月球是环绕地球运行的卫星，因后期地质改造作用较弱，导致很多早期成分分异结果被较好地保留下来。尽管月球的物质成分组成与现代地球相比具有差异，但是其化学演化过程对于认识地球早期演化具有借鉴意义，是类地行星演化过程的“化石”(孙卫东等，2010)。月海玄武岩的主要矿物包括斜长石、辉石和橄榄石，和地球玄武岩相比，具有更高含量的FeO组分和变化范围更大的TiO₂组分(从小于1%到大于13%)。另外，月海玄武岩比地球玄武岩具有更低的镁指数Mg^#(Mg/(Fe+Mg))，Al₂O₃，K和Na含量。从严格意义上说，月海“玄武岩”并不是真正的玄武岩，其更富Si而贫长石，从而与地球上的浅色、低Mg科马提岩相似(徐义刚，2010)。

尽管月海玄武岩不到月壳表面积的17%，但包含了大量有关月球热历史和月球内部性质的信息。根据前人研究，月球内部不同深度(约100~700km)的物质发生了不同程度的局部熔融后经过上升喷发充填到月表经结晶形成月海玄武岩(Anderson et al., 1970; Philpotts and Schnetzler， 1970; Ringwood and Kesson， 1976)。月幔是不均一的，形成月海玄武岩源区也是不同的，因此不同区域的月海玄武岩的成分差异较大。结合月海玄武岩的年龄、层序、地球化学和组分的分析，可以较清楚的了解月海玄武岩源区的演化历史，从而为月球的起源和演化过程提供规律性的认识(欧阳自远和刘建忠，2014)。

继美国“阿波罗”(Apollo)计划和前苏联“月球”(Luna)任务后，我国探月工程第二阶段“嫦娥三号”探测器(CE-3)于2013年12月14日成功降落于月球表面，降落地点(340.49°E，44.12°N)位于雨海盆地北部区域，距离虹湾以东大概150km的位置(图 1a)。雨海盆地是月球撞击事件形成的一个巨大月海，直径约为1123km，其形成年龄介于3.92Ga(Neukum，1983)到3.85Ga(Stöffler and Ryder， 2001)之间。在形成盆地的撞击事件发生之后的100Ma左右，月幔火山物质开始喷发充填雨海盆地的内部盆底。火山充填的地质事件大概持续了至少1.5Ga，不同的充填事件形成的玄武岩的成分各异，依据其表现出的反射率或粗糙度不同，雨海盆地可以划分出多个玄武岩单元(Hiesinger et al., 2000)(图 1a)。从图 1中看出，CE-3号着陆点刚好位于两种玄武岩单元(EIm和Im)的边界附近。本文研究区如图 1b所示，包含CE-3号着陆区位置，经度和纬度范围分别为-21°~-18°W，43°~45°N，大概覆盖面积约5530km²。

图 1

Fig. 1

图 1 雨海玄武岩单元划分图(a)及研究区域范围(b) 底图为CE-2号卫星获得的CCD影像图. 其中虚线代表两个地质单元的分界线，黄色三角形为CE-3号着陆点，R1和R2是研究区的两个皱脊 Fig. 1 The basaltic units in Mare Imbrium (a) and our study area overlaying the CCD images obtained by CE-2 (b) The yellow triangle is the CE-3 landing site; the dashed line is the boundary of Im and EIm Unit. The features R1 and R2 are two wrinkled ridges in our study area

前人对嫦娥三号着陆区的研究主要通过对月表玄武岩单元进行定年，元素反演和厚度估计来研究区域地质演化和玄武岩充填过程。Im单元分布在研究区东北部，属于雨海纪玄武岩充填物质，EIm单元分布在研究区中南部，属于爱拉托逊-雨海纪玄武岩充填物质，其年龄分别超过3.2Ga和3.0Ga(Bugiolacchi and Guest， 2008; Thiessen et al., 2014)。根据克莱门汀探测器(Clementine)的多光谱数据反演月表Fe和Ti含量结果表示，Im和EIm两个相邻玄武岩单元的元素含量各不相同，前者的Fe和Ti含量要高于后者。另外，根据撞击坑直径(D)和深度(h)的幂函数关系，以及玄武岩充填事件的顺序和叠加关系，赵健楠等估算出EIm玄武岩单元的厚度超过70m(Zhao et al., 2014)。

月亮女神探测器(SELENE)于2007年9月14日成功发射，2009年6月11日受控撞击月球表面。LISM是其上携带的三个高性能光学设备的总称，即多波段成像仪(MI)、成像光谱仪(SP)和地形相机(TC)。其中，TC以推扫成像方式连续观测月球表面，发布的地形成品数据为DTM_Map，每幅图像的范围为3×3度，其空间分辨率为1/4096度。本文使用其中一幅产品(DTM_MAP_02_N45E339N42E342SC，图 2a)来研究CE-3着陆区的地形地貌，着陆区坡度(图 2b)是使用ArcGIS软件中的地表分析模块中的Slope函数计算获得。可以看出，着陆区整体地势比较平坦，大部分区域坡度小于5°，主要的陡坡位于撞击坑的边缘和沿皱脊的发育方向。研究区中南部高程值要高于北部区域，地势从南向北递减，研究区中最高点(-2442m)位于A点，最低点(-3000m)位于B点，整个研究区的高程差小于700m。研究区中北部位置出现两个皱脊(wrinkled ridges)，最大的一个R1位于研究区北方，呈南北向分布。皱脊R1具有宽而缓的底部，没有发现顶部出现细小狭长的山脊，其宽度沿其走向不断发生改变，北部的部分最宽。沿从南到北方向，R1要比周围平坦的月海高出43m到86m。皱脊广泛发育于月海边界及中央，但在高地上不多见(Bryan et al., 1973; Maxwell et al., 1975)。根据皱脊在月海中的分布位置，地形特征等特点，越来越多的研究认为皱脊与火山作用关系较小，而是纯粹的构造变形(Schultz，2000)。皱脊形成的动力来源，普遍认为是月海盆地被喷发的玄武岩充填后发生沉降在盆地边缘形成的水平挤压应力(Lucchitta et al., 1977)。

图 2

Fig. 2

图 2 研究区地形高程图(a)和坡度图(b)， 单位分别为米和度.其中三角形为CE-3号着陆点，A和B为研究区的最高点和最低点 Fig. 2 Terrain (a) and slope (b) maps of our study area Their units are the meter and degree. The black triangle is the CE-3 landing site, and A and B are the positions of highest and lowest elevations

本文对CE-3号着陆区月表和下伏玄武岩的组分、来源、分布、年代和层序进行反演和分析，以此来研究玄武岩的充填历史和月幔岩浆物质的来源及成分。

月海玄武岩的元素含量的确定与地球玄武岩化学分析的方法不同。1967~1976年间，美国和前苏联探月任务共从月球上返回样品约382kg(Harl and ，2008)，返回样品数量有限，位置也仅仅局限于探测器着陆点附近，CE-3号着陆区没有月球样品返回。由于缺少实物采样样品，地球上的实验室样品的分析方法不能够应用到CE-3号着陆区玄武岩研究。嫦娥一号干涉成像光谱仪(IIM)数据是我国首次绕月探测所获得的成像光谱数据，是我国未来开展月球科学研究的重要资料。凌宗成等(2010，2011)初步获得月球表面FeO和TiO₂的反演模型，又对IIM数据进行了改进和处理，获得了FeO和TiO₂反演的新模型(凌宗成等，2013)，描述如下：

其中，R₅₂₂，R₇₅₇和R₈₉₁分别代表IIM的522，757和891nm波段数据，θ_Ti和θ_Fe表示TiO₂和FeO含量的光谱角参数，TiO₂(%)和FeO(%)是计算的月表TiO₂和FeO的百分含量值。

使用上述方法对研究区Fe和Ti元素含量反演的结果如图 3所示。可以看出EIm和Im两个月表玄武岩单元的Fe和Ti含量各不相同(表 1)，其中Im单元的Ti含量平均为4.1%，要小于EIm单元的7.35%，而Fe含量平均为15.38%，也小于EIm单元的17.87%，说明CE-3号着陆区附近的两个玄武岩单元来源于两次岩浆喷发充填事件，并且各自的物源组分和深度不同。

图 3

Fig. 3

图 3 “嫦娥一号”IIM数据反演CE-3号着陆区TiO2 (a)和FeO (b)结果图，分辨率为100m Fig. 3 TiO2 (a) and FeO (b) abundance maps derived from IIM data obtained by CE-1 spacecraft with 100m resolution

表 1

Table 1

表 1(Table 1)

表 1 研究区月壤玄武岩EIm和Im单元中FeO和TiO2含量成分统计 Table 1 FeO and TiO2 abundances of regolith in our study area 区域 TiO2元素含量(wt%) FeO元素含量(wt%) 最小值 最大值 平均值 最小值 最大值 平均值 Im 0 7.6 4.1 14.5 17.7 15.38 EIm 0.81 12.9 7.35 15 20.3 17.87

表 1 研究区月壤玄武岩EIm和Im单元中FeO和TiO2含量成分统计 Table 1 FeO and TiO2 abundances of regolith in our study area

月球勘测轨道飞行器(LRO)上携带的Diviner热红外仪能够获得月表发射的红外谱段辐射强度来反演月表温度。Diviner包含9个工作波段，其中3~5波段(7.8、8.25和8.55μm)能够描述CF(Christiansen Feature)参数，该参数对硅酸盐和高硅含量矿物的分布敏感(Greenhagen et al., 2010)。利用Diviner获得3~5波段值点拟合出抛物线方程y(y=Ax²+Bx+c)，然后确定该抛物线的最高点，即为CF参数。月海和高地的平均CF参数大概在8.28μm和8.15μm左右(Glotch et al., 2010a)。如图 4所示，CE-3号着陆区的CF参数非常均一，大概在8.3μm左右，与月海平均的CF参数接近；在研究区新鲜的撞击坑附近，会看到CF参数向短波方向偏移，说明研究区的岩石大部分属于铁镁质的月海玄武岩。

图 4

Fig. 4

图 4 CE-3号着陆区CF参数分布图 三角形为CE-3号着陆点 Fig. 4 The distributions of CF factor around CE-3 landing site The triangle is the CE-3 landing site

月表相对Si含量的高低可以使用弯曲指数(CI: concavity index)来研究。将3波段和5波段的点用线段连接，然后插值出4波段位置的发射率计算值，将真实4波段的值减去计算值就得到了CI指数。CI指数的正值表现出三波段抛物线的上弯形态(concave up)，而负值则表示下弯形态(concave down)。大多数的硅物质，比如石英，高硅玻璃和一些含Na和K的长石，由于它们的CF参数通常出现在小于8μm的更短波段的位置，因此，这些矿物具有正的CI指数，并且CI值越大其中的Si元素含量就相对越高(Glotch et al., 2010b)。CE-3号着陆区的CI指数的分布如图 5所示，可以看出在CE-3号着陆区并没有高硅物质的分布。

图 5

Fig. 5

图 5 CE-3号着陆区CI指数分布图(原图来源于http://diviner.ucla.edu) 三角形为CE-3着陆点 Fig. 5 The CI distributions in CE-3 landing site (base map from the webstie: http://diviner.ucla.edu) The triangle is the CE-3 landing site

月表的月壤是由经过空间风化和微撞击事件研磨的细粒物质和本地的或外来的(比如，撞击事件挖掘出的)粗粒岩石混合构成的，使用Diviner反演出的月表温度是粗粒岩石和细粒月壤的混合物温度。因此，反演的月表温度随月壤中岩石比例的不同而发生改变，结合实验室的玄武岩及月壤样品的温度特性曲线，能够线性拟合出不同温度对应下的月表岩石的丰度(百分含量)(Bandfield et al., 2011)。该方法拟合出的岩石丰度对月表大块岩石(尺寸>0.5m)和小块岩石的高密度聚集区域敏感。基于Diviner数据反演出的CE-3号着陆区的月表岩石丰度如图 6所示，从图中可以看出，研究区大部分区域都被月壤覆盖，即没有大块岩石裸露或者小块岩石的聚集，平均岩石丰度小于5%。但是也有一些位置岩石丰度较高，岩石丰度高的区域对应于撞击坑的坑壁和溅射物位置，这些位置的岩石丰度要大于17%，这也与撞击事件能够开挖出月壤下伏岩石的分布情况相符。

图 6

Fig. 6

图 6 根据Diviner数据反演得到的CE-3号着陆区岩石丰度示意图Fig. 6 The rock abundance derived from Diviner thermal data around CE-3 landing site

月表出露岩石遭受空间风化、陨石撞击事件和宇宙线的轰击，破坏其结构导致碎裂，最终绝大部分月表都被月壤所覆盖，全月几乎没有基岩裸露(Heiken et al., 1991)。月表在遭受撞击事件后，月壤下伏玄武岩会被撞掘出并分布在撞击坑周围以至更远的地方，月表光谱信息中包含了部分下伏玄武岩的信息(Li and Mustard， 2005)。撞击事件开挖出的下伏玄武岩在撞击坑各部位(从外到里可以划分为溅射物、坑缘、坑壁、坑底和中央峰，研究区的撞击坑规模较小，没有中央峰出现)的分布和比例情况是不一样的。Kramer(2010)选择撞击坑边缘和近端溅射物的位置开展对酒海(Mare Nectaris)下伏玄武岩的组分的研究。

本文研究区撞击坑溅射物部位组分展布不明显，没有环状特征，划分玄武岩单元比较困难。因此选择环状出露下伏玄武岩的撞击坑坑壁和坑底部位，同时保证坑底和坑壁没有被崩塌的角砾岩和撞击熔融岩等外来物质充填。坑壁位置坡度较陡，所以该部位堆积月壤较少，受溅射月壤光谱影响也小。另外，从图 6中也可以看出，撞击坑坑壁的位置是研究区月表岩石的高集中区域。日本的月亮女神探测器(SELENE)携带的多波段成像仪(MI)数据的假彩色合成图(Red: R749/414; Green: R749/R950; Blue: R414/R749)如图 7所示。假彩色合成图中光谱均一的区域其成分也相对均一，可以代表同一时期、来源和成因的物质形成，将其划分为一个独立的地质单元。

图 7

Fig. 7

图 7 撞击坑下伏地质单元划分 (a)研究区MI假彩色示意图，其中加号对应为选择估算下伏玄武岩单元厚度的撞击坑，区域A中的撞击坑坑壁破损，被后续玄武岩充填；(b)和(c)分别为C1和C2撞击坑对应的假彩色图及划分的地质单元界限；a-a′为经过C1，C2和C3撞击坑的一条剖面 Fig. 7 The underlying basaltic units identified by impact events in our study area (a) the false color image generated by MI data, the selected craters’ center show a ‘+’ sign. The craters’ walls in area A are destroyed and their floors are filled by lava around them; (b) and (c) are the false color images of C1 and C2 craters and the boundaries of different basaltic units are shown as black lines. The profile a-a’ goes through the crater C1, C2 and C3

(1)EIm区域：C1撞击坑是该区域规模最大的撞击坑，开挖深度最深(440m)，从假彩色合成图(图 7b)中可以看出其坑壁和坑底位置可以划分出四种不同颜色的玄武岩单元。按照由新到老从上到下的顺序定义为：EIm₁、EIm₂、EIm₃和EIm₄。这四种玄武岩单元Ti的百分含量分别为3.17%、2.33%、2.21%和1.66%，Fe的百分含量分别为17.33%、17.01%、16.30%和17.25%。

(2)Im区域：对C2撞击坑的坑壁和坑底位置进行分析(图 7c)，在假彩色合成图中明显发现两层与月表玄武岩不同的环状单元，按照由新到老从上到下的顺序定义为：Im₁单元和Im₂单元，其在元素含量图中的Ti的百分含量为1.74%和1.28%，Fe的百分含量为17.24%和16.88%。

(3)整个研究区：雨海地区玄武岩充填活动具有多期次性，每期月海玄武岩的充填流动大体上保持由南向北方向(许延波等，2012)。因此，在EIm区域可能会找到Im区域月壤下伏玄武岩单元。本文在对EIm和Im两个区域下伏玄武岩单元进行综合分析和对比后，发现EIm区域的EIm₃和EIm₄与Im区域的月壤和Im₁的成分非常相同，又由于Im₁是雨海纪物质，EIm是爱拉托逊纪物质，并研究区地势整体从EIm向Im高程递减，所以推测EIm玄武岩溢出充填期次要晚于Im，并上覆于Im其上，即EIm₃=Im，EIm₄=Im₁。

(4)a-a′剖面：为了对EIm和Im两个区域的下伏玄武岩单元有一个整体的认识，我们在研究区中选择了一条剖面(图 7中a-a′，近似南北向)。该剖面穿越不同时代的玄武岩地层、沿线地形起伏较明显，且通过EIm区域中最深的C1撞击坑并途经Im区域中的C2和C3撞击坑。根据每个撞击坑开挖出的玄武岩单元位置及厚度，我们把相邻撞击坑对应单元顶面和底面连接起来，其中带问号的线表示，该位置由于撞击坑开挖深度不够，没有发现该地层，但是经过推测可能存在地层的界面和趋势(图 8)。从剖面图上可以看出，研究区单元EIm₁、EIm₂和EIm₃只存在于EIm区域，厚度从南向北逐渐减小，到C3号撞击坑附近消失，没有在Im区域的撞击坑撞掘物中发现这三个单元；单元Im、Im₁和Im₂可能存在于整个研究区，在南部EIm区域被前三期玄武岩单元(EIm₁、EIm₂和EIm₃)充填覆盖在其上，没有暴露在月表，在Im区域北部位于剖面的顶层(图 8)。

图 8

Fig. 8

图 8 研究区沿a-a’剖面的月壤和下伏玄武岩单元示意图 剖面位置见图7a.不同颜色代表不同的玄武岩地层，带“？”边界为不确定界限. 图中表格为剖面经过的三个撞击坑(C1、C2和C3)的开挖地层的厚度 Fig. 8 The lunar regolith and underlying basaltic units along the profile a-a’ Location of profile a-a’ is seen in Fig.7a. The symbol “?” stands for the uncertain boundaries of the basaltic units. The table shows the depths of basaltic units in the crater C1, C2 and C3

(5)着陆点雷达探测：“玉兔号”巡视器在月表上共走过了114m的距离，最终到达距着陆地点西南20m左右的位置。“玉兔号”巡视器上搭载的探月雷达(LPR)在月球表面激发电磁脉冲，利用天线接收反射回来的电磁波，能够反演月壤和浅表月岩的分层结构。Xiao et al.(2015)利用探月雷达数据反演的地层剖面，揭示了CE-3号着陆区月壤下400m左右深度共发生了5次明显的火山碎屑或岩浆充填事件，形成了大概1km厚的玄武岩层。这与本文根据堆积在撞击坑坑壁和坑底的撞掘出的下伏玄武岩的识别结果相符，加上表面月壤和下伏玄武岩单元，本文识别出了6中不同组分和深度的玄武岩单元。由于研究区中撞击坑尺度的限制(最大直径4km，深度约440m)，在其下更深处可能还有更多的玄武岩持续喷发事件形成的玄武岩地层。

研究月海玄武岩充填过程的一个重要问题是如何确定玄武岩地质单元的年龄，这对了解月表地质演化历史具有极为重要的意义。地球上岩浆岩样品确定年龄大都采用实验室同位素的方法(杨奇荻等，2014; 杨屹等，2015)，而CE-3号着陆区并没有采样样品可供实验室进行定年。当前对月球表面年龄的确定主要使用撞击坑直径-频率分布(CSFD，Crater size-frequency distribution)拟合方法。该方法通过对月球表面单位面积上不同直径的撞击坑数量进行统计，并与月球岩石样品的放射性同位素年龄相联系，以确定月球表面的绝对模式年龄(Hartmann and Neukum， 2001; Neukum et al., 2001)。本文使用CSFD方法，对CE-3号着陆区的位于月表的EIm和Im两个月海玄武岩单元进行定年。如图 9所示，对研究区EIm和Im单元上的撞击坑分别进行识别和数字化，为了减少投影变形获得准确的撞击坑直径，图 9使用兰伯特投影方式。二次撞击坑是撞击事件溅射的大块岩石再次撞击月表形成的，为了保证玄武岩单元定年结果的准确性，根据二次撞击坑通常具有聚类或形成坑链特征，在撞击坑结果中剔除掉其中的二次撞击坑。对EIm和Im单元中的撞击坑进行直径统计，使用CraterStatus软件(可以从http://hrscview.fu-berlin.de/craterstats.html网址下载)生成对应的频率-直径分布曲线，并与月表不同年代地层单元的撞击坑产率曲线进行对比和拟合，最终得到EIm和Im单元的绝对年龄为3.17Ga和3.48Ga(图 10)。

图 9

Fig. 9

图 9 CE-3着陆区撞击坑识别结果 红色圆为识别出来的撞击坑，绿色为剔除掉的二次撞击坑(坑链或尺寸相近的撞击坑聚集) Fig. 9 The results of identifying craters around CE-3 landing site The red circles are the crater features while green ones are the removed secondary craters

图 10

Fig. 10

图 10 使用CSFD方法获得的Im (a)和EIm (b)单元的定年结果图 Fig. 10 The dating results of EIm (a) and Im (b) basaltic units derived from CSFD method using the software craterstats2

被撞击事件挖掘出的下伏玄武岩单元(EIm₁、EIm₂、Im₁和Im₂)，主要分布在几个撞击坑挖掘出的溅射物中，对溅射物区域使用撞击坑频率-直径分布定年法，得到的绝对年龄更接近于撞击事件的时间，不能反映其下伏玄武岩单元的充填事件的年代。因此，只能通过地层的叠覆关系和充填顺序来确定位于月壤下的玄武岩单元的相对年龄。根据地层叠覆关系，新喷发充填的玄武岩要覆盖在老的喷发充填的玄武岩之上，下伏的武岩单元的相对其上的玄武岩单元年龄要老。因此，根据撞击坑撞掘出的不同期次玄武岩的溅射物及坑壁的裸露岩层表现出的排列顺序，EIm₁和EIm₂的相对年龄要老于EIm单元，并且EIm₁的喷发充填时间要早于EIm₂，三者之间的年龄关系为EIm12；而Im₁和Im₂单元的相对年龄要老于Im单元，并且Iml₁玄武岩单元的形成时间要早于EIm₂，即Im12。总的说来，研究区中Im₂单元的形成年代最老(大于3.2Ga，小于3.92Ga雨海盆地形成时间)，而EIm单元的充填事件最新(3.17Ga)，代表着该区域的最后一次大规模的火山活动和岩浆岩充填事件(表 2)。

表 2

Table 2

表 2(Table 2)

表 2 CE-3号着陆区玄武岩单元划分及信息表 Table 2 The information and classifications of basaltic units in CE-3 landing site 地层单元 Ti (wt%) Fe (wt%) 分类 层序 新老 充填时间(Ga) EIm (月壤) EIm1 EIm2 Im (月壤)、EIm3 Im1、EIm4 Im2 6.68 3.17 2.33 2.11 1.58 1.23 17.57 17.33 17.01 16.28 17.16 16.61 HTMF LTMF LTMF LTMF LTMF VLTMF 上 下 新 老 3.17 3.17~3.48 3.48 3.48~3.92

表 2 CE-3号着陆区玄武岩单元划分及信息表 Table 2 The information and classifications of basaltic units in CE-3 landing site

(1)研究区共识别出4个下伏玄武岩单元(EIm₁、EIm₂、Im₁和Im₂)，加上EIm和Im区域的月壤玄武岩，可以推断CE-3号着陆区至少发生了6次玄武岩溢出充填活动。玄武岩充填事件按时间由新到老、按地层排列由上到下为EIm、EIm₁、EIm₂、Im、Im₁和Im₂。使用CSFD和地层叠置关系，我们可以推断，EIm单元年龄约为3.17Ga，Iml单元年龄为3.48Ga，单元EIm₁和EIm₂年龄介于3.17~3.48Ga之间，而单元Im₁和Im₂年龄大于3.48Ga小于3.92Ga(雨海形成时间)。

(2)根据钛元素含量，可以将月海玄武岩划分为高钛(HT，>6%)、低钛(LT，1.5%~6%)和极低钛玄武岩(VLT，<1.5%)(Warren et al., 2005)；根据玄武岩中FeO的含量可以把玄武岩划分为低铁玄武岩(LF，<16%)、中铁玄武岩(MF，16%~18%)和高铁玄武岩(HF，>18%)(Kramer et al., 2008)。使用IIM数据反演各单元的平均Fe和Ti元素含量发现，研究区的不同玄武岩单元Ti百分含量变化较大，从最低的1.23%到最高的6.68%，从低钛玄武岩逐渐变化为高钛玄武岩，而Fe百分含量相对变化较小，介于16.61%~17.57%之间，属于中铁玄武岩(表 2)。另外，玄武岩填充时间与其Fe、Ti元素含量之间有一定的联系，玄武岩年代越年轻，其中的Fe和Ti元素更加富集。在水平方向上，研究区从南到北地层年代逐渐变老，Ti和Fe元素含量在也逐渐减少；在垂直方向上，从上到下地层单元由新到老，Ti和Fe含量也逐渐减小。

(3)玄武岩单元EIm₁、EIm₂和EIm₃只存在于EIm区域，到Im区域附近消失，没有在Im区域的撞击坑撞掘物中发现这两个单元；单元Im、Im₁和Im₂可能存在于整个研究区，在南部EIm区域被前三期玄武岩单元(EIm₁、EIm₂和EIm₃)充填覆盖在其上，没有暴露在月表，在北部区域则位于下伏玄武岩的顶层。从玄武岩单元的喷发时间和覆盖范围可以推断，研究区月海玄武岩充填活动具有多期次性，每期月海玄武岩的充填流动大体上保持由南向北方向，并且活动规模逐步减小，相对年轻月海玄武岩对早期月海玄武岩的覆盖范围不断减小。这也与研究区高程从南向北逐渐减小的趋势相符合。

“玉兔号”月球车底部的探月雷达测出月壤及其5个下伏玄武岩分层，其中月壤厚度为8m，5层玄武岩的厚度从40m到120m不等(Xiao et al., 2015)。由于月球车工作时间和移动距离的限制，不能对大范围月表区域获得回波数据，因此在讨论研究区多期月海玄武岩充填活动规模时存在一定的片面性。本文使用SELENE卫星的获得的高分辨率地形数据和MI假彩色合成图，将假彩色合成图上识别出的下伏玄武岩单元与地形数据对应位置叠加，获得合成图中撞击坑壁和坑底每层环状玄武岩边界对应的深度值，然后对玄武岩单元计算其顶面和底面的深度差值，经过统计平均后得到该层的厚度。计算下伏玄武岩厚度的撞击坑位置如图 7中的黑“十”字(共30个)所示，这些撞击坑成熟度最低，并且保证该撞击坑的坑壁没有破损，坑底没有被后继玄武岩期次填充。比如，图 7中矩形框围起的区域A，虽然其成熟度较低，但是其坑底物质和坑外物质几乎一致，并且坑壁处明显有破损，表明该撞击事件发生后，坑底又重新被玄武岩活动溢出充填，该处光谱数据不适合反演撞掘出的玄武岩物质成分。计算得到的研究区玄武岩地层厚度如表 3所示，其中，“撞击坑数”一行表示能够撞掘出该玄武岩单元的撞击坑数目。由于研究区符合筛选条件的撞击坑数目不多且规模较小，开挖深度浅，普遍仅能挖掘出Im₁和EIm₁下伏玄武岩的顶面和底面，对于没有挖出其底面的玄武岩单元，其厚度是不完整的。研究区EIm₁单元的厚度最大为150m，从西到东逐渐减小；单元Im₁厚度最大为224m，位于研究区的北部，向东西两侧依次减小。另外，Wieczorek et al.(2013)使用美国国家航空航天局(NASA)重力恢复与内部实验室(Gravity Recovery and Interior Laboratory，GRAIL)任务获得月球重力数据反演的月壳厚度结果表明，CE-3号着陆区月壳厚度大约为10km；而研究区撞击坑最大直径约为4km，根据直径和撞掘深度的关系，最多可以挖掘出400m的下伏玄武岩物质，因此，远没达到月壳的厚度。如果想要研究月壳以下月幔物质的话，需要进一步扩大研究区范围，寻找满足成熟度条件的直径更大的撞击坑。

表 3

Table 3

表 3(Table 3)

表 3 研究区下伏玄武岩单元厚度估算表 Table 3 The estimated thickness of every basaltic unit in our study area 单元 EIm1 EIm2 Im Im1 Im2 撞击坑数 17 17 2 14 13 最大厚度(m) 150 185 125 224 96.3 最小厚度(m) 44.5 20 38.5 24.6 18.3 平均值(m) 68.3 68.6 81.8 59.1 52.1

表 3 研究区下伏玄武岩单元厚度估算表 Table 3 The estimated thickness of every basaltic unit in our study area

根据月球起源的大撞击假说及岩浆洋演化的经典模型，从撞击后出现全月性的岩浆熔融到月海玄武岩的形成，共经过了四个阶段(欧阳自远，2005)。(1)第一阶段(分异前期)：岩浆洋最早结晶的是橄榄石和辉石，因重力作用而堆积在月幔的下部(辉石在上，橄榄石在下)；(2)第二阶段(分异后期)：当岩浆洋结晶程度到80%左右的时候，斜长石开始结晶并上浮，在月球表面形成一个40~45km厚的斜长岩月壳；(3)第三阶段(翻转)：当岩浆洋结晶程度到约95%的时候，钛铁矿开始晶出，由于钛铁矿的密度大于硅酸盐矿物，因此通过物质对流翻转沉到月幔下部，与先前堆积的硅酸盐发生混合，从而形成不均一的月幔；(4)第四阶段(重熔喷出)：固化了的岩浆岩深部物质重熔后喷发出月表充填形成月海玄武岩。月海玄武岩成分变化很大，比如，TiO₂含量变化范围从0.2%到16.5%，相差达到约80倍，显示了月幔成分、岩浆过程和温度随时间和深度的演变的复杂性和不均一性(Grove and Krawczynski， 2009)。

月海玄武岩成分，年代与源区深度之间存在一定的关系：KREEP玄武岩及多数高Ti玄武岩代表了月球岩浆作用的早期产物(3.85~3.67Ga)(Snyder et al., 2000)。一般说来，从岩浆海中结晶的时间越晚，其中残留岩浆量和不相容元素的含量也越高，并且由于残留岩浆比周边月幔要轻，会逐渐向上迁移。因此，月幔中最顶部残留岩浆组分成为早期月海玄武岩的物源区，来源很浅，在月幔顶部深度60km左右；早期的低K高Ti玄武岩的源区深度小于100km，考虑到月壳的平均深度为60km，这些岩浆的源区在月幔的最顶部。稍晚的高Ti玄武岩(约3.59Ga)为高K、高Ti玄武岩，这些岩石受KREEP的混染较大，而且可能来源较深(约500km)(Walker et al., 1975)；低Ti和极低Ti玄武岩属于月球较晚期岩浆活动的产物，表明形成这些单元的重熔岩浆的来源较浅或中等，在月幔100~300km之间(Longhi，1992)；晚期的高Ti玄武岩的存在可能来自于岩浆洋分异晚期，月幔上部堆晶层的对流重置(Spera，1992)沉到月幔下部，发生混合形成高Ti的源区。

但是，在对月幔性质不清楚的情况下，仅依据玄武岩中的铁和钛的成分和玄武岩单元的绝对、相对年龄，是无法获得岩浆来源深度及其他信息。本文在未来的工作中继续开展CE-3号着陆区下伏玄武岩成分、分布和来源的研究工作，结合新的数据和新的研究结果来推断和反演不同玄武岩单元的源区深度和成分，以此获得新的科学成果和结论。