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

Dhofar 489 ma najniższą zawartość Th i najwyższą Mg# wśród skaleniowych meteorytów księżycowych (Korotev et al. 2006; Takeda i in. 2006). Takeda et al. (2006) podali, że globalna mapa rozkładu Th i Fe (np. Jolliff et al. 2000) sugeruje, że Dhofar 489 może pochodzić z dalekiej strony Księżyca, ze względu na bardzo niską zawartość Th i Fe. Przeciwnie, Korotev et al. (2006) zasugerowali, że niskie stężenia pierwiastków niezgodnych odzwierciedlają głębokość, a niekoniecznie odległość od Procellarum KREEP Terrane (PKT) (Jolliff et al. 2000) po stronie bliskiej. Materiały 'KREEP’ są wzbogacone w takie pierwiastki jak potas (K), pierwiastki ziem rzadkich (REE) i fosfor (P) (np. Taylor et al. 1991). Ostatnie dane z Kaguya (Kobayashi et al. 2012; Ohtake et al. 2012) ujawniły, że centralna wyżyna farside ma bardziej prymitywny aspekt dzięki niższej zawartości Th i wyższej Mg#. Ohtake et al. (2009) donoszą o obecności czystego anortozytu z obserwacji wielopasmowym obrazem (MI) na pokładzie Kaguya, w którym rozdzielczość przestrzenna wynosi 20-m VIS i 62-m NIR na piksel na nominalnej wysokości 100 km. Jak pokazali Kobayashi et al. (2012), rozdzielczość przestrzenna mapy Th wynosi 450 km, która została zdegradowana w celu poprawy precyzji wyznaczenia obfitości Th, a błąd względny mieści się w granicach kilku punktów procentowych. Rozdzielczość przestrzenna mapy Mg# wynosiła 1° × 1° (=30 × 30 km w obszarze równikowym), a błąd względny mieści się w granicach kilku punktów procentowych (Ohtake et al. 2012). Rozdzielczość przestrzenna danych teledetekcyjnych może być pierwotnie większa niż skale reprezentatywne składów chemicznych próbek skał księżycowych. W takim przypadku dane teledetekcyjne mogłyby dostarczyć średniego składu każdego śladu. Chociaż precyzja danych teledetekcyjnych nie jest tak wysoka jak danych z próbek, to globalny trend zawartości Th i Mg# na Księżycu może być potwierdzony przez informacje o położeniu, ponieważ zmiany Th i Mg# są znacznie większe niż ich błędy. W nawiązaniu do ich obserwacji przez dane teledetekcyjne, omawiamy globalną litologię skorupy anortozytowej przez porównanie próbek z wyżyn księżycowych.

Mineralogia i petrologia czystych klastów anortozytowych w skaleniowych meteorytach księżycowych, grupa Dhofar 489

W tej części rozważona zostanie mineralogia i petrologia pięciu dużych czystych klastów anortozytowych osadzonych w Dhofar 489 i Dhofar 911. Ich tekstury sklasyfikowano w trzech grupach; większość różnic pomiędzy teksturami może być związana z efektami wstrząsów. Ich tekstury powstałe w wyniku uderzeń meteorytów są powszechnie zaburzone przez sieci zwietrzałych produktów, takich jak kalcyt powstający na gorącej pustyni w Omanie (Korotev 2012).

Grupa I obejmuje PA1 i PA5. Euhedral do subhedral plagioclase ziarna są grube do około 2 mm w tej grupie. Znacznie mniejsze minerały mafickie występują na granicach ziaren pomiędzy iglastymi ziarnami plagioklazu z teksturą bliźniaczą albitu. Obrazy BSE minerałów maficznych w PA1 przedstawiono na Rysunku 8. Kątowe oliwiny obserwowane są pomiędzy dużymi ziarnami iglastego plagioklazu. Te kanciaste tekstury minerałów maficznych różnią się od ogólnie zaokrąglonych minerałów maficznych granulitu. Możemy rozpoznać iglicową teksturę krystaliczną z bliźniakami albitu w obrębie każdego pierwotnego kryształu (Rysunek 2b). Dlatego możemy wnioskować, że PA1 jest częścią gruboziarnistego, iglastego anortozytu. Jeśli powstałe w wyniku wstrząsów bliźniacze lamelki zostałyby wyżarzone po wydarzeniach metamorficznych w celu wytworzenia granulitów, taka tekstura lamelkowa zniknęłaby (Takeda et al. 2006). Duże euhedralne do subhedralnych kryształy plagioklazu PA1 otaczające małe kanciaste minerały maficzne mogą sugerować, że wczesny plagioklaz krystalizował w wysokiej temperaturze w magmie i gromadził się; w tej fazie ziarna plagioklazu uwięziły niewielkie ilości cieczy w granicach ziaren. Podczas spadku temperatury z uwięzionych cieczy krystalizowały małe ziarna minerałów maficznych. Jednakże, można rozważyć alternatywną hipotezę, że te klastry były brekcjowane i rekrystalizowane z fragmentów dużych pojedynczych kryształów plagioklazu przez deformację i zdarzenia szokowe.

Obrazy elektronów wstecznie rozproszonych (BSE) minerałów maficznych w PA1 (a, b). Plg, plagioklaza; Ol, oliwin. Pasek skali ma wielkość 0.05 mm. (a) Pokazuje powiększony obraz BSE z rysunku 2b.

Grupa II obejmuje PA2 i PA4, które składają się z kryształów plagioklazu o różnych rozmiarach (rysunek 3), które są najwyraźniej drobniejsze niż te z PA1. Te brekcjowane anortozyty mogły doświadczyć wstrząsów, a następnie uległy metamorfozie z gruboziarnistych anortozytów iglastych takich jak PA1 lub większych pojedynczych kryształów plagioklazu. Skład minerałów w każdym z klastów jest jednorodny i obejmuje plagioklaz (An94-97) i ślady piroksenu o niskiej zawartości Ca (Mg# 71 do 72) w PA2 oraz plagioklaz (An94-96), oliwin (Fo64-68) i piroksen o niskiej zawartości Ca (Mg# 70) w PA4.

Grupa III obejmuje PA3, który jest silnie wstrząśniętym brekcjowanym anortozytem składającym się z drobnoziarnistego plagioklazu (An95-97) podobnego do tych z grupy II. Skład chemiczny minerałów maficznych w klastrze d4 jest heterogeniczny (Mg# 30 do 70) i obejmuje oliwin (Fo57), piroksen o niskiej zawartości Ca (Mg# 69 do 71) i augit (Mg# 29, 72). Chociaż tekstura jest podobna do tej z grupy II, klast ten może być mechanicznie wymieszanym brekcjami zróżnicowanych litologii czystych anortozytów, na co wskazuje duża zmienność składu minerałów maficznych.

Składy plagioklazów w czterech czystych klastach anortozytów w Dhofar 489 mieszczą się w bardzo wąskim zakresie składu (An94-97). Składy minerałów mafickich w PA1 (Fo61-63 oliwin; Mg# 60 do 66 Opx), PA2 (Mg# 71 do 72 piroksen nisko-Ca) i PA4 (Fo64-68 oliwin; Mg# 70 piroksen nisko-Ca) są jednorodne w każdym klastrze. Wcześniejsze badania Dhofar 489 (Takeda et al. 2006) wskazały, że oliwin (Fo78) w AN1 jest bardziej magnezowy niż minerały mafickie w innych czystych anortozytach w Dhofar 489 (PA1 do PA4). Składy plagioklazu w PA5 w Dhofar 911 mieszczą się w bardzo wąskim zakresie (An95-96) podobnym do czystych anortozytów w Dhofar 489 (PA1 do PA4). Skład oliwinów w PA5 (Fo75-85) jest bardziej magnezowy niż minerałów maficznych w czystych anortozytach z Dhofar 489. These pure anorthosite clasts in the Dhofar 489 group show chemical variations in the Mg# of mafic minerals.

Skład chemiczny masowy PA1 (d2) został podany we wcześniejszych pracach (Karouji et al. 2004; Takeda et al. 2006). Tekstura PA1 jest częściowo zaburzona przez sieci zwietrzałych produktów (np. kalcyt) na gorącej pustyni w Omanie (Rysunek 2c). Dlatego też w składzie masowym PA1 (Takeda et al. 2006) mogą występować produkty zwietrzenia lądowego (Korotev 2012). Obfitość pierwiastków syderofilnych w PA1 wynosi Co – 1,6 ppm, Ni – <18 ppm i Ir – <3 ppb. Zawartość Ni w masie w klastach PA1 jest poniżej granicy wykrywalności, co daje niski stosunek Ni/Co <11 (Karouji et al. 2004; Takeda et al. 2006). Dane te wspierają teorię, że klast ten jest nieskazitelnym fragmentem skalnym, w niewielkim stopniu dotkniętym zanieczyszczeniem meteorytowym.

Mineralogia i petrologia Apollo FAN 60015 w porównaniu z innymi próbkami Apollo FAN

Antozyty z próbek Apollo, określane jako FAN ze względu na swój żelazisty skład, zostały wytworzone w bardziej rozwiniętym oceanie magmy (np. Warren 1985, 1990). Zgodnie z danymi modalnymi i mineralogicznymi FAN, zestaw ten można podzielić na kilka podgrup, w tym anortozytowe żelaziste (AF), mafickie magnezjowe (MM), anortozytowe sodowe (AS) i mafickie żelaziste (MF), jak wyjaśnili James et al. (1989, 2002) i Floss et al. (1998).

Pirokseny są bardzo ważnymi minerałami jako rejestratory historii ewolucji skał w oceanie magmowym. Rysunek 9a podsumowuje skład piroksenu z 60015 włączając nasze dane i dalej wyniki z tymi z innych próbek FAN włączając 60025, 62255, i 65315 (Rysunek 9b,c,d), które są uznawane za skały dziewicze (np., Warren 1993). Całkowita masa 60015 wynosi 5.57 kg, co czyni go największą skałą wśród próbek Apollo FAN. Skład ortopiroksenu 60015 jest homogeniczny (En62 do En67) w porównaniu z innymi próbkami FAN. Ponadto, 60015 jest jednorodny pod względem modalnej obfitości plagioklazu (>98%). Chociaż 60015 może być sklasyfikowany jako AF według kryteriów James et al. (1989), nasze dane mineralogiczne oraz wyniki wcześniejszych prac (np. Dixon i Papike 1975) dodatkowo sugerują, że 60015 jest nieskazitelnie czystym anortozytem typu FAN ze względu na jednorodność jego składu mineralnego i czystości. Próbka FAN 60025 jest heterogeniczna pod względem modalnej obfitości plagioklazu w niektórych sekcjach (70% do 99%: Dixon i Papike 1975; James et al. 1991; Warren i Wasson 1977), zawierająca anortozyty AF i MM (np. Floss et al. 1998). Duże zróżnicowanie składu ortopiroksenów (En48 do En70) w różnych porcjach 60025 (Rysunek 9b) może być przypisane mieszaninie różnych typów litologii (np.., Floss et al. 1998; James et al. 1991; Ryder 1982; Takeda et al. 1976).

Składy piroksenów w żelazistych anortozytach Apollo: (a) 60015, (b) 60025, (c) 62255, i (d) 65315. Dane piroksenów 60015 pochodzą z tej pracy (czerwone kółka), a także z Dixon i Papike (1975) oraz McGee (1993). Dane piroksenów 60025 pochodzą z Dixon i Papike (1975), James et al. (1991), McGee (1993), Takeda et al. (1976), oraz Walker et al. (1973). Dane dotyczące piroksenu w anortozycie w 62255 pochodzą od McGee (1993), Ryder i Norman (1979), oraz Schaal et al. (1976). Dane piroksenów z 65315 pochodzą od Dixon i Papike (1975) oraz McGee (1993).

Wnioski dla modelu księżycowej skorupy anortozytowej na podstawie badań próbek księżycowego anortozytu

Oryginalny model LMO na podstawie próbek z Apollo zakładał, że flotacja plagioklazu została wytworzona przez jednowymiarową konwekcję na powierzchni magmy. Jednakże, spektrometr promieniowania gamma i profiler spektralny na Kaguya ujawniły dychotomiczne rozkłady kompozycyjne na wyżynach obfitości Th (Kobayashi et al. 2012) i Mg# (Ohtake et al. 2012), które wskazywały na to, że centralna, skrajna wyżyna wykazywała najniższą obfitość Th i najwyższą Mg# wśród skaleniowej wyniosłości.

Badania próbek Apollo/Luna i meteorytów księżycowych ujawniły, że prawie wszystkie próbki wyżyn skaleniowych są skałami polimiktowymi silnie sfragmentaryzowanymi przez liczne uderzenia i zmetamorfizowanymi przez ogrzewanie szokowe (np., Cahill et al. 2004; Cohen et al. 2005; Joy et al. 2010; Korotev 2005; Lindstrom i Lindstrom 1986; Nagaoka et al. 2013; Warren et al. 2005; Yamaguchi et al. 2010).

Próbki z grupy Dhofar 489 to krystaliczne matrycowe brekcje anortozytowe złożone ze zróżnicowanych mieszanin klastów litych lub szklistych, w tym brekcje impaktowo-spiekane i brekcje granulitowe (Takeda et al. 2006, 2007, 2008; Treiman et al. 2010). Chociaż magnezowe anortozyty (MA1, MA2; Takeda et al. 2006) oraz magnezowy anortozyt o teksturze brekcji granulitowej (Figura 5) są mniej zmetamorfizowane niż księżycowe magnezowe brekcje granulitowe w grupie Dhofar 489 (np. Takeda et al. 2006, 2007, 2008; Treiman et al. 2010), to ich tekstura zawierająca agregaty oliwinów o zaokrąglonych kształtach sugeruje, że mogły one ulec metamorfizacji termicznej. Przypuszcza się, że takie magnezytowe klastry występujące w skaleniowych meteorytach księżycowych różnią się od skał Mg-suit zwróconych z centralnej strony Księżyca przez misje Apollo ze względu na brak niekompatybilnych pierwiastków takich jak REE (np. Takeda et al. 2006; Treiman et al. 2010). Przyjmuje się, że pochodzenie tych skał magnezowych bez sygnatur KREEP nie jest bezpośrednim powstaniem z oceanu magmy; mogą one być raczej produktami bardziej złożonych procesów formowania się skorupy (Gross et al. 2014). Ponadto, te magnezowe klastry są powszechnie brekcjowane przez liczne uderzenia i zostały termicznie zmetamorfizowane przez ogrzewanie wstrząsowe; mogły więc doświadczyć złożonych procesów metamorficznych (Takeda et al. 2012).

W niniejszych badaniach wykryto kilka czystych klastów anortozytowych w grupie Dhofar 489. Czyste anortozyty PA1 i PA5 mogły zachować gruboziarniste tekstury; inne czyste anortozyty mogły zostać zmetamorfizowane z gruboziarnistego czystego anortozytu lub dużych pojedynczych kryształów plagioklazu w wyniku deformacji lub rekrystalizacji. Rysunek 10 przedstawia skład mineralny czystych anortozytów z Dhofar 489 (PA1, PA3, PA4 i AN1), Dhofar 911 (PA5) i próbki Apollo (60015). Mg# każdego czystego anortozytu z grupy Dhofar 489 (Rysunek 10a) jest względnie jednorodny w granicach kilku milimetrów z wyjątkiem PA3, mimo że wśród czystych anortozytów stwierdzono duże różnice Mg#. Księżycowy anortozyt, 60015, może być monomiktyczną mieszaniną czystych anortozytów na tym samym etapie w przybocznym oceanie magmy ze względu na wąskie zróżnicowanie składu minerałów maficznych (Rysunek 10b). Badania próbek anortozytów sugerują, że te czyste anortozyty zostały prawdopodobnie wydobyte na powierzchni Księżyca z globalnej warstwy czystych anortozytów (Ohtake et al. 2009; Yamamoto et al. 2012) istniejącej poniżej górnej warstwy mieszanej bogatej w mafię (np. Hawke et al. 2003). Parmentier i Liang (2010) obliczyli frakcję stopu uwięzionego w wyniku zamarzania w górnej części oceanu magmowego na podstawie różnych rozmiarów ziaren i lepkości cieczy 10 Pa. Zgodnie z tymi szacunkami, frakcja uwięzionego stopu mniejsza niż 2%, jak wskazują pomiary SELENE, jest możliwa, jeśli wielkość ziarna jest wystarczająco gruba, np. kilka milimetrów. Frakcja ta odpowiada zawartości minerałów mafickich w anortozycie. Modelowe obliczenia Piskorza i Stevensona (2014) wskazują, że kryształy plagioklazu zdążyły się już uformować, a międzywęzłowe minerały mafickie były jeszcze płynne, co skutkuje minimalną uwięzioną międzywęzłową frakcją stopu wynoszącą 2%. Ich wyniki obliczeń związane z ogromnym systemem magmowym wspierają obecność czystego anortozytu jako litologii skorupy księżycowej.

Mineral chemistry of the pure anorthosite clasts in Dhofar 489, Dhofar 911, and FAN 60015. Skład mineralny (a) czystych klastów anortozytu z Dhofar 489 (PA1, PA3, PA4 i AN1), Dhofar 911 (PA5), oraz (b) 60015 (niniejsza praca) jest wykreślony w wartościach An plagioklazu vs. Mg# (=molar 100 × Mg/(Mg + Fe)) współistniejącego oliwinu (Ol) i ortopiroksenu (Opx). Klasycznymi trendami różnicującymi są skały żelazisto-anortozytowe (FAN)-suitowe i Mg-suitowe (np. Warner et al. 1976; Warren i Wasson 1977). Obszary te zostały zaczerpnięte z pracy Yamaguchi et al. (2010). Obszary w kolorze jasnoniebieskim reprezentują pewność ≧7, a te w kolorze jasnozielonym reprezentują pewność ≦6 (Warren 1993).

Ohtake et al. (2012) przedstawili asymetryczny model wzrostu skorupy do interpretacji dychotomii rozkładu Mg# z wyższym Mg# w farside niż w nearside. Model ten (Ohtake et al. 2012) wykorzystuje powierzchniową siłę konwekcyjną od strony bliskiej do dalekiej, generowaną przez wyższą temperaturę na stronie bliskiej, spowodowaną termicznym ekranowaniem Ziemi na modelu konwekcji pochylonej (Loper i Werner 2002). Ten przetransportowany siłą plagioklaz krystalizował w pierwszym etapie formowania się skorupy w części dalekiej. Ponadto, po stronie dalekiej rozwinął się anortozytowy „rockburg” o wysokim Mg# , a skorupa żelazista krystalizowała z bardziej zaawansowanej magmy powstałej po stronie bliskiej (Ohtake et al. 2012). Jeśli duże różnice Mg# minerałów maficznych wśród czystych anortozytów mogą odzwierciedlać globalny trend skorupy anortozytowej obserwowany na podstawie danych teledetekcyjnych, to różnice Mg# minerałów maficznych wśród czystych anortozytów można wyjaśnić różnym czasem sekwencji krystalizacji podczas asymetrycznej krystalizacji wzrostu skorupy (Ohtake i in. 2012), co skutkowało albo boczną (regionalną) albo pionową (głębokościową) heterogenicznością przypuszczalnej masywnej warstwy czystego anortozytu (Ohtake et al. 2009; Yamamoto et al. 2012).

Jeśli zmienność Mg# może być pochodną względnie lokalnych zmian na niewielkich odległościach wewnątrz tej samej skały kumulacyjnej, to sama sekwencja zmian składu poprzez krystalizację ogromnego systemu magmowego nie może tłumaczyć takiej lokalnej zmienności. Jeśli tak, to czysty anortozyt mógł ulec krystalizacji frakcjonalnej w okruchach skumulowanych, co spowodowało duże zmiany Mg# (od około 80 do około 60) na niewielkich odległościach. Potrzebny jest specjalny mechanizm wyjaśniający tak duże wahania w obrębie lokalnych regionów, choć do tej pory nie udało się określić konkretnego procesu wyjaśniającego te wahania na Księżycu. Anortozyty z wysoką zawartością plagioklazu (>95%) na Ziemi powstają w wyniku deformacji (Lafrance et al. 1996). Jeśli księżycowy czysty anortozyt mógł powstać w wyniku deformacji lub rekrystalizacji, to taka zmienność Mg# może zachodzić lokalnie w wyniku tych procesów. Względnie bogaty w mafię anortozyt mógłby pochodzić z pozostałej cieczy, jak to omówili Ohtake et al. (2009). Jednakże, chociaż udało się potwierdzić globalny trend Mg# w księżycowej skorupie anortozytowej (Ohtake et al. 2012), trudno byłoby wyjaśnić taki globalny trend jedynie lokalnymi zmianami Mg# spowodowanymi procesami rekrystalizacji i deformacji.