Implicações para as origens dos anortos puros encontrados nos meteoritos feldspáticos lunares, grupo Dhofar 489

Dhofar 489 tem o menor teor de Th e o maior Mg# entre os meteoritos feldspáticos lunares (Korotev et al. 2006; Takeda et al. 2006). Takeda et al. (2006) relataram que o mapa global das distribuições de Th e Fe (por exemplo, Jolliff et al. 2000) sugere que Dhofar 489 pode ser derivado do lado distante da Lua, devido ao seu muito baixo conteúdo de Th e Fe. Pelo contrário, Korotev et al. (2006) sugerem que suas baixas concentrações de elementos incompatíveis refletem profundidade e não necessariamente distância do Procellarum KREEP Terrane (PKT) (Jolliff et al. 2000) no lado próximo. Os materiais ‘KREEP’ são enriquecidos em elementos como o potássio (K), elementos de terras raras (REE) e fósforo (P) (por exemplo, Taylor et al. 1991). Os dados recentes de Kaguya (Kobayashi et al. 2012; Ohtake et al. 2012) revelaram que o extremo extremo central do planalto tem um aspecto mais primitivo devido ao menor conteúdo de Th e maior Mg#. Ohtake et al. (2009) relataram a presença de anortosita pura a partir das observações do gerador de imagens multi-banda (MI) a bordo de Kaguya, em que a resolução espacial é de 20 m VIS e 62 m NIR por pixel a uma altitude nominal de 100 km. Como mostrado por Kobayashi et al. (2012), a resolução espacial do mapa Th é de 450 km, que foi degradada a fim de melhorar a precisão da abundância Th, e o erro relativo está dentro de vários pontos percentuais. A resolução espacial do mapa Mg# foi de 1° × 1° (=30 × 30 km na área equatorial), e o erro relativo está dentro de vários pontos percentuais (Ohtake et al. 2012). A resolução espacial dos dados de sensoriamento remoto poderia ser originalmente maior que as escalas representativas das composições químicas das amostras de rochas lunares. Neste caso, os dados de sensoriamento remoto poderiam fornecer a composição média de cada pegada. Embora a precisão dos dados de sensoriamento remoto não seja tão alta quanto a dos dados da amostra, a tendência global do conteúdo de Th e Mg# sobre a Lua pode ser confirmada pela informação posicional porque as variações de Th e Mg# são significativamente maiores que seus erros. Com referência a sua observação pelos dados de sensoriamento remoto, discutimos a litologia global da crosta anorthosítica comparando as amostras do altiplano lunar.

Mineralogia e petrologia das classes de anortos puros em meteoritos lunares feldspáticos, grupo Dhofar 489

Nesta seção, serão consideradas a mineralogia e a petrologia das cinco grandes classes de anortos puros incrustadas em Dhofar 489 e Dhofar 911. As suas texturas são classificadas em três grupos; a maioria das diferenças entre as texturas pode estar associada a efeitos de choque. Suas texturas de choque por impactos meteóricos são comumente perturbadas por redes de produtos meteorológicos como a calcita produzida no deserto quente em Omã (Korotev 2012).

Grupo I inclui PA1 e PA5. Os grãos de plagioclase euroiédrico a subédrico são grosseiros até aproximadamente 2 mm neste grupo. Existem minerais mafiosos significativamente menores nos limites dos grãos entre os grãos de plagioclase ígneo com texturas de geminação albite. Imagens da BSE de minerais mafiosos em PA1 são mostradas na Figura 8. Olivinas angulares são observadas entre grandes grãos de plagioclase ígnea. Estas texturas angulares de minerais mafiosos diferem dos minerais mafiosos geralmente arredondados de granulite. Podemos reconhecer uma textura ígnea cristalina com a geminação de álbite dentro de cada cristal original (Figura 2b). Portanto, podemos concluir que o PA1 é parte de um anortosita ígneo de granulação grosseira. Se as lamelas gêmeas produzidas por choque fossem recozidas após eventos metamórficos para produzir granulites, tal textura de lamelas teria desaparecido (Takeda et al. 2006). Os grandes cristais de plagioclase de PA1 entre os grandes cristais de plagioclase da UE e os cristais de plagioclase subédricos que envolvem os pequenos minerais mafiosos angulares podem sugerir que uma plagioclase precoce cristalizada a uma temperatura elevada no magma e acumulada; nessa fase, os grãos de plagioclase aprisionaram pequenas quantidades de líquido nos limites dos grãos. Durante a diminuição da temperatura, pequenos grãos minerais mafiosos foram cristalizados a partir dos líquidos aprisionados. Entretanto, uma hipótese alternativa pode ser considerada de tal forma que esses clichês foram brecados e recristalizados a partir de fragmentos de grandes cristais individuais de plagioclase por deformação e eventos de choque.

Imagens de elétrons retrodifundidos (BSE) de minerais mafiosos em PA1 (a, b). Plg, plagioclase; Ol, olivina. Barra de escala é de 0,05 mm de tamanho. (a) Mostra imagem ampliada de BSE da Figura 2b.

Grupo II inclui PA2 e PA4, que são compostos de cristais de plagioclase de tamanhos variados (Figura 3) que são aparentemente mais finos que os de PA1. Estes anortos brecados podem ter sofrido eventos de choque e foram então metamorfosados a partir de anortosita ígnea de granulação grossa, como PA1 ou monocristais maiores de plagioclase. As composições dos minerais em cada clastos são homogêneas e incluem plagioclase (An94-97) e vestígios de piroxeno de baixo-Ca (Mg# 71 a 72) em PA2 e plagioclase (An94-96), olivina (Fo64-68), e piroxeno de baixo-Ca (Mg# 70) em PA4.

Grupo III inclui PA3, que é um anorthosite brecado altamente chocado que consiste de plagioclase de grão fino (An95-97), semelhante aos do grupo II. As composições químicas dos minerais mafiosos no torrão d4 são heterogéneas (Mg# 30 a 70) e incluem olivina (Fo57), piroxeno de baixo Ca (Mg# 69 a 71), e augite (Mg# 29, 72). Embora a textura seja semelhante à do grupo II, este clastos poderia ser uma brecha mecanicamente misturada de litologias diferenciadas de anortosita pura, como indicado pela grande variação de composição nos minerais mafiosos.

As composições de plagioclase nos quatro clastos de anortos pura em Dhofar 489 estão dentro de uma faixa composicional muito estreita (An94-97). As composições minerais mafiosas em PA1 (Fo61-63 de olivina; Mg# 60 a 66 de Opx), PA2 (Mg# 71 a 72 de piroxeno baixo-Ca), e PA4 (Fo64-68 de olivina; Mg# 70 de piroxeno baixo-Ca) são uniformes em cada torrão. Pesquisas anteriores de Dhofar 489 (Takeda et al. 2006) indicaram que a olivina (Fo78) em AN1 é mais magnesiana que os minerais mafiosos em outros anortos puros em Dhofar 489 (PA1 a PA4). As composições de plagioclase em PA5 em Dhofar 911 estão dentro de uma faixa muito estreita (An95-96) semelhante aos anortositas puros em Dhofar 489 (PA1 a PA4). As composições de Olivina em PA5 (Fo75-85) são mais magnesianas do que os minerais mafiosos nos anortos puros de Dhofar 489. Estes clones de anortos puros no grupo Dhofar 489 mostram variações químicas no Mg# de minerais mafiosos.

A composição química de PA1 (d2) foi relatada em trabalhos anteriores (Karouji et al. 2004; Takeda et al. 2006). A textura do PA1 é parcialmente perturbada por redes de produtos meteorológicos (por exemplo, calcite) no deserto quente de Omã (Figura 2c). Portanto, a composição do PA1 (Takeda et al. 2006) pode envolver produtos meteorológicos terrestres (Korotev 2012). A abundância de elementos siderófilos em PA1 é Co a 1,6 ppm, Ni a <18 ppm, e Ir a <3 ppb. O teor de Ni a granel no torrão PA1 está abaixo do limite de detecção e, portanto, dá uma baixa relação de Ni/Co a granel de <11 (Karouji et al. 2004; Takeda et al. 2006). Estes dados suportam a teoria de que este clastos é um fragmento de rocha prístino pouco afectado pela contaminação meteórica.

Mineralogia e petrologia da Apollo FAN 60015 em comparação com outras amostras da Apollo FAN

Anortositas das amostras da Apollo, referidas como FAN devido às suas composições ferroanas, foram produzidas no oceano magma mais evoluído (por exemplo, Warren 1985, 1990). De acordo com os dados modais e mineralógicos do FAN, esta suite poderia ser dividida em vários subgrupos incluindo o ferroan anorthosítico (AF), magnesiano mafioso (MM), anorthosítico sódico (AS), e ferroan mafioso (MF), como explicado por James et al. (1989, 2002) e Floss et al. (1998).

Piroxenos são minerais altamente importantes como registradores da história evolutiva das rochas no oceano magma. A Figura 9a resume as composições de piroxeno de 60015 incluindo nossos dados e ainda os resultados de outras amostras de FAN incluindo 60025, 62255 e 65315 (Figura 9b,c,d), que são reconhecidas como rochas puras (e.g., Warren 1993). A massa total de 60015 é de 5,57 kg, o que a torna a maior rocha entre as amostras de FAN Apollo. As composições de orthopyroxene 60015 são homogêneas (En62 a En67) em comparação com as de outras amostras de FAN. Além disso, 60015 é homogênea na abundância modal de plagioclase (>98%). Embora 60015 possa ser categorizado como AF nos critérios de James et al. (1989), nossos dados mineralógicos e os resultados de trabalhos anteriores (por exemplo, Dixon e Papike 1975) sugerem ainda mais que 60015 é um anortosita puro puro do tipo FAN devido à homogeneidade de suas composições minerais e pureza. A amostra de FAN 60025 é heterogênea em abundância modal de plagioclase entre algumas seções (70% a 99%): Dixon e Papike 1975; James et al. 1991; Warren e Wasson 1977), contendo anortositas AF e MM (por exemplo, Floss et al. 1998). Grandes variações composicionais dos ortoxienos (En48 a En70) nas diferentes porções de 60025 (Figura 9b) podem ser atribuídas a uma mistura de diferentes tipos de litologia (por exemplo Floss et al. 1998; James et al. 1991; Ryder 1982; Takeda et al. 1976).

Composições de piroxeno em anortospólos de Apollo ferroan: (a) 60015, (b) 60025, (c) 62255, e (d) 65315. Dados de 60015 piroxenos são desta obra (círculos vermelhos), além de Dixon e Papike (1975) e McGee (1993). Os dados de 60025 piroxenos são derivados de Dixon e Papike (1975), James et al. (1991), McGee (1993), Takeda et al. (1976), e Walker et al. (1973). Os dados de piroxeno no anortosita em 62255 são derivados de McGee (1993), Ryder e Norman (1979), e Schaal et al. (1976). Dados de 65315 piroxenos são derivados de Dixon e Papike (1975) e McGee (1993).

Implicação para o modelo de crosta anorthosítica lunar no estudo de amostras de anortosita lunar

O modelo LMO original com base nas amostras Apollo assumiu que a flutuação da plagioclase foi produzida por convecção unidimensional na superfície do magma. No entanto, o espectrômetro de raios gama e o perfil espectral em Kaguya revelaram distribuições dicotômicas composicionais nas regiões montanhosas de Th abundância (Kobayashi et al. 2012) e Mg# (Ohtake et al. 2012) no qual indicava o extremo central do planalto com a menor abundância de Th e a maior Mg# entre as regiões montanhosas feldspáticas.

Estudos de amostras Apollo/Luna e meteoritos lunares revelaram que quase todas as amostras feldspáticas de terras altas são rochas poliméricas fortemente brecadas por numerosos impactos e metamorfosadas por aquecimento por choque (por exemplo Cahill et al. 2004; Cohen et al. 2005; Joy et al. 2010; Korotev 2005; Lindstrom e Lindstrom 1986; Nagaoka et al. 2013; Warren et al. 2005; Yamaguchi et al. 2010).

As amostras do grupo Dhofar 489 são brechas anorticais de matriz cristalina compostas por diversas misturas de colchetes líticos ou vítreos, incluindo brechas de colchetes de impacto e brechas granulíticas (Takeda et al. 2006, 2007, 2008; Treiman et al. 2010). Embora os anortositas magnesianos (MA1, MA2; Takeda et al. 2006) e o anortosita magnesiano com a textura de brecha granulítica (Figura 5) sejam menos metamorfosados que as brechas granulíticas magnesianas lunares do grupo Dhofar 489 (por exemplo, Takeda et al. 2006, 2007, 2008; Treiman et al. 2010), suas texturas, incluindo agregados de olivinas com formas arredondadas, sugerem que podem ter sido metamorfosados termicamente. Tais clivagens magnesianas encontradas em meteoritos lunares feldspáticos são implicitamente diferentes das rochas de Mg-suite devolvidas do lado central pelas missões Apollo devido à falta de elementos incompatíveis como os REEs (por exemplo, Takeda et al. 2006; Treiman et al. 2010). A origem destas rochas magnesianas sem assinaturas KREEP é assumida não como uma formação direta de um oceano magmático; ao contrário, elas poderiam ser produtos de processos de formação de crosta mais complexos (Gross et al. 2014). Além disso, estes clones magnesianos são comumente brecados por numerosos impactos e foram metamorfosados termicamente pelo aquecimento por choque; assim, eles poderiam ter experimentado processos metamórficos complexos (Takeda et al. 2012).

O presente estudo detectou vários clones de anortos puros no grupo Dhofar 489. Os anortositos puros PA1 e PA5 podem ter preservado texturas de granulação grosseira; outros anortositos puros poderiam ter sido metamorfosados de anortosita pura de granulação grosseira ou grandes cristais individuais de plagioclase por deformação ou recristalização. A figura 10 mostra as composições minerais dos anortositos puros em Dhofar 489 (PA1, PA3, PA4 e AN1), Dhofar 911 (PA5) e a amostra Apollo (60015). O Mg# de cada anortosita puro do grupo Dhofar 489 (Figura 10a) é relativamente uniforme dentro de vários milímetros, exceto para PA3, apesar de grandes variações de Mg# terem sido encontradas entre os anortositas puros. O anortosita lunar, 60015, poderia ser uma mistura monômica de anortositas puros no mesmo estágio no oceano magma próximo devido a sua variação composicional estreita de minerais mafiosos (Figura 10b). Estudos de amostras de anortosita sugerem que estes anortositas puros foram possivelmente escavados na superfície lunar a partir de uma camada global de anortosita pura (Ohtake et al. 2009; Yamamamoto et al. 2012) existente abaixo de uma camada mista mafiosa mais alta (e.g., Hawke et al. 2003). Parmentier e Liang (2010) calcularam a fração de derretimento retida devido ao congelamento no topo do oceano magma com base nos vários tamanhos de grãos e uma viscosidade líquida de 10 Pa. De acordo com esta estimativa, uma fração de fusão retida inferior a 2%, como indicado pelas medidas SELENE, é possível se o tamanho do grão for suficientemente grosseiro, como alguns milímetros de tamanho. Esta fração corresponde ao conteúdo de minerais mafiosos da anortosita. O cálculo do modelo de Piskorz e Stevenson (2014) indica que os cristais de plagioclase já tinham se formado e que os minerais mafiosos intersticiais ainda eram líquidos, resultando assim em uma fração de fusão intersticial retida mínima de 2%. Seus resultados de cálculo associados a um enorme sistema magma suportam a presença de anortosita pura como litologia da crosta lunar.

Química mineral dos clichês de anortos puros em Dhofar 489, Dhofar 911, e FAN 60015. As composições minerais de (a) os clichês de anortos puros em Dhofar 489 (PA1, PA3, PA4, e AN1), Dhofar 911 (PA5), e (b) 60015 (esta obra) são plotadas no plagioclase An valores vs. Mg# (=molar 100 × Mg/(Mg + Fe)) de olivina (Ol) e orthopyroxene (Opx) coexistentes. As tendências clássicas de diferenciação são a anortosita ferroana (FAN)-suite e rochas de Mg-suite (por exemplo, Warner et al. 1976; Warren e Wasson 1977). As áreas foram retiradas de Yamaguchi et al. (2010). As áreas em azul claro representam confiança ≧7, e aquelas em verde claro representam confiança ≦6 (Warren 1993).

Ohtake et al. (2012) apresentaram um modelo de crescimento assimétrico da crosta para interpretar a dicotomia da distribuição de Mg# com um Mg# mais alto no lado distante do que no lado próximo. O modelo (Ohtake et al. 2012) usa uma força conveccional de superfície do lado próximo para o lado distante gerada por uma temperatura mais alta no lado próximo causada pela blindagem térmica da Terra em um modelo de convecção inclinada (Loper e Werner 2002). Esta força transportada plagioclase cristalizada no primeiro estágio de formação da crosta no extremo oposto. Além disso, um alto Mg# anorthosite ‘rockburg’ se desenvolveu no distante, e a crosta ferrosa cristalizada a partir do magma mais evoluído se formou no distante (Ohtake et al. 2012). Se grandes variações de Mg# de minerais mafiosos entre os anortos puros poderiam refletir a tendência global da crosta anorthosítica como observada pelos dados de detecção remota, as variações de Mg# de minerais mafiosos entre os anortos puros poderiam ser explicadas pelo diferente tempo de cristalização durante a cristalização assimétrica de crescimento da crosta (Ohtake et al. 2012), que resultou em heterogeneidade lateral (regional) ou vertical (profundidade) da suposta camada maciça de anortosita pura (Ohtake et al. 2009; Yamamamoto et al. 2012).

Se as variações em Mg# pudessem ser derivadas de variações relativamente locais em pequenas distâncias dentro da mesma rocha acumulada, apenas uma seqüência de mudanças composicionais pela cristalização de um enorme sistema magmático não poderia explicar tais variações locais. Se assim for, o anortosita puro pode ter sofrido cristalização fracionada na pilha de acumulação, o que resultou em grandes variações de Mg# (de aproximadamente 80 para aproximadamente 60) em pequenas distâncias. Um mecanismo especial para explicar tais grandes variações dentro das regiões locais é necessário, embora um processo específico para explicar as variações na Lua não tenha sido determinado até agora. Anortosites com alta abundância de plagioclase (>95%) na Terra são produzidos por deformação (Lafrance et al. 1996). Se o anortosita lunar puro pudesse ser produzido por deformação ou recristalização, tal variação de Mg# poderia ocorrer localmente por tais processos. O anortosita relativamente rico em máfia poderia ser derivado do líquido remanescente, como discutido por Ohtake et al. (2009). Entretanto, embora pudéssemos confirmar uma tendência global de Mg# na crosta anorthosítica lunar (Ohtake et al. 2012), seria difícil explicar tal tendência global apenas por variações locais de Mg# causadas por processos de recristalização e deformação.