摘要：对于月球的形成和早期演化，目前被普遍接受的是大撞击成因假说和岩浆洋假说。这些观点认为，在太阳系演化的早期，一个火星大小的星球（Theia）与原始地球发生撞击，造成二者的熔融，溅射出来的物质经过约100年左右的时间吸积形成月球。月球形成初期具有全球规模的岩浆洋，之后岩浆洋结晶分异，橄榄石、辉石等矿物先结晶，堆积在岩浆洋底部，形成原始月幔；而后低密度的钙长石结晶上浮，形成原始斜长岩月壳；后期高密度的钛铁矿才结晶，堆积在原始月幔上部。这种上重下轻的结构具有力学不稳定性，导致43亿年左右开始发生“月幔翻转”，从而引发一系列岩浆活动，形成多种月球上特有的火成岩。
1.月球的特征
地球拥有一颗相较自身质量大得异乎寻常的天然卫星——月球。在太阳系中，大多数天然卫星都存在于土星和木星等气态巨行星的周围，与地球类似的只有火星，火卫质量为火星的10-8，而月球质量却高达地球质量的1%。在化学成分上，月球相对地球来说贫铁、贫挥发份。然而从同位素角度来看，月球则与地球非常相似，但与其它天体有明显差异（Wiechert et al., 2001）。此外，根据地月激光测距实验推算，现今地月距离约为60个地球半径，月球正以约3.8 cm/年的速度远离地球。而月球在45亿年前刚形成时与地球的距离则大概只有2.9个地球半径。
2.月球的起源
传统的行星-卫星理论难以解释月球的上述特征。因此，针对月球起源提出了四种假说：捕获说，同源说，分裂说和大撞击成因假说。前三类假说，或与天体力学相矛盾，或与现有的地球和月球的化学特征不一致。大撞击成因假说是目前月球起源的主流观点。
早期太阳系的撞击事件是非常普遍的。根据太阳系形成和演化的星云理论，太阳星云盘冷凝吸积形成数公里至数百公里大小的星子，然后相互碰撞进一步聚集成各大行星。大撞击假说认为，月球是一火星大小的星子（现被命名为Theia）与原始地球撞击后，由溅射物吸积形成（Hartmann and Davis,1975）。具体来说，Theia和原始地球剧烈撞击后，被撞出的二者地幔物质以熔体和气体的形式溅射至太空，形成一团难熔的、挥发性低的尘埃云，其中一部分脱离地球的尘埃云凝聚、吸积、碰撞形成月球（图1），同时Theia核中的大部分金属沉入地核。
图1 大撞击成因模型示意图（图自网络）
支持大撞击成因假说的观测有很多。首先碰撞后产生的巨大热量使挥发份迅速逃逸，导致月球相对地球贫挥发份；其次月球（月核除外）主要是由贫铁的硅酸盐熔体-气体盘凝聚吸积而成，而且地核中加入Theia核中的大部分金属，导致月球整体相对地球贫铁；大撞击产生的巨大能量也为岩浆洋的形成提供了一个可靠的能量来源；此外，现今地轴的倾斜也可以用大撞击模型来解释。Cameron and Ward(1976)计算发现地月系统的角动量相对于太阳系中其它行星来说很大，从物理的角度限制了大撞击成因模型，并推算出撞击体的大小和火星相近。
经典大撞击成因模型指出，撞击之后以洛希极限（Roche limit,约2.9个地球半径）为界，分别形成内盘和外盘，均为硅酸盐熔体-气体盘。外盘物质通过重力吸积和碰撞形成月球，经计算这段时间仅需约100年的时间，而内盘物质最终回归地球。
然而，大撞击成因模型难以解释一些观测现象。该模型显示，大撞击形成的月球中会含有更多Theia的成分，而地球所含Theia的成分很少。而返回月岩样品和月球陨石同位素分析结果表明，地球和月球的组成成分非常相似。若地球和月球中含有Theia成分的比例显著不同，则Theia与原始地球的成分应该相似才能解释观测。但最初的Theia和地球毫无关系，它们组成成分相似的概率很低。为了调和这一矛盾，有****提出气体对流使外盘与地球物质发生交换，从而达到物质平衡。但Pahlevan和Stevenson（2007)计算发现，外盘与原始地球物质交换达到平衡需100-1000年的时间，这比外盘吸积形成月球的时间还要长，显然外盘（月球）来不及与地球达到物质平衡。随后，Cuk and Stewart（2012）、Canup（2012）模拟发现，高角动量撞击模型可以使地球和月球含有比例相近的Theia成分（图2a、图2b）。此外，还有****考虑多次撞击模型，形成多个“小月球”，最终再合并。但模型中的这些“小月球”不一定会合并，而且最终可能形成富铁的月球，与观测不符。
图2 大撞击成因模型SPH数值模拟结果（SPH指光滑粒子流体动力学方法）。（左）Cuk and Stewart（2012）的结果；（b）Canup（2012）的结果
高角动量撞击虽然可以解释地、月成分相似，但又引出了另一个问题——月球内部水的来源。根据大撞击成因假说，月球形成后是贫挥发份和水的。但近年来对月球火山玻璃珠、橄榄石包裹体和斜长岩的相关研究均发现了月球含水的证据。撞击过程中中度挥发性元素都会丢失，那么水是如何保留的？有****提出，最初月盘温度极高，以重元素蒸汽为主导，氢的扩散被抑制，从而水能够得以保留。但在这一过程中，钾等挥发份的扩散也同样会受到抑制，还需要引入后期岩浆去气作用，才能解释月球贫挥发份的观测。
针对这些问题，****们基于大撞击假说不断发展新的模型，如高能、高角动量、多次撞击星巢模型（Synestia），为地月成分的相似性提供了新的成因解释。整体来说，大撞击成因假说虽然仍有待于进一步证明和完善，但仍是目前月球起源的最好模型。
3.月球的早期演化
通过对Apollo计划返回样品的研究,前人正式提出岩浆洋概念（Wood et al.，1970），随后被完善为现今主流的月球岩浆洋假说。根据岩浆洋假说,月球形成之初发生过全球性的岩浆熔融，厚度超过400 km的月球表层物质都处于熔融状态。随着月球冷却，橄榄石和辉石首先从岩浆洋中结晶，并受重力作用下沉堆积在岩浆洋底部，成为原始月幔的主体；当岩浆洋的组成变化达到斜长石的液相线时,密度较小的钙长石开始结晶,并上浮至月球表面形成斜长岩高地，即原始月壳；随后密度较大的钛铁矿开始结晶，堆积于原始月幔上部。它对之后月幔的翻转起了主要启动作用。随着岩浆洋继续固化，残留岩浆中的不相容元素含量不断升高，最终在月幔与月壳之间形成富集钾（K）、稀土(REE)、磷（P）等的克里普(KREEP)岩（林杨挺，2010）。岩浆洋模型如图3所示。
图3 月球岩浆洋模型示意图（图/Jennifer Rapp）
岩浆洋假说符合现有很多观测。例如，它很好地解释了月球高地斜长岩的分布和KREEP组分的存在；它可以解释高地斜长岩的Eu正异常和月海玄武岩的Eu负异常：由于月球氧逸度极低，大量二价Eu可以进入斜长石，导致Eu的高度富集，相应的形成高地斜长岩之后的月幔来源岩石（如月海玄武岩）应该具有Eu负异常。
目前基本可确定岩浆洋从45亿年前开始结晶，但整个岩浆洋结晶的过程持续时间还难以确定（Elkins-Tanton et al.，2011）。岩浆洋结晶完成后，****们认为月球还会出现“月幔翻转（Lunar mantle overturn）”的过程（图4）。由于岩浆洋的结晶分异，原始月幔上部（晚期）的岩石相对富铁，密度较大，因此原始月球在力学上处于不稳定状态，可能发生“月幔翻转”，即原始月幔上下层物质出现置换，从而引发大量岩浆活动。通过对月球最古老岩浆作用的研究，如阿波罗14高铝玄武岩反映的由不同比例urKREEP交代过的原始月幔最早的部分熔融事件（4.31-3.93 Ga）、月球陨石Kalahari 009反映的最早的高地隐月海玄武质岩浆作用（~4.35 Ga），有****认为43亿年前月幔就已经开始翻转（Hui et al.，2011，2013）；但这些岩浆作用是月幔翻转的产物，还是月球早期频繁撞击事件的结果，仍存在争议（Terada et al.，2007）。
图4 “月幔翻转”示意图（Mccubbin et al., 2015）
同样，“月幔翻转”模型依然存在问题。该模型认为，在月幔上升的过程中会造成部分熔融，熔体进入斜长岩月壳，形成镁质岩套，而斜长岩在“月幔翻转”之前已完成结晶，其年龄应该老于镁质岩套。但实际定年结果显示，斜长岩和镁质岩套的年龄均落在同一个区间内。此外，斜长岩中主微量元素含量的跨度区间非常大，对于从同一源区岩浆中直接结晶形成的岩石来说几乎是不可能的，而且斜长岩中斜长石与辉石的矿物和微量元素组成也不平衡。针对这些问题，南京大学惠鹤九教授团队对月球斜长岩微量元素组成做了细致分析，提出斜长岩可能不是从岩浆洋中直接结晶形成的，而可能是原始月壳、月幔、KREEP三个端元混合的结果。即在月幔熔体上升过程中，如果温度足够高，能够使长石质月壳重熔，则形成镁质岩套；如果温度较低，无法熔融长石质月壳，只发生熔体交代作用，则形成现在我们所看到的斜长岩(Xu et al.，2020)。
4.结论与展望
阿波罗计划建立了月球形成和早期演化的基本框架，但对月球起源及演化历史的认识仍然存在许多不完善的地方，需要进一步发展和探讨。随着我国“嫦娥计划”的实施，其研究成果必将有助于完善和更新人们对月球起源和演化的认知，同时为揭示地球早期历史提供重要依据。
主要参考文献
林杨挺. 月球形成和演化的关键科学问题[J]. 地球化学, 2010, 39(01):1-10.
Cameron A G, Ward W R. The origin of the Moon[J]. Lunar Planet Sci Conf, 1976, 7:120-122.
Canup R M. Forming a Moon with an Earth-like Composition via a Giant Impact[J]. Science, 2012, 338(6110):1052-1055.
Cuk M, Stewart S T. Making the Moon from a Fast-Spinning Earth: A Giant Impact Followed by Resonant Despinning[J]. Science, 2012, 338(6110):1047-1052.
Elkins-Tanton L T, Burgess S, Yin Q Z. The lunar magma ocean: Reconciling the solidification process with lunar petrology and geochronology[J]. Earth and Planetary Science Letters, 2011, 304(3-4):326-336.
Hartmann W K, Davis D R. Satellite-sized planetesimals and lunar origin [J]. Icarus, 1975, 24(4): 504-515.
Hui H J, Neal C R, Shih C Y, et al. Petrogenetic association of the oldest lunar basalts: Combined Rb–Sr isotopic and trace element constraints[J]. Earth and Planetary Sciences Letters, 2013, 373(4):150-159.
Hui H J, Oshrin J G, Neal C R. Investigation into the petrogenesis of Apollo 14 high-Al basaltic melts through crystal stratigraphy of plagioclase[J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 2011, 75(21):6439-6460.
Mccubbin F M , Kaaden K V , R Tartèse, et al. Magmatic volatiles (H, C, N, F, S, Cl) in the lunar mantle, crust, and regolith: Abundances, distributions, processes, and reservoirs[J]. American Mineralogist, 2015, 100(8-9):1668-1707.
Pahlevan K, Stevenson D J. Equilibration in the Aftermath of the Lunar-Forming Giant Impact[J]. Earth and Planetary Science Letters, 2007, 262(3-4):438-449.
Terada K, Anand M, Sokol A K, et al. Cryptomare magmatism 4.35 Gyr ago recorded in lunar meteorite Kalahari 009[J]. Nature, 450(7171): 849-852.
Wiechert U, Halliday A N, Lee D C, et al. Oxygen isotopes and the Moon-forming giant impact[J]. Science, 2001, 294(5541): 345-348.
Wood J A, Dickey J S, Marvin U B, et al. Lunar Anorthosites[J]. Science, 1970, 167(3918): 602-604.
Xu X Q, Hui H J, Chen W, et al. Formation of lunar highlands anorthosites[J]. Earth and Planetary Science Letters, 2020, 536:116138.
