Důsledky pro původ čistých anortositů nalezených v živcových měsíčních meteoritech, skupina Dhofar 489

Dhofar 489 má nejnižší obsah Th a nejvyšší Mg# mezi živcovými měsíčními meteority (Korotev et al. 2006; Takeda et al. 2006). Takeda et al. 2006 uvádějí, že globální mapa distribuce Th a Fe (např. Jolliff et al. 2000) naznačuje, že Dhofar 489 může pocházet z odvrácené strany Měsíce vzhledem k velmi nízkému obsahu Th a Fe. Naopak Korotev et al. (2006) naznačili, že jeho nízké koncentrace neslučitelných prvků odrážejí hloubku, a ne nutně vzdálenost od teránu Procellarum KREEP (PKT) (Jolliff et al. 2000) na blízké straně. Materiály „KREEP“ jsou obohaceny o takové prvky, jako je draslík (K), prvky vzácných zemin (REE) a fosfor (P) (např. Taylor et al. 1991). Nedávná data z Kaguyi (Kobayashi et al. 2012; Ohtake et al. 2012) odhalila, že vyvýšenina na centrální straně má primitivnější aspekt díky nižšímu obsahu Th a vyššímu Mg#. Ohtake et al (2009) uvedli přítomnost čistého anortozitu z pozorování pomocí dat vícepásmového zobrazovače (MI) na palubě Kaguya, u kterého je prostorové rozlišení 20 m VIS a 62 m NIR na pixel v nominální výšce 100 km. Jak ukázali Kobayashi et al. (2012), prostorové rozlišení mapy Th je 450 km, které bylo degradováno za účelem zlepšení přesnosti abundance Th, a relativní chyba je v rozmezí několika procentních bodů. Prostorové rozlišení mapy Mg# bylo 1° × 1° (=30 × 30 km v rovníkové oblasti) a relativní chyba je v rozmezí několika procentních bodů (Ohtake et al. 2012). Prostorové rozlišení dat dálkového průzkumu Země mohlo být původně větší než reprezentativní měřítka chemického složení vzorků měsíčních hornin. V takovém případě by data dálkového průzkumu Země mohla poskytnout průměrné složení každé stopy. Přestože přesnost dat dálkového průzkumu není tak vysoká jako přesnost dat ze vzorků, globální trend obsahu Th a Mg# na Měsíci lze potvrdit pomocí informací o poloze, protože odchylky Th a Mg# jsou výrazně větší než jejich chyby. S odkazem na jejich pozorování pomocí dat dálkového průzkumu Země diskutujeme globální litologii anortozitové kůry porovnáním vzorků z měsíční vysočiny.

Mineralogie a petrologie čistých anortozitových klastů v živcových měsíčních meteoritech, skupina Dhofar 489

V této části se budeme zabývat mineralogií a petrologií pěti velkých čistých anortozitových klastů usazených v meteoritech Dhofar 489 a Dhofar 911. V této části se budeme zabývat mineralogií a petrologií pěti velkých čistých anortozitových klastů usazených v meteoritech Dhofar 489 a Dhofar 911. V této části se budeme zabývat mineralogií a petrologií pěti velkých čistých anortozitových klastů usazených v meteoritech Dhofar 911. Jejich textury jsou rozděleny do tří skupin; většina rozdílů mezi texturami může souviset s rázovými efekty. Jejich rázové textury meteoritickými dopady jsou běžně narušeny sítěmi zvětralin, jako je kalcit vznikající na horké poušti v Ománu (Korotěv 2012).

Skupina I zahrnuje PA1 a PA5. Euhedrální až subhedrální zrna plagioklasu jsou v této skupině hrubá přibližně do 2 mm. Výrazně menší mafické minerály se vyskytují na hranicích zrn mezi vyvřelými zrny plagioklasu s albitovou dvojčatovou texturou. BSE snímky mafických minerálů v PA1 jsou uvedeny na obr. 8. Mezi velkými zrny vyvřelého plagioklasu jsou pozorovány úhlové olivíny. Tyto angulární textury mafických minerálů se liší od obecně zaoblených mafických minerálů granulitu. V každém původním krystalu můžeme rozpoznat vyvřelou krystalickou texturu s dvojčaty albitu (obr. 2b). Proto můžeme usuzovat, že PA1 je součástí hrubozrnného vyvřelého anortozitu. Pokud by šokem vzniklé dvojčatné lamely byly po metamorfních událostech vyžíhány za vzniku granulitů, takováto lamelová textura by zmizela (Takeda et al. 2006). Velké euhedrální až subhedrální krystaly plagioklasu PA1 obklopující malé angulární mafické minerály mohou naznačovat, že raný plagioklas krystalizoval při vysoké teplotě v magmatu a hromadil se; v této fázi zrna plagioklasu zachytila malé množství kapaliny na hranicích zrn. Během poklesu teploty došlo k vykrystalizování malých zrn mafických minerálů ze zachycené kapaliny. Lze však uvažovat i o alternativní hypotéze, jako že tyto klasty byly deformací a rázovými událostmi brekciovány a rekrystalizovány z úlomků velkých monokrystalů plagioklasu.

Snímky zpětně rozptýlených elektronů (BSE) mafických minerálů v PA1 (a, b). Plg, plagioklas; Ol, olivín. Měřítko má velikost 0,05 mm. (a) Zobrazuje zvětšený BSE snímek z obrázku 2b.

Skupina II zahrnuje PA2 a PA4, které jsou tvořeny krystaly plagioklasu různé velikosti (obr. 3), které jsou zřejmě drobnější než krystaly PA1. Tyto brekciované anortozity mohly zažít šokové události a poté byly metamorfovány z hrubozrnného vyvřelého anortozitu, jako je PA1, nebo větších jednotlivých krystalů plagioklasu. Složení minerálů v jednotlivých klastech je homogenní a zahrnuje plagioklas (An94-97) a stopy low-Ca pyroxenu (Mg# 71 až 72) v PA2 a plagioklas (An94-96), olivín (Fo64-68) a low-Ca pyroxen (Mg# 70) v PA4.

Skupina III zahrnuje PA3, což je silně šokovaný brekciový anortozit tvořený jemnozrnným plagioklasem (An95-97) podobně jako ve skupině II. Chemické složení mafických minerálů v klastice d4 je heterogenní (Mg# 30 až 70) a zahrnuje olivín (Fo57), pyroxen s nízkým obsahem Ca (Mg# 69 až 71) a augit (Mg# 29, 72). Ačkoli je textura podobná textuře skupiny II, tento klast by mohl být mechanicky smíšenou brekcií diferencovaných litologií čistého anortositu, jak naznačuje velká variabilita složení mafických minerálů.

Složení plagioklasu ve čtyřech klastech čistého anortositu v Dhofaru 489 se pohybuje ve velmi úzkém rozmezí složení (An94-97). Složení mafických minerálů v PA1 (Fo61-63 olivínu; Mg# 60 až 66 opxu), PA2 (Mg# 71 až 72 pyroxenu s nízkým obsahem Ca) a PA4 (Fo64-68 olivínu; Mg# 70 pyroxenu s nízkým obsahem Ca) je v jednotlivých klastech jednotné. Předchozí výzkum Dhofaru 489 (Takeda et al. 2006) naznačil, že olivín (Fo78) v AN1 je hořečnatější než mafické minerály v ostatních čistých anortozitech v Dhofaru 489 (PA1 až PA4). Složení plagioklasu v PA5 v Dhofaru 911 se pohybuje ve velmi úzkém rozmezí (An95-96) podobně jako v čistých anortositech v Dhofaru 489 (PA1 až PA4). Složení olivínu v PA5 (Fo75-85) je hořečnatější než složení mafických minerálů v čistých anortozitech v Dhofaru 489. Tyto čisté anortositové klasty ve skupině Dhofar 489 vykazují chemické rozdíly v Mg# mafických minerálů.

Objemové chemické složení PA1 (d2) bylo uvedeno v předchozích pracích (Karouji et al. 2004; Takeda et al. 2006). Textura PA1 je částečně narušena sítěmi zvětralin (např. kalcitem) na horké poušti v Ománu (obr. 2c). Proto se na objemovém složení PA1 (Takeda et al. 2006) mohou podílet produkty terestrického zvětrávání (Korotěv 2012). Množství siderofilních prvků v PA1 je Co 1,6 ppm, Ni <18 ppm a Ir <3 ppb. Objemový obsah Ni v klastiku PA1 je pod mezí detekce a dává tak nízký poměr objemového Ni/Co <11 (Karouji et al. 2004; Takeda et al. 2006). Tyto údaje podporují teorii, že tento klast je nedotčený úlomek horniny jen málo ovlivněný meteoritickou kontaminací.

Mineralogie a petrologie vzorku Apollo FAN 60015 ve srovnání s ostatními vzorky Apollo FAN

Anorthosity vzorků Apollo, označované jako FAN díky svému železitému složení, vznikly ve vyvinutějším magmatickém oceánu (např. Warren 1985, 1990). Podle modálních a mineralogických údajů FAN lze tuto sadu rozdělit do několika podskupin včetně anortositického ferroanu (AF), mafického magmatu (MM), anortositického sodíku (AS) a mafického ferroanu (MF), jak vysvětlují James et al. (1989, 2002) a Floss et al. (1998).

Pyroxeny jsou velmi důležité minerály jako záznamníky vývojové historie hornin v magmatickém oceánu. Obrázek 9a shrnuje pyroxenové složení vzorku 60015 včetně našich dat a dále výsledky s výsledky dalších vzorků FAN včetně vzorků 60025, 62255 a 65315 (Obrázek 9b,c,d), které jsou uznávány jako nedochované horniny (např. Warren 1993). Celá hmotnost vzorku 60015 je 5,57 kg, což z něj činí největší horninu mezi vzorky Apollo FAN. Složení ortopyroxenu 60015 je ve srovnání se složením ostatních vzorků FAN homogenní (En62 až En67). Kromě toho je 60015 homogenní v modálním zastoupení plagioklasu (>98 %). Přestože 60015 lze podle kritérií Jamese et al. (1989) zařadit do kategorie AF, naše mineralogická data a výsledky předchozích prací (např. Dixon a Papike 1975) dále naznačují, že 60015 je díky homogenitě minerálního složení a čistotě nedotčený čistý anortozit typu FAN. Vzorek FAN 60025 je heterogenní v modálním zastoupení plagioklasu mezi některými úseky (70 až 99 %: Dixon a Papike 1975; James et al. 1991; Warren a Wasson 1977), obsahující anortosity AF a MM (např. Floss et al. 1998). Velké rozdíly ve složení ortopyroxenů (En48 až En70) v různých částech 60025 (obr. 9b) lze přičíst směsi různých litologických typů (např, Floss et al. 1998; James et al. 1991; Ryder 1982; Takeda et al. 1976).

Složení pyroxenu ve ferroanských anortozitech Apolla: (a) 60015, b) 60025, c) 62255 a d) 65315. Údaje pyroxenů 60015 pocházejí z této práce (červené kroužky) kromě údajů Dixona a Papikeho (1975) a McGeeho (1993). Údaje o pyroxenech 60025 pocházejí z Dixona a Papikeho (1975), Jamese et al. (1991), McGeeho (1993), Takedy et al. (1976) a Walkera et al. (1973). Údaje o pyroxenech v anortozitu v 62255 jsou odvozeny z McGee (1993), Ryder a Norman (1979) a Schaal et al. (1976). Údaje o pyroxenech v 65315 jsou odvozeny z Dixona a Papikeho (1975) a McGeeho (1993).

Implikace pro model měsíční anortozitové kůry na základě studia vzorků měsíčního anortozitu

Původní model LMO na základě vzorků z Apolla předpokládal, že flotace plagioklasu vzniká jednorozměrnou konvekcí na povrchu magmatu. Spektrometr záření gama a spektrální profiler na ostrově Kaguya však odhalily dichotomické rozložení složení v horninách v množství Th (Kobayashi et al. 2012) a Mg# (Ohtake et al. 2012), ve kterém naznačily, že centrální hornina na odvrácené straně vykazuje nejnižší množství Th a nejvyšší Mg# mezi oblastmi živcových hornin.

Studie vzorků Apollo/Luna a měsíčních meteoritů odhalily, že téměř všechny vzorky živcové vysočiny jsou polymorfní horniny silně rozlámané četnými impakty a metamorfované šokovým ohřevem (např, Cahill et al. 2004; Cohen et al. 2005; Joy et al. 2010; Korotev 2005; Lindstrom a Lindstrom 1986; Nagaoka et al. 2013; Warren et al. 2005; Yamaguchi et al. 2010).

Vzorky skupiny Dhofar 489 jsou anortozitické brekcie s krystalickou matricí složené z rozmanitých směsí litických nebo sklovitých klastů, včetně impaktně roztavených brekcií a granulitických brekcií (Takeda et al. 2006, 2007, 2008; Treiman et al. 2010). Přestože magnezitové anortosity (MA1, MA2; Takeda et al. 2006) a magnezitový anortosit s texturou granulitové brekcie (obr. 5) jsou méně metamorfované než měsíční magnezitové granulitové brekcie ve skupině Dhofar 489 (např. Takeda et al. 2006, 2007, 2008; Treiman et al. 2010), jejich textury zahrnující agregáty olivínů se zaoblenými tvary naznačují, že mohly být tepelně metamorfované. Předpokládá se, že takové magmatické klasty nalezené v živcových měsíčních meteoritech se liší od Mg-suitových hornin navrácených z centrální přísluní misemi Apollo kvůli nedostatku nekompatibilních prvků, jako jsou REE (např. Takeda et al. 2006; Treiman et al. 2010). Předpokládá se, že původ těchto magmatických hornin bez signatur KREEP nespočívá v přímém vzniku z magmatického oceánu; spíše by se mohlo jednat o produkty složitějších procesů vzniku kůry (Gross et al. 2014). Navíc jsou tyto magnezitové klasty běžně rozlámány četnými impakty a byly tepelně metamorfovány rázovým ohřevem; mohly tedy projít složitými metamorfními procesy (Takeda et al. 2012).

V současné studii bylo ve skupině Dhofar 489 zjištěno několik čistých anortozitových klastů. Čisté anortosity PA1 a PA5 si mohly zachovat hrubozrnnou texturu; ostatní čisté anortosity mohly být metamorfovány z hrubozrnného čistého anortositu nebo velkých monokrystalů plagioklasu deformací nebo rekrystalizací. Na obr. 10 je znázorněno minerální složení čistých anortositů v Dhofaru 489 (PA1, PA3, PA4 a AN1), Dhofaru 911 (PA5) a vzorku Apollo (60015). Mg# každého čistého anortositu ve skupině Dhofar 489 (obr. 10a) je relativně jednotný v rozmezí několika milimetrů s výjimkou PA3, přestože mezi čistými anortosity byly zjištěny velké rozdíly Mg#. Měsíční anortosit 60015 by mohl být monomiktní směsí čistých anortositů ve stejné fázi v blízkém magmatickém oceánu, protože má úzkou variabilitu složení mafických minerálů (obr. 10b). Studie vzorků anortozitů naznačují, že tyto čisté anortozity byly pravděpodobně vytěženy na povrchu Měsíce z globální vrstvy čistých anortozitů (Ohtake et al. 2009; Yamamoto et al. 2012) existující pod svrchní smíšenou vrstvou bohatou na mafity (např. Hawke et al. 2003). Parmentier a Liang (2010) vypočítali podíl zachycené taveniny v důsledku zmrznutí v horní části magmatického oceánu na základě různých velikostí zrn a viskozity kapaliny 10 Pa. Podle tohoto odhadu je zachycená frakce taveniny menší než 2 %, jak vyplývá z měření SELENE, možná, pokud je velikost zrn dostatečně hrubá, například o velikosti několika milimetrů. Tato frakce odpovídá obsahu mafických minerálů v anortozitu. Modelový výpočet Piskorze a Stevensona (2014) naznačuje, že krystaly plagioklasu se již vytvořily a intersticiální mafické minerály byly stále tekuté, čímž vznikla minimální zachycená frakce intersticiální taveniny 2 %. Jejich výsledky výpočtu spojené s obrovským magmatickým systémem podporují přítomnost čistého anortositu jako litologie měsíční kůry.

Minerální chemismus klastů čistého anortositu v Dhofaru 489, Dhofaru 911 a FAN 60015. Minerální složení (a) čistých anortozitových klastů v Dhofaru 489 (PA1, PA3, PA4 a AN1), Dhofaru 911 (PA5) a (b) 60015 (tato práce) je vyneseno v grafu hodnot plagioklasu An vs. Mg# (=molární 100 × Mg/(Mg + Fe)) koexistujícího olivínu (Ol) a ortopyroxenu (Opx). Klasickými diferenciačními trendy jsou železitý anortozit (FAN)-suit a Mg-suitové horniny (např. Warner et al. 1976; Warren a Wasson 1977). Plochy byly převzaty z Yamaguchi et al. (2010). Světle modré plochy představují spolehlivost ≧7 a světle zelené plochy představují spolehlivost ≦6 (Warren 1993).

Ohtake et al. (2012) představili asymetrický model růstu kůry pro interpretaci dichotomie rozložení Mg# s vyšším Mg# na vzdálené straně než na straně blízké. Model (Ohtake et al. 2012) využívá povrchové konvekční síly směřující z blízké strany do vzdálenější, která je generována vyšší teplotou na blízké straně způsobenou tepelným stíněním Země na modelu nakloněné konvekce (Loper a Werner 2002). Tento silou přenášený plagioklas krystalizoval v první fázi vzniku kůry na odvrácené straně. Kromě toho se ve farside vyvinul anortozitový „rockburg“ s vysokým Mg# a železitá kůra vykrystalizovala z vyvinutějšího magmatu vzniklého v nearside (Ohtake et al. 2012). Pokud by velké rozdíly Mg# mafických minerálů mezi čistými anortozity mohly odrážet globální trend anortozitové kůry pozorovaný na základě dat dálkového průzkumu Země, mohly by být rozdíly Mg# mafických minerálů mezi čistými anortozity vysvětleny rozdílným načasováním krystalizační sekvence během asymetrické krystalizace růstu kůry (Ohtake et al. 2012), což mělo za následek buď laterální (regionální), nebo vertikální (hloubkovou) heterogenitu domnělé masivní vrstvy čistého anortositu (Ohtake et al. 2009; Yamamoto et al. 2012).

Pokud by variace v Mg# mohly být odvozeny z relativně lokálních variací na malých vzdálenostech uvnitř téže kumulativní horniny, pouhá posloupnost změn složení krystalizací obrovského magmatického systému by tyto lokální variace nemohla vysvětlit. Pokud ano, mohl čistý anortozit projít frakční krystalizací v kumulativní kupě, což vedlo k velkým změnám Mg# (od přibližně 80 do přibližně 60) na malých vzdálenostech. K vysvětlení takto velkých variací v rámci lokálních oblastí je zapotřebí speciální mechanismus, ačkoli konkrétní proces vysvětlující variace na Měsíci dosud nebyl stanoven. Anortozity s vysokým obsahem plagioklasu (>95 %) na Zemi vznikají deformací (Lafrance et al. 1996). Pokud by měsíční čistý anortosit mohl vznikat deformací nebo rekrystalizací, mohlo by k takové variabilitě Mg# lokálně docházet právě těmito procesy. Relativně maficky bohatý anortozit by mohl být odvozen ze zbývající kapaliny, jak diskutují Ohtake et al. (2009). Ačkoli jsme však mohli potvrdit globální trend Mg# v měsíční anortozitové kůře (Ohtake et al. 2012), bylo by obtížné vysvětlit takový globální trend pouze lokálními změnami Mg# způsobenými rekrystalizačními a deformačními procesy.

.