月球的探测和科学研究除了重大的政治、国家安全、经济意义，以及对科学技术的巨大牵动作用之外，也是认识地球形成和生命起源的一个重要窗口(林杨挺，2010)。我国成功发射月球嫦娥一号、二号、三号探测器，标志着我国进入世界具有独立深空探测能力的国家行列。岩浆洋作为月球早期演化的一个重要阶段，其演化过程不仅决定着月球内部结构和构造，斜长岩月壳和KREEP岩(富K，REE，P等不相容元素的岩石)的成因，以及可能导致月球正背面的差异演化和月核磁场等一系列问题，还对认识类地行星起源和演化有重要的指示意义。

Apollo探月期间正式提出岩浆洋概念(Wood et al., 1970)。Wood et al., (1970)系统分析了Apollo 11返回的月球高地岩石样品，发现其中含有较多的斜长岩和浅色辉长岩，且长石以钙长石为主。环绕月球的人造卫星遥感探测结果，Apollo及Luna计划采回的月球样品及月球陨石研究一致表明月球高地岩石含斜长石82%~92%(Tompkins and Pieters， 1999; Warren，1990)。因为自然界没有与斜长岩等化学成分的岩浆(Lewis，2011)，月球岩浆洋平衡结晶形成的岩石，其中钙长石平均含量不可能超过55%(Longhi and Pan， 1988)。因此一种可能的机制就是：斜长石密度低于残余岩浆洋密度，斜长石结晶并上浮形成月球斜长岩月壳(Wood，1986)。月球岩浆洋理论的另一重要证据，是月海玄武岩普遍存在Eu负异常(Wood，1986)。这是由于富集Eu斜长石的形成，导致月幔Eu的亏损。月球起源大碰撞理论、月球核幔分离Hf-W同位素体系等方面的研究也一定程度上支持月球早期阶段为岩浆洋(Agnor et al., 1999; Borg et al., 2011; Chambers，2004; Yin et al., 2002)。

目前，该领域的主导模型是岩浆洋演化岩石学与流体力学模型，其建立在流体力学、热力学、岩石学和地球化学数据的基础上(Solomatov，2007)(图 1)。图 1示意性给出岩浆洋演化的整个过程：当岩浆洋底部温度低于岩浆液相线时，发生部分结晶，此时岩浆洋的温度梯度是绝热的(图 1a)；随着岩浆洋底部进一步冷却，当底部结晶度达到一定程度(结晶度＝60%时，岩浆体系的行为更接近固体的行为)，此时岩浆洋底部的对流类型已经发生变化。岩浆洋底部对流是重力不稳定性造成的，称为瑞利-泰勒不稳定性(Rayleigh-Taylor instability)。原因是岩浆洋底部的温度梯度与固相线梯度大致相同，大于绝热温度梯度(对于对流体系来说，绝热分布的流体是相对稳定的)(图 1b)；当岩浆洋底部温度低于固相线时，对流变成固体对流(图 1c)；当整个岩浆洋的结晶度>60%时，岩浆洋的冷却速度和结晶完全由固体对流和熔体渗透控制(图 1d)。

图 1

Fig. 1

图 1 岩浆洋流体力学模型(据Solomatov，2007) Fig. 1 Fluid-dynamic model of magma ocean(after Solomatov，2007)

结晶的矿物顺序上，目前比较被学者接受的结晶序列为：橄榄石→斜方辉石+橄榄石→橄榄石+单斜辉石+斜长石→单斜辉石+斜长石→单斜辉石+斜长石+钛铁矿(Taylor，1982)。早期结晶的橄榄石、斜方辉石、单斜辉石构成月球的下地幔；当结晶度达到约80%时，斜长石开始成为液相线矿物，由于其密度比玄武岩岩浆低而上浮形成月壳，克里普岩是岩浆洋结晶最后阶段形成的(Shearer and Papike， 1999)；由于晚期结晶的固相中富含钛铁矿，并且结晶的橄榄石和辉石较早期更富Fe，导致其密度比深部月幔更大，并据此推断出月幔可能发生过倒转过程。主导模型主要根据经典的火成岩结晶分异理论和密度差异导致的结晶下沉和上浮来解释岩浆洋演化。作为一个独立的初始条件，主导模型认为岩浆洋是无盖层(或具有极薄的不稳定盖层)演化，因此热散失速度很快，整个岩浆洋固化的时间尺度大约是几个到几十个百万年(Solomatov，2007; Zahnle et al., 1988)。如果根据(Elkins-Tanton，2013; Hamano et al., 2013)的研究结果，将类地行星岩浆洋分为Ⅰ类和Ⅱ类(Ⅰ类行星指距离太阳超过某一临界值的行星，其岩浆洋演化时间短，行星可以富水；Ⅱ类行星指距离太阳在该临界值之内，岩浆洋演化时间长，行星内部不含水)，那么地球，月球和火星岩浆洋都属于Ⅰ类岩浆洋，固化时间最多不超过10Myr。

主导模型解释了许多月球地质观察事实，同时也遇到了很大的挑战。其中最难解释的是斜长岩年龄问题(Gross et al., 2014)。通过各种同位素体系对月球岩石样品定年结果表明斜长岩年龄范围从4560±70Ma(Alibert et al., 1994)到4290±60Ma(Borg et al., 1999)，长达270个百万年的斜长石结晶区间与主导模型预测的岩浆洋在几个到几十个百万年时间(Elkins-Tanton，2008; Hamano et al., 2013; Zahnle et al., 1988)内固结的结论相违背。也有少量岩浆洋散热模拟结果支持岩浆洋固结的时间可以长达200Myr，即使这样，斜长石年龄的问题依然存在：因为斜长石是岩浆洋整体固结达到80%左右才开始成为液相线矿物(Wood，1986)，即200Myr的最后几十个百万年区间里才会持续结晶斜长石。因此，不仅长达270Myr的结晶区间难以解释，为什么最古老的斜长石(4560Ma)在岩浆洋演化之初(时间起点以太阳系形成开始计时，距今4560Myr)就已形成同样是个难以解释的问题。在解释斜长石年龄问题上，需要提出一个让斜长石提前结晶(并非结晶度达到80%左右才开始结晶)，并且结晶持续时间相对较长的演化模型。目前只有(Elkins-Tanton，2012)对该问题进行了定性解释，她认为岩浆洋在开始阶段快速冷却结晶到80%，斜长石开始结晶之后由于上浮形成了盖层并且减缓了散热速率，因此最后20%的残余岩浆洋冷却时间达到了200Myr。但是目前该模型仅是定性解释，未能够把散热速率，固结时间和斜长石年龄相联系并定量化计算，因此岩浆洋是否可以极快的冷却到80%，斜长石是否可以有效的上浮并将冷却速率减缓到最后20%要花费200Myr等问题都尚未解决。

为了解决斜长岩古老的年龄，较长的结晶区间和当前主导模型之间的矛盾，本文提出岩浆洋在温度梯度和“传导盖层”下演化的工作模型。该工作模型与主导模型的主要区别是：由于月球的重力常数小，不能有效的保持自己的大气(Abe，1997)。因此岩浆洋与太空空间存在着巨大温差，所以导致其表面形成冷却“盖层”，“盖层”之下由于温度达到斜长石液相线，斜长石可以较早结晶，并且斜长石结晶贯穿于整个岩浆洋冷却过程中。本文采集已发表的物质在温度梯度下的热扩散数据，通过计算和MELTS模拟的方法，定量化计算该模型。

提出岩浆洋概念的目的是为了解释斜长石漂浮在月球表面形成月壳的地质现象(Wood，1986)。后来随着对行星形成机制认识的逐渐深入(Chambers，2004)，岩浆洋是行星形成和早期演化的一个重要阶段(Chambers，2014)，已经被普遍接受(Elkins-Tanton，2012; 朱丹等，2010)。行星(卫星)质量大小不同，对其原始大气的保持能力也不同(大质量行星可以保持大气)(Genda and Abe， 2003，2005)。小质量的行星或者卫星，在岩浆洋演化阶段没有大气，因此岩浆洋表面温度就会很低(Abe，1997)。岩浆洋表面与岩浆洋内部就存在温度梯度，发生物质的热扩散(Thermal diffusion)。温度梯度下物质的热扩散包括两种作用：Soret diffusion(Soret效应)和Thermal migration(热迁移)。

Soret效应：单相系统在温度梯度下自发进行的质量扩散(Soret，1879)。

硅酸盐岩浆高于液相线温度的Soret效应已经研究的较为深入。其氧化物的Soret效应扩散性质如图 2所示：

图 2

Fig. 2

图 2 熔体硅酸盐的Soret效应(据Richter et al., 2009) 实验样品玄武岩在活塞圆筒高温高压装置中放置100h，压力为1.7GPa，温度梯度为1360~1520℃.均一的硅酸盐熔体在温度梯度下达到稳定状态，MgO、CaO、FeO倾向于在低温端富集，SiO2倾向于在高温端富集 Fig. 2 Soret diffusion of silicate melts(after Richter et al., 2009)

与Soret效应相对应的另一个概念称为热迁移。在低于硅酸盐岩浆液相线情况下，由于不同温度下矿物溶解度的不同，导致熔体内部成分出现分异，形成一种熔体内部物质从高浓度向低浓度区域扩散的驱动力，此驱动力下进行的物质迁移称为热迁移(Huang et al., 2009; Lesher and Walker， 1988)(图 3和图 4分别为Thermal migration相图和实例)。Soret效应和热迁移统称物质在温度梯度下的热扩散。

图 3

Fig. 3

图 3 二元封闭系统A-B的热迁移相图(据Lesher and Walker， 1988) 初始成分为X的物质组成放置在惰性金属囊中，置于温度梯度下(固相线-液相线之间).图a所示，系统在温度梯度下很快达到局部平衡，即晶体和局部熔体组分平衡，A相是液相线唯一矿物，液相中A组分自上而下逐渐减少，B组分自上而下逐渐增加;图b展示的为中间状态，液相中A组分向低温端扩散，为了保持局部平衡，A固相将在低温端持续结晶，高温端液相中A组分的减少又导致固相A在高温端持续溶解.与此相对应，液相中B组分持续从低温端向高温端扩散。因此，固相A就从高温端“巧妙”的迁移到了低温端;图c表示热迁移已经结束.晶体A已经全部迁移到低温端，中间的部分结晶区全部被消除，整个系统分为上部液相区和下部固相区 Fig. 3 Phase diagram for thermal migration of binary closed system of A and B(after Lesher and Walker， 1988)

图 4

Fig. 4

图 4 KCl溶液在温度梯度下的热迁移效应示意图 KCl溶液的溶解度与温度相关，因为容器底部存在KCl晶体，因此溶液处处达到KCl饱和.高温端比低温端KCl浓度大(一个大气压条件，10℃和60℃下KCl溶解度分别为23%和31%(孙志娟等, 2007))，浓度梯度导致溶液中K+和Cl-持续从高温端向低温端扩散(上图)，低温端的过饱和导致结晶的发生，高温端的不饱和导致晶体的溶解，最终KCl晶体全部迁移堆积在低温端(下图) Fig. 4 Thermal migration of KCl solution under thermal gradient

由于热传导速度比化学扩散速度高几个数量级(Bowen，1921)，热传导速度通常为10^-3~10^-2cm²/s，而化学扩散速度通常在10^-9~10^-5cm²/s范围。因此在地球上，温度梯度存在的时间很短，岩浆房中的岩浆来不及达到可观的化学扩散就已经固化了(朱丹等，2010)。而月球的岩浆洋从底部到顶部存在较大的温度梯度，并且只要岩浆洋存在，温度梯度就存在(Solomatov，2007; 许英奎，2014; 朱丹等，2010)，因此在漫长可观的温度梯度下，热扩散效应应该对岩浆洋的演化产生影响。而岩浆洋演化领域迄今为止的模型，尚未对热扩散效应对岩浆洋成分演化的影响进行评估。

作为岩浆洋演化初始条件，岩浆洋表面是否存在传导盖层，冷却盖层的厚度是多少，是否可以稳定存在，这是该领域目前未达成共识的问题。较多的模型假定岩浆洋在演化过程中无盖层或者具有极薄的盖层(统称无盖层模型)(Abe，1997; Elkins-Tanton，2012; Elkins-Tanton et al., 2002)，极薄的盖层由于密度大，厚度薄，无法稳定存在。仅有少量模型假设岩浆洋存在稳定盖层(Hofmeister，1983; Plesa et al., 2014; Solomon and Longhi， 1977)，并且盖层的厚度也没有定量化约束(虽然Anne M. Hofmeister坚称不止是几米)。

本项目研究认为月球岩浆洋在初始状态和演化过程中一直存在稳定盖层。理由有以下三点：

1)无盖层模型的一个重要论据是岩浆洋演化之初会通过去气作用形成原始大气层，原始大气层会对其覆盖之下的岩浆洋产生“毛毯效应”(Blanketing effect)，导致岩浆洋表面温度高于岩浆液相线(Abe，1997)，因此表面不会生成固化盖层。该论据适用于地球和火星这类富含挥发分，质量较大的行星。但是月球亏损挥发分(Xu et al., 2014; 胡森等，2012)(虽然月球是否极度贫水仍处于争论之中，但相比地球而言月球贫水是不争的事实)，并且由于引力小无法维持大气层，因此早期月球岩浆洋不存在“毛毯效应”，岩浆洋表面和冰冷的太空直接接触，温度低于固相线即可产生固化盖层；

2)无盖层模型的另外一个论据是即使岩浆洋表面淬火形成了传导盖层，也会因为厚度太薄无法承受下部的对流冲击力而破碎下沉。然而(Plesa et al., 2014)计算得出了相反的结论。他们假定火星岩浆洋表面温度为当今火星表面温度(约-23℃)，通过计算温度和粘度的相关关系，盖层的活化能和塑性屈服强度，得出全球性的盖层下沉是不可能的，即在岩浆洋演化的整个过程中都存在一个停滞盖层(Stagnant lid)；

3)岩浆洋的类比证据-木卫一(Io)。Io是太阳系中火山活动最频繁的星体，由于木星对其强大的潮汐力，使得其表面热流值达到3Wm^-2，火山热点温度高达1600℃，据此推测其内部是岩浆洋状态(Keszthelyi et al., 2004; Lainey et al., 2009; Van der Stroom，1980)，而其表面是固结的盖层。

存在稳定传导盖层下的岩浆洋演化还未系统研究过(Elkins-Tanton，2012)。

基于以上论述，我们提出岩浆洋在温度梯度和“传导盖层”下分异演化模型，基本过程如下(图 5)：

图 5

Fig. 5

图 5 岩浆洋在传导盖层下的演化模型 (a)自上而下形成盖层，部分结晶区，岩浆洋主体区和堆晶区；(b)部分结晶区晶体密度不同，斜长石在顶部堆积，橄榄石和辉石持续下沉(下沉过程中不会溶解，直到下沉至岩浆洋主体区顶部发生熔融)；部分结晶区的熔体部分在垂直方向发生成分分异，热迁移发生，结果将导致橄榄石，辉石，斜长石等在低温端持续结晶(类似KCl溶液低温端持续结晶KCl晶体)，橄榄石和辉石持续下沉，斜长石持续上浮堆积；部分结晶区熔体部分叠加Soret效应，MgO、FeO、CaO等持续向低温端(上部)扩散，Na2O，SiO2持续向高温端(下部)扩散，导致不同温度层位液相线及液相线矿物成分改变；(c)持续堆积的斜长石由于密度小，在后期底劈上升“置换”初始的冷却盖层 Fig. 5 Evolution of magma ocean under conductive lid

1)初始形成的岩浆洋与真空空间接触，巨大的温度梯度导致表面快速形成固相传导盖层，盖层底部温度为岩浆洋初始成分的固相线(1210℃)；盖层之下到全部熔融区之间为部分结晶区，温度梯度为固相线(1210℃)至液相线(1740℃)之差； 部分结晶区以下为全部熔融区，该区域温度大于岩浆液相线(因为绝热地温梯度小于随深度变化的岩浆液相线梯度，若要保证岩浆洋深部是熔融状态，主体熔融区温度必须要大于局部液相线温度)；岩浆洋底部为少量堆晶。

2)部分结晶区温度跨度从固相线温度渐变至液相线温度，自上至下结晶度从100%渐变为0。结晶度大于80%的区域，斜长石与辉石和橄榄石共同结晶，由于斜长石密度较岩浆洋密度小，可以上浮至盖层的底部堆积，辉石和橄榄石密度较岩浆洋密度更大，结晶之后会缓慢下沉至全部熔融区重新熔回岩浆洋。

3)部分结晶区结晶度的差别导致熔体成分在垂直方向的浓度梯度(图 6)，该梯度下热迁移过程发生，即结晶消耗的元素将在熔体中产生浓度梯度，在该浓度梯度下由扩散作用从底部向上补充，从底部向上补充到熔体中的元素(例如MgO、FeO等)又将打破低温端晶体与熔体的局部平衡，导致熔体中以该元素为平衡决定组分(指矿物结晶与溶解过程中起主要作用的元素，参考文献(张有学，2010))的矿物过饱和(类似KCl溶液低温端持续结晶KCl晶体)。

图 6

Fig. 6

图 6 岩浆洋部分结晶区在温度梯度下的热迁移浓度梯度(MELTS计算结果) Fig. 6 Chemical gradient of partially crystallized layer, caused by thermal migration under temperature gradient (obtained by MELTS calculation)

4)未考虑Soret效应影响的主导模型预测的斜长石An牌号约为88~91(表 1)。然而Soret效应的发生将使得Al₂O₃、CaO等在低温端富集，Na₂O、SiO₂等元素向高温端富集(表 2)，结晶的斜长石Ca含量升高(表 3)。最终在盖层之下堆积的斜长石通过“底劈作用”上升至月表形成斜长岩月壳。

表 1

Table 1

表 1(Table 1)

表 1 主导模型斜长石分离结晶MELTS模拟结果 Table 1 Fractional crystallizing result of dominated model by MELTS 岩浆洋组分a SiO2 TiO2 Al2O3 Fe2O3 Cr2O3 FeO MnO MgO CaO Na2O K2O Anc P=3kbar, FMQ-4b 45 0.2 4.45 0 0 8.05 0.135 37.8 3.55 0.12 0.007 斜长石组分(wt%) SiO2 TiO2 Al2O3 Fe2O3 Cr2O3 FeO MnO MgO CaO Na2O K2O T=1230℃ 45.50 0 35.09 0 0 0 0 0 18.34 1.06 0.005 90 T=1180℃ 45.85 0 34.85 0 0 0 0 0 18.06 1.22 0.02 89 T=1130℃ 45.98 0 34.76 0 0 0 0 0 17.95 1.26 0.04 88 T=1080℃ 45.25 0 35.25 0 0 0 0 0 18.52 0.91 0.07 91 注：a初始岩浆洋组分根据BSM(Hauri et al., 2015); bFMQ=橄榄石-磁铁矿-石英氧逸度缓冲剂; cAn=100[Ca/(Ca+Na)]. 1230℃和1080℃分别为斜长石开始结晶和结晶完成的温度

表 1 主导模型斜长石分离结晶MELTS模拟结果 Table 1 Fractional crystallizing result of dominated model by MELTS

表 2

Table 2

表 2(Table 2)

表 2 Soret分异后部分结晶区熔体部分主量元素组成 Table 2 Composition of melt in partially crystallized layer after soret diffution 初始组分a SiO2 TiO2 Al2O3 Fe2O3 Cr2O3 FeO MnO MgO CaO Na2O K2O X(wt%) 49.14 0.4 8.88 0 0 9.40 0.16 24.79 6.93 0.24 0.013 σ(ZM-13) -0.0037 0.0042 0.0004 - 0 0.005 0.0046 0.0055 0.003 -0.003 -0.0067 ΔT(℃) 530 530 530 530 530 530 530 530 530 530 530 Xc-Xhb(wt%) -25.16 0.42 -3.43 0 0 20.76 0.18 24.70 3.41 -0.25 -0.02 Xc(wt%) 36.55 0.61 7.16 0 0 19.78 0.25 37.14 8.64 0.11 0 低温端校正值c 43.83 0.78 9.10 0 0 25.13 0.32 9.73 10.97 0.14 0.001 注：a根据BSM(Hauri et al，2015)结晶50%的熔体组成；b Xc为冷端成分；Xh为热端成分；Soret系数σ(ZM-13)参考(Walker and Delong， 1982)；ΔT为部分结晶区顶底部温度差(固相线(1210℃)和液相线(1740℃)之差，根据MELTS计算为530℃)；σ(ZM-13)=Xc-Xh/[X(1-X)ΔT](Walker and Delong， 1982)；c玄武岩熔体MgO和SiO2含量严格受温度控制，无法达到理想Soret效应预测的平衡态含量，因此在数据处理过程中只考虑除MgO和SiO2之外的元素Soret效应

表 2 Soret分异后部分结晶区熔体部分主量元素组成 Table 2 Composition of melt in partially crystallized layer after soret diffution

表 3

Table 3

表 3(Table 3)

表 3 本文模型斜长石分离结晶MELTS模拟结果 Table 3 Composition of fractional crystallizing plagioclase in this study by MELTS 初始组分a SiO2 TiO2 Al2O3 Fe2O3 Cr2O3 FeO MnO MgO CaO Na2O K2O Anc P=3kbar FMQ-4b 43.83 0.78 9.10 0 0 25.13 0.32 9.73 10.97 0.14 0.001 斜长石组分(wt%) SiO2 TiO2 Al2O3 Fe2O3 Cr2O3 FeO MnO MgO CaO Na2O K2O T=1180℃ 44.83 0 35.54 0 0 0 0 0 18.86 0.75 0.0005 96.5 T=1140℃ 44.69 0 35.64 0 0 0 0 0 18.97 0.69 0.0009 96.8 T=1100℃ 44.41 0 35.83 0 0 0 0 0 19.20 0.56 0.002 97.4 T=1066℃ 43.74 0 36.27 0 0 0 0 0 19.71 0.26 0.003 98.8 注：a初始组分根据表2; bFMQ=橄榄石-磁铁矿-石英氧逸度缓冲剂;cAn=100[Ca/(Ca+Na)]. 1180℃和1066℃分别为斜长石开始结晶和结晶完成的温度

表 3 本文模型斜长石分离结晶MELTS模拟结果 Table 3 Composition of fractional crystallizing plagioclase in this study by MELTS

月球斜长石An牌号是主导模型遇到的一个难以解释的问题(许英奎，2014)。根据主导岩浆洋演化模型，斜长岩月壳是岩浆洋结晶晚期斜长石上浮富集形成，那么从岩浆洋中结晶的斜长石，其An牌号应与Luna计划、Apollo计划月壳斜长石样品及月球陨石中斜长石An牌号一致。以往诸多采样、陨石及遥感研究表明，月球斜长石An牌号分布范围是91~99(Lewis，2000; Wood et al., 1970)。而由岩浆洋结晶分异产生的斜长石(表 1)，其An牌号约为88~91，无法解释高牌号斜长石问题(图 7)。

图 7

Fig. 7

图 7 典型斜长石An牌号及年龄(据Lewis，2000; Ohtake et al., 2009) 右上角为月球斜长石An牌号范围 Fig. 7 An and ages of typical plagioclase(after Lewis，2000; Ohtake et al., 2009)

MELTS是计算硅酸盐岩浆结晶和熔融过程的一款热动力学程序，由Ghiorso and Sack(1995)提出，发展至今经历了数次修改版本(Ghiorso et al., 2002)。MELTS模拟通过设定岩浆组分及温压，氧逸度等初始条件，并输入降温(或升温)和降压(或升压)环境变化条件，演化的结果可以直观的以表格形式展现。MELTS也是计算岩浆结晶过程斜长石组分(An牌号)的一个重要手段。为评估MELTS计算斜长石An牌号的误差，Namur et al.(2012)统计了2500多项实验结果(温度跨越670~1700℃，压力跨越1~105000atm)并使用MELTS进行计算对照，结果显示：超过一半(59%)的计算结果误差小于4%，误差标准差为0.047。本文计算过程从1230℃到1080℃每下降4℃进行一次计算，An牌号变化范围为88~91。软件本身误差不会造成稳定的An牌号下降。因此，我们认为熔体成分是该偏差的主要原因。

根据本文模型，我们计算了部分结晶区发生热扩散分异后的熔体成分(表 2)。由于Soret效应下CaO倾向于在低温端富集，Na₂O倾向于在高温端富集，因此，分异后顶部的熔体结晶的长石钙长石含量会增加。我们对分异后的熔体结晶演化进行了定量MELTS模拟(表 3)，结果表明：结晶的斜长石An牌号可以达到98.8。因此，月壳斜长岩中存在钙长石极高的组分也是本文模型的一个佐证。

由于最初形成的盖层比其下堆积的斜长岩密度更大，在垂直方向形成重力不稳定结构。当斜长岩堆积达到一定厚度会以底劈或盖层沉降的方式重新调整，最终达到重力稳定结构。底劈指由于构造应力或者密度倒置引起的下层高塑性物质刺穿上覆岩层的作用。Longhi(2003)也提出岩浆洋反复结晶熔融的斜长岩通过底劈作用到达月表形成月壳。

固体物质在密度比其大的塑性物质中的上升速度v，根据Stocks公式：

其中g指月表重力加速度；R为底劈体半径；d_e和d_s分别指塑性物质(盖层)和固体物质(斜长石)的密度；η指盖层粘度，可以近似采用(Glazner，1994)估算的地壳粘度(约10¹⁸~10²⁰Pa×s)。

计算结果显示：半径为1km的斜长岩底劈体上升的速度在2.058~0.02km/Myr，即斜长岩可以在几个到几百个百万年内穿过千米级的盖层到达月表形成月壳。

除了底劈作用之外，传导盖层沉降也是调整重力不稳定结构的一种方式。典型的类比证据是：地球太古代地幔地温梯度比如今要大许多，最初形成的原始地壳比当前地壳更厚，原始地壳由于重力不稳定下沉至地幔，现今的地壳是随后深部物质上升形成的(Johnson et al., 2014)。

本文回顾了经典岩浆洋演化和月壳形成模型，在经典模型难以解释的斜长岩年龄和An牌号问题上，我们引进温度梯度下物质的热扩散效应，指出岩浆洋表面存在冷却传导盖层，该盖层之下的部分结晶区在热迁移的作用下，持续结晶镁铁质矿物和斜长石，结晶的镁铁质矿物下沉至熔融区重新熔融，而持续结晶的斜长石上浮富集形成堆晶层，在后期通过底劈作用形成月壳。与此同时，Soret效应导致CaO持续向部分结晶区上部扩散，Na₂O持续向下部扩散，结晶的长石中钙长石含量更高。本文模型并不否认岩浆洋在演化晚期也会结晶斜长石上浮形成月壳，即月壳的组成可能是多来源的：早期部分结晶区结晶的斜长岩年龄古老，结晶时间跨度大，钙长石含量高；晚期分异演化的熔体结晶的斜长岩年龄较新，钙长石含量低。

本文模型的验证除了斜长岩年龄问题和An牌号之外，还需更多的证据，做进一步的工作。