Oceán lunárního magmatu - Lunar magma ocean

Zjednodušená animace sekvence krystalizace oceánu Lunar Magma
Animace ukazující průřez oceánem lunární magmy, jak časem krystalizuje. První pevné látky, které se tvoří (např. Olivín), jsou hustší než okolní magma, a tak klesají směrem k vnitřku. Poté, co asi 80% Měsíčního magmatického oceánu vykrystalizovalo, začaly se tvořit méně husté pevné látky (tj. Plagioklasy) a plavaly směrem k povrchu a vytvářely prvotní kůru Měsíce.

The Oceán lunární magmy (LMO) je vrstva roztavené horniny, o které se předpokládá, že byla přítomna na povrchu Měsíc. Oceán lunární magmy byl pravděpodobně přítomen na Měsíci od doby Měsíční formace (asi před 4,5 nebo 4,4 miliardami let[1]) na desítky nebo stovky milionů let po této době. Je to termodynamické důsledek relativně rychlého formování Měsíce v důsledku a obrovský dopad mezi protokolyZemě a další planetární těleso. Jak Měsíc narůstal z trosek z obřího nárazu, gravitační potenciální energie byl převeden na Termální energie. Vzhledem k rychlému nárůstu Měsíce (přibližně za měsíc až rok),[2][3][4] tepelná energie byla uvězněna, protože na to neměla dostatek času tepelně vyzařovat pryč energií měsíčním povrchem. Následný termochemický vývoj oceánu lunárního magmatu vysvětluje do značné míry Měsíc anortositický kůra, anomálie europia, a UDRŽUJTE materiál.

Oceán lunární magmy byl původně navržen dvěma skupinami v roce 1970 poté, co analyzovali anortositické úlomky hornin nalezené v Apollo 11 kolekce vzorků.[5][6] Wood a kol. použili pro svou analýzu fragmenty objemového vzorku 10085.[7] Ferroan anortosit skály nalezené během Program Apollo jsou složeny převážně (více než 90%) z minerálu plagioklas.[8] Přesněji řečeno, ferroanové anortositové horniny nalezené na Měsíci se skládají z vápník (Ca) koncový člen plagioklasu (tj. anorthite ).[9] To naznačuje, že alespoň horní vrstvy Měsíce byly v minulosti roztaveny kvůli čistotě lunárních anortositů a skutečnosti, že anorthit má obecně vysokou teplotu krystalizace.[10]

Lunární ferroanová anortositová hornina z Apolla 16
Lunární ferroanová anortositová hornina z Apollo 16 (Ukázka 60025 ).

Počáteční stav

Sloupcový graf zobrazující sedm publikovaných odhadů počátečního chemického složení oceánu Lunar Magma v hmotnostních procentech
Sedm zveřejněných odhadů (A-G) počátečního chemického složení oceánu Lunar Magma, vyjádřeno v hmotnostních procentech. Drobné komponenty, jako je TiO2 & Cr2Ó3 nejsou zobrazeny. [A] Taylor Whole Moon (TWM) z Taylor (1982)[11] ve znění Elardo et al. (2011).[12] [B] O’Neill (1991)[13] ve znění Schwinger a Breuer (2018).[14] [C] Lunar Primitive Upper Mantle (LPUM) from Longhi (2006)[15] ve znění Elardo et al. (2011).[12] [D] Elkins-Tanton a kol. (2011).[16] [E] Morgan a kol. (1978).[17] [F] Ringwood a Kesson (1976).[18] [G] Warren (1986).[19]

Při zvažování počátečního stavu oceánu lunárního magmatu existují tři důležité parametry: chemické složení, hloubka a teplota. Tyto tři parametry do značné míry určují termochemický vývoj. Pro oceán lunární magmy existují nejistoty spojené s každou z těchto počátečních podmínek. Typické počáteční chemické složení je 47,1% SiO2, 33,1% MgO, 12,0% FeO, 4,0% Al2Ó3a 3,0% CaO (s menšími příspěvky od jiných molekul), spolu s počáteční hloubkou 1 000 km a bazální teplotou 1900 K.[16]

Počáteční chemické složení a hloubka

Počáteční chemické složení lunárního magmatického oceánu se odhaduje na základě chemie lunárních vzorků spolu s chemickým složením a tloušťkou aktuální měsíční kůry. Pro účely počítačového modelování je počáteční chemické složení obvykle definováno hmotnostním procentem na základě systému základních molekul, jako je SiO2, MgO, FeO, Al2Ó3a CaO. Na obrázku vpravo je znázorněno sedm příkladů počátečních chemických složení oceánu lunárního magmatu z literatury. Tyto kompozice jsou obecně podobné složení zemského pláště, přičemž hlavní rozdíl je v některých (např. Taylor Whole Moon)[11]) nebo žádné vylepšení (např. Lunar Primitive Upper Mantle[15]) z žáruvzdorný elementy.

Odhadovaná počáteční hloubka oceánu lunárního magmatu se pohybuje od 100 km do poloměru Měsíce.[20][16][21][22]

Krystalizační sekvence

Přesná posloupnost minerály že krystalizovat z oceánu Lunar Magma závisí na počátečním stavu oceánu Lunar Magma (viz. chemické složení, hloubka a teplota). Následovat idealizované Bowenova reakční série, olivín obecně se očekává, že nejdříve krystalizuje a poté následuje orthopyroxen. Tyto minerály jsou hustší než okolní magma, a tak klesají ke dnu oceánu Lunar Magma. Očekává se, že oceán Lunar Magma zpočátku tuhne zdola nahoru. Poté, co vykrystalizovalo přibližně 80% oceánu lunárního magmatu, krystalizuje minerál plagioklas spolu s dalšími minerály. Skály, které jsou primárně vyrobeny z plagioklasu (tj. Anortositu), se tvoří a plavou směrem k povrchu Měsíce a vytvářejí prvotní kůru Měsíce.

Doba trvání

Oceán lunární magmy mohl trvat desítky až stovky milionů let po vzniku Měsíce. Odhaduje se, že Měsíc vznikl mezi 52 a 152 miliony let poté inkluze bohaté na vápník a hliník (CAI),[1] což jsou nejstarší pevné látky v Sluneční Soustava sloužit jako zástupce pro věk sluneční soustavy. To zase ponechává přesnou dobu vzniku oceánu lunárního magmatu poněkud nejistou. Na druhé straně může být koncový bod označen věkem feranový anortosit (FAN) vzorek 60025 (4,360 ± 0,003 Ga) a odhadovaný věk ur-KREEP (4,368 ± 0,029 Ga).[23] Pokud by se Měsíc formoval brzy (tj. 52 milionů let po vzniku sluneční soustavy) a jak vzorek ferroanového anortositu 60025, tak odhadovaný věk ur-KREEP ukazují, kdy úplně vykrystalizoval oceán lunární magmy, pak by lunární oceán magmy vydržel asi 155 milionů let. V takovém případě počítačové modely ukazují, že k prodloužení krystalizace oceánu lunárního magmatu je zapotřebí jeden nebo více zdrojů tepla (například přílivové vytápění).[24][25] Na druhou stranu, pokud se Měsíc formoval pozdě (tj. 152 milionů let po vzniku sluneční soustavy), pak znovu s použitím stáří ferroanového anortositu 60025 a odhadovaného stáří ur-KREEP, oceán lunární magmy trval asi 55 milionů let. To by znamenalo, že oceán lunární magmy nebyl prodloužen o jeden nebo více dalších zdrojů tepla.

Časová osa rané historie Měsíce ukazující odhadované časy formování Měsíce s ohledem na věk sluneční soustavy a dostupné stáří vzorků měsíční kůry
Nejspolehlivější stáří vzorku feranového anortositu (FAN) je zobrazeno s červeným čtvercem (chybové pruhy jsou menší než značka) a nejlepším odhadem pro vytvoření originálu UDRŽUJTE vrstva v hloubce (tj. ur-KREEP) je zobrazena tmavě azurovým trojúhelníkem.[23] Nejstarší[26] a nejmladší[27] vzorky feranového anortositu jsou zobrazeny šedými kruhy.

V minulosti byl k určení doby trvání lunárního magmatického oceánu použit věkový rozdíl mezi nejstaršími a nejmladšími vzorky feranových anortositů. To bylo problematické kvůli velkým chybám stáří vzorků a kvůli tomu, že některé stáří vzorků byly resetovány dopady. Například nejstarší feranový anortositový vzorek je 67016 s věkem Sm-Nd 4,56 ± 0,07 Ga[26] a nejmladší je 62236 s Sm-Nd věkem 4,29 ± 0,06 Ga.[27] Rozdíl mezi těmito věky je 270 milionů let. To by opět znamenalo, že oceán lunární magmy měl další zdroj tepla, například přílivové vytápění.[24]

Vyvrácení důkazů

Jedním z alternativních modelů k modelu Lunar Magma Ocean je model Sériový magmatismus Modelka.[28][29]

Reference

  1. ^ A b Touboul, Mathieu; Kleine, Thorsten; Bourdon, Bernard; Palme, Herbert; Wieler, Rainer (únor 2009). „Tungstenové izotopy v feranových anortositech: důsledky pro věk Měsíce a životnost jeho magmatického oceánu“. Icarus. 199 (2): 245–249. doi:10.1016 / j.icarus.2008.11.018. ISSN  0019-1035.
  2. ^ Ida, Shigeru; Canup, Robin M .; Stewart, Glen R. (září 1997). "Lunární narůstání z disku generovaného nárazem". Příroda. 389 (6649): 353–357. doi:10.1038/38669. ISSN  0028-0836. S2CID  19073356.
  3. ^ Kokubo, E (prosinec 2000). „Evoluce disku kolem Země a formování jediného měsíce“. Icarus. 148 (2): 419–436. doi:10.1006 / icar.2000.6496.
  4. ^ Takeda, Takaaki; Ida, Shigeru (10. 10. 2001). „Přenos momentu hybnosti na protolunární disk“. Astrofyzikální deník. 560 (1): 514–533. doi:10.1086/322406. ISSN  0004-637X. S2CID  119060440.
  5. ^ Smith, J. V .; Anderson, A. T .; Newton, R. C .; Olsen, E. J .; Wyllie, P. J. (červenec 1970). „Petrologický model pro Měsíc založený na petrogenezi, experimentální petrologii a fyzikálních vlastnostech“. Žurnál geologie. 78 (4): 381–405. doi:10.1086/627537. ISSN  0022-1376.
  6. ^ Wood, J. A .; Dickey, J. S .; Marvin, U. B .; Powell, B. N. (1970-01-30). „Lunar Anorthosites“. Věda. 167 (3918): 602–604. doi:10.1126 / science.167.3918.602. ISSN  0036-8075. PMID  17781512. S2CID  20153077.
  7. ^ „Ukázka ukázky Apolla“. curator.jsc.nasa.gov. Citováno 2019-09-29.
  8. ^ „PSRD: The Oldest Moon Rocks“. www.psrd.hawaii.edu. Citováno 2019-09-27.
  9. ^ Dowty, Eric; Prinz, Martin; Keil, Klaus (listopad 1974). "Ferroan anorthosite: rozšířený a výrazný typ měsíční horniny". Dopisy o Zemi a planetách. 24 (1): 15–25. doi:10.1016 / 0012-821x (74) 90003-x. ISSN  0012-821X.
  10. ^ Reynolds, Stephen J. (01.01.2015). Za poznáním geologie. Shaw, Cynthia C. (čtvrté vydání). New York, NY. p. 123. ISBN  9780078022920. OCLC  892304874.
  11. ^ A b Taylor, Stuart (1982). Planetární věda: lunární perspektiva. Lunární a planetární institut.
  12. ^ A b Elardo, Stephen M .; Draper, David S .; Shearer, Charles K. (červen 2011). „Lunar Magma Oceanrystation revisited: Bulk composition, early cumulate mineralogy, and the source areas of the highlands Mg-suite“. Geochimica et Cosmochimica Acta. 75 (11): 3024–3045. doi:10.1016 / j.gca.2011.02.033. ISSN  0016-7037.
  13. ^ O'Neill, H.St.C (duben 1991). „Původ měsíce a rané dějiny Země - chemický model. Část 1: Měsíc“. Geochimica et Cosmochimica Acta. 55 (4): 1135–1157. doi:10.1016/0016-7037(91)90168-5. ISSN  0016-7037.
  14. ^ Schwinger, S .; Breuer, D. (01.12.2018). „Modelování termochemické evoluce oceánu lunárního magmatu pomocí programů magmatické krystalizace“. AGU podzimní abstrakty. 31: P31G – 3778. Bibcode:2018AGUFM.P31G3778S.
  15. ^ A b Longhi, John (prosinec 2006). „Petrogenesis of picritic mare magmas: Constraints on the rozměr časné lunární diferenciace“. Geochimica et Cosmochimica Acta. 70 (24): 5919–5934. doi:10.1016 / j.gca.2006.09.023. ISSN  0016-7037.
  16. ^ A b C Elkins-Tanton, Linda T .; Burgess, Seth; Yin, Qing-Zhu (duben 2011). „Oceán lunárního magmatu: Sladění procesu tuhnutí s lunární petrologií a geochronologií“. Dopisy o Zemi a planetách. 304 (3–4): 326–336. doi:10.1016 / j.epsl.2011.02.004. ISSN  0012-821X.
  17. ^ Morgan, John W .; Hertogen, Jan; Anders, Edward (červen 1978). „Měsíc: Složení určené nebulárními procesy“. Měsíc a planety. 18 (4): 465–478. doi:10.1007 / bf00897296. ISSN  0165-0807. S2CID  122394276.
  18. ^ Ringwood, A.E .; Kesson, S.E. (1976-04-01). "Dynamický model pro kobylu čedičové petrogeneze". Sborník konferencí o lunární a planetární vědě. 7: 1697–1722. Bibcode:1976LPSC .... 7.1697R.
  19. ^ Warren, Paul H. (1986-03-30). „Asimilace anortositu a původ bimodality nedotčených měsíčních hornin souvisejících s Mg / Fe: Podpora hypotézy magmasféry“. Journal of Geophysical Research: Solid Earth. 91 (B4): 331–343. doi:10.1029 / jb091ib04p0d331. ISSN  0148-0227.
  20. ^ Andrews-Hanna, J. C .; Asmar, S. W .; Head, J. W .; Kiefer, W. S .; Konopliv, A. S .; Lemoine, F. G .; Matsuyama, I .; Mazarico, E .; McGovern, P. J. (2012-12-05). "Starověké magmatické průniky a časná expanze Měsíce odhalené GRAIL Gravitační gradiometrií". Věda. 339 (6120): 675–678. doi:10.1126 / science.1231753. ISSN  0036-8075. PMID  23223393. S2CID  18004181.
  21. ^ Rapp, J. F .; Draper, D. S. (2018-04-16). „Frakční krystalizace oceánu lunárního magmatu: Aktualizace dominantního paradigmatu“. Meteoritika a planetární věda. 53 (7): 1432–1455. doi:10.1111 / maps.13086. ISSN  1086-9379.
  22. ^ Solomon, S. C .; Chaiken, J. (01.04.1976). „Tepelná roztažnost a teplotní stres na Měsíci a suchozemských planetách - stopy k rané historii tepla“. Sborník konferencí o lunární a planetární vědě. 7: 3229–3243. Bibcode:1976LPSC .... 7.3229S.
  23. ^ A b Borg, Lars E .; Gaffney, Amy M .; Shearer, Charles K. (2015). „Přehled měsíční chronologie odhalující převahu 4,34–4,37 Ga věků“. Meteoritika a planetární věda. 50 (4): 715–732. doi:10.1111 / maps.12373. ISSN  1945-5100.
  24. ^ A b Chen, Erinna M.A .; Nimmo, Francis (září 2016). „Přílivový rozptyl v oceánu lunárního magmatu a jeho vliv na časný vývoj systému Země – Měsíc“. Icarus. 275: 132–142. doi:10.1016 / j.icarus.2016.04.012. ISSN  0019-1035.
  25. ^ Perera, Viranga; Jackson, Alan P .; Elkins-Tanton, Linda T .; Asphaug, Erik (květen 2018). „Vliv opětovného dopadu trosek na tuhnutí oceánu lunárního magmatu“. Journal of Geophysical Research: Planets. 123 (5): 1168–1191. doi:10.1029 / 2017je005512. hdl:10150/628510. ISSN  2169-9097. S2CID  55542872.
  26. ^ A b Alibert, Chantal; Norman, Marc D .; McCulloch, Malcolm T. (červenec 1994). „Starověký věk Sm-Nd pro ferroanový noritický anortositový klast z lunární brekcie 67016“. Geochimica et Cosmochimica Acta. 58 (13): 2921–2926. doi:10.1016/0016-7037(94)90125-2. ISSN  0016-7037.
  27. ^ A b Borg, Lars; Norman, Marc; Nyquist, Larry; Bogard, Don; Snyder, Greg; Taylor, Larry; Lindstrom, Marilyn (říjen 1999). „Izotopové studie feranového anortositu 62236: mladá lunární kůra z lehkého zdroje ochuzeného o prvek vzácných zemin“. Geochimica et Cosmochimica Acta. 63 (17): 2679–2691. doi:10.1016 / s0016-7037 (99) 00130-1. ISSN  0016-7037.
  28. ^ Gross, J .; Treiman, A. H .; Mercer, C. N. M. (březen 2012). „Sinking the Lunar Magma Ocean: New Evidence from Meteorites and the Return of Serial Magmatism“. Konference o lunární a planetární vědě (1659): 2306. Bibcode:2012LPI ... 43,2306G.
  29. ^ Gross, Juliane; Treiman, Allan H .; Mercer, Celestine N. (únor 2014). „Měsíční živí meteoriti: Omezení geologie měsíční vysočiny a původ měsíční kůry“. Dopisy o Zemi a planetách. 388: 318–328. doi:10.1016 / j.epsl.2013.12.006. ISSN  0012-821X.