Implications for the origins of pure anorthosites found in the feldspathic lunar meteorites, Dhofar 489 group

Dhofar 489:ssä on alhaisin Th-pitoisuus ja korkein Mg#-pitoisuus kaikista maasälpäisistä kuun meteoriiteista (Korotev et al. 2006; Takeda et al. 2006). Takeda et al. (2006) raportoivat, että Th:n ja Fe:n jakaumien globaalikartta (esim. Jolliff et al. 2000) viittaa siihen, että Dhofar 489 saattaa olla peräisin Kuun kaukaiselta puolelta, koska sen Th- ja Fe-pitoisuudet ovat hyvin alhaiset. Sitä vastoin Korotev et al. (2006) ehdottivat, että sen alhaiset yhteensopimattomien alkuaineiden pitoisuudet heijastavat syvyyttä eikä välttämättä etäisyyttä Procellarum KREEP -terraanista (PKT) (Jolliff et al. 2000) lähipuolella. ”KREEP”-materiaalit ovat rikastuneet sellaisissa alkuaineissa kuin kalium (K), harvinaiset maametallit (REE) ja fosfori (P) (esim. Taylor et al. 1991). Viimeaikaiset Kaguya-tiedot (Kobayashi et al. 2012; Ohtake et al. 2012) paljastivat, että keskimmäinen farsidin ylänkö on primitiivisempi alhaisemman Th-pitoisuuden ja korkeamman Mg#-pitoisuuden vuoksi. Ohtake et al. (2009) raportoivat puhtaan anortosiitin esiintymisestä Kaguyan monitaajuuskuvaajalla (MI) tehdyistä havainnoista, joiden spatiaalinen resoluutio on 20 m VIS- ja 62 m NIR-pikseliä kohti 100 km:n nimelliskorkeudessa. Kuten Kobayashi et al. (2012) osoittavat, Th-kartan spatiaalinen resoluutio on 450 km, jota heikennettiin Th-runsauden tarkkuuden parantamiseksi, ja suhteellinen virhe on muutaman prosenttiyksikön sisällä. Mg#-kartan spatiaalinen resoluutio oli 1° × 1° (=30 × 30 km päiväntasaajan alueella), ja suhteellinen virhe on muutaman prosenttiyksikön sisällä (Ohtake et al. 2012). Kaukokartoitusaineiston spatiaalinen resoluutio saattoi alun perin olla suurempi kuin kuun kivinäytteiden kemiallisten koostumusten edustavat mittakaavat. Tällöin kaukokartoitusaineisto voisi antaa kunkin jalanjäljen keskimääräisen koostumuksen. Vaikka kaukokartoitustietojen tarkkuus ei ole aivan yhtä suuri kuin näytetietojen, Th-pitoisuuden ja Mg#:n globaali suuntaus Kuun alueella voidaan vahvistaa sijaintitiedon avulla, koska Th:n ja Mg#:n vaihtelut ovat huomattavasti suurempia kuin niiden virheet. Viitaten niiden havaitsemiseen kaukokartoitusaineiston avulla keskustelemme globaalista anortosiittisen kuoren litologiasta vertailemalla Kuun maanpäällisiä näytteitä.

Mineralogia ja petrologia puhtaiden anortosiittiklastien mineralogiasta ja petrologiasta feldspaattisissa kuukivimeteoriiteissa, Dhofar 489 -ryhmässä

Tässä luvussa tarkastellaan Dhofar 489:n ja Dhofar 911:n upotettuihin viiteen suureen suureen, suoraan sinne upotettuun, puhdasanertosiittiseen kuoriin sisältyvien klasteihin sisältyvien viiden suuren puhdasanertosiittisen kuoriklastin mineralogiaa ja petrologia. Niiden tekstuurit luokitellaan kolmeen ryhmään; suurin osa tekstuurien välisistä eroista voi liittyä shokkivaikutuksiin. Niiden meteoriittisten iskujen aiheuttamat shokkitekstuurit häiriintyvät yleisesti säänkestävien tuotteiden, kuten Omanin kuumassa aavikossa syntyneen kalsiitin, verkostoissa (Korotev 2012).

Ryhmään I kuuluvat PA1 ja PA5. Euhedraaliset tai subhedraaliset plagioklaasirakeet ovat tässä ryhmässä karkeita noin 2 mm:iin asti. Merkittävästi pienempiä mafisia mineraaleja esiintyy rakeiden raerajoilla magneettisten plagioklaasirakeiden välissä, joissa on albiittikaksoistumiskuvioita. Kuvassa 8 esitetään BSE-kuvat PA1:n mafisista mineraaleista. Kulmikkaita oliviineja on havaittavissa suurten magneettisten plagioklaasirakeiden välissä. Nämä kulmikkaat mafisten mineraalien tekstuurit eroavat granuliitin yleensä pyöreistä mafisista mineraaleista. Jokaisen alkuperäisen kiteen sisällä on havaittavissa magmakiteinen kiderakenne, jossa on albiittikierrettä (kuva 2b). Näin ollen voimme päätellä, että PA1 on osa karkearakeista, magmaattista anortosiittia. Jos shokkien tuottamat kaksoislamellit olisi hehkutettu metamorfisten tapahtumien jälkeen granuliittien tuottamiseksi, tällainen lamellitekstuuri olisi kadonnut (Takeda et al. 2006). Suuret euhedriset tai subhedriset PA1:n plagioklaasikiteet, jotka sulkevat sisäänsä pieniä kulmikkaita mafisia mineraaleja, voivat viitata siihen, että varhainen plagioklaasi kiteytyi korkeassa lämpötilassa magmassa ja kerrostui; tuossa vaiheessa plagioklaasirakeet vangitsivat pieniä määriä nestettä raerajoihin. Lämpötilan laskiessa pienet mafiset mineraalirakeet kiteytyivät loukkuun jääneestä nesteestä. Vaihtoehtoisena hypoteesina voidaan kuitenkin pitää sellaista hypoteesia, että nämä klastit olivat breksioituneet ja uudelleenkiteytyneet suurten yksittäisten plagioklaasikiteiden sirpaleista deformaatio- ja shokkitapahtumien seurauksena.

Takaisin sironneista elektroneista otetut kuvat massiivisista mafisista mineraaleista näytteistä näytteessä PA1 (a, b). Plg, plagioklaasi; Ol, oliviini. Mittakaavapalkin koko on 0,05 mm. (a) Näyttää kuvan 2b suurennetun BSE-kuvan.

Ryhmään II kuuluvat PA2 ja PA4, jotka koostuvat erikokoisista plagioklaasikiteistä (kuva 3), jotka ovat ilmeisesti hienompia kuin PA1:ssä. Nämä breksioituneet anortosiitit ovat saattaneet kokea shokkitapahtumia, minkä jälkeen ne ovat metamorfoituneet karkearakeisesta magneettisesta anortosiitista, kuten PA1:stä, tai suuremmista yksittäisistä plagioklaasikiteistä. Kunkin klastin mineraalikoostumukset ovat homogeenisia ja sisältävät plagioklaasia (An94-97) ja pieniä määriä low-ca-pyrokseenia (Mg# 71-72) PA2:ssa ja plagioklaasia (An94-96), oliviinia (Fo64-68) ja low-ca-pyrokseenia (Mg# 70) PA4:ssa.

Ryhmään III kuuluu PA3, joka on voimakkaasti järkyttynyt breksioitunut anortosiitti, joka koostuu hienorakeisesta plagioklaasista (An95-97), joka on samanlaista kuin ryhmän II kivilajit. Mafisten mineraalien kemiallinen koostumus d4-klastissa on heterogeeninen (Mg# 30-70), ja se sisältää oliviinia (Fo57), matalan Ca:n pyrokseenia (Mg# 69-71) ja augiittia (Mg# 29, 72). Vaikka tekstuuri on samanlainen kuin ryhmän II, tämä klasti saattaa olla mekaanisesti sekoittunut brekki, joka koostuu erilaistuneista puhtaista anortosiittisista litologioista, kuten mafisten mineraalien suuri koostumusvaihtelu osoittaa.

Plagioklaasikoostumukset neljässä puhtaassa anortosiittiklastissa Dhofar 489:ssä ovat hyvin kapealla koostumusvaihteluvälialueella (An94-97). Mafisten mineraalien koostumukset PA1:ssä (Fo61-63 oliviinia; Mg# 60-66 Opxia), PA2:ssa (Mg# 71-72 low-Ca-pyrokseenia) ja PA4:ssä (Fo64-68 oliviinia; Mg# 70 low-Ca-pyrokseenia) ovat yhdenmukaiset jokaisessa klastissa. Aiemmat tutkimukset Dhofar 489:stä (Takeda et al. 2006) osoittivat, että AN1:ssä oleva oliviini (Fo78) on magneettisempaa kuin Dhofar 489:n muiden puhtaiden anortosiittien (PA1-PA4) mafiset mineraalit. Dhofar 911:n PA5:n plagioklaasikoostumukset ovat hyvin kapealla alueella (An95-96), joka on samanlainen kuin Dhofar 489:n puhtaissa anortosiiteissa (PA1-PA4). Oliviinikoostumukset PA5:ssä (Fo75-85) ovat magneettisempia kuin Dhofar 489:n puhtaiden anortosiittien mafiset mineraalit. Näissä Dhofar 489 -ryhmän puhtaissa anortosiittiklasteissa on kemiallisia vaihteluita mafisten mineraalien Mg#-arvoissa.

PA1:n (d2) irtotavaran kemiallinen koostumus on raportoitu aiemmissa töissä (Karouji et al. 2004; Takeda et al. 2006). PA1:n tekstuuri on osittain häiriintynyt säätötuotteiden (esim. kalsiitin) verkostoista Omanin kuumalla aavikolla (kuva 2c). Siksi PA1:n (Takeda et al. 2006) massakoostumukseen voi sisältyä maanpäällisiä säätötuotteita (Korotev 2012). Siderofiilisten alkuaineiden runsaudet PA1:ssä ovat Co 1,6 ppm, Ni <18 ppm ja Ir <3 ppb. PA1-klastin irtotavaran Ni-pitoisuus on alle havaitsemisrajan, mikä antaa alhaisen irtotavaran Ni/Co-suhteen <11 (Karouji et al. 2004; Takeda et al. 2006). Nämä tiedot tukevat teoriaa, jonka mukaan tämä klasti on koskematon kivifragmentti, johon meteoriittinen kontaminaatio on tuskin vaikuttanut.

Apollo FAN 60015:n mineralogia ja petrologia verrattuna muihin Apollon FAN-näytteisiin

Apollo-näytteiden anortosiitit, joihin viitataan FAN-nimellä niiden ferrokoostumuksen vuoksi, syntyivät kehittyneemmässä magmameri-ilmiössä (esim. Warren 1985, 1990). FAN:n modaalisten ja mineralogisten tietojen mukaan tämä sviitti voitaisiin jakaa useisiin alaryhmiin, kuten anortosiittinen ferroan (AF), mafinen magnesian (MM), anortosiittinen sodan (AS) ja mafinen ferroan (MF), kuten James et al. (1989, 2002) ja Floss et al. (1998) ovat selittäneet.

Pyrokseenit ovat erittäin tärkeitä mineraaleja, jotka tallentavat kivien evoluutiohistoriaa magmameren valtameressä. Kuvassa 9a on yhteenveto 60015:n pyrokseenikoostumuksista, mukaan lukien meidän aineistomme, ja edelleen tulokset muiden FAN-näytteiden, mukaan lukien 60025, 62255 ja 65315 (kuvat 9b,c,d), tuloksiin, jotka on tunnustettu koskemattomiksi kiviksi (esim. Warren 1993). Koko 60015:n massa on 5,57 kg, mikä tekee siitä suurimman kiven Apollo FAN -näytteistä. Muihin FAN-näytteisiin verrattuna 60015:n ortopyrokseenikoostumukset ovat homogeenisia (En62 – En67). Lisäksi 60015 on homogeeninen plagioklaasin modaalisen runsauden suhteen (>98 %). Vaikka 60015 voidaan luokitella AF:ksi James et al. (1989) kriteerien perusteella, mineralogiset tietomme ja aiempien töiden tulokset (esim. Dixon ja Papike 1975) viittaavat edelleen siihen, että 60015 on mineraalikoostumustensa ja puhtautensa homogeenisuuden vuoksi FAN-tyyppinen puhdas anortosiitti. FAN-näyte 60025 on heterogeeninen plagioklaasin modaalisen runsauden suhteen joissakin osissa (70-99 %: Dixon ja Papike 1975; James et al. 1991; Warren ja Wasson 1977), joka sisältää AF- ja MM-anortosiitteja (esim. Floss et al. 1998). Ortopyrokseenien (En48 – En70) suuret koostumusvaihtelut 60025:n eri osissa (kuva 9b) voivat johtua eri litologiatyyppien sekoituksesta (esim, Floss et al. 1998; James et al. 1991; Ryder 1982; Takeda et al. 1976).

Pyrokseenikoostumukset Apollo-ferrojen anortosiiteissa: (a) 60015, (b) 60025, (c) 62255 ja (d) 65315. Pyrokseenin 60015 tiedot ovat tästä työstä (punaiset ympyrät) sekä Dixon ja Papike (1975) ja McGee (1993). Pyrokseenin 60025 tiedot ovat peräisin Dixon ja Papike (1975), James et al. (1991), McGee (1993), Takeda et al. (1976) ja Walker et al. (1973). Pyrokseenitiedot 62255:n anortosiitissa ovat peräisin McGeeltä (1993), Ryderilta ja Normanilta (1979) sekä Schaal et al. (1976). Pyrokseenien tiedot 65315:stä ovat peräisin Dixon ja Papike (1975) ja McGee (1993).

Implikaatio Kuun anortosiittikuoren malliin Kuun anortosiittinäytteiden tutkimuksesta

Alkuperäisessä LMO-mallissa Apollo-näytteiden perusteella oletettiin, että plagioklaasien flotaatio syntyy yksiulotteisen konvektioilmiön vaikutuksesta magman pinnalla. Kaguyan gammaspektrometri ja spektraaliprofiilimittari paljastivat kuitenkin koostumukseltaan kaksijakoiset jakaumat ylängöillä Th-runsauksien (Kobayashi et al. 2012) ja Mg#:n (Ohtake et al. 2012) osalta, joissa osoitettiin, että keskisellä farsidisella ylängöllä oli alhaisin Th-runsasluku ja korkein Mg#:n määrä maasälpäpitoisista ylänköalueista.

Apollo-/Luna-näytteiden ja kuumeteoriittien tutkimukset ovat paljastaneet, että lähes kaikki feldspaattiset ylängönäytteet ovat monien iskujen voimakkaasti breksioituneita ja shokkikuumenemisen kautta metamorfoituneita polymiktisiä kiviä (esim, Cahill et al. 2004; Cohen et al. 2005; Joy et al. 2010; Korotev 2005; Lindstrom ja Lindstrom 1986; Nagaoka et al. 2013; Warren et al. 2005; Yamaguchi et al. 2010).

Dhofar 489 -ryhmän näytteet ovat kiteisen matriisin anortosiittisia brekkiatteja, jotka koostuvat erilaisista kivisten tai lasimaisten klastien sekoituksista, mukaan lukien impaktisulamisbrekkiat ja granuliittiset brekkiat (Takeda et al. 2006, 2007, 2008; Treiman et al. 2010). Vaikka magnesiitti-anortosiitit (MA1, MA2; Takeda et al. 2006) ja magnesiitti-anortosiitti, jolla on granuliittinen breksiatekstuuri (kuva 5), ovat vähemmän metamorfoituneita kuin Dhofar 489 -ryhmän kuun magnesiitti-granuliittiset brekkiat (esim. Takeda et al. 2006, 2007, 2008; Treiman et al. 2010), niiden tekstuurit, joihin kuuluu pyöreämuotoisia oliviinien aggregaatteja, viittaavat kuitenkin siihen, että ne ovat saattaneet olla lämpömetamorfoituneita. Tällaisten maasälpäisistä kuumeteoriiteista löytyneiden magnesiapitoisten klastien oletetaan eroavan Apollo-lentojen keskeiseltä lähiympäristöltä palauttamista Mg-suiittikivistä, koska niistä puuttuu yhteensopimattomia alkuaineita, kuten REE:itä (esim. Takeda et al. 2006; Treiman et al. 2010). Näiden magmakivien, joilla ei ole KREEP-merkkejä, alkuperän ei oleteta olevan suora muodostuminen magmamerestä, vaan ne voivat olla monimutkaisempien kuoren muodostumisprosessien tuotteita (Gross et al. 2014). Lisäksi nämä magnesiittiklastit ovat yleisesti breksioituneet lukuisten iskujen seurauksena ja ne ovat lämpömetamorfoituneet shokkikuumenemisen seurauksena; näin ollen ne ovat voineet kokea monimutkaisia metamorfisia prosesseja (Takeda et al. 2012).

Tässä tutkimuksessa on havaittu useita puhtaita anortosiittiklasteja Dhofar 489 -ryhmässä. Puhtaat anortosiitit PA1 ja PA5 ovat saattaneet säilyttää karkearakeisen tekstuurin; muut puhtaat anortosiitit ovat voineet metamorfoitua karkearakeisesta puhtaasta anortosiitista tai suurista yksittäisistä plagioklaasikiteistä muodonmuutoksen tai uudelleenkiteytymisen kautta. Kuvassa 10 esitetään Dhofar 489:n (PA1, PA3, PA4 ja AN1), Dhofar 911:n (PA5) ja Apollo-näytteen (60015) puhtaiden anortosiittien mineraalikoostumukset. Dhofar 489 -ryhmän kunkin puhtaan anortosiitin Mg#-arvo (kuva 10a) on suhteellisen yhtenäinen muutaman millimetrin sisällä lukuun ottamatta PA3:a, vaikka puhtaiden anortosiittien välillä havaittiin suuria Mg#-arvon vaihteluita. Kuun anortosiitti, 60015, voisi olla puhdas anortosiittien monomiktiivinen seos samassa vaiheessa lähellä olevan magmameren aikana, koska sen mafisten mineraalien koostumusvaihtelu on kapea (kuva 10b). Anortosiittinäytteiden tutkimukset viittaavat siihen, että nämä puhtaat anortosiitit louhittiin mahdollisesti Kuun pinnalla globaalista puhtaasta anortosiittikerroksesta (Ohtake et al. 2009; Yamamoto et al. 2012), joka oli olemassa ylimmän mafiittirikkaan sekoittuneen kerroksen alapuolella (esim. Hawke et al. 2003). Parmentier ja Liang (2010) laskivat magmameren yläosassa jäätymisestä johtuvan loukkuun jääneen sulan osuuden eri raekokojen ja 10 Pa:n nesteviskositeetin perusteella. Tämän arvion mukaan SELENE-mittausten osoittama alle 2 %:n loukkuun jäänyt sulan fraktio on mahdollinen, jos raekoko on riittävän karkea, esimerkiksi muutaman millimetrin kokoinen. Tämä osuus vastaa anortosiitin mafisten mineraalien pitoisuutta. Piskorzin ja Stevensonin (2014) mallilaskelma osoittaa, että plagioklaasikiteet olivat jo muodostuneet ja että interstitiaaliset mafiset mineraalit olivat vielä nestemäisiä, jolloin interstitiaalisen sulan fraktio oli vähintään 2 %. Heidän laskentatuloksensa, jotka liittyvät valtavaan magmasysteemiin, tukevat puhtaan anortosiitin esiintymistä Kuun kuoren litologiana.

Puhtaiden anortosiittiklastien mineraalikemia Dhofar 489:ssä, Dhofar 911:ssä ja FAN 60015:ssa. Dhofar 489:n (PA1, PA3, PA4 ja AN1), Dhofar 911:n (PA5) ja (b) 60015:n (tämä työ) puhtaiden anortosiittiklastien mineraalikoostumukset on piirretty plagioklaasin An-arvojen ja rinnakkain esiintyvien oliviinin (Ol) ja ortopyrokseenin (Opx) Mg#-arvojen suhteen (=molaarinen 100 × Mg/(Mg + Fe)). Klassiset erilaistumissuunnat ovat ferroanortosiitti (FAN)-suite ja Mg-suite kivet (esim. Warner et al. 1976; Warren ja Wasson 1977). Alueet on otettu Yamaguchi et al. (2010):sta. Vaaleansiniset alueet edustavat varmuutta ≧7 ja vaaleanvihreät alueet varmuutta ≦6 (Warren 1993).

Ohtake et al. (2012) esittivät epäsymmetrisen kuoren kasvumallin, jolla tulkitaan Mg#-jakauman kahtiajakautuneisuutta siten, että kaukopuolella on korkeampi Mg#-arvotaso kuin lähipuolella. Mallissa (Ohtake et al. 2012) käytetään pintakonvektiovoimaa lähisivulta kaukopuolelle, joka syntyy Maan lämpösuojauksen aiheuttamasta korkeammasta lämpötilasta lähisivulla kallistetun konvektiomallin (Loper ja Werner 2002) mukaisesti. Tämä voiman kuljettama plagioklaasi kiteytyi maankuoren muodostumisen ensimmäisessä vaiheessa farsidin puolella. Lisäksi farsidin puolelle kehittyi korkean Mg#-arvon anortosiitti-”rockburg”, ja ferrokuori kiteytyi lähipuolelle muodostuneesta kehittyneemmästä magmasta (Ohtake et al. 2012). Jos puhtaiden anortosiittien mafisten mineraalien suuret Mg#-vaihtelut heijastaisivat kaukokartoitusaineiston perusteella havaittua anortosiittisen kuoren globaalia kehityssuuntaa, puhtaiden anortosiittien mafisten mineraalien Mg#-vaihtelut voitaisiin selittää kiteytymisjärjestyksen erilaisella ajoituksella epäsymmetrisen kuoren kasvukiteytymisen aikana (Ohtake et al. 2012), mikä johti joko lateraaliseen (alueelliseen) tai vertikaaliseen (syvyys) heterogeenisuuteen puhtaan anortosiitin oletetussa massiivisessa kerroksessa (Ohtake et al. 2009; Yamamoto et al. 2012).

Jos Mg#:n vaihtelut voisivat johtua suhteellisen paikallisista vaihteluista pienillä etäisyyksillä saman kumuloituneen kiven sisällä, pelkkä koostumuksen muutosten sekvenssi valtavan suuressa magmasysteemissä tapahtuneen kiteytymisen seurauksena ei voisi selittää tällaisia paikallisia vaihteluita. Jos näin on, puhdas anortosiitti on saattanut kiteytyä fraktionaalisesti kumulaattikasassa, mikä on johtanut Mg#:n suuriin vaihteluihin (noin 80:stä noin 60:een) pienillä etäisyyksillä. Tarvitaan erityinen mekanismi, joka selittäisi näin suuret vaihtelut paikallisilla alueilla, vaikka toistaiseksi ei ole määritetty erityistä prosessia, joka selittäisi vaihtelut Kuussa. Anortosiitit, joissa on runsaasti plagioklaasia (>95 %), syntyvät Maassa deformaation seurauksena (Lafrance et al. 1996). Jos Kuun puhdas anortosiitti voisi syntyä deformaation tai uudelleenkiteytymisen kautta, tällainen Mg#-arvon vaihtelu voisi tapahtua paikallisesti tällaisten prosessien kautta. Suhteellisen mafinen anortosiitti voisi olla peräisin jäljelle jääneestä nesteestä, kuten Ohtake et al. (2009) ovat käsitelleet. Vaikka pystyimme kuitenkin vahvistamaan Mg#:n globaalin trendin Kuun anortosiittisessa kuoressa (Ohtake et al. 2012), olisi vaikea selittää tällaista globaalia trendiä pelkästään uudelleenkiteytymis- ja deformaatioprosessien aiheuttamilla paikallisilla Mg#:n vaihteluilla.