海北侧，是一个不规则形状的大型填充盆地（Williams et al.,2019）.与由大型撞击作用形成的环形或者椭圆形月海（Wilhelms et al.,1987）相比，冷海独一无二的形状并不支持其是由清晰可识别的单一撞击作用形成的.从玄武岩岩性角度考虑，冷海盆地中的玄武岩可能是风暴洋玄武岩的一部分（Cadogan,1974;Andrews-Hanna et al.,2014）.从地形特征角度考虑，冷海盆地的地形凹陷可能是由于雨海和澄海撞击事件导致的（Whitford-Stark and Frye,1975），其可能属于古雨海盆地坑缘阶地的一部分（Wu et al.,2018）.冷海东部表面相对规则，呈椭圆状，包含一个明显的正重力异常（Wieczorek et al.,2001;Zuber et al.,2013）；其他大部分（中部和西部）表面则是由玄武岩填充的不规则凹陷盆地（Williams et al.,2019）.冷海盆地中填充的玄武岩年龄约为2.5～3.79 Ga，其中东部玄武岩年龄较老，多数为3.6～3.8 Ga，西部相对年轻，多数约为3.4～3.6 Ga（Hiesinger et al.,2010）.Kramer等（2015）推测冷海中可能蕴藏着大量的高铝玄武岩，但是，由于冷海狭长的形状，高地撞击坑的溅射物呈射线状，相互交叉，相互覆盖地“污染”着盆地中玄武岩.同时，冷海内部撞击坑（例如Harpalus和Aristoteles）的溅射物也将原本平滑的玄武岩壳覆盖于由溅射物、次级撞击链和凹槽组成的复杂形状图案下（Kramer et al.,2015），这些因素增加了冷海中高铝玄武岩遥感识别的难度.

本文将利用多源月球遥感数据，包括岩石丰度（Bandfield et al.,2011）、LP-GRS Th含量（Prettyman et al.,2006）、LRO（Lunar Reconnaissance Orbiter）Diviner主要元素氧化物含量（Ma et al.,2022）、LRO宽角和窄角相机（Wide 和Narrow Angle Camera，WAC和NAC）、以及数字地形图（Lunar Orbiter Laser Altimeter Global Lunar DTM 100 m，LOLA GLD100）等影像数据，遵循实验室月球岩性分类标准（Wang and Zhao,2017），以富含岩石的新鲜表面作为突破口，在消除月海-高地混合物影响的前提下，从月球表面角度，辅以月球浅层方向，完成冷海高铝玄武岩地质单元或者斑块的遥感识别，及其形态学地质特征（面积、埋藏深度、厚度和体积等）统计分析，揭示高铝玄武岩在月球冷海早期演化进程中的本质和意义.

1 数据

目前，基于月球可见光和能谱数据，四个团队（Lucey et al.,2000a;Prettyman et al.,2006;Wu,2012;Xia et al.,2019）已经实现了月球表面主要氧化物含量的定量反演.Lucey等（2000a）利用Clementine紫外可见光数据实现了TiO2和FeO含量的反演.之后，六种氧化物（SiO2，TiO2，Al2O3，FeO，MgO和CaO）含量相继被LP伽马射线能谱数据（Prettyman et al.,2006）和CE-1 Interference Imaging Spectrometer（IIM）数据（Wu,2012;Xia et al.,2019）实现定量反演.但是，现有产品中比较突出的问题是数据的空间分辨率与覆盖度之间的矛盾，例如，LP-GRS、Clementine UV-VIS和CE-1 IIM影像的空间分辨率分别为15 km、1 km和200 m/像素，而覆盖度分别为100%、98.0%和75.4%.换言之，高空间分辨率反演产品的空间覆盖度较低，反之亦然.

另一方面，月球硅酸盐样品的发射率波谱主要包括三个明显的诊断特征：Christiansen Feature（CF）、Reststrahlen bands（RB）和Transparency features（TF）.其中，CF是存在于8 μm附近（Conel,1969）的一个发射率明显最大值的特征，其对应的波长位置非常敏感于硅酸盐的结构类型、聚合程度和金属阳离子的质量（Greenhagen et al.,2010;Allen et al.,2012），可以作为月表主要元素氧化物含量定量反演的理想依据.LRO Diviner探测器发射于北京时间2009年6月18日，一直在轨工作至今.其九通道推扫式测量方式主要为了获取和计算月球表面的发射率、温度和热物理特征（Paige et al.,2010）.其中，通道三、四和五测量的辐射亮度和亮温值可以用于计算8 μm附近的三个通道发射率，进而计算获得硅酸盐矿物三大发射率波谱特征之一的CF特征值，最终获得高空间分辨率和覆盖度的全月CF值遥感影像（Greenhagen et al.,2010）.

Greenhagen等（2010）利用2009-07-05至2010-11-30期间的LRO Diviner三个通道（三、四和五）观测数据计算获得了一幅标准的CF影像后，发现影像中的CF值被混合进了三部分信息，包括观测角度、空间风化和成分信息.Greenhagen等（2010）利用基于纬度的多项式拟合和基于月球观测时间的余弦拟合对高地CF值进行了地形校正，并提供了一幅NEN（Normalized to Equatorial Noon）CF影像.标准和NEN CF影像的空间分辨率都是32像素/（°）（赤道附近948 m），覆盖度分别为52.4%和82.5%.随着LRO Diviner任务的持续开展，基于Greenhagen等（2010）的计算方法，一幅拥有128像素/（°）空间分辨率和99.86%覆盖度的标准CF影像被Diviner科学团队计算和提供.目前，这三幅CF影像都可以在美国华盛顿大学的行星数据系统（Washington University′s Planetary Data System，https:∥ode.rsl.wustl.edu/moon/index.aspx）中免费获得.

然而，在上述三幅影像中，观测角度和空间风化影响依然没有被完全消除（Greenhagen et al.,2011）.因此，Greenhagen团队调查了21个不同反照率地形特征对CF值的影响，并将结果应用于全月CF值地形校正中.由于其校正方法主要包括三个步骤，因此，新的产品被命名为CX3 CF影像（Greenhagen et al.,2011）.之后，Lucey等（2021）升级了最初的空间风化校正方法（Lucey et al.,2017），依据实验室模拟月球环境中不同成熟度月壤样品CF值间的关系（Hanna et al.,2012,2017），以最新的CX3 CF影像为对象，利用Kaguya OMAT（Optical Maturity Parameter，Lucey et al.,2000b）和FeO含量相关尺度因子（Lemelin et al.,2015）实现了全球CF值空间风化校正，计算和提供了新的OMAT CX3 CF产品.这两幅CF影像的空间分辨率和覆盖度分别为32像素/（°）和99.93%，可以在Zenodo数据库中免费获得（Lucey et al.,2021，http:∥doi:10.5281/zenodo.4558235和http:∥doi.org/10.5281/zenodo.4558194）.分析最新的OMAT CX3 CF影像发现，由观测角度引起的不同撞击坑坡向位置的CF值基本保持一致，由空间风化引起的暗色斑块边界、撞击坑壁和射线溅射物表面的CF值与物质相近的撞击坑内部的CF值基本保持一致.因此，可以得出结论，在最新的OMAT CX3 CF影像中，CF值主要体现月球表面的成分信息，且不受观测角度和空间风化影响.

利用OMAT CX3 CF影像产品，Ma等（2022）基于48个月面采样点的成分信息和CF像元值之间的BP神经网络（BPNN，Back Propagation Neural Network）关系，实现了月球表面六种元素氧化物（SiO2，TiO2，Al2O3，FeO，MgO和CaO）含量的定量反演（图1，http:∥doi:10.7910/DVN/ADSUJD）.在已有的五组元素氧化物定量反演结果中（Lucey et al.,2000a;Prettyman et al.,2006;Wu,2012;Xia et al.,2019;Ma et al.,2022），四种Diviner氧化物（SiO2，Al2O3，MgO和CaO）反演结果具有最高的反演精度，分别为1.79 wt%、2.04 wt%、0.88 wt%和 1.10 wt%，Diviner FeO和TiO2具有第二高和第二低的反演精度，分别为 1.93 wt%和 3.17 wt%（Ma et al.,2022）.

此外，基于LRO Diviner探测器获得的月球表面物质热物理特性和昼夜温差变化数据，Bandfield等（2011）提供了月球表面岩石丰度产品（128像素/（°）），并基于岩石浓度和月壤温度数据将月球表面划分为六个单元.岩石丰度产品和表面划分单元为在月球表面寻找新鲜的裸露岩石提供了可能，进而为识别被风化层覆盖的高铝玄武岩提供了窗口.同时，Wang和Zhao（2017）基于119个Apollo和Luna岩石样品，以及30个月球玄武岩质或者陨石样品的成分数据确立了七个成分指数，建立了月球五种岩性实验室分类标准.之后，实验室岩性分类标准被应用于LP-GRS Th和CE-1 IIM主要元素氧化物定量反演产品中，获得了全月岩性分类数据（Wang and Qiu,2018）.同理，实验室岩性分类标准同样适用于LP-GRS Th和LRO Diviner主要元素氧化物产品，并且可以在新鲜的裸露岩石中识别出玄武岩质岩石，进而结合Al2O3含量约束条件（>11 wt%）可以有效地识别埋藏在月表风化层之下的高铝玄武岩.最后，LRO WAC（100 m/像元）、NAC（0.8 m/像元）和数字地形图（GLD100，128像素/（°））等影像可以为高铝岩层局部细节调查、单元或者斑块的面积、埋藏深度、厚度和体积等形态学地质特征计算提供数据基础，为统计和分析全月高铝玄武岩的分布规律和喷发频率提供支撑.

图1 月球表面六种主要元素氧化物LRO Diviner定量反演结果（Ma et al.,2022）Fig.1 Six surface major element oxide images derived from LRO Diviner CF image （Ma et al.,2022）

图2 47个月面采样点和CE-3原地测量的表层月壤和105个高铝玄武岩样品的Al2O3含量（wt%）和Mg#（镁指数,摩尔比Mg/（Mg+Fe））间关系蓝线和红线分别为48个采样点（CE-3实地成分信息被玉兔巡视器直接测量获得，Ding et al.,2020）的最上层（5 cm之内）月壤样品（粒径<1 mm）和105个高铝玄武岩样品的Al2O3含量和Mg#的线性拟合关系.两条绿线为高铝玄武岩样品Al2O3含量（11和18 wt%）的上下限（Neal and Taylor,1990）.在月球表面，Al2O3含量小于11 wt%的像元一般被认为是低铝玄武岩，大于18 wt%的像元一般被认为是月海-高地混合物（Kramer et al.,2008a,b）或者高地物质.Fig.2 The relationships between Al2O3 abundances and Mg# of the surface soils at 47 lunar landing sites and CE-3 site or 105 high alumina （HA） basalt samplesThe blue and red linear relationships were established between Al2O3 abundances and Mg# from 48 lunar soil samples （grain size <1 mm,the CE-3 in situ chemical compositions were obtained by Yutu rover,Ding et al.,2020） for the top 5 cm surface and 105 HA mare basalt samples respectively.The two green lines are the upper and lower limits of Al2O3 abundances （11 and 18 wt%） in HA basalts samples （Neal and Taylor,1990）.On the lunar surface,the pixels with Al2O3 abundance less than 11 wt% are generally considered to be low aluminum basalts,while those with Al2O3abundance greater than 18 wt% are considered to be mare-highland mixtures （Kramer et al.,2008a,b） or highland materials.

2 方法

2.1 月海-高地混合物识别

除了大量被埋藏的高铝玄武岩之外，少量被高能陨石撞击挖掘的高铝玄武岩由于长时间的物理风化作用，导致了高铝玄武岩与撞击溅射物的不断混合，形成了多种混合物，这种混合过程在主量元素方面表现为均匀的线性混合（Kramer et al.,2008a,b）.其中，高铝与低铝玄武岩的混合会导致混合物的Al2O3含量明显降低，利用11 wt% Al2O3约束条件可以轻易地排除.但是，低铝玄武岩与高地物质（二价铁斜长岩，镁质岩，碱性岩）的混合会导致混合物的Al2O3含量位于11～18 wt%之间（Neal and Taylor,1992），这种混合物被称为月海-高地混合物（Kramer et al.,2008a,b），其将严重干扰高铝玄武岩的遥感识别.分析47个Apollo和Luna采样点最上层（5 cm之内）小于1 mm粒径的月壤样品和CE-3玉兔号主动激发X射线谱仪原地测量的主要元素氧化物含量及Mg#（Ma et al.,2022）发现，表层月壤中的Al2O3和Mg#之间存在着强烈的正相关性（K=0.6698，R2=0.7689，图2蓝线）.相反地，分析采集回地球的105个高铝玄武岩样品成分信息（Hubbard et al.,1972;Ma et al.,1979;Neal et al.,1988;Zeigler et al.,2006）发现，高铝样品中的Al2O3和Mg#之间呈现微弱的负相关性（K=-0.1671，R2=0.4676，图2红线）.因此，一个遥感像元是以月海-高地混合物或者高铝玄武岩为主即可以利用中心与邻近像元中的Al2O3和Mg#的线性关系加以判别.

此外，挖掘高铝玄武岩的撞击及其溅射过程一般具有一定的方向性，进而导致了月海-高地混合物不仅会呈现出物质成分上的线性混合，而且，这种成分混合过程同样会具有方向性.例如，如果中心像元主要是以月海-高地混合物为主，则其应该同时满足两个方向条件：条件一，以待定像元为中心，临近八个像元构成的四个方向（南北、东西、北偏西45°和北偏东45°）上，至少有一个方向上的Al2O3和Mg#会呈现正相关性（例如，中心像元的北侧像元和南侧像元构成的南北方向）；条件二，以中心像元为基准，与八个临近像元构成的八个方向中，至少会有两个方向上（与条件一中的方向一致）的Al2O3和Mg#会呈现正相关性（例如，中心像元与北侧像元，中心像元与南侧像元这两个方向上）.反之，则中心像元为较纯净的玄武岩或者高地物质.因此，本文利用表层月壤样品的Al2O3含量和Mg#线性拟合斜率的95%置信界限为限制条件（K>0.5608和K<0.7788），首先判断以待定像元为中心的四个方向上是否存在Al2O3和Mg#的正相关性分布，然后，判断该方向上以中心像元为基准两个辐射线方向上是否同时满足Al2O3和Mg#的正相关性分布，最终，确定每个像元为月海-高地混合物，还是较纯净的玄武岩或者高地物质.

2.2 高铝玄武岩遥感识别

高铝玄武岩样品多数采集于Apollo 14任务，依据这些高铝样品较老的放射性年龄（4.3～3.95 Ga，Neal and Taylor,1990;Hui et al.,2013）推断，多数早期喷发的高铝玄武岩通常会被随后喷发的玄武岩所覆盖，这导致了从表面风化层成分信息中很难直接识别高铝玄武岩.同时，高能撞击流及其溅射物，以及漫长且持续不断的物理空间风化作用更加加剧了高铝玄武岩的遥感识别难度.因此，在准确识别覆盖于高铝玄武岩之上的月表风化层为下层低铝或是高铝玄武岩物质风化产物，还是“异地”污染物之前，相对较纯净的高铝玄武岩只可能存在于新鲜撞击坑的周围或者溅射物表面.

本文选取0.5%岩石浓度作为区分新鲜的裸露岩石和月海、高地风化层（Bandfield et al.,2011）的阈值，并将其应用于全月岩石丰度影像（图3，Bandfield et al.,2011）中，提取新鲜裸露岩石像元的位置信息.接着，将实验室玄武岩岩性分类标准（Th/MgO>0.4495 and TiO2/Al2O3>0.68435或者Th/MgO≤0.4495 and TiO2/MgO>0.03132 and FeO/CaO>1.2967，Wang and Zhao,2017）应用于LP-GRS Th（2像素/（°），90°N/S）和Diviner TiO2、Al2O3、FeO、MgO、CaO定量反演影像（32像素/（°），70°N/S）产品中，在叠加裸露岩石像元（128像素/（°），80°N/S）信息后，获得月球表面裸露玄武岩质像元信息.之后，在剔除月海-高地混合物的前提下，在裸露的玄武岩质像元中利用>11 wt% Al2O3约束条件实现裸露高铝玄武岩像元信息的提取.最后，依据这些裸露的高铝玄武岩像元初步实现全月高铝玄武岩的遥感识别和圈定，并在冷海中利用目视解译方法详细调查和识别了每个大面积（>500 km2）且高铝岩石连续分布的单元或者小面积（<500 km2）且高铝岩石零散分布的斑块.

2.3 高铝玄武岩单元或者斑块地质特征分析

较早喷发的高铝玄武岩通常会被随后喷发的低铝玄武岩所覆盖，它们的形态学地质特征很难通过最上层的风化层信息进行评估.因此，裸露于撞击坑边缘、坑壁和近端溅射物的高铝玄武岩岩石可以作为高铝玄武岩单元或者斑块地质特征评估的重要依据.然而，远端溅射物和从撞击坑坑壁坠落于底部的高铝玄武岩岩石并不是原地产物，其会对高铝岩层地质特征评估带来严重的干扰，前者将增加高铝岩层的厚度和深度值，而后者将增加厚度值.因此，本文将裸露的高铝岩石信息叠加在LRO WAC（100m/像元）和LOLA GLD100（128像素/（°））影像中，并依据冷海中大量裸露高铝岩石的撞击坑半径确立阈值来消除远端溅射物和撞击坑底部高铝岩石的干扰，实现高铝玄武岩单元或者斑块面积（计算于LRO WAC影像）、埋藏深度（公式（1））、厚度（公式（2））和体积（公式（3））的计算和提取.

Depth（i,j）=Max（Max（GLD100（i-k:i+k,

j-k:j+k）））-GLD100（i,j）,（1）

Thickness（i,j）=Max（Max（Depth（i-k:i+k,

j-k:j+k）））-Depth（i,j）,（2）

Volume=ThicknessMax×Area，

（3）

公式（1）和（2）中的i和j分别为高铝玄武岩岩石像元的像元位置（行和列），k为距离阈值.在被识别的高铝玄武岩岩石像元中，高铝岩层深度为像元周围八个方向内k个像元距离内最大的高程减去像元的高程（公式（1）），岩层厚度为像元周围八个方向内k个像元距离内最大的深度减去像元的深度（公式（2）），岩层体积为最大厚度乘以面积（公式（3））.

分析LRO WAC影像发现，冷海中大量裸露玄武岩的撞击坑半径大多不超过0.5 km.同时，分析这些撞击坑形态学特征表明，冷海玄武岩的厚度大约为200～500 m（Hiesinger et al.,2010）.因此，公式（1）和（2）中的阈值k被设置为2，其表示2个像元的水平距离（474 m）.阈值k不仅有助于准确识别高铝玄武岩的深度和厚度，而且可以有效的规避撞击坑底部和远端溅射物中高铝岩石对特征值计算的影响.此外，基于公式（1）、（2）和（3）计算获得的是以每个像元为基准的最大埋藏深度和厚度值，最终，会获得每个高铝单元或者斑块的最大地质特征值.

3 结果

3.1 冷海高铝岩石像元

与Hiesinger等（2010）不同，Kramer等（2015）利用Clementine UV-VIS与Near-infrared（NIR）、LRO WAC、NAC与 GLD100、以及LP-GRS Th等数据将冷海玄武岩划分为东、中东、中西和西四个部分的22个玄武岩单元（图4a和4b中蓝色、绿色、黄色和紫色曲线包围区域）.本文在这些玄武岩单元中完成了高铝玄武岩的遥感识别.结果表明，新鲜裸露的岩石像元（岩石丰度>0.5%，图4a彩色像元，由于冷海中裸露岩石的丰度较低，多数像元的颜色呈现为低丰度值的蓝色）、玄武岩岩石像元（图4b，红色像元），高铝玄武岩岩石像元（Al2O3>11 wt%和Al2O3<17.6 wt%，图4c，彩色像元）和月海-高地岩石混合物像元的数量分别为64937、14070、4511和1573.其中，>11 wt% Al2O3玄武岩岩石像元占全部玄武岩岩石像元数量的43%，大约有26%的高铝岩石像元被识别为月海-高地混合物，其余74%（占冷海玄武岩岩石数量的32%）为相对纯净的高铝玄武岩岩石.

值得注意地是，除了裸露岩石像元数量小于1000的五个玄武岩单元之外，其他17个冷海玄武岩单元中都包含着大量的新鲜裸露的岩石.但是，这些单元中的裸露玄武岩岩石的数量却存在着巨大的差异（表1，第三列）.总体来说，冷海中裸露的玄武岩岩石主要集中于冷海的东部和西部，以及中部的少数几个月海玄武岩单元中，而占全部裸露玄武岩岩石32%的高铝玄武岩岩石主要集中于冷海东部的两个月海玄武岩单元（EF2和EF3），以及中东和中西部两个玄武岩单元（WCF1和ECF4）的局部中.其中，玄武岩岩石像元数量大于500的只有11个，高铝玄武岩岩石像元数量大于100的只有5个（WCF1、ECF4、EF2、EF3和EF4）.这种大量裸露的岩石，却鲜有玄武岩岩石的分布特征意味着冷海的玄武岩多数被周围高地物质（二价铁斜长岩，镁质岩，碱性岩）所覆盖，少量裸露的玄武岩岩石也被严重地污染（高铝玄武岩的污染率约为26%），因此，遥感方法能够识别出的高铝玄武岩数量可能要比实际蕴藏的要少.同时，之前的（Kramer et al.,2015）推测（冷海中蕴藏着大量的高铝玄武岩）可能不准确.本文识别的高铝玄武岩只是集中于冷海东侧，以及零散的分布于其他三个区域中.此外，高铝玄武岩的分布与玄武岩单元的年龄和化学成分没有必然的联系.一般来说，冷海中较老的玄武岩岩层下可能蕴藏着大面积的高铝玄武岩单元，而相对年轻的玄武岩单元中一般没有埋藏大面积的高铝玄武岩岩层，只存在少量的高铝玄武岩斑块.

3.2 冷海高铝玄武岩单元或者斑块

高铝玄武岩一般拥有较老的喷发年龄（Neal and Taylor,1990;Hui et al.,2013），它们在喷发到月球表面后通常会被随后喷发的玄武岩或者撞击溅射物所覆盖.此外，大多数现存的玄武岩是填充于大型撞击盆地后形成的，月球岩浆洋凝结后形成的月壳多数会被大型撞击事件所移除.因此，只有撞击事件挖掘出大量的高铝玄武岩岩石的区域内才有可能存在高铝玄武岩岩层.在冷海中，本研究在11个高铝玄武岩岩石聚集区域内划定了候选区域.之后，依据高铝玄武岩裸露岩石像元的位置信息和岩石连续分布特征识别了10个高铝玄武岩斑块（面积<500 km2）和一个单元（面积>500 km2，图4c，绿色不规则多边形）.

表1 22个月球冷海玄武岩单元中的新鲜裸露岩石、月海玄武岩岩石高铝岩石像元的数量，以及它们的平均氧化物含量、Mg#和模型年龄Table 1 The number of fresh exposed rocks,mare basalt rocks and HA basalt rocks in 22 Frigoris mare basalts units and their average oxide abundances,Mg# and model age

依据图4c中裸露的高铝玄武岩岩石，本文调查了11个高铝玄武岩斑块和单元的形态学地质特征和化学成分信息（表2）.高铝玄武岩斑块的最大面积和体积不超过308 km2和58.5 km3，唯一的一块高铝玄武岩单元的面积和体积为2737 km2和1026.1 km3.冷海中高铝玄武岩岩层的总面积和体积分别为3694 km2和1160 km3.相对于冷海西侧，中东部和东部的高铝玄武岩岩层一般具有较大的深度和厚度，最大、最小深度和厚度值分别为11 m、331 m和7 m、207 m.此外，与冷海表面玄武岩单元的化学成分相比，埋藏在风化层之下的高铝岩层具有更高的TiO2、FeO和更低的Al2O3、Mg#.同时，在高铝玄武岩斑块和单元中，三种氧化物含量和Mg#具有较大的变化幅度，这与高铝玄武岩样品呈现出的化学成分变化信息保持一致.

表2 11个月球冷海高铝玄武岩斑块或者单元的高铝岩石像元数量、面积,最大深度、厚度和体积，以及平均氧化物含量和Mg#Table 2 The number of HA rock pixels,area,maximum depth,thickness,volume,average oxide abundances and Mg# for 11 Frigoris HA basalt unit or patches

4 讨论

4.1 已有研究结果的比较

Kramer等（2008a,b）利用非铝“替代”（14～18 wt% FeO、1～5 wt% TiO2和0～4 ppm Th）成分约束条件，在Clementine FeO、TiO2和LP-GRS Th影像中圈定了34个可能蕴藏高铝玄武岩的候选区域.之后，通过观测小型撞击坑（0.4～4 km）坑壁或者近端溅射物的成分信息，以及利用5 wt% TiO2作为成分约束上限消除月海-高地混合物对表层风化层的影响.最后，将高铝玄武岩遥感识别方法应用于月球莫斯科海、酒海、丰富海和雨海中，完成了多个高铝玄武岩地质单元的遥感识别.

本文部分赞同Kramer等（2008a,b）的观点，即相对纯净的高铝玄武岩裸露可能存在于新鲜的小型撞击坑坑壁和近端溅射物中，并且这些裸露的高铝岩石可以作为高铝玄武岩斑块或者单元遥感识别的直接证据.但是，不同的是，本文认为绝对纯净的高铝玄武岩风化物在月球表面是很难被发现的，少量被撞击事件挖掘的高铝玄武岩通常也会被撞击溅射物所污染（Xie et al.,2020;Li et al.,2022）.因此，在识别小型撞击坑坑壁或者近端溅射物中的高铝玄武岩物质为当地的风化物还是撞击污染物之前，新鲜裸露的玄武岩质岩石且拥有>11 wt% Al2O3含量的像元中更有可能包含相对纯净的高铝玄武岩.此外，本文通过判断中心像元与临近像元的Al2O3和Mg#的线性关系来消除月海-高地混合物的影响，因为，由撞击事件引起的物质混合过程不仅在成分信息上会呈现出线性混合规律，并且，这种物质混合过程还应该具有方向性.相对于高分辨率影像产品中的像元数量，能够被识别为高铝玄武岩岩石的像元数量确实较少，但是，这些高铝像元能够均匀地分布于高铝玄武岩候选区域，这也间接证明了本文研究方法的有效性.

比较两种研究结果发现，Kramer等（2008a,b）几乎在每个月海中都识别了一个或者多个高铝玄武岩单元，但却没有在冷海中识别出高铝玄武岩.之后的研究（Kramer et al.,2015）也只是推测冷海中蕴藏着大量的高铝玄武岩，却没有给出高铝玄武岩单元的具体位置.本文的研究结果不仅提供了充足的证据来证明冷海中确实存在一定数量的高铝玄武岩，并且识别和计算了冷海高铝玄武岩斑块或者单元的具体位置和形态学地质特征.但是，本文的研究也存在一定的缺陷，例如，对于临近高地的月海区域内识别效果不佳.究其原因主要有两方面.第一，冷海中的玄武岩具有非常薄的岩层（200～500 m），如果较早喷发的高铝玄武岩被随后的低铝玄武岩或者其他岩性的风化层大面积地覆盖，并且，高能陨石撞击又没有挖掘出适量的高铝玄武岩岩石，这将导致本研究的方法失效.第二，无处不在的古老的高地月壤和粉末状溅射物可以轻易地到达临近的冷海玄武岩表面，这不仅导致了冷海玄武岩的严重污染，同时，也降低了玄武岩的裸露面积，尤其是对于高铝玄武岩岩石.因此，这两方面的共同作用导致了本文的研究方法几乎不能应用于临近高地的冷海区域中.

考虑到两种研究结果的差异，被识别的高铝玄武岩斑块或者单元需要结合冷海玄武岩单元的地形、地貌、化学成分和地质特性进行调查.总体来说，冷海玄武岩单元的撞击坑统计年龄介于2.5～3.79 Ga之间（Hiesinger et al.,2010），相对较老的玄武岩单元主要集中于东西两侧，中部的玄武岩相对年轻，所有的冷海玄武岩单元都形成于雨海（Imbrian，Im）或者爱拉托逊纪（Eratosthenian，Er）（Wilhelms et al.,1987;Hiesinger et al.,2010;Kramer et al.,2015）.冷海玄武岩的厚度约为200～500 m（Hiesinger et al.,2010），这意味着在128像素/（°）分辨率的影像中，玄武岩岩层的垂直高度不会超过三个像元距离.基于轨道遥感数据反演得到的表层化学成分信息（Lucey et al.,2000a;Prettyman et al.,2006;Wu,2012;Xia et al.,2019;Ma et al.,2022）表明，除了西南侧的两个月海玄武岩单元（WF4和WF5）之外，其他冷海玄武岩单元拥有较高的Al2O3、较低的FeO和极低的TiO2.此外，冷海的地质构造和地层学等相关研究也已完成（Williams et al.,2019）.这些研究结果为冷海高铝玄武岩斑块或者单元详细调查提供了基础.

4.2 高铝玄武岩斑块或者单元地质调查

4.2.1 地质调查

基于之前的研究基础（Wilhelms et al.,1987;Hiesinger et al.,2010），Kramer等（2015）将西侧的冷海划分为5个玄武岩单元.除了WF5之外（2.5/1.4 Ga），其他四个玄武岩单元的年龄都在3.53/3.72 Ga左右.在四个较老的玄武岩单元中，WF4表层化学成分明显受到Harpalus撞击坑溅射物的影响，尤其是Al2O3和FeO含量.除了WF3，冷海西侧的四个玄武岩单元中都包含着大量新鲜裸露的岩石，但是，本研究只是在WF1和WF5中识别了少量的高铝岩石.同时，WF1中的高铝岩石散落在整个单元区域内，很难发现高铝岩石的聚集区域.最终，本文在WF5西北侧一个面积约为76 km2的高铝玄武岩岩石聚集区内，识别了一块高铝玄武岩斑块.同时，详细调查发现，这些高铝岩石主要分布于中型撞击坑（5～10 km）的近端溅射物中，很难在坑壁或者坑底部被发现，这意味着冷海西侧少量喷发且具有较薄岩层的高铝玄武岩可能被埋藏在低铝玄武岩之下，并且没有被高能撞击事件挖掘.因此，本文认为，冷海西侧的高铝玄武岩可能更早（>3.53/3.72）地以小规模形式喷发于盆地原始月壳上，后期喷发或者流动的低铝玄武岩将这些高铝玄武岩大量的掩埋和覆盖.

冷海的中西部由七个玄武岩单元构成（Kramer et al.,2015），其中，WCF1是第一个流入中西部的玄武岩单元，这导致了WCF1在中西部冷海不仅拥有最大的面积，而且是相互分离的两个部分（被WCF3分割），类似的情况也包括WCF3（被WCF5分割）.相对于西侧冷海，七个中西部的玄武岩单元之间的表层化学成分差异明显变小，但是，靠近南北高地的月海玄武岩单元（WCF2、WCF4、WCF5和WCF7）明显比中心的单元拥有更高的Al2O3和Mg#，更低的TiO2和FeO.这种成分上的差异可能主要归因于高地的污染物，少部分归因于喷发源的成分差异.尽管新鲜的岩石广泛裸露于冷海中西部，但是本文只是在WCF1和WCF6中发现了三个高铝斑块（HA2、HA4和HA3）.与西侧相比，中西部的高铝岩石主要集中于小型撞击坑（<5 km）的坑壁和近端溅射物中，且多集中于远离高地的月海中.这种分布特征意味着冷海中西部的高铝玄武岩应该晚于西部的高铝玄武岩喷发到冷海盆地形成后的原始月壳上，之后，被3.48/3.63 Ga年喷发的玄武岩所覆盖.此外，尽管冷海中西部的高铝玄武岩面积约为西部的3.5倍，但是，两个区域的却拥有相近的喷发体积（1.4倍），并且可能都以小规模零散喷发为主.

六个玄武岩单元组成了冷海的中东部（Kramer et al.,2015），除了ECF3之外，其他玄武岩单元的表层成分都没有受到高地污染物或者撞击坑溅射物的影响，尽管这一区域中包含三个较大的撞击坑（Archytas，Anaxagoras和Aristoteles）.同时，由于Kipuka高地的存在，ECF3单元被分割为东西两个小的区域，而在ECF4中，众多链状或者次级撞击坑导致该单元很难形成一个完整的玄武岩覆盖.总体来说，无论是形成过程或是表层成分，中东部的玄武岩与中西部的玄武岩非常相似.同样地，本文在冷海中东部中仅仅识别了两个高铝斑块（HA5和HA6）.但是，相对于中西部，中东部的两个斑块拥有更大的面积和更多的体积.值得注意地是，HA5斑块位于ECF1和ECF6两个玄武岩单元交界之处，横跨两个地质单元，这意味着HA5中的高铝玄武岩可能先被较老的ECF1（3.56/3.71）大面积覆盖，之后，又被ECF6将HA5北部小面积覆盖.详细的调查发现，HA5南侧的高铝玄武岩埋藏较浅，而北侧的埋藏较深，这也支撑了本文的推测.对于HA6，其是冷海中面积和体积最大的高铝玄武岩斑块.没有将其识别为单元的原因是考虑到这个区域中的高铝岩石的分布密度较低、面积较小和区域内高铝岩石的不连续性分布.但是，由于周围中型撞击坑对于玄武岩岩层的重构，HA6中的高铝玄武岩可能比高铝岩石信息所表示的更广泛.

四个早或者晚雨海纪（Wilhelms et al.,1987）的玄武岩单元构成了东部冷海（Kramer et al.,2015）.四个单元的表层化学成分都受到Mortis湖和Gaile、Aristoteles撞击坑溅射物的影响，尤其是对于EF1.同时，Mortis撞击坑和西侧的众多中型撞击坑严重破坏了EF1和EF4玄武岩层的完整性，尤其是EF4.尽管冷海东部的区域面积和裸露岩石的数量与其他三个区域大致相同，但是，这一区域却存在着大量裸露的高铝岩石，占到整个冷海高铝岩石总量的83%.因此，本文在这一区域中识别了四个高铝斑块和唯一的一个高铝单元.位于EF4中的三个高铝玄武岩斑块（HA7、HA8和HA9）被月海中隆起的高原和多个撞击坑分割开来，这意味着EF4下可能埋藏着大量的高铝玄武岩，只是被隆起的地形和撞击坑重构成多个斑块.冷海最东侧的高铝斑块（HA11）位于Mortis湖中，拥有第二多的高铝岩石数量和第一的埋藏深度和厚度，意味着Mortis湖的低洼之处可能埋藏着大量的高铝玄武岩，但是在地势较高的区域中可能并不包含任何高铝玄武岩.

冷海中唯一的一个高铝单元（HA10）拥有数倍于其他斑块的面积和体积，其占据了EF2的大部分和EF3的南部.裸露的高铝岩石几乎均匀地分布于高铝玄武岩单元中的每个小型撞击坑坑壁或者近端溅射物，充分证明了冷海东部存在较大规模的高铝玄武岩喷发，并且埋藏在EF2和EF3之下.同时，这些高铝玄武岩的风化物可能已经裸露到两个玄武岩单元的表层.详细调查发现，HA10中的高铝玄武岩的深度和厚度并不一致，意味着这一区域的高铝岩层可能具有不一致且变化的埋藏深度或者厚度.此外，相对老的EF2（3.62 Ga）中的裸露的高铝玄武岩岩石明显高于相对较年轻的FE3（3.56 Ga），意味着早期喷发到EF2表层的玄武岩可能就是高铝玄武岩，而后期喷发的EF3可能覆盖了大面积的EF2或者更早的高铝玄武岩.

4.2.2 地质特征分析

将高铝岩石像元叠加到数字地形图影像（GLD100）之后，10个高铝斑块和一个单元的形态学地质特性被量化呈现（表2）.详细调查新鲜裸露的高铝岩石发现，它们主要集中于相对新鲜的小型或者中型撞击坑的坑壁和近端溅射物表面，很难在大型（>10 km）撞击坑周围被发现.同时，这些岩石主要集中于靠近冷海中心的玄武岩单元中，而不是临近四周高地的月海区域内，尽管后者通常含有较高的Al2O3含量，且被推测可能拥有高铝玄武岩单元（Kramer et al.,2008a,b）.冷海中高铝岩石的分布特征可能有两种原因：第一，靠近高地的月海区域中的玄武岩岩石被高地物质严重污染，导致了从遥感影像中几乎无法识别玄武岩物质；第二，靠近高地的月海区域中可能存在较多的玄武岩质火山碎屑物质或者粉末状的高地物质，而不是玄武岩岩石，这些粉末状的物质导致了本文的研究方法在这些区域中失效，进而无法在这些区域中识别玄武岩.

值得注意地是，表2中的地质特征值分别为高铝斑块或者单元中高铝岩层的最大埋藏深度、厚度和体积.这些特征值在计算过程中受到两个因素的影响：第一，从撞击坑坑壁滑落到撞击坑底部的高铝玄武岩岩石；第二，撞击坑外部的近端或者远端溅射的高铝岩石.前者导致了埋藏深度的增加，后者导致了埋藏深度和厚度的增加.因此，本文采用474 m作为阈值来消除这些高铝物质偏移或者远距离溅射岩石对特征值计算的影响.此外，在斑块或者单元的内环边缘区域，尤其是靠近高地的区域内，高铝玄武岩的这些特性都趋近于0.因此，除了面积值之外，表2中的其他地质特征值应该比斑块或者单元的实际特征值要小.

分析高铝斑块或者单元的形态学地质特征值发现，除了中西部的两块斑块之外（HA1和HA3），较深或者较厚的高铝玄武岩主要集中于冷海的中东和东部.最浅和最薄的高铝玄武岩位于HA3斑块中，分别为11 m和7 m.但是，这些埋藏深度和厚度值并不代表着这个区域的高铝玄武岩完全裸露于月表风化层之中，而是代表着HA3中高铝玄武岩具有非常薄的岩层，并且，原本应该存留在小型撞击坑坑壁或者坑底部的高铝岩石，被撞击事件挖掘至月球表层，由此导致了高铝玄武岩特征值计算过程中获得了极小的深度和厚度值.同时，最深（331 m）和最厚（207 m）的高铝岩层被发现在Mortis湖北部的一个未命名的大型撞击坑坑壁表面（HA11）.但是，由于撞击事件引起的地面隆起和近端溅射物可能导致这些厚度和深度特征值并不可靠，实际的深度和厚度可能要比计算的特征值要小.值得注意地是，在冷海唯一的一个高铝单元中（HA10），最大的深度（323 m）和厚度（181 m）特征值应该能真实地反映这一区域的高铝岩层的形态学地质特征.原因是这一区域中并不存在大型撞击事件，并且多数高铝岩石都分布于小型撞击坑的坑壁或者近端溅射物表面.因此，占据冷海所有高铝玄武岩总面积和体积的74%和88%的HA10可以作为冷海区域高铝玄武岩的代表.

5 结论

本研究提供了一个新的高铝玄武岩遥感识别方法，并将其应用于月球冷海中，实现了高铝玄武岩斑块或者单元的遥感识别和形态学地质特征统计分析，主要结论包括：（1）相对于之前的月球表面主要元素氧化物定量反演结果，同时兼顾高空间分辨率和覆盖度的LRO Diviner主要元素氧化物定量反演结果可以满足在极其复杂的月球表面实现高铝玄武岩遥感识别的需求.（2）建立在最新的月球表面主要元素氧化物含量定量反演结果基础之上，相对于“替代”成分约束条件遥感识别方法，新鲜裸露的高铝玄武岩质岩石方法能有效的识别月球冷海的高铝玄武岩斑块或者单元，并可以有效的获得这些斑块或者单元的形态学地质特征.（3）尽管月球冷海中分布着大量的新鲜裸露岩石，但是，玄武岩岩石和高铝玄武岩岩石只占到裸露岩石总量的10.3%和6.9%，这意味着，月球冷海中的玄武岩被其他类型的岩石或者高地物质严重污染，本文识别的高铝玄武岩可能比冷海实际蕴藏的要少.（4）在月球冷海中，大约有26%的高铝玄武岩岩石是月海-高地混合物，因此，在识别高铝玄武岩斑块和单元之前需要利用中心和临近像元的Al2O3和Mg#之间的正相关性排除月海-高地混合物的影响.（5）冷海中的高铝玄武岩主要集中于冷海的东部和中部的局部，以零散的小型喷发（面积小于500 km2或者体积小于100 km3）为主，偶尔会出现大规模的喷发，多集中于较老，而不是较年轻的玄武岩单元之下，可以识别为10高铝玄武岩斑块和一个单元.（6）冷海高铝玄武岩具有不一致且可变的埋藏厚度和深度，最大、最小的埋藏深度和厚度值分别为11 m、331 m和7 m、207 m，总面积和体积分别为3694 km2和1160 km3，其中，唯一的一块高铝玄武岩单元占据了全部高铝玄武岩总面积和体积的74%和88%.（7）与表面风化层化学成分相比，冷海中的高铝玄武岩拥有更高的TiO2、FeO含量、更低的Al2O3含量、Mg#和更大的成分差异，与高铝样品化学成分信息保持一致.

本研究也存在两点不足之处.第一，最高分辨率（128像素/（°））的LRO Diviner CF影像目前没有被生产，导致了四个岩石像元需要共享一个氧化物含量像元，增加了高铝玄武岩遥感识别的不确定性.第二，研究的方法在表层岩石稀少、多为火山碎屑和粉末状高地物质的区域内可能无效.

致谢非常感谢三位审稿人的辛勤工作和大量有意义、有价值和有建设性的意见，你们的审阅意见极大的提升了本文的研究水平.非常感谢编辑的决定和辛勤的工作.