虽然人类仰望月球已有数千年，但直到1959年，苏联“月球3号”探测器传回首批照片，人类才第一次真正看见了月球背面。这也是我们初次意识到：月球的正面与背面，有着出人意料的“二分性”。 我们所熟悉的月球正面布满大片暗色“月海”，夹杂着明亮的高地。这些月海曾被古人误认为是真正的海洋。实际上，它们是由熔岩喷发并冷却形成的颜色发暗的玄武岩，约占月球正面三分之一的面积。而在月球背面，几乎没有月海的踪迹，取而代之的是密密麻麻的环形山和明亮的高地。与月海不同，高地的岩石是在地下深部冷却形成的，颜色更白一些。遥感数据显示，玄武岩覆盖的月海区域在背面仅占1%左右（参考文献[1]）。 而最近的更多研究则发现，除了地貌上的差异之外，月球正面和背面在成分、月壳厚度和岩浆活动等方面也都存在很大差异。比如NASA于2011年发射的两颗GRAIL探测器发现，月背月壳厚度平均比正面厚约20公里（参考文献[2]）。更厚的月壳、更少的月海、更稀少的玄武岩……这一切似乎都在指向一个结论：月球背面更冷、更早终止火山活动，更早“死去”。 而地质学家判断一颗星球是否“还活着”的标准，恰恰就是它是否仍有火山活动。直到最近，嫦娥六号从月球背面带回的样本，彻底打破了这个印象。科学家们惊讶地发现，直到28亿年前，月球背面还在持续喷发岩浆。我们曾以为那是“早早死去”的一面。如今看来，它的活跃期比想象中更长久。 2024年6月，中国的嫦娥六号探测器成功在月球背面着陆，并首次将来自这片未知区域的月壤样本带回地球。本次任务的着陆点选在了南极-艾特肯盆地（South Pole–Aitken basin），这是月球上最古老、最大的撞击坑，也是整个太阳系中已知最大最深的撞击盆地之一。它直径超过2500公里，平均深度6.2-8.2公里。从地质学角度看，这是一块难得的可以探索月球内部的“窗口”，因为深层物质有可能因撞击而裸露在地表。 嫦娥六号最终在盆地东北部、阿波罗盆地的南部着陆，并顺利采集了1.935千克月壤。这是人类第一次从月球背面带回实物样本，也是在科学家首次拥有可以直接研究月背的真实材料。 这些月壤样本中，科学家挑选出了数百个岩石碎屑。这些碎屑不大，往往只有几百微米，但它们承载的信息，却足以改写我们对月球背面地质史的想象。 在嫦娥六号携带着月壤返回之后，科学家们从中随机手工挑选出400颗尺寸大于300微米（也就是0.3毫米）的岩石碎屑。其中绝大多数的碎屑属于典型的玄武岩，而在极少数样本中，科学家还意外找到了一块铝元素含量较高的高铝玄武岩。通过铅同位素测年后发现，典型玄武岩的形成年代为约28.07亿年前，而高铝玄武岩的年龄更为古老——达到42.03亿年，几乎接近整个月球的年龄上限。 这意味着我们曾以为“早早沉寂”的月球背面，实际上曾经是炽热、流淌岩浆的活跃星球表面，而且它还经历了跨度长达14亿年的火山活动。 月球背面的这块小小玄武岩碎屑，除了揭示了火山活动的时间，还提供了一个更深层的线索——月球正反两面的地质差异，可能起源于它们各自不同的地幔“出身”。 这其中的关键，是一个叫做KREEP的物质组合。KREEP是一个地质学缩写词，代表三类重要元素的组合：K（钾）、REE（稀土元素）、P（磷）。这三类物质共同的特点是：它们在放射性衰变中会产生热量。因此，KREEP的含量越高，说明该岩浆来源的地幔区域温度越高。 通过对嫦娥六号带回样本的同位素与矿物成分分析，科学家发现：那些形成于28亿年前的玄武岩碎屑，来源于一个KREEP含量极低的地幔，也就是说，它们在热源极少的情况下仍能形成岩浆；而那块42亿年前的高铝玄武岩，则显示出典型的KREEP富集特征，说明当时的月球内部拥有相对充足的放射性热源。 这个发现说明在月球早期，其内部确实拥有足够的放射性热源，从而源源不断产生新的岩浆。而到了晚期，虽然月球内部缺乏热源，但它依然能持续产生岩浆活动。 这个发现更重要的意义是协助科学家确定了月球表面二分性的成因。长期以来，科学家对月球二分性的成因提出了多种假说：假说一认为月球正面是KREEP富集区，KREEP提供了更多内部热量，使火山更活跃，而背面缺乏热源，因此更早沉寂；假说二认为正面的地壳较薄，更利于岩浆穿透形成月海，而背面的厚壳阻碍了岩浆上升；假说三则提出在月球早期形成过程中，一次巨大撞击（如形成南极-艾特肯盆地的撞击）导致幔源不均匀混合，从而造成长期差异。 而嫦娥六号的发现，进一步强化了假说二的可信度。因为假说一的存在基础是由于部分研究者认为南极-艾特肯盆地的形成，是一次发生在42-43亿年前的巨大撞击所致，这次撞击可能造成月幔物质的翻转与扰动，进而导致KREEP成分在月球内部的分布变得极度不均——从而解释为何正面富含KREEP，而背面贫乏。 但嫦娥六号带回的样本中，那块形成于42亿年前的高铝玄武岩，其地幔来源依然富含KREEP成分。这说明，即便经历了那场可能导致幔源重塑的撞击，KREEP成分在月球背面并未完全被清空或掩埋，而是仍然部分保存在当地的地幔之中。这项发现削弱了假说一的论据基础。 进一步分析还显示，嫦娥六号采集样本的区域中，28亿年前的火山岩浆则来源于KREEP极其稀少的幔源。这两个样本间μ值（放射性热源指标）的巨大差异说明：月球背面的月幔结构本身也具有显著多样性，甚至与月球正面的月幔结构成分相似。 换句话说，月球背面并不是因为缺少岩浆而沉寂，而更可能是因为更厚的地壳阻碍了岩浆上升与喷发。这也意味着，长期以来困扰科学界的“月球正反面二分性”，其真正的控制机制，很可能不是地幔的差异，而是地壳厚度这一结构因素。 此外，嫦娥六号带回的这批样本，不仅揭示了火山喷发的时间，也在一个更基础但意义深远的层面上，验证了我们“测量月球年代”这件事的正确性。 在没有实物样本或样本极其稀少的遥远星球上，比如月球、火星、金星，科学家是怎么判断这些星球地质年龄的？答案是：看坑，即统计撞击坑。 在没有流水的干旱星球上，每一次陨石撞击都会在其地表留下一个坑。越古老的地面，就越有可能积累更多的撞击坑；越年轻的地层，坑就相对少。 基于这一逻辑，科学家发展出一种间接推测地质年龄的方法，叫做撞击坑统计定年法（crater-counting chronology）。它的核心思想是：单位面积内撞击坑的数量≈这块地表的“年龄”。 当然，这个方法并不是凭空成立的——它必须依靠“已知年龄的样本”来校准：比如嫦娥五号带回的玄武岩是20亿年，我们就知道那片地区坑的密度，对应约20亿年；阿波罗样本是32亿年左右，那片坑的密度就成了32亿年的参考样本。 但这个模型过去有两个缺口。一是时间段空白：在32亿年到20亿年之间，几乎没有返回样本作为校准点；二是区域空白：所有返回样本都来自月球正面，而月球背面从未有实物测年。 嫦娥六号则补上了这两块拼图。本次研究中，科学家将嫦娥六号样本中玄武岩的放射性铅同位素测定年龄为约28.07亿年。而在嫦娥六号着陆区附近，过去也有多个团队基于遥感图像进行过陨石坑计数，所推算出的“相对年龄”大约在27~30亿年之间。也就是说，实测年龄与“数坑”年龄高度吻合。 这第一次验证了：我们在月球背面所使用的陨石坑计数模型，与正面所建立的那一套时间系统是相容的。更深远的意义在于，它不止是验证，还成了新锚点。这个28.07亿年的测年结果现在本身就成为了一个新的绝对年龄锚点，可以反过来进一步校正陨石坑模型，使之更加准确。
