月球地質

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阿波罗17号探索月面撞击坑
月球地质信息假彩色图像
正常色彩的同一圖像

月球地质(有时也称作月质学,或月球科学)相当不同于地球。月球没有大气、水体,因而没有风蚀、水蚀;也没有板块构造重力加速度更低;并且由于它的尺寸小,冷却的速度更快。月貌的形成主要是由于撞击坑与火山活动。月球拥有壳层、月幔层、月核。

月球地质研究主要基于地球表面的望远镜观测、探月航天器、月岩取样、地球物理数据等。美国的阿波罗飞船与苏联的月球系列登月无人飞船直接获得了月表样本。在地面上还获得了一些月球陨石。但是大部分月表还没有勘察过,很多月球地质学问题还悬而未决。

化学元素组成[编辑]

月面高地(月陆)、低地(月海)与地球的化学元素组成对比,重量%

月表物质的元素构成,主要是 (O), (Si), (Fe), (Mg), (Ca), (Al), (Mn) and (Ti). 氧占45%. (C)和 (N)只有痕量,来自于太阳风沉积.

月球勘探者航天器的中子谱学数据显示在月球南北两极存在着.[1]

月球的形成[编辑]

月球的向地可见一面

长期以来,月球的起源一直是得到广泛关注的热点问题。早期的假说有从地球裂变说、捕获说、共生说。现在,大碰撞说获得了科学界普遍接受。

月球裂变说[编辑]

达尔文的儿子乔治·达尔文提出在地球早期,由于加速旋转,甩出去一部分物质形成了月球。一般假设太平洋就是此事件的瘢痕。然而,现在已知大洋板块非常年轻,在2亿年以内;而月球非常古老。这一假说也不能处理地月系统的角动量

月球捕获说[编辑]

这种假说认为月球是被地球引力场捕获的天体。实际上这基本上不可能,因为月球这样的天体如果与地球近距离遭遇将或者发生碰撞或者改变运行轨道再不能与地球相遇。该假说若要成立,原始地球需要有非常大的大气层,能够在逃逸前减缓月球运动。捕获说可以解释木星土星的不规则卫星轨道,但难以解释在地球与月球拥有近似的同位素比例。

共生说[编辑]

这种假说认为地球与月球是太阳系原始吸积盘上形成的双星系统。该假说的问题是不能解释地月系统的角动量,也不能解释月球具有较小的核心(月核占月球半径的20%,而地核占地球半径的50%)。

大碰撞说[编辑]

从南极方向观看的一种建议的掠射路径

目前月球起源的最佳解释是在太阳系进化的早期两颗原行星的碰撞。虽然在1940年代就被提出,这一假说在1984年才获得普遍认可。它能够满足地球与月球的轨道条件,并能处理月球相对小的金属内核。 现在普遍认为微行星间的碰撞在太阳系进化的早期是行星天体的生长方式,因此行星接近生成时发生大碰撞是不可避免的。

这一假说认为一颗现在地球的90%大小的天体与相当于火星大小的另一颗天体(地球半径的一半、地球质量的十分之一)发生碰撞。这颗碰撞天体被称作忒伊亚(Theia),希腊神话中的月亮女神塞勒涅(Selene)之母。尺寸比例是为了碰撞后的双星系统具有充分的角动量匹配目前地月系统的轨道参数。碰撞也能够释放出足够的物质到地球轨道上最终形成月球。

计算机模拟该事件表明,碰撞必须是接近地表切线方向的掠射(glancing blow),这将使碰撞天体的一少部分形成长臂物质被剪切下来,而碰撞后地球的不对称形状将使这些物质进入环绕地球的轨道。撞击的能量是巨大的:万亿吨物质被气化、融化。地球的部分地区温度将达到10,000°C

这一理论可以解释为什么月球只有一个小的铁核(大约占月球半径的20%,比较与地核占地球半径的50%)。碰撞天体的铁核的大部分据推测沉入了地核。根据碰撞理论,月面样本缺少挥发性物质。把大量物质抛入近地轨道的过程中释放出来的能量足以融化大部分月球物质,导致一个岩浆海的生成。

新形成的月球的轨道只有现在月地距离的十分之一处。由于与地球的潮汐锁定,月球的一面始终朝向着地球。

大碰撞说仍然面对着一些难解的挑战,如月表仍然存在着一些挥发性物质。[2]

月球地质历史[编辑]

月球地质历史被分为六个主要的代, 称作月球地质年代. 从45亿年前开始,[3] 新形成的月球处于融化状态,非常接近地球。地球的潮汐力把融化的月球变成一个椭球体, 其主轴指向地球.

月球地质历史上第一个重要事件是近地面的岩浆岩开始结晶化。不能确定回答结晶深度,但几个研究表明至少在500千米以上。在岩浆洋中首先形成的矿物是铁镁硅酸盐橄榄石辉石。由于这些矿物比四周的融化物密度更大因而下沉。在结晶完成75%后,密度较小的斜长石结晶并上浮,形成了50千米厚的斜长岩月壳。岩浆洋的大部分在不到一亿年的时间里快速结晶。虽然最后剩下的富含克里普矿物岩浆洋, 包含大量不相容与产热物质, 保持着部分熔融达几亿年甚至十亿年. 富含克里普矿物岩浆洋在风暴洋雨海盆地浓缩, 形成一个独特的地质省,称作风暴洋克里普地带(Procellarum KREEP Terrane).[4]

月壳形成后不久,甚至在月壳形成时,产生镁系苏长岩橄长岩[5]的不同类型的岩浆开始形成,虽然其出现的深度还不能精确知道。近来一些理论认为镁系深成岩大部分限于风暴洋克里普地带,这些岩浆与克里普矿物的起源有某种关系,虽然在科学界对此仍然有高度争议。最古老的镁系岩石的结晶年龄大约是38.5亿年。然而后期的大撞击期也是发生在38.5亿年,把月壳深处物质翻到月表(雨海盆地)。因而可能是镁系深成岩活动持续了更长的时间,在月壳深处存在着更年轻的深成岩。

对月表采样的分析表明大部分撞击盆地是在一个很短的时期内形成的,约40亿年前到38.5亿年前。这一假说被称作月球大灾变或者后期重轰炸期.

月海代表着古老的玄武岩熔岩喷发泛滥。比较于月陆的熔岩,月海的熔岩包含更高的铁丰度,低粘滞性,富钛的钛铁矿高丰度。多数玄武岩喷发出现在35亿年前到30亿年前,虽然某些月海采样有42亿年古老,而最年轻的喷发据信是10亿年前(根据对环形山计数的方法)。 与月海火山活动伴随的火山碎屑岩喷发把熔融的玄武岩物质喷射到据火山几百公里以外。月海喷出熔岩的大部分形成或者流入了低标高的最近的撞击盆地。但必须注意风暴洋不对应任何已知的撞击结构;月表最低处在远地一面的南极-艾特肯盆地仅极轻微覆盖月海熔岩。

现在,陨星彗星撞击是月球仅有的突发地质变化,虽然地球潮汐力引起月球小的应力变化。[6]某些用于月球地层学研究的最重要的撞击坑是最近一个地质年代中形成的,例如,哥白尼坑深3.76千米,半径93千米,据信形成于9亿年前(虽然这个数据仍有争议)。阿波罗17号降落区域的采样获得了从第谷坑溅射出来的物质,其后的试验分析表明第谷坑形成于10亿年前,虽然该年龄也仍有争议。月面经历着含高能粒子的太阳风注入和微流星体轰击的空间风化过程。这导致年轻月坑周围的月坑周围明亮的放射纹逐渐变暗直到与周围物质的翻找率一样。但如果放射纹的组分不同于其周围的物质,如月陆上的撞击坑的放射纹落在了月海上,那么这些放射纹会在更长的时间内保持可见。

1990年代回复月球探测后,发现了跨整个月球的一些陡崖, 应是由于月球变冷收缩所致。[7]

月表地貌[编辑]

月表地貌可以描述为撞击坑及溅射物、一些火山、山丘、熔岩填充的洼地。

从地球上拍摄的满月照片

月陆[编辑]

月球最显著的外观是明暗对比区域。更明亮的部分是月球高地,也被称作月陆;更暗的区域被称作月海。十七世纪的天文学家开普勒最早引入这些名称。月陆的成分是斜长岩;月海的成分是玄武岩。月海往往对应于"低地",但必须知道低地(如南极-艾特肯盆地)并不总是覆盖着月海。高地比月海更为古老,因而受到更为严重撞击。

月海[编辑]

月球火山活动的主要后果是显著的月海。这是低返照率的大面积泛滥的玄武岩熔岩形成的,覆盖了月表近地球的一面的三分之一。在远地球的另一面月表,近几个百分点的面积受到月海火山活动影响。甚至在阿波罗飞船探月确认了月海是玄武岩填充的平原之前,大多数科学家就已经相信了这个判断,因为月海具有熔岩流模式和熔岩管造成的塌陷.

月海玄武岩的年龄确定用放射性定年法撞击坑计数法. 放射性定年法测得的最古老年龄是42亿年,而撞击坑计数法获得的最年轻年龄是10亿年。大多数月海玄武岩从体积上看形成于35亿年前到30亿年前。最年轻的熔岩喷发在风暴洋, 而某些最古老的熔岩喷发在远离地球的月表。月海显然比四周的高地更为年轻,因为撞击坑的密度低得多。

Prinz环形山附近,由火山活动形成的月面谷
风暴洋中的Mons Rümker火山穹丘
Letronne坑中的皱岭
阿波罗10号拍摄到的Rima Ariadaeus地堑

大部分月海熔岩喷发发生在向地球一侧低洼的撞击盆地中,或是流入了撞击盆地。但是,不太可能在撞击事件与月海火山活动之间有因果关系,因为撞击盆地比月海熔岩填充至少要早5亿年。特别是风暴洋作为月球上最广阔的月海火山活动,却不对应于任何已知的撞击盆地。一般认为月海熔岩喷发只出现在近地球一侧是由于近地球一侧的月壳比原地球一侧的月壳更薄。虽然月壳厚度的变化可能对多少岩浆能上升到月表发挥调节作用,但这一假说不能解释背地一侧的南极-艾特肯盆地的月壳比风暴洋更薄但却仅仅覆盖了很薄的火山物质。

另一类覆盖了月海也覆盖与月陆的沉积物是暗地幔沉积物(dark mantle deposit). 肉眼不能看到这种沉积物,但可以从望远镜与航天器拍摄的图像中观察到。在阿波罗探月之前,科学家认为这些沉积物是火山碎屑岩喷发造成的. 某些沉积物显然与暗色细长的火山灰锥有关,支持了这一假说。后来发现了在月球上发现了类似于地球上火山碎屑岩喷发区域的玻璃球粒(glass spherule),从而证实了这一假说。

许多月球玄武岩包含小孔泡,这是岩浆遇到月表真空环境时气泡离溶。不能确认从这些岩石中逃逸出哪些气体,可能有一氧化碳

火山碎屑岩玻璃物质有绿色、黄色、红色. 颜色的差异表明了岩石所含钛浓度的不同。绿色微粒含最低浓度的钛(约1%), 红色微粒含最高浓度的钛(至 14%, 比含钛最高的玄武岩还要高).

月谷[编辑]

月谷(月面谷)可分为三种蜿蜒状、弧状、线状。 前两种是月球古火山的岩浆通道。线状月谷是构造活动的地堑。最著名的蜿蜒状月谷是Schroter's Valley,位于风暴洋东北侧Aristarchus高原。阿波罗15号降落考察过的一个蜿蜒状月谷是Rima Hadley,位于雨海盆地边缘山岭,月面坐标26.13° N, 3.52° E,实地观测表明它是火山活动形成的,从而平息了此前的长期争议。

穹丘[编辑]

在月面的一些地区可发现很多盾状火山,例如Mons Rümker火山,月面坐标 40.8° N, 58.1° W. 这些火山是由粘稠,可能是富含硅的熔岩喷发形成。月球穹丘是宽而圆,平缓的斜坡上升到几百米相对高度。典型直径为8-12千米,最多是20千米。某些火山穹丘的峰顶有小坑。

皱岭[编辑]

皱岭(wrinkle ridge)是月海地区收缩的构造力形成的月表褶皱山岭。有的皱岭示意出被月海填埋的撞击坑或其它地下构造特征。一个突出的示例是Letronne坑,月面坐标10°36′S 42°24′W.

地堑[编辑]

如同在地球上的情形,月球的地堑是一种构造区域,夹在两个正断层之间相对下落的区域。也被称作线状月谷。大多数月球地堑出现在月海的大型撞击盆地边缘地带。

撞击坑[编辑]

雨海与在图像的上边缘处的哥白尼坑
背向地球一侧月面上的King撞击坑
月球东海是典型的多环盆地

直到1940年代,科学界才广泛接受月球环形山是天体撞击产生的。这一认识导致了根据地质学的叠覆律整理出月球的撞击史。如果一个撞击坑或它的飞溅物质覆盖了其它撞击坑,则前者更为年轻。撞击坑的侵蚀程度是估计其年龄的另一线索,虽然更为主观。1950年代采用这种方法,Eugene Merle Shoemaker系统研究了月球,脱离了传统天文学范畴,开启了月球地质学研究。

撞击坑是月球最著名的地质过程。撞击坑是由一个小行星彗星以非常高的速度(月球的平均撞击速度是17千米每秒)撞击月面而形成的。撞击动能产生一个压缩冲击波从撞击点辐射状扩散出去;随后紧随一个膨胀波,就是这个波把撞击坑的物质抛射出去。 最后撞击坑底板的流体力学回弹造成了撞击坑的中央峰(有点像滴入水池里的水滴)。

月面撞击坑的直径是个连续分布,从微型撞击坑到辽阔的南极-艾特肯盆地的直径近2500千米、深13千米. 在非常一般意义上,月球撞击坑的历史遵循着随时间而尺寸下降这样的趋势。特别地,大型撞击盆地形成在非常早的历史时期,随后其上遍布小撞击坑。给定一块月面的撞击坑尺寸-撞击坑频率分布,近似地遵循多项式关系,即随撞击坑尺寸的增加撞击坑的数量下降.

最晚形成的撞击坑可以通过完整的特征辨别,包括陡峭的边缘山岭。小撞击坑倾向于碗状,而大撞击坑往往是平坦的底板及中央峰。更大的撞击坑往往是内墙坍塌而形成阶地与凸崖(ledge). 最大型的撞击盆地甚至能形成多个同心圆状的次级环形山,因而称为多环盆地

撞击过程挖出的高返照率物质给了撞击坑、飞溅物以及放射纹等明亮的外观。空间分化过程逐渐减低这些物质的返照率因此环形山的放射纹随时间流逝而消褪。撞击坑与它的飞溅物在微小陨石轰击和后续小型撞击的侵蚀下逐渐软化、崩落。撞击坑也可能被其它撞击的飞溅物覆盖、掩埋其形态特征甚至埋掉其中央峰。

大型撞击的飞溅物包括的大块物质能够再次撞击月面,形成次级撞击坑。这些次级撞击坑有的可形成清晰可辨识的放射状。与同尺寸主撞击坑相比次级撞击坑的深度更浅。 有的情况下,这些飞溅物能够再次撞击月面形成一条峡谷。这要与撞击坑链区别开来,后者是撞击天体在撞击发生前就因潮汐力解体因而在月面形成的线状分布的一系列撞击坑。

一般地讲,月球撞击坑在形态上都是大致的圆形。实验室模拟表明即使是非常低的入射角仍然趋于造成圆形撞击坑,而椭圆形撞击坑的入射角度需要在5度以下。而且低角度入射产生的中央峰会偏离撞击坑的中心点。此外,倾斜撞击抛出的飞溅物会随入射角度的不同有不同的分布模式: 从60˚开始有不对称分布,从45˚时开始有楔形抛射区域。[8]

Dark-halo型撞击坑是撞击挖出的物质的是低返照率的物质,因而在主撞击坑周围落下这些较暗的物质。这一般发生在暗玄武岩区域。

最大型的撞击产生的融化的岩石可以覆盖上千米的厚度。例如在月球东海撞击盆地的东北部区域.

月壤[编辑]

月表承受了小行星与彗星几十亿年的轰击。随着时间的流逝,这些撞击过程已经把表层岩石破碎成细粒度的岩屑,称之为月壤. 在年轻的月海区域,月壤厚度在2米左右, 而在最古老的月陆,月壤厚度可达20米。月壤的主要由当地区域的物质组成,但也会含有远处撞击坑抛出的物质。术语"mega-regolith"用于描述在近地球一侧的月壤下面高度破碎的岩床。

月壤包含岩石、岩床的碎屑、撞击产生的玻璃质微粒。大部分月壤是由过半的碎屑岩石与玻璃质微粒的融合体,称作粘合集块岩(agglutinate). 月壤的化学成分依其所处位置而变化。月陆处的月壤富含铝和硅, 如当地的岩石一样. 月海处的月壤富含铁和镁而贫硅,因为这种月壤是由当地的玄武岩形成的。

月壤中保存了太阳活动的历史信息. 组成太阳风的原子主要是, , ,轰击到月面并进入月壤微粒中。通过对月壤组分的分析,特别是其中的同位素构成, 可以确定太阳活动随时间的变化。

月岩[编辑]

月陆地区的月岩以富含钙的斜长石为主。月海地区的月岩主要是玄武岩。月壳深层的成分为榄长岩、苏长岩、克里普玄武岩等。阿波罗11号取回的月海岩石富含氧化铁钛,因此被称为富钛玄武岩。但随后阿波罗12号取回的月海岩石含钛量较低,被命名为贫钛玄武岩。随后的阿波罗探月任务及苏联的月球号无人取样返回式探月航天器带回地球的月岩的含钛量更低,因而命名为甚贫钛玄武岩。1994年美国的Clementine探月航天器遥感探明月海玄武岩的钛含量呈连续分布,而富态的地区最少。

月球内部构造[编辑]

当前月球内部模型的研究是基于阿波罗探月时安放在月面上的地震仪获取的数据以及月球重力场和旋转的数据。

月球的质量足够大,所以排除了内部存在空洞。月球较低的密度(3346千克每立方米)表明金属含量低。月球质量与角动量表明月球铁核的半径小于450千米。对月球物理天平动(公转的小的扰动)进一步表明月核仍然是熔融的。 大多数行星与卫星的铁核的尺寸为天体直径的一半,月球铁质内核仅占天体直径的四分之一是个显著异常。

月壳平均厚度是50±15千米. 一般认为背离地球一侧的月壳比近地一侧的月壳平均厚15千米。[9] 地震仪测得阿波罗12号、阿波罗14号降落地点的地壳。但是当时对这些数据的分析表明该地月壳厚度约60千米。近来的重新分析认为当地月壳应该更薄,厚度在30-45千米。

相比于地球,月球的外部磁场非常弱。月球磁场看起来也不是偶极的,因为天体的偶极磁场是内核的发电机原理产生的。 目前月球的磁场磁性几乎完全来自月壳。一个假说是月壳的磁性是在月球早期月核发电机仍然运行时获得的。但月核的小尺寸是这个假说难以克服的障碍。也可能对于月球这样无大气天体撞击过程产生的瞬时磁场。支持的证据是月壳磁性最大的地方恰是最大撞击盆地对映体处(antipodes). 一些取样带回地球的月岩具有很强的磁性。环月的探月航天器的测量表明月面的某些部分具有强磁场。

参阅[编辑]

参考文献[编辑]

被引用文献

  1. ^ S. Maurice. DISTRIBUTION OF HYDROGEN AT THE SURFACE OF THE MOON (PDF). 
  2. ^ J. H. Jones. TESTS OF THE GIANT IMPACT HYPOTHESIS (PDF). Origin of the Earth and Moon Conference. [2006-11-21]. 
  3. ^ Kleine, T.; Palme, H.; Mezger, K.; Halliday, A.N. Hf–W Chronometry of Lunar Metals and the Age and Early Differentiation of the Moon. Science. 2005, 310 (5754): 1671–1674. doi:10.1126/science.1118842. PMID 16308422. 
  4. ^ [1]
  5. ^ Apollo 17 troctolite 76535. NASA/Johnson Space Center photograph S73-19456. Curation and Analysis Planning Team for Extraterrestrial Materials (CAPTEM). [2006-11-21]. 
  6. ^ Yu. V. Barkin, J. M. Ferrándiz and Juan F. Navarro, 'Terrestrial tidal variations in the selenopotential coefficients,' Astronomical and Astrophysical Transactions, Volume 24, Number 3 / June 2005, pp. 215 - 236.) [2]
  7. ^ NASA's LRO Reveals 'Incredible Shrinking Moon'. Lunar Reconnaissance Orbiter. NQASA. [21 August 2010]. 
  8. ^ Experimental studies of oblique impact. Proceedings of the Ninth Lunar and Planetary Conference. 1978. 
  9. ^ Mark Wieczorek and 15 coauthors, M. A. The constitution and structure of the lunar interior. Reviews in Mineralogy and Geochemistry. 2006, 60: 221–364. doi:10.2138/rmg.2006.60.3. 

科学参考文献

一般参考文献

外部链接[编辑]