Implicaciones para los orígenes de los anortositos puros encontrados en los meteoritos lunares feldespáticos, grupo Dhofar 489

Dhofar 489 tiene el menor contenido de Th y el mayor Mg# entre los meteoritos lunares feldespáticos (Korotev et al. 2006; Takeda et al. 2006). Takeda et al. (2006) informaron de que el mapa global de las distribuciones de Th y Fe (por ejemplo, Jolliff et al. 2000) sugiere que Dhofar 489 puede proceder del lado lejano de la Luna, debido a su muy bajo contenido en Th y Fe. Por el contrario, Korotev et al. (2006) sugirieron que sus bajas concentraciones de elementos incompatibles reflejan la profundidad y no necesariamente la distancia de la Terrana Procellarum KREEP (PKT) (Jolliff et al. 2000) en el lado cercano. Los materiales ‘KREEP’ están enriquecidos en elementos como el potasio (K), elementos de tierras raras (REE) y fósforo (P) (por ejemplo, Taylor et al. 1991). Los datos recientes de Kaguya (Kobayashi et al. 2012; Ohtake et al. 2012) revelaron que el altiplano central del farside tiene un aspecto más primitivo debido al menor contenido de Th y al mayor Mg#. Ohtake et al. (2009) informaron de la presencia de anortosita pura a partir de observaciones realizadas con los datos del generador de imágenes multibanda (MI) a bordo de Kaguya, en las que la resolución espacial es de 20 m VIS y 62 m NIR por píxel a una altitud nominal de 100 km. Como muestran Kobayashi et al. (2012), la resolución espacial del mapa de Th es de 450 km, que se degradó para mejorar la precisión de la abundancia de Th, y el error relativo está dentro de varios puntos porcentuales. La resolución espacial del mapa de Mg# fue de 1° × 1° (=30 × 30 km en la zona ecuatorial), y el error relativo está dentro de varios puntos porcentuales (Ohtake et al. 2012). La resolución espacial de los datos de teledetección podría ser originalmente mayor que las escalas representativas de las composiciones químicas de las muestras de roca lunar. En este caso, los datos de teledetección podrían proporcionar la composición media de cada huella. Aunque la precisión de los datos de teledetección no es tan alta como la de los datos de las muestras, la tendencia global del contenido de Th y Mg# en la Luna puede confirmarse mediante la información posicional porque las variaciones de Th y Mg# son significativamente mayores que sus errores. Con referencia a su observación por los datos de teledetección, discutimos la litología global de la corteza anortosítica comparando las muestras de las tierras altas lunares.

Mineralogía y petrología de los clastos de anortosita pura en meteoritos lunares feldespáticos, grupo Dhofar 489

En esta sección, se considerará la mineralogía y petrología de los cinco grandes clastos de anortosita pura incrustados en Dhofar 489 y Dhofar 911. Sus texturas se clasifican en tres grupos; la mayoría de las diferencias entre las texturas pueden estar asociadas a los efectos del choque. Sus texturas de choque por impactos meteoríticos están comúnmente perturbadas por redes de productos meteorizados como la calcita producida en el desierto caliente de Omán (Korotev 2012).

El grupo I incluye PA1 y PA5. Los granos de plagioclasa euhédricos a subhédricos son gruesos hasta aproximadamente 2 mm en este grupo. Existen minerales máficos significativamente más pequeños en los límites de grano entre los granos de plagioclasa ígnea con texturas de macla de albita. Las imágenes de BSE de los minerales máficos en PA1 se muestran en la Figura 8. Se observan olivinos angulares entre grandes granos de plagioclasa ígnea. Estas texturas angulares de los minerales máficos difieren de los minerales máficos generalmente redondeados de la granulita. Podemos reconocer una textura cristalina ígnea con macla de albita dentro de cada cristal original (Figura 2b). Por lo tanto, podemos concluir que PA1 es parte de una anortosita ígnea de grano grueso. Si las láminas gemelas producidas por el choque fueron recocidas después de los eventos metamórficos para producir granulitas, dicha textura laminar habría desaparecido (Takeda et al. 2006). Los grandes cristales euhedrales a subhedrales de plagioclasa de PA1 que encierran los pequeños minerales máficos angulares pueden sugerir que una plagioclasa temprana cristalizó a una alta temperatura en el magma y se acumuló; en esa fase, los granos de plagioclasa atraparon pequeñas cantidades de líquido en los límites del grano. Durante el descenso de la temperatura, se cristalizaron pequeños granos minerales máficos a partir de los líquidos atrapados. Sin embargo, se puede considerar una hipótesis alternativa tal que estos clastos fueron brechados y recristalizados a partir de fragmentos de grandes cristales individuales de plagioclasa por eventos de deformación y choque.

Imágenes de electrones retrodispersados (BSE) de minerales máficos en PA1 (a, b). Plg, plagioclasa; Ol, olivino. La barra de escala tiene un tamaño de 0,05 mm. (a) Muestra la imagen BSE ampliada de la figura 2b.

El grupo II incluye PA2 y PA4, que están compuestos por cristales de plagioclasa de diferentes tamaños (figura 3) que son aparentemente más finos que los de PA1. Estas anortositas brechadas pueden haber experimentado eventos de choque y haber sido metamorfoseadas a partir de anortositas ígneas de grano grueso como la PA1 o de cristales individuales de plagioclasa más grandes. Las composiciones de los minerales en cada clastos son homogéneas e incluyen plagioclasa (An94-97) y trazas de piroxeno de bajo Ca (Mg# 71 a 72) en PA2 y plagioclasa (An94-96), olivino (Fo64-68), y piroxeno de bajo Ca (Mg# 70) en PA4.

El grupo III incluye PA3, que es una anortosita brechada altamente chocada que consiste en plagioclasa de grano fino (An95-97) similar a las del grupo II. Las composiciones químicas de los minerales máficos en el clasto d4 son heterogéneas (Mg# 30 a 70) e incluyen olivino (Fo57), piroxeno de bajo Ca (Mg# 69 a 71), y augita (Mg# 29, 72). Aunque la textura es similar a la del grupo II, este clasto podría ser una brecha mecánicamente mezclada de litologías de anortosita pura diferenciada, como indica la gran variación composicional en los minerales máficos.

Las composiciones de la plagioclasa en los cuatro clastos de anortosita pura en Dhofar 489 están dentro de un rango composicional muy estrecho (An94-97). Las composiciones minerales máficas en PA1 (Fo61-63 de olivino; Mg# 60 a 66 de Opx), PA2 (Mg# 71 a 72 de piroxeno de bajo Ca), y PA4 (Fo64-68 de olivino; Mg# 70 de piroxeno de bajo Ca) son uniformes en cada clasto. Investigaciones anteriores de Dhofar 489 (Takeda et al. 2006) indicaron que el olivino (Fo78) en AN1 es más magnesiano que los minerales máficos en otras anortositas puras de Dhofar 489 (PA1 a PA4). Las composiciones de plagioclasa en PA5 en Dhofar 911 están dentro de un rango muy estrecho (An95-96) similar a las anortositas puras en Dhofar 489 (PA1 a PA4). Las composiciones de olivino en PA5 (Fo75-85) son más magnesianas que los minerales máficos en las anortositas puras de Dhofar 489. Estos clastos de anortosita pura en el grupo Dhofar 489 muestran variaciones químicas en el Mg# de los minerales máficos.

La composición química en masa de la PA1 (d2) fue reportada en trabajos anteriores (Karouji et al. 2004; Takeda et al. 2006). La textura de la PA1 está parcialmente alterada por redes de productos meteorizados (por ejemplo, calcita) en el desierto caliente de Omán (Figura 2c). Por lo tanto, la composición en masa de la PA1 (Takeda et al. 2006) puede implicar productos terrestres meteorizados (Korotev 2012). Las abundancias de elementos siderófilos en PA1 son Co en 1,6 ppm, Ni en <18 ppm, e Ir en <3 ppb. El contenido de Ni en el clasto PA1 está por debajo del límite de detección y por lo tanto da una baja relación Ni/Co de <11 (Karouji et al. 2004; Takeda et al. 2006). Estos datos apoyan la teoría de que este clasto es un fragmento de roca prístino apenas afectado por la contaminación meteorítica.

Mineralogía y petrología del FAN 60015 de Apolo en comparación con otras muestras de FAN de Apolo

Los anortositos de las muestras de Apolo, denominados FAN debido a sus composiciones ferruginosas, se produjeron en el océano magmático más evolucionado (por ejemplo, Warren 1985, 1990). De acuerdo con los datos modales y mineralógicos del FAN, este conjunto podría dividirse en varios subgrupos, incluyendo anortosítico ferroso (AF), magnésico máfico (MM), anortosítico sódico (AS) y ferroso máfico (MF), como explican James et al. (1989, 2002) y Floss et al. (1998).

Los piroxenos son minerales muy importantes como registradores de la historia evolutiva de las rocas en el océano magmático. La Figura 9a resume las composiciones de piroxeno de 60015 incluyendo nuestros datos y ampliando los resultados con los de otras muestras de FAN, incluyendo 60025, 62255 y 65315 (Figura 9b,c,d), que son reconocidas como rocas prístinas (por ejemplo, Warren 1993). La masa total de la 60015 es de 5,57 kg, lo que la convierte en la mayor roca entre las muestras FAN de Apolo. Las composiciones de ortopiroxeno de 60015 son homogéneas (En62 a En67) en comparación con las de otras muestras FAN. Además, 60015 es homogénea en la abundancia modal de plagioclasa (>98%). Aunque la 60015 puede ser categorizada como AF según los criterios de James et al. (1989), nuestros datos mineralógicos y los resultados de trabajos anteriores (por ejemplo, Dixon y Papike 1975) sugieren además que la 60015 es una anortosita pura prístina del tipo FAN debido a la homogeneidad de sus composiciones minerales y su pureza. La muestra FAN 60025 es heterogénea en cuanto a la abundancia modal de plagioclasa entre algunas secciones (70% a 99%: Dixon y Papike 1975; James et al. 1991; Warren y Wasson 1977), conteniendo anortositas AF y MM (por ejemplo, Floss et al. 1998). Las grandes variaciones composicionales de los ortopiroxenos (En48 a En70) en las diferentes porciones de la 60025 (Figura 9b) pueden ser atribuidas a una mezcla de diferentes tipos de litología (e.g., Floss et al. 1998; James et al. 1991; Ryder 1982; Takeda et al. 1976).

Composiciones de piroxeno en las anortositas ferrosas de Apolo: (a) 60015, (b) 60025, (c) 62255, y (d) 65315. Los datos de los piroxenos del 60015 proceden de este trabajo (círculos rojos), además de los de Dixon y Papike (1975) y McGee (1993). Los datos de los piroxenos de 60025 provienen de Dixon y Papike (1975), James et al. (1991), McGee (1993), Takeda et al. (1976), y Walker et al. (1973). Los datos del piroxeno en la anortosita del 62255 se derivan de McGee (1993), Ryder y Norman (1979), y Schaal et al. (1976). Los datos de los piroxenos de la 65315 se derivan de Dixon y Papike (1975) y McGee (1993).

Implicación para el modelo de corteza anortosítica lunar sobre el estudio de las muestras de anortosita lunar

El modelo original del OVM sobre la base de las muestras del Apolo suponía que la flotación de la plagioclasa se producía por convección unidimensional en la superficie del magma. Sin embargo, el espectrómetro de rayos gamma y el perfilador espectral en Kaguya revelaron distribuciones dicotómicas composicionales en las tierras altas de las abundancias de Th (Kobayashi et al. 2012) y Mg# (Ohtake et al. 2012) en las que se indicaba que la tierra alta central del farside mostraba la menor abundancia de Th y la mayor de Mg# entre las regiones feldespáticas de las tierras altas.

Los estudios de las muestras del Apolo/Luna y de los meteoritos lunares han revelado que casi todas las muestras de tierras altas feldespáticas son rocas polimícticas fuertemente brechadas por numerosos impactos y metamorfoseadas por calentamiento de choque (por ejemplo, Cahill et al. 2004; Cohen et al. 2005; Joy et al. 2010; Korotev 2005; Lindstrom y Lindstrom 1986; Nagaoka et al. 2013; Warren et al. 2005; Yamaguchi et al. 2010).

Las muestras del grupo Dhofar 489 son brechas anortosíticas de matriz cristalina compuestas por diversas mezclas de clastos líticos o vítreos que incluyen brechas de fundido por impacto y brechas granulíticas (Takeda et al. 2006, 2007, 2008; Treiman et al. 2010). Aunque las anortositas magnésicas (MA1, MA2; Takeda et al. 2006) y la anortosita magnésica con textura de brecha granulítica (Figura 5) están menos metamorfoseadas que las brechas granulíticas magnésicas lunares del grupo Dhofar 489 (por ejemplo, Takeda et al. 2006, 2007, 2008; Treiman et al. 2010), sus texturas, que incluyen agregados de olivinos con formas redondeadas, sugieren que pueden haber sido metamorfoseadas térmicamente. Estos clastos magnésicos encontrados en los meteoritos lunares feldespáticos son diferentes de las rocas de Mg-suite devueltas por las misiones Apolo en la zona central debido a la falta de elementos incompatibles como los REEs (por ejemplo, Takeda et al. 2006; Treiman et al. 2010). Se supone que el origen de estas rocas magnesianas sin firmas KREEP no es una formación directa a partir de un océano de magma; más bien, podrían ser productos de procesos de formación de la corteza más complejos (Gross et al. 2014). Además, estos clastos magnesianos son comúnmente brechados por numerosos impactos y fueron metamorfoseados térmicamente por calentamiento de choque; por lo tanto, podrían haber experimentado procesos metamórficos complejos (Takeda et al. 2012).

El presente estudio ha detectado varios clastos de anortosita pura en el grupo Dhofar 489. Las anortositas puras PA1 y PA5 pueden haber conservado texturas de grano grueso; otras anortositas puras podrían haber sido metamorfoseadas a partir de anortosita pura de grano grueso o de grandes cristales individuales de plagioclasa por deformación o recristalización. La figura 10 muestra las composiciones minerales de las anortositas puras de Dhofar 489 (PA1, PA3, PA4 y AN1), Dhofar 911 (PA5) y la muestra de Apolo (60015). El Mg# de cada anortosita pura en el grupo de Dhofar 489 (Figura 10a) es relativamente uniforme dentro de varios milímetros excepto para PA3, a pesar de que se encontraron grandes variaciones de Mg# entre las anortositas puras. La anortosita lunar, 60015, podría ser una mezcla monomíctica de anortositas puras en la misma fase del océano magmático cercano debido a su estrecha variación composicional de minerales máficos (Figura 10b). Los estudios de muestras de anortosita sugieren que estas anortositas puras fueron posiblemente excavadas en la superficie lunar a partir de una capa global de anortosita pura (Ohtake et al. 2009; Yamamoto et al. 2012) existente por debajo de una capa mixta superior rica en máficos (por ejemplo, Hawke et al. 2003). Parmentier y Liang (2010) calcularon la fracción de fundido atrapado debido a la congelación en la parte superior del océano magmático basándose en los distintos tamaños de grano y en una viscosidad líquida de 10 Pa. Según esta estimación, una fracción de fundido atrapado inferior al 2%, tal y como indican las mediciones de SELENE, es posible si el tamaño del grano es suficientemente grueso, como por ejemplo de unos pocos milímetros. Esta fracción corresponde al contenido mineral máfico de la anortosita. El modelo de cálculo de Piskorz y Stevenson (2014) indica que los cristales de plagioclasa ya se habían formado y que los minerales máficos intersticiales estaban todavía en estado líquido, resultando así una fracción de fundido intersticial atrapada mínima del 2%. Sus resultados de cálculo asociados a un enorme sistema magmático apoyan la presencia de anortosita pura como litología de la corteza lunar.

Química mineral de los clastos de anortosita pura en Dhofar 489, Dhofar 911 y FAN 60015. Las composiciones minerales de (a) los clastos puros de anortosita en Dhofar 489 (PA1, PA3, PA4, y AN1), Dhofar 911 (PA5), y (b) 60015 (este trabajo) se representan en los valores de An de la plagioclasa frente al Mg# (=molar 100 × Mg/(Mg + Fe)) del olivino (Ol) y ortopiroxeno (Opx) coexistentes. Las tendencias clásicas de diferenciación son las rocas de anortosita ferruginosa (FAN)-suite y Mg-suite (por ejemplo, Warner et al. 1976; Warren y Wasson 1977). Las áreas fueron tomadas de Yamaguchi et al. (2010). Las áreas en azul claro representan una confianza ≧7, y las de color verde claro representan una confianza ≦6 (Warren 1993).

Ohtake et al. (2012) presentaron un modelo de crecimiento asimétrico de la corteza para interpretar la dicotomía de la distribución del Mg# con un mayor Mg# en el lado lejano que en el cercano. El modelo (Ohtake et al. 2012) utiliza una fuerza de convección superficial desde el lado cercano al lado lejano generada por una mayor temperatura en el lado cercano causada por el blindaje térmico de la Tierra en un modelo de convección inclinada (Loper y Werner 2002). Esta plagioclasa transportada por la fuerza cristalizó en la primera etapa de formación de la corteza en el lado lejano. Además, se desarrolló un «rockburg» de anortosita de alto Mg# en el lado lejano, y la corteza ferruginosa cristalizó a partir del magma más evolucionado formado en el lado cercano (Ohtake et al. 2012). Si las grandes variaciones de Mg# de los minerales máficos entre las anortositas puras pudieran reflejar la tendencia global de la corteza anortosítica observada por los datos de teledetección, las variaciones de Mg# de los minerales máficos entre las anortositas puras podrían explicarse por el diferente momento de la secuencia de cristalización durante la cristalización del crecimiento asimétrico de la corteza (Ohtake et al. 2012), lo que dio lugar a una heterogeneidad lateral (regional) o vertical (en profundidad) de la putativa capa masiva de anortosita pura (Ohtake et al. 2009; Yamamoto et al. 2012).

Si las variaciones de Mg# pudieran derivarse de variaciones relativamente locales a lo largo de pequeñas distancias dentro de la misma roca acumulada, una mera secuencia de cambios composicionales por cristalización de un enorme sistema magmático no podría explicar tales variaciones locales. De ser así, la anortosita pura puede haber sufrido una cristalización fraccionada en el cúmulo, lo que dio lugar a grandes variaciones de Mg# (de aproximadamente 80 a aproximadamente 60) a lo largo de pequeñas distancias. Se requiere un mecanismo especial para explicar estas grandes variaciones dentro de las regiones locales, aunque hasta ahora no se ha determinado un proceso específico que explique las variaciones en la Luna. Las anortositas con altas abundancias de plagioclasa (>95%) en la Tierra se producen por deformación (Lafrance et al. 1996). Si la anortosita pura lunar pudiera ser producida por deformación o recristalización, tal variación de Mg# podría ocurrir localmente por tales procesos. La anortosita relativamente rica en máficos podría derivarse del líquido restante, tal y como comentan Ohtake et al. (2009). Sin embargo, aunque pudimos confirmar una tendencia global de Mg# en la corteza anortosítica lunar (Ohtake et al. 2012), sería difícil explicar dicha tendencia global simplemente por variaciones locales de Mg# causadas por procesos de recristalización y deformación.