风暴洋晚期玄武岩厚度及规模研究∗

胡晓依陈 媛张迅与李少林夏学齐吴昀昭

(1中国科学院紫金山天文台南京210008)

(2中国科学院行星科学重点实验室南京210008)

(3中国地质大学(北京)北京100083)

(4中国科学院国家天文台北京100012)

(5澳门科技大学太空科学研究所澳门999078)

1 引言

月球爱拉托逊纪(Eratothenian Period,3.2–1.1Gyr)[1]岩浆活动在西部月海地区(主要是风暴洋(Oceanus Procellarum)及雨海(Mare Imbrium))产生了大规模光谱独特的月海玄武岩,通常称之为年轻玄武岩或晚期玄武岩[2].最年轻的晚期玄武岩的年龄约1.1Gyr[3],远低于最年轻的月球样品同位素年龄(2.93Gyr)[4].利用高分辨率遥感数据最近甚至发现了局部出露的、可能小于1Gyr的火山痕迹[5].这些晚期玄武岩记录了月球晚期热演化的重要信息,是了解月球末期岩浆活动的钥匙,极具研究价值.了解它们的厚度、体积乃至喷发通量对于认识风暴洋乃至月球晚期的热演化具有重要意义.

月球玄武岩厚度的估测方法主要有地球物理探测法[6−7]、撞击坑-几何学技术[3,8]、摄影测量法[9−10]、撞击坑大小-频率分布法[11−12]、撞击坑挖掘法[13]等.地球物理测量法一般利用重力和雷达等数据估计玄武岩的总厚度[6].撞击坑-几何学技术以部分掩埋坑为研究对象,用最大挖掘深度减去暴露在外的坑壁高度获得掩埋玄武岩的厚度.采用该方法的目标玄武岩的喷发时间需要晚于撞击坑形成时间,若其形成时间相对较早,可能导致目标玄武岩厚度被严重低估.摄影测量法主要利用月表熔岩流锋厚度计算玄武岩厚度,但风暴洋地区很少分布熔岩流锋明显的晚期玄武岩(这类玄武岩主要出现在雨海西南部).撞击坑大小-频率分布法(CSFD)主要利用多期次玄武岩充填活动在CSFD曲线上表现出的转折来估计最表层玄武岩的厚度[8].撞击坑挖掘法基于不同深度玄武岩地层的成分差异,利用上覆撞击坑溅射物的成分来判断该坑是否穿透了表层玄武岩层,继而根据撞击坑的挖掘深度来约束表层玄武岩的厚度[13−14].

过去的研究主要针对区域内玄武岩总厚度.de Hon[8]利用撞击坑形貌学(Crater Morphology),发现月球正面东部月海玄武岩的平均厚度为200–400m,西部月海玄武岩的平均厚度为∼400m,局部地区可能超过了1000–2000m.Heather等[15]利用撞击坑大小-频率分布法得到风暴洋南部地区玄武岩总厚度估算值为160–625m.获得玄武岩单元的厚度是获取其体积的前提.不同玄武岩单元体积的对比,有助于了解月幔部分熔融程度随时间的变化.Apollo时代基于玄武岩流锋面阴影方法获得的晚期玄武岩厚度范围是10–65m,平均厚度为30–35m[9].Chen等[16]分别采用摄影测量法与撞击坑挖掘深度法估算了雨海地区两种晚期玄武岩的厚度,其中锋面可见的晚期玄武岩层厚度为13–33m,锋面不可见的晚期玄武岩层厚度为14.49–43.61m.Weider等[17]利用撞击坑挖掘深度法研究了风暴洋和澄海(Mare Serenitatis)的玄武岩地质单元,测得风暴洋P52地区晚期玄武岩的平均厚度为100–300m.通过撞击坑挖掘法估算出的嫦娥三号着陆点玄武岩厚度为41–46m[18]和38m[16],与基于嫦娥三号雷达探测数据的估计值(35m)[19]近似.

风暴洋分布了月球最大面积的晚期玄武岩,是研究月球晚期岩浆活动的良好场所.本文目的是估算风暴洋晚期玄武岩的厚度及其体积.对风暴洋地区晚期玄武岩活动规模的研究,有助于认识风暴洋晚期玄武岩的岩浆过程,并为研究月球晚期岩浆活动和月球热演化模型研究提供基础资料.

2 区域地质背景

风暴洋位于月球正面西半球克里普地体(Procellarum KREEP Terrane,PKT)内,是月球最大的月海,其南北径约2500km,面积约4.0×105km2[20−22].区域内出露大面积月海玄武岩,可大致分为两大类:相对古老的雨海纪玄武岩(反射率高)和相对年轻的爱拉托逊纪玄武岩(反射率低)[16](图1(a)).嫦娥五号的预着陆区(吕姆克山,Mons Rümker)位于雨海纪与爱拉托逊纪玄武岩层交界处.在月球矿物制图仪(Moon Mineralogy Mapper,M3)积分吸收深度图(Integrated Band Depth,IBD)中,爱拉托逊纪玄武岩因富橄榄石而呈红色,而周围的雨海纪玄武岩富辉石呈黄绿色,高地呈蓝色(图1(b)).在基于克莱门汀(Clementine)数据的比值假彩色图上,晚期爱拉托逊纪玄武岩因其较高的铁钛含量呈现蓝色色调,显著区别于周围的高地和雨海纪玄武岩(图1(c)).月球勘测轨道飞行器(Lunar Reconnaissance Orbiter,LRO)搭载的广角相机(Wide Angle Camera,WAC)数据显示:晚期爱拉托逊纪玄武岩与周围早期玄武岩的钛含量差异在3波段合成的假彩色影像上的色调具有明显区别,便于不同地层边界的识别(图1(d)).

图1 风暴洋爱拉托逊纪玄武岩分布及地质单元划分图(红色三角形为嫦娥五号预计着陆区).(a)M31000nm反射率图;(b)M3IBD假彩色合成图(R:1000nm IBD,G:2000nm IBD,B:1500nm IBD);(c)克莱门汀比值彩色合成图(R:750/415nm,G:750/950nm,B:415/750nm);(d)WAC彩色合成图(R:689nm,G:360nm,B:604nm).Fig.1 The distribution of Eratosthenian basalts in the Oceanus Procellarum(the red mark is the Chang’E-5 potential landing site).(a)M31000nm re fl ectance;(b)the color composite image of the M3 integrated band(R:1000nm IBD,G:2000nm IBD,B:1500nm IBD);(c)the Clementine color ratio image(R:750/415nm,G:750/950nm,B:415/750nm);(d)the WAC false color composite image(R:689nm,G:360nm,B:604nm).

3 数据与方法

3.1 数据介绍

本文主要使用M3数据.M3探测器由美国NASA(National Aeronautics and Space Administration)研制,搭载于印度的月船一号飞船(Chandrayaan-1).通过推扫式成像,它获取了月表95%以上的图像和光谱数据[23].M3数据主要可分为两种模式[24]:全球模式和目标模式.在全球模式(G数据)下,M3探测器在100km高度的月球轨道上运行并获取85个波段的影像数据.该数据覆盖了430–3000nm的波长范围,具有很高的光谱分辨率(20–40nm),能够有效展示矿物的特征光谱.M3全球模式可分为OP1和OP2两个光学周期[25](又分为OP1A、OP1B、OP2A、OP2B、OP2C 5个子周期),两组数据获取时的温度条件与空间分辨率不同,有140×140m/pixel或140×280m/pixel两种图像数据.为了达到空间全覆盖,本文选用了分辨率为140×140m/pixel的OP1B、OP2A以及分辨率为140×280m/pixel的OP2C数据开展研究.

除M3数据外,本文还结合了Clementine紫外/可见光(UV/VIS)光谱相机全月图像数据(415nm、750nm、900nm、950nm和1000nm)[26−27]及LRO搭载的广角相机数据进行地层划分.基于Clementine数据的波段比值假彩色图为地层划分提供丰富的细节信息.LRO广角相机提供了全月从紫外到可见光波段(321–689nm)高空间分辨率(100–400m/pixel)的多光谱数据[28],能识别微弱的地形变化.此外,LRO网站(http://target.lroc.asu.edu/q3/)提供的各种图像数据也可有效应用于撞击坑直径的测量和撞击坑新鲜程度的分析.

3.2 方法

我们参照Zhang等[29]在该区域的划分情况,结合IBD影像、Clementine比值假彩色合成影像和IIM(Interference Imaging Spectrometer)影像,对多源遥感影像进行图像拉伸和增强,将研究区各地质单元进行了划分.

爱拉托逊纪玄武岩和下伏雨海纪玄武岩的光谱特征差异明显,极易通过高光谱数据进行地层识别.图2(a)展示两期玄武岩边界地区的M3假彩色合成图,其中深色的为晚期玄武岩,浅色的为雨海纪玄武岩.爱拉托逊纪玄武岩富含橄榄石,其光谱在1000nm处有较强的吸收峰,1300nm处有次级吸收峰,在2000nm的吸收峰较弱[30].雨海纪玄武岩富含辉石,在1000nm和2000nm附近都有明显的吸收峰[30](图2(b)).因此我们采用月坑挖掘深度法估算晚期玄武岩厚度.

陨石在撞击月球表面时,撞掘出来的深部物质会暴露于撞击坑内和溅射毯上,小型撞击只能挖掘表层物质,而较大撞击会穿透表层挖掘出更深层的物质.本文利用M3数据提取爱拉托逊纪玄武岩地层撞击坑表面的光谱,判断撞击发生时是否撞穿晚期玄武岩:较强的辉石吸收特征指示撞穿坑,较强的橄榄石吸收特征指示未撞穿坑(图2(b)).研究显示,简单撞击坑的最大挖掘深度和其直径存在线性关系[31].利用该线性关系,可以通过撞击坑直径简单估算撞击坑的最大挖掘深度.再将最小撞穿坑的挖掘深度和最大未撞穿坑的挖掘深度分别作为爱拉托逊纪玄武岩厚度的上限与下限[9],进而得到爱拉托逊纪玄武岩的厚度范围.

图2 爱拉托逊纪与雨海纪玄武岩不同光谱特征示意图.(a)爱拉托逊纪与雨海纪玄武岩边界地区的M3假彩色合成图(R:2896nm,G:1508nm,B:750nm),绿色箭头所指撞击坑(直径∼570m;∼32◦71′N,62◦86′W)的光谱曲线为(b)中绿色曲线,红色箭头所指撞击坑(直径∼520m;∼30◦99′N,62◦64′W)的光谱曲线为(b)中红色曲线;(b)爱拉托逊纪玄武岩和雨海纪玄武岩的光谱曲线,分别提取自图(a)的两个撞击坑,绿色曲线为雨海纪玄武岩的光谱,红色曲线是爱拉托逊纪玄武岩的光谱,蓝色箭头标注为1000nm与2000nm吸收峰位置.Fig.2 Different spectral absorptions of the Imbrian and Eratosthenian basalts.(a)M3color mosaic of the boundary area of Imbrian and Eratosthenian basalts(R:2896 nm,G:1508 nm,B:750 nm).The green arrow refers to the spectral curve of the crater(∼570 m; ∼32◦71′N,62◦86′W)appears as the green curve in(b).The red arrow refers to the spectral curve of the crater(∼520 m; ∼30◦99′N,62◦64′W)appears as the red curve in(b).(b)Spectra of the Imbrian and Eratosthenian basalts,which are from the two freshcraters in(a).The green curve displays the spectra of Imbrian basalts;and the red curve displays the spectra of Eratosthenian basalts;the blue arrows show the absorption peaks of 1000 nm and 2000 nm.

首先,选取小型撞击坑,判断其是否撞穿了晚期玄武岩.本文撞击坑的选取遵循以下原则:(1)尽量选取新鲜撞击坑,避免后期撞击坑溅射物对目标撞击坑光谱特征的影响,同时也降低空间风化对光谱特征的影响.成熟度较高的撞击坑受空间风化影响更强,其光谱曲线的形态特征发生改变,将影响玄武岩岩性的判别.(2)一般两类撞击坑挖掘深度限定的范围越窄,玄武岩的厚度估算得越精确,因此在同一地质单元内应尽可能选择最小的撞穿坑和最大的未撞穿坑.(3)检查撞击坑附近所有的像素点.撞击坑表面物质分布不均,如撞穿坑表面也会残存上层富橄榄石玄武岩的光谱特征,撞穿坑撞掘出的雨海纪玄武岩极有可能在M3遥感影像上只占很小部分.因此在筛选光谱信息时,应当尽可能全面地检查撞击坑覆盖的所有像素点,以保证结果的准确性.

其次,测量撞击坑直径,并依据直径深度比关系计算撞击坑的最大挖掘深度.简单撞击坑(一般将直径<15–20km的月球撞击坑归为简单撞击坑[31])的最大挖掘深度及其直径之间存在线性关系[31]:

其中,Dt代表瞬态撞击坑的直径,Dexc代表撞击坑的最大挖掘深度,D代表撞击坑的直径.在同一地区,以最小撞穿坑的Dexc作为爱拉托逊纪玄武岩厚度的上限,以最大未撞穿坑的Dexc作为下限,便可获得爱拉托逊纪玄武岩的厚度范围[16].对各个地质单元的撞穿与未撞穿坑厚度分别利用反距离加权(Inverse Distance Weighted,IDW)内插法进行插值计算,得到最大厚度变化图和最小厚度变化图.再将两者求均值,获取风暴洋爱拉托逊纪玄武岩的平均厚度分布.应用ArcMap中的面积及体积统计工具(Area and Volume Statistics)可进一步计算出其规模大小.

4 结果与讨论

4.1 结果

本文将研究区划分为U1–U7 7个地质单元(部分引用Zhang等[29]的结果)(图2(d)),其中U5–U7与Weider等[17]命名的P52区域大致相同;U4单元所在位置为风暴洋最年轻的区域(∼1.2Gyr)[3];U1–U3单元在IBD图像上为深红色,为风暴洋地区内最富橄榄石的区域[29](图1(b)).在这7个地质单元内选取了爱拉托逊纪玄武岩地层覆盖区域上的171个小型撞击坑(均为简单撞击坑,D<1.5km)用于估算晚期玄武岩地层厚度,其中79个具明显的辉石光谱特征,为撞穿坑,另外90个为未撞穿坑.它们的位置分布见图3.

图3 撞击坑选点大小和分布图Fig.3 The location and size of craters

图4 标示出研究区内各地质单元的撞穿坑和未撞穿坑厚度的平均值、最大值及最小值.本文撞击坑位置、直径及标准差详见附表2.图4中可以看出同一地层内撞穿坑的平均厚度均大于未撞穿坑,其中U2、U3和U4单元内选取的撞穿坑与未撞穿坑的最大挖掘深度变化范围较大,表明同一地质单元内部厚度存在差异.

图4 各地质单元撞击坑深度分布图Fig.4 The thickness of craters of each unit

结合撞穿坑与未撞穿坑的最大挖掘深度,对每个地质单元进行插值,得到了风暴洋爱拉托逊纪玄武岩的厚度分布图(图5).由图5可见,风暴洋爱拉托逊纪玄武岩的平均厚度约为24–88m,其中Aristarchus坑西部厚度最大,大多超过60m,研究区最南部出现最小值,厚度大致为28–31m.马里厄斯坑(Marius)以东的区域厚度普遍较小,约为35–45m.嫦娥五号预计着陆点附近U1地层厚度约为31–38m.同一地质单元内爱拉托逊纪玄武岩厚度分布并不均匀,各个地质单元之间也存在差别.表1列出了各地质单元爱拉托逊纪玄武岩的平均厚度、出露面积及估算体积.风暴洋地区晚期玄武岩的平均厚度仅约为(24±2)–(88±2)m,这与晚期玄武岩岩浆富铁、贫硅从而粘度偏低的特性一致.U1–U7 7个地质单元晚期玄武岩总出露面积∼3.02×105km2,总体积为∼1.39×104km3.与雨海纪大规模的溢流玄武岩相比,晚期玄武岩体积不足风暴洋地区玄武岩总体积的2%[8,15].

表1 风暴洋爱拉托逊纪玄武岩平均厚度及规模Table 1 Average thickness and scale of the Eratosthenian basalts in the Oceanus Procellarum

图5 风暴洋晚期玄武岩厚度分布图(绿色标记为嫦娥五号预计着陆区)Fig.5 The thickness distribution of the late-stage basalts in the Oceanus Procellarum(the green mark is the Chang’E-5 potential landing site)

4.2 讨论

4.2.1 误差分析

因无法对月球晚期玄武岩厚度进行直接测量,本文的估算方法必然存在一定误差.误差可能主要来源于撞击坑的选取、地质单元内部地形起伏、计算公式及地层划分等几个方面.

为更准确地限定玄武岩的厚度,需要在同一地质单元内尽量寻找邻近的、具有最大直径的未撞穿坑和最小直径的撞穿坑.然而,两类撞击坑在空间分布上不均匀,且选取时受光学辐射纹及撞击坑新鲜度要求的限制,使基于距离插值的IDW算法的精度及厚度估算准确性受到影响.另外,撞击坑形成以后,可能存在撞击坑坑壁塌陷、坑缘后退的情况,导致其直径很难被准确测量,对于厚度的估算结果也将产生影响.为减少直径测量误差,对直径进行多次测量并取平均值,表1为利用公式求取的平均厚度及其标准差.

同一区域内的大部分撞穿坑深度大于未撞穿坑,但从图3可以看出,某些区域存在未撞穿坑深度大于撞穿坑的情况.这可能是因为晚期玄武岩溢流前的下伏地层表层存在地形起伏,其为同一地质单元内部厚度变化的主要原因.但研究区各地质单元未出现大范围的厚度骤变,表现出较为连续的变化趋势,也验证了本文分析结果的可靠性.

此外,撞击坑直径求取深度的计算公式误差也会传递至玄武岩层厚度的计算结果.地层划分的准确度会对玄武岩单元面积的计算造成影响,从而影响晚期玄武岩体积估算.

由于U2地质单元内的小型新鲜撞击坑多为未撞穿坑而鲜见撞穿坑,该地质单元爱拉托逊纪玄武岩厚度范围仅由区域边缘4个撞穿坑估算得出,可能存在较大误差.U2地质单元内广泛分布大直径的未撞穿坑,据此推测该单元内爱拉托逊纪玄武岩实际厚度可能大于本文估测值.

4.2.2 与前人研究对比

Hiesinger等[32]用撞击坑大小-频率分布法对风暴洋地区26个单元的晚期玄武岩厚度进行了测量,其结果约为32(+10/−6)–51(+10/−6)m;Morota等[12]用相同的方法获得风暴洋克里普地体晚期玄武岩的厚度约为20–60m.这些结果与本文估测的风暴洋晚期玄武岩厚度(约为24–88m)一致.通过撞击坑挖掘法测得雨海地区晚期玄武岩厚度约为14–43m[16],与嫦娥三号探月雷达获取的结果(35m)[19]基本一致.本文获得的嫦娥五号预计着陆地区附近的晚期玄武岩也具有近似的厚度(约为31–38m).

Weider等[17]对P52地区晚期玄武岩进行了测量得出玄武岩厚度约为100–300m,远大于本文利用M3数据得到相应区域(U5–U7)的厚度(35–45m).Weider等[17]也采用撞击坑挖掘法,但其主要依据表层玄武岩与下覆玄武岩间铁钛含量差别来识别撞穿坑与未撞穿坑.元素含量的计算受月表物质类型(如岩石与土壤)及反射率绝对值的影响,存在较大不确定性.相比而言基于两期玄武岩光谱特征的明显差异,利用高光谱数据能准确地分辨其归属地层.

5 结论

基于多种遥感数据,本文将风暴洋晚期玄武岩划分为U1–U7 7个地质单元.依据雨海纪与爱拉托逊纪两类玄武岩光谱特征的明显差异,通过对比分析撞击坑的光谱,区分出两类撞击坑,并用这两类撞击坑的深度限定爱拉托逊纪玄武岩的厚度,绘制了风暴洋晚期玄武岩高分辨率厚度分布图,估算了出露的晚期玄武岩的体积.本文主要结论如下:

(1)风暴洋地区爱拉托逊纪玄武岩厚度约为24–88m.不同地质单元之间存在差别,其中最富橄榄石的U2及U3地层厚度较大;南部的U5–U7地层厚度较小;U7地层厚度最小(约28–31m).嫦娥五号预定着陆区附近晚期玄武岩的厚度约为31–38m.上述研究均表明风暴洋晚期玄武岩层厚度较薄,这与晚期玄武岩浆富铁、贫硅从而岩浆粘度偏低的特性一致.

(2)风暴洋7个地质单元的总出露面积约为3.02×105km2,总体积约为1.39×104km3,仅占风暴洋地区玄武岩总体积的1.6%,表明爱拉托逊纪玄武岩浆活动较之雨海纪已极大减弱.

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