第七章 月球岩石（1）
7.1 月海玄武岩
7.1.1 月海玄武岩类型及矿物组成
月海是广布于月表的巨大而较平坦的盆地。月球表面分布有22个月海，除东海、莫斯科海和智海以外，其余19个月海都分布在月球正面。在月海泛滥期间，月球内部大量的玄武岩熔浆喷出充填月海，冷却后形成玄武岩。
根据六次Apollo登月取样及月球号探测器带回的岩石样品的分析研究，共发现20多种玄武岩类型，其TiO2含量范围为0.5%～13%。根据TiO2含量可将月海玄武岩分为高钛玄武岩、低钛玄武岩和极低钛玄武岩三大类，其中极低钛玄武岩又可分为极低钛玄武岩和高铝极低钛玄武岩；目前大多采用高钛玄武岩、低钛玄武岩和高铝低钛玄武岩三种岩石类型。根据玄武岩中的矿物成分及其他特征还可进一步划分亚类。各类月海玄武岩的模式矿物组成见表7-1。
表7-1 各类月海玄武岩的模式矿物成分及其体积分数（%，欧阳自远，1988）
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样品/岩石类型 |
辉石 |
斜长石 |
橄榄石 |
不透明矿物 |
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Apollo 17 极低钛玄武岩 |
62 |
32 |
5 |
1 |
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Apollo 12 橄榄石低钛玄武岩 |
— |
19 |
20 |
7 |
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Apollo 15 橄榄石低钛玄武岩 |
— |
3 |
24 |
7 |
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Apollo 12 普通辉石低钛玄武岩 |
69 |
21 |
1 |
9 |
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Apollo 15 普通辉石低钛玄武岩 |
62 |
34 |
— |
4 |
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Apollo 12 钛铁矿低钛玄武岩 |
61 |
26 |
4 |
9 |
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Apollo 11 低钾高钛玄武岩 |
22 |
— |
2 |
15 |
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Apollo 17 高钛玄武岩 |
33 |
— |
— |
15 |
注：表中数值根据扫描件OCR识别整理，个别数据不全，引用时请以原书表7-1为准。
可以看出，月海玄武岩中的主要矿物为辉石、富镁橄榄石（橄榄石中镁橄榄石分子含量占70%～80%）及富钙长石（斜长石中钙长石分子含量占60%～100%）。
7.1.2 月海玄武岩的化学成分
月海玄武岩中的火山玻璃往往与产地的玄武岩成分相似。Apollo 15的鲜绿色玻璃一般粒度为0.1～0.3 mm，形成年龄33亿年，暴露年龄约3亿年；15426号样品鲜绿色玻璃与Apollo 15普通辉石玄武岩及橄榄石玄武岩成分近似，但略富MgO而贫TiO2、Al2O3、CaO、K2O和Na2O。Apollo 17月壤中含有大量细粒玻璃（平均粒度0.1～0.2 mm），主要为桔黄色，74220号样品富含Ti（TiO2达9.3%），形成年龄34.8亿年；此外还有属于LIAB型铁陨石成分的黄色玻璃，是陨石冲击玄武岩形成的。
从化学成分上看，Apollo 11月海玄武岩可划分为低钾和高钾的高钛玄武岩，除K2O含量相差一个数量级外，其他组分含量相近，二者来自同一玄武岩浆源；Apollo 12橄榄石低钛玄武岩与普通辉石低钛玄武岩是由于岩浆源中橄榄石的分异形成的，钛铁矿低钛玄武岩则是由钛铁矿的分异造成；高铝玄武岩（Al2O3为12%～14%）采自”丰富海”的Luna 16样品，含Al2O3达13.7%、TiO2近5%，Mg/Fe比值高但Ni含量低，来自不同的源区。各类玄武岩主量化学元素的变化，反映了形成月海玄武岩的月球内部岩浆源是不均一的。
在微量元素方面（欧阳自远，1988）：K和其他大阳离子在月海玄武岩中含量较低，K最后集中在残余相中并形成极少量长石；Na的丰度比K、Rb和Cs稳定，进入斜长石，但月海玄武岩中的Na比地球玄武岩低5倍；Rb除Apollo 11高钾玄武岩外，一般在月海中仅为1×10-6 g/g甚至更低，Ba/Rb比值很高。比较月海玄武岩和高地月壳的Ba/Rb比值（图7-1）可以看出，它们的比值很接近，都具相似的难熔元素/挥发性元素比值（约60），而球粒陨石中的Ba/Rb比值约为1，无球粒陨石更高，为130。
图7-1 月球岩石中的Ba/Rb比值及与球粒陨石的比较（欧阳自远，1988）
Sr主要集中在月海玄武岩中的斜长石中，其含量比球粒陨石高15倍左右；Ba在月海玄武岩中含量较高，是因为Ba的液/固相分配系数高而进入部分熔融熔体中的缘故，总体上月球岩石中的Ba/K比值都比球粒陨石和地球岩石中的高。
各类月海玄武岩的稀土元素丰度均比较接近（图7-2、图7-3），都具有Eu负异常，总体上月海玄武岩轻稀土较匮乏。这些特征说明月海玄武岩岩源区由于分离结晶过程中斜长石带走了Eu2+而组成高地月壳斜长岩，从而使源区贫Eu。
图7-2 高钛月海玄武岩的稀土元素配分模式（欧阳自远，1988）
注：Apollo 15绿色玻璃、Apollo 17高钛月海玄武岩的Eu负异常比低钛月海玄武岩更明显。
图7-3 低钛和高铝月海玄武岩的稀土元素配分模式（欧阳自远，1988）
注：低钛月海玄武岩轻稀土相对匮乏，而极低钛月海玄武岩重稀土相对富集；Luna 24的高铝月海玄武岩没有Eu的异常，Apollo 14高铝玄武岩轻稀土相对富集。
大的高价阳离子如U、Th、Zr、Hf、Nb等难熔元素在月海玄武岩中的含量比地球玄武岩高，它们从主要矿物相中排出，留在晚期间隙熔体中或加入副矿物中。高钛玄武岩比低钛玄武岩形成晚，因而更富含这些元素。克里普岩也是晚期残余熔浆结晶形成，同样富含大的高价阳离子。比较月岩、陨石和地球岩石，Th/U比值比较接近（3.5～4.0）；高地月壳和月海玄武岩的Zr/Nb比值保持为13～15。
铁镁等元素方面，与球粒陨石和地球玄武岩相比，月海玄武岩中Ni、Cu、Ga、V较贫乏，而Cr、Sc、Ti较富集。Ni在高铝和高钛玄武岩中仅含（1～2）×10-6 g/g，Fe/Ni比值在月海玄武岩中高达15000～20000（地球玄武岩为100～200，球粒陨石为20），月球纯橄岩中为500。Ni的贫乏表明可能在聚集形成月球时Ni就比较贫乏，或月海玄武岩源区贫Ni，或Ni在早期就进入橄榄石和辉石相中。Cr在月海玄武岩中为（2000～4000）×10-6 g/g，而地球火山岩中仅几百个10-6 g/g，这是由于在月球高度还原条件下，大部分Cr以Cr2+形式存在，结晶时选择性富集在辉石中，或进入尖晶石和铬铁矿中；V的行为类似Cr，Sc则与Ti相似。
亲铜元素在月海玄武岩中含量低，比宇宙丰度和地球丰度都低，可能在月球聚集形成时丰度就低，或通过部分熔融进入Fe-FeS月核。月海玄武岩中铅丰度很低，主要以放射性铅存在；硫含量比地球玄武岩高，一般为（100～200）×10-6 g/g，在晚期结晶阶段比较富集，高钛月海玄武岩比低钛的更富集硫。微量亲铁元素极低，如Ir和Au仅含（0.1～0.001）×10-6 g/g，Re更低，Ga在（1～10）×10-7 g/g。月海玄武岩气体相中含Co达（500±100）×10-6 g/g；90%的Cr为Cr2+，70%的Eu为Eu2+，仅4%的Ti为Ti3+和1%的Fe为Fe3+，只发现Ce3+而没有发现Ce4+，这些都说明月海玄武岩具有很强的还原性。
7.1.3 月海玄武岩的成因
关于月海玄武岩的成因，目前大多数学者认为月海玄武岩是由于月球内部物质不同程度的局部熔融，熔体在400 km深处（密度约为3 g/cm3）上升至月表后结晶而成。
关于月海玄武岩岩浆源区的形成，林伍德（Ringwood, 1979）认为月海玄武岩岩浆源是月球整体成分最初始分异的物质（均一初始岩浆源）产生不同程度的局部熔融形成的。但这种模式很难解释各种类型玄武岩中稀土元素配分模式特点、TiO2含量等地化学特征，不能解释斜长岩从源区分离后使源区Eu匮乏并产生负异常，也很难说明月海玄武岩形成之前由Sm-Nd、Rb-Sr和U-Pb测年所记录的早期岩浆活动事件。
后来由Smith等（1970）、Philpotts等（1970）和Schnetzler等（1963）提出、经Taylor等（1974）及Janssens等（1978）修改的堆积模式能较好地解释上述现象。堆积模式认为，月球内部在早期产生熔融、分异，在200～400 km深处为低钛玄武岩源区，伴有橄榄石和辉石的晶出与堆积；随后单斜辉石和钛铁矿的分异，成为高钛玄武岩源区；斜长石分离成斜长岩高地后，使源区贫Eu、Sr和Al，致使月海玄武岩中这些元素丰度低。由岩浆内部堆积过程形成的不同深度的带状源区，形成了各种类型的月海玄武岩，并能较合理地解释某些元素丰度特征（图7-4、图7-5）。
图7-4 月球岩浆洋在44亿年的结晶示意图（欧阳自远，1988）
注：由于结晶的致密堆积物的下沉和微星体的冲击，使产生月海玄武岩的月球内部源区不均一，并使元素在不同源区富集或贫化。
同位素资料也证明：月幔是不均一的，形成月海玄武岩的源区也是不均一的。在44亿年以前，月球内部岩浆洋已经结晶，并已形成同位素均一化的封闭体系，随后的部分熔融产生不同类型的月海玄武岩。根据Delano等（1980）月海玄武岩深部熔融实验结果，支持了在400 km深处由堆积产生复杂带状分布的可能性：形成高钛玄武岩的深度小于200 km，而低钛玄武岩的形成深度为500～1000 km。
7.1.4 月海玄武岩中的钛铁矿资源
无论是早期探测与研究结果，还是Clementine和Lunar Prospector的探测与研究结果都表明（见彩图7-6）：高Fe、Ti区域只分布于月海玄武岩的分布区域。在估算月海玄武岩中钛铁矿资源量上，过去只能根据撞击坑（或盆地）的形貌地层与地形的关系和有关地球物理参数来估算玄武岩厚度，进而估算其体积，再根据钛铁矿在月海玄武岩中的含量评估其开发利用价值，但因无法区分多期次的玄武岩喷发事件，误差相当大。目前较为通用的计算方法是根据撞击坑（盆地）周边溅射物的多光谱成像数据来判断月海物质（玄武岩）和高地物质（斜长岩）的分布特征，再利用成坑模式推算出月海盆地玄武岩的延伸深度，进而计算其体积。
Budney等依据Clementine多光谱成像数据对直径约425 km的湿海中的玄武岩厚度进行了定量模式计算，推算出其玄武岩体积约4×104 km3。据此模式，欧阳自远等（2002）对月表上其他月海的玄武岩体积也进行了粗略估算：月球上22个月海中所充填的玄武岩总体积约1.06×105 km3。
若以钛铁矿质量分数超过8%（即TiO2质量分数大于4.2%）的月海玄武岩进行估算，通过多光谱成像数据分析，玄武岩中TiO2质量分数大于4.2%的月海玄武岩占月海玄武岩总体积的30%左右，则钛铁矿（FeTiO3）的总资源量约为150万亿t。根据图7-7估算，玄武岩总体积和钛铁矿的总资源量分别为80万～160万 km3和100万亿～200万亿t；若直接根据月球正面玄武岩中TiO2含量分布图（见彩图7-8）估算，TiO2质量分数大于4.5%的月海玄武岩中TiO2的总资源量为70万亿～100万亿t，则钛铁矿的总资源量为130万亿～190万亿t。
可以看出，上述三种方式估算的结果较为接近。由于都带有很大的假设性与不确定性，有关月海玄武岩中钛铁矿资源开发利用前景的问题还有待进一步的探测与研究。但可以肯定的是：月海玄武岩中蕴藏有丰富的钛铁矿，钛铁矿不仅是生产金属铁钛的原料，还是生产水和火箭燃料液氧的主要原料，是未来月球开发利用的最重要的矿产资源之一。
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