月球是地球唯一的天然卫星[1]，平均半径有地球的27.3%（约1737 km），但质量只有地球的1.23%[2]，是太阳系第5大卫星。作为夜晚能观测到的最显著天体，自古以来就有不同领域的学者对月球进行相关描述、记载及研究。文人墨客基于对月相的观测和思考，以月球为灵感创作了“今人不见古时月，今月曾经照古人”“人有悲欢离合，月有阴晴圆缺”等蕴含自然哲理的诗句。
古代天文学家石申（公元前4世纪，战国中期魏国人）早在两千多年前揭示了月食现象的本质[3]，即为天体相互遮掩，而非“天狗食月”，为此国际天文学联合会（International Astronomical Union， IAU）将月球背面北极圈附近一处环形山（大型的陨石撞击坑）命名为石申环形山（Shi Shen Crater），象征着数千年来人类对月球从未停止的探索和认知。从古人对星空的仰望，到现代空间科学的深入研究，我们对行星、星系和黑暗宇宙的好奇心一直驱使着我们迈向未知的旅程。
月球的起源？旧观点与新认知
历史上，月球的起源有许多争议。过去的假说观点受限于当时的科技水平，没有充分的证据去论证，人们对月球的认知存在一定局限和缺陷。例如，著名生物学家达尔文的儿子——乔治·达尔文（George H. Darwin）曾认为，月球是由早期熔融态的地球自转“甩”出来的[4]，但研究表明，原始地球并不具备使物质分离的角速度。
此外，有人认为月球是被地球引力捕获而来的[5]，这一假说也存在缺陷，因为原始地球没有能使月球接近时缓速以捕获它的条件（至少需要有更大、更厚的大气层，更强的引力场）。还有人认为月球和地球是同时从太阳星云凝聚形成的[6]，但这一假说无法解释地球和月球之间铁元素含量的差异，即同一物质来源的天体，不应有目前所观测到的地球铁元素含量较高，而月球较低的现象。
直到20世纪60年代末，美国阿波罗11号任务载人登月并成功采样[7]，标志着行星科学进入物质组成和物理化学性质的直接研究时期。科学家们基于一系列美国阿波罗月球样品、前苏联月球号样品的成分分析研究，认为月球是地球受行星撞击所溅出的碎片凝聚而形成的。这样的“大碰撞说（giant impact hypothesis）”[8]成为月球形成的主流观点。
地球的意外之财
约45亿年前，太阳系形成之初。一颗约火星大小（半径~3000 km， 地球的一半）的远古行星——忒伊亚（Theia），偏离了自身轨道，以约45°倾角、较高的初始速度（但小于4 km/s）与原始地球发生正面碰撞[9]。
忒伊亚（Theia）与原始地球（Proto-Earth）撞击示意图（改编自NASA及Canup[9]）
大碰撞导致忒伊亚直接破碎，一部分碎片沉入地幔深部，另一部分碎片与溅出的地球物质一同散布在环地球轨道上。大碰撞的动能大部分转化为热能，产生了极高温，行星碎片变为熔岩和气态硅酸盐。
随着时间的推移，环地球轨道洛希极限（Roche limit， 简单来说是卫星稳定存在的最近距离）以内的物质逐渐回归地球，洛希极限外的熔岩和硅酸盐气体等物质相互碰撞，慢慢凝聚形成了原始月球[10]，这颗地球唯一的天然卫星。
地球（蓝）和忒伊亚（黑）的碰撞轨迹模拟动画（据Dart evader~commonswiki）其中，L4代表拉格朗日点，黄色球体为太阳，碰撞后红色代表碎片，墨绿色球体为月球。
大碰撞的余晖
根据大碰撞说，原始月球凝聚过程中，高温状态会持续存在，月球表面呈数百公里深的全球性熔融态——岩浆洋（LMO， the Lunar Magma Ocean）[11][12]。在后来的几亿年内，高温状态的岩浆洋逐渐冷却，凝结出一种低密度的灰白色岩石——斜长岩[13]，漂浮在月球表面，形成灰白色的月壳[14]。反之，密度大的部分沉入月球深处，形成月核及月幔。
早期的恒星系统并不稳定，动荡的太阳系有许多陨石不断撞击各行星。如著名的晚期重轰击（LHB， Late Heavy Bombardment）， Picard， Fahrenheit等轰击事件[15]。一系列的陨石撞击使得月表陨石坑泛滥，在月球内部的火山作用下，月幔部分熔融上涌了岩浆，填充了低洼的陨石撞击坑并凝结，形成了深色的月海玄武岩[16]，这一区域被称为“月海”。未被填充的浅色斜长岩区域，我们称为“月球高地”。至此，现代月球的框架基本形成。后续的几十亿年来，浅表层的月岩受微陨石撞击、宇宙射线辐射等外界条件改造，形成了我们悉知的“月壤”。
月球岩浆洋模型及初始圈层结构示意图（改编自National Research Council[17]，据刘岢城[18]）
通俗来说，我们看到的月表分为两个主要的区域，白色区域叫做“高地”，黑色区域被称为“月海”（Mare）。当然，月海不是海，而是深色岩石区域。颜色的差异源于岩石种类的不同，白色的高地斜长岩诞生于月球形成之初的岩浆洋，较古老。黑色的月海玄武岩是后来月球演化过程中形成的，较年轻。
岩浆洋的形成需要大碰撞提供热能，两个假说相辅相成，而斜长岩被认为是岩浆洋凝结的主要产物，因此，要了解月球起源之谜，需在白色的月球斜长岩上找到证据。
岩浆洋的产物
1969年，美国阿波罗11号任务的载人登月舱在月球静海（Mare Tranquillitatis）区域着陆，人类首次登上了月球。“静海”是位于月球正面东部的一处月海，充斥着暗色的月海玄武岩。执行任务的阿姆斯特朗（Neil Armstrong）等人采集并带回了21.55 kg月球样品。
随后的一年，科学家们在阿波罗11号的玄武岩样品中，意外地发现不属于月海的岩屑——斜长岩碎屑，这是人类首次认识到月球斜长岩。月海玄武岩中为什么会有斜长岩碎屑？科学家们极力找寻原因，一直没有找到问题的答案。后来，在仔细对比了斜长岩碎屑与撞击坑抛射物质的成分后，科学家推测碎屑来自月球高地，受撞击事件溅射而来到静海，高地的月岩为斜长岩。
后来科学家们大胆提出，原始月球的岩浆结晶出了斜长岩，向上漂浮形成了最初的月壳，逐渐演化为现代月球的高地。这一观点被后人完善为著名的岩浆洋假说[19]，斜长岩也成了岩浆洋假说中的代表物质和关键证据。
1971年，为更多地了解月球起源问题，美国阿波罗15号任务选择在月球海德里-亚平宁区（Hadley-Apennine）着陆。宇航员采集并带回了76.70 kg的月球样品，其中包括了人类首块采集带回的完整月球斜长岩[20]，被称为“创世岩”（Genesis Rock）。
“创世岩”——阿波罗15号月球斜长岩样品15415（据NASA）。月球斜长岩的主要成分是斜长石，其含量可达90%以上，因此而得名。（斜长石是一种常见的矿物，如我们熟悉的花岗岩的主要成分就有斜长石）。
以“创世岩”“FAN”（Ferroan Anorthosite， 来自阿波罗16号任务）等为代表的月球斜长岩，为揭示月球的起源和早期岩浆洋演化提供了大量岩石学、矿物学和地球化学数据，包括矿物组成、岩石结构构造、元素和同位素等。
科学家对月球斜长岩进行的一系列研究使我们深入了解月壳的形成机制和过程，研究结果支持了“大碰撞”和“岩浆洋”假说，成为了现代月球科学的基石，为我们深究月球的起源和对地月系统的演化研究提供了重要线索和关键证据。
大碰撞的其他证据
作为学界的主流观点，大碰撞需要有多方面的证据支持。例如，忒伊亚的碰撞很可能使地球自转轴与太阳系平面发生了倾斜（太阳系形成之初，应为垂直关系），形成现在的“黄赤交角”，并使得地球自转和月球公转方向一致[21]；其次是氧同位素组成的相似性[22]，大碰撞使得忒伊亚和地球物质的化学成分充分交换并达到平衡，两者形成相似的O（氧）同位素组成（尚存争议[23]）；还有月球过去熔融态表面的迹象、月球较小的铁核且比地核低的密度[24]以及大量撞击模型的计算验证[25][26]等相关证据。
黄赤交角，变化范围在22.1°~24.5°（据NASA， Mysid）
关键证据是来自月球样品的金属同位素研究，根据已有的理论，行星岩体在高温挥发时，稳定Zn（锌）同位素的组成会发生改变，在地球化学中称为同位素分馏[27][28]，而Zn同位素在普通岩浆结晶的形成过程中不会发生产生这一同位素分馏的过程[29]。
科学家们通过质谱仪来分析月球、地球及类地行星（火星）岩石样品的稳定Zn同位素组成，发现月球样品的Zn元素含量较低，但富集重Zn同位素。即Zn元素含量不高，但Zn大质量的核素相对含量较高，这一异常现象表明月球的Zn元素在大碰撞后，岩体蒸发导致Zn含量下降，过程中发生了同位素分馏[30]，进一步验证了大碰撞假说。
此外，一些同位素能为岩浆洋假说提供证据（例如氯同位素[31]揭示了月球岩浆洋的脱气作用），验证了“岩浆洋说”，间接为月球起源的“大碰撞说”提供了证据。
月球陨石
在大多数人的印象中，月球样品就是“嫦娥五号月壤”“阿波罗样品”这样由人类探测器采集返回的样品。实际上，月球样品还包括一个特殊的种类——月球陨石。月球陨石是流星体撞击月球后，溅射出并被地球引力场捕获的月球岩石[33]，其成分基本未发生改变，且来自月球的各个不同的部分（因月球的陨石坑分布较随机、均匀），具有很高的研究价值。
自1983年第一块月球陨石Allan Hills A81005[32]被确定以来，已陆续发现667块新的月球样品——月球陨石，总重达1212.13 kg（据List of Lunar Meteorites， 美国圣路易斯华盛顿大学）。主要分布在非洲撒哈拉沙漠、南极洲等易保存地区。月球陨石丰富的样品量和种类对月球科学研究有重要理论意义，为月球的起源与演化历史研究提供了大量的地球化学证据。
月球陨石的形成示意图
a-月球受陨石撞击溅射碎片; b-月岩碎片被地球引力场捕获;c-月球部分撞击坑分布图;d-地球沙漠发现的月球陨石。（由a~d底图来源: IGNAT; Erik Simonsen; Mazrouei et al. 2019; Ahmad Bouragaa）
人类探测器带回来的月球返回样品代表性较为局限，一定程度上只能代表着陆采集区域，无法推广至整体月表的特征，因此需要进行更多数量和种类的月球陨石的地球化学研究作为证据补充。
撞击残骸
2023年11月，一项关于月球大碰撞的研究被选为国际学术顶尖期刊《自然》的封面文章。研究人员通过地震波手段，找到残留于地球地幔深部的忒伊亚残骸。残骸引起了深部地幔的异常，使得该区域地震波速下降，被称为“大型低速体”。该研究为大碰撞说提供了多学科尺度的证据支持。
嫦娥六号将提供新的证据
当前，中国探月工程的嫦娥六号发射圆满成功，前往月球背面进行约50天的采样任务并返回。嫦娥六号的预选着陆区位于南极-艾特肯盆地（South Pole–Aitken basin）——位于月球背面的巨大撞击坑，直径约2500 km，深约13 km，是月球最大、最深和最古老的盆地。
由于潮汐锁定，月球只有一面朝向地球，我们在地球上永远看不到月球背面，因此嫦娥六号在月球背面通信的极为困难，需要鹊桥二号中继通信卫星支持。人类此前只有一次成功月球背面软着陆历史——嫦娥四号，同样着陆于南极-艾特肯盆地。
嫦娥六号月球样品即将成为人类首批月球背面采集的样品，预计返回样品2000 g。月球背面相对月球正面更为古老，返回的样品将推动月球科学发生重大革命，特别是对月球的起源与早期演化提供新的关键证据，是人类对月球的探索和认知又一个里程碑。
结语
远古时期的意外事件，造就了今天的地月系统。满是陨石坑伤痕的月球，保护了地球四十五亿年。在月球的庇护下，这颗蓝色星球孕育出了太阳系仅有的文明，通过对月球的不断探索，我们或许能更好地了解自己。
参考文献
[1] Morais M H M， Morbidelli A. The population of near-earth asteroids in coorbital motion with the earth[J]. Icarus， 2002， 160(1): 1-9.
[2] Williams D R. Moon fact sheet[J]. NASA. Diakses， 2007: 03-21.
[3] Needham J， Wang L， Price D J D S. Heavenly clockwork: the great astronomical clocks of medieval China[M]. CUP Archive， 1986.
[4] Binder A B. On the origin of the moon by rotational fission[J]. The moon， 1974， 11(1-2): 53-76.
[5] Mitler H E. Formation of an iron-poor moon by partial capture， or: Yet another exotic theory of lunar origin[J]. Icarus， 1975， 24(2): 256-268.
[6] Stroud R. The book of the moon[M]. Random House， 2009.
[7] Orloff R W. Apollo by the numbers: a statistical reference[M]. National Aeronautics and Space Administration， 2000.
[8] Hartmann W K， Davis D R. Satellite-sized planetesimals and lunar origin[J]. Icarus， 1975， 24(4): 504-515.
[9] Canup R M. Simulations of a late lunar-forming impact[J]. Icarus， 2004， 168(2): 433-456.
[10] 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.
[11] Warren P H. The magma ocean concept and lunar evolution[J]. Annual Review of Earth and Planetary Sciences， 1985， 13(1): 201-240.
[12] Tonks W B， Melosh H J. Magma ocean formation due to giant impacts[J]. Journal of Geophysical Research: Planets， 1993， 98(E3): 5319-5333.
[13] 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.
[14] Wood J A， Dickey Jr J S， Marvin U B， et al. Lunar anorthosites[J]. Science， 1970， 167(3918): 602-604.
[15] Ryder G， Marvin U B. On the origin of Luna 24 basalts and soils[C]//Mare Crisium: The View from Luna 24. 1978: 339-355.
[16] Tian H C， Wang H， Chen Y， et al. Non-KREEP origin for Chang’E-5 basalts in the Procellarum KREEP Terrane[J]. Nature， 2021， 600(7887): 59-63.
[17] National Research Council. The scientific context for exploration of the Moon[M]. 2007.
[18] 刘岢城. 月球样品的稳定Sr同位素及指示意义[D]. 中南大学， 2023.
[19] Wood J A， Dickey Jr J S， Marvin U B， et al. Lunar anorthosites[J]. Science， 1970， 167(3918): 602-604.
[20] James O B. Lunar anorthosite 15415: Texture， mineralogy， and metamorphic history[J]. Science， 1972， 175(4020): 432-436.
[21] Mackenzie D. The big splat， or how our Moon came to be[M]. 2003.
[22] 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.
[23] Cano E J， Sharp Z D， Shearer C K. Distinct oxygen isotope compositions of the Earth and Moon[J]. Nature Geoscience， 2020， 13(4): 270-274.
[24] Orowan E. Density of the moon and nucleation of planets[J]. Nature， 1969， 222(5196): 867-867.
[25] Canup R M， Asphaug E. Origin of the Moon in a giant impact near the end of the Earth's formation[J]. Nature， 2001， 412(6848): 708-712.
[26] Stevenson D J. Origin of the moon-The collision hypothesis[J]. Annual review of earth and planetary sciences， 1987， 15(1): 271-315.
[27] Moynier F， Albarède F， Herzog G F. Isotopic composition of zinc， copper， and iron in lunar samples[J]. Geochimica et Cosmochimica Acta， 2006， 70(24): 6103-6117.
[28] Moynier F， Beck P， Jourdan F， et al. Isotopic fractionation of zinc in tektites[J]. Earth and Planetary Science Letters， 2009， 277(3-4): 482-489.
[29] Othman D B， Luck J M， Bodinier J L， et al. Cu–Zn isotopic variations in the Earth’s mantle[J]. Geochimica et Cosmochimica Acta， 2006， 18(70): A46.
[30] Paniello R C， Day J M D， Moynier F. Zinc isotopic evidence for the origin of the Moon[J]. Nature， 2012， 490(7420): 376-379.
[31] Boyce J W， Treiman A H， Guan Y， et al. The chlorine isotope fingerprint of the lunar magma ocean[J]. Science Advances， 2015， 1(8): e1500380.
[32] Warren P H， Taylor G J， Keil K. Regolith breccia Allan Hills A81005: Evidence of lunar origin， and petrography of pristine and nonpristine clasts[J]. Geophysical Research Letters， 1983， 10(9): 779-782.
[33] Korotev R L. Lunar geochemistry as told by lunar meteorites[J]. Geochemistry， 2005， 65(4): 297-346.
[34] Yuan Q， Li M， Desch S J， et al. Moon-forming impactor as a source of Earth’s basal mantle anomalies[J]. Nature， 2023， 623(7985): 95-99.
