A datação de zircão U-Pb de alta precisão identifica um grande evento magmático na Lua em 4,338 Ga
Abstrato
A Lua tem uma história complexa, com evidências de sua formação de crosta primária obscurecidas por impactos posteriores. Datações U-Pb existentes de >500 zircões de vários locais no lado próximo lunar revelam um pico de idade pronunciado em 4,33 bilhões de anos (Ga), sugerindo um grande evento magmático potencialmente global. No entanto, a precisão da geocronologia existente é insuficiente para determinar se esse pico representa um breve evento ou um período mais prolongado de magmatismo ocorrendo ao longo de dezenas de milhões de anos. Para melhorar a resolução temporal, analisamos os zircões Apollo 14, 15 e 17 que foram previamente datados por microsonda iônica em ~4,33 Ga usando espectrometria de massa de ionização térmica de diluição de isótopos. Datas concordantes com incerteza de menos de um milhão de anos abrangem ~4 milhões de anos, de 4,338 a 4,334 Ga. Combinados com proporções isotópicas de Hf e concentrações de elementos traço, os dados sugerem a formação de zircão em uma grande camada de fusão de impacto, possivelmente ligada à bacia do Polo Sul-Aitken.
INTRODUÇÃO
Análises de amostras recuperadas pelas missões Apollo ( Fig. 1, A e B ) revelaram que a Lua se originou de um estado quase totalmente fundido, com subsequente diferenciação mineralógica e química durante o resfriamento e solidificação do oceano de magma lunar (LMO), dando origem a uma estrutura em camadas da crosta e manto lunar ( 1 ). O magmatismo e os impactos subsequentes também deixaram marcas nas rochas lunares, complicando os esforços para discernir a história inicial da Lua. Por exemplo, evidências de um pico em grandes impactos formadores de bacias há ~4,0 a 3,8 bilhões de anos (Ga), sugerindo um “cataclismo lunar terminal” ( 2 ), foram inicialmente propostas com base em análises U-Pb que indicaram a presença de um componente radiogênico de Pb sem pais amplamente distribuído entre rochas e solos lunares próximos. A datação posterior de 40 Ar/ 39 Ar foi interpretada como uma confirmação de um pico nos impactos ( 3 ), mas a história inicial do impacto da Lua é obscurecida nos dados de 40 Ar/ 39 Ar devido à saturação da superfície lunar por vários impactos ( 4 , 5 ). Em contraste, a maioria das aplicações dos cronômetros Rb-Sr e Sm-Nd se concentraram na determinação de idades ígneas em vez de datar eventos de impacto ( 6 , 7 ).
Cristais de zircão encontrados em amostras da Apollo fornecem um meio alternativo para desvendar os registros complexos de eventos lunares iniciais por meio de datação U-Pb, concentrações de elementos traço e composições de isótopos de Hf ( 8–18 ). Até o momento, análises de espectrometria de massa de íons secundários in situ (SIMS; ou microsonda iônica) determinaram mais de 500 idades de zircão de meteoritos lunares e da Apollo. Zircões de amostras da Apollo 14, 15 e 17 (e, em menor extensão, de meteoritos lunares) mostram um pico pronunciado em idades de 207 Pb/ 206 Pb em ~4,33 Ga ( Fig. 1C ). Este pico pode marcar a cristalização final do LMO ( 19 , 20 ) ou pode refletir um pico no magmatismo global desencadeado por um evento de impacto massivo, como a formação da bacia do Polo Sul-Aitken (SPA) ( 21 , 22 ). Distinguir entre esses cenários é difícil porque a precisão das análises SIMS é insuficiente para determinar se as idades do zircão refletem um breve evento de fusão catastrófica ou processos magmáticos mais prolongados abrangendo dezenas de milhões de anos ( 16 ). Neste estudo, selecionamos cristais de zircão Apollo 14, 15 e 17 que foram previamente datados pelo SIMS em torno de 4,33 Ga ( 16 , 17 ). Analisamos esses cristais usando uma metodologia mais precisa, espectrometria de massa de ionização térmica por diluição de isótopos (ID-TIMS), para obter novas datas U-Pb. A técnica ID-TIMS produz incertezas tão baixas quanto ~500 mil anos (2σ), permitindo o exame do tempo preciso e da duração potencial dos eventos de cristalização de zircão em 4,33 Ga. Combinado com composições de elementos traço e razões isotópicas Hf iniciais corrigidas por captura de nêutrons dos zircões datados ( 23 ), usamos esses dados para discutir o tempo e a natureza dos eventos na Lua primitiva.
RESULTADOS
Nós direcionamos 13 cristais de zircão com datas publicadas in situ de 207 Pb/ 206 Pb em torno de 4,3 Ga coletadas em três sítios Apollo (11 dos quais deram idades em torno de 4,33 Ga): 10 da Apollo 14, um da Apollo 15 e dois da Apollo 17 ( Fig. 2 ). Para isolar domínios de idade concordantes, os zircões passaram por um procedimento de dissolução gradual com duas etapas de digestão parcial de 6 horas a 180 °C em ácido fluorídrico (lixiviados 1 e 2, abreviados L1 e L2) seguido por digestão ácida completa a 210 °C do resíduo restante (R) ( 15 ). Todos os resíduos de zircão produziram datas ID-TIMS quase concordantes [dentro de ~0,3% da curva concordia 207 Pb/ 235 U- 206 Pb/ 238 U definida pelos valores médios das constantes de decaimento U ( 24 ); Fig. 2 e dados S1]. A maioria das datas 207 Pb/ 206 Pb também mostrou boa concordância com os resultados SIMS in situ correspondentes (fig. S2).
Os primeiros lixiviados (L1) tinham chumbo comum elevado (Pb c ) e eram frequentemente discordantes (refletindo contaminação) e, portanto, foram excluídos de interpretações posteriores. Os segundos lixiviados (L2) e resíduos (R) exibiram proporções variáveis de Pb* radiogênico para Pb comum (Pb*/Pb c = 9 a 2583), afetando a sensibilidade à composição assumida de Pb c (fig. S3). As datas de resíduos são mais confiáveis, com Pb*/Pb c de 90 a 2583, tornando-as altamente insensíveis às correções de Pb c . Sua concordância também sugere comportamento U-Pb de sistema fechado desde a formação do zircão; portanto, os resíduos são o foco de nossas interpretações. Em contraste, os segundos lixiviados (L2) mostram níveis variáveis de discordância, incluindo algumas análises que são inversamente discordantes ( data 206 Pb/ 238 U > data 207 Pb/ 235 U). A discordância reversa é causada pelo fracionamento elementar de U a partir de Pb; neste caso, parece ter ocorrido sem fracionamento de isótopos de Pb, resultando em datas L2 207 Pb/ 206 Pb que são, na maioria dos casos, consistentes com aquelas do respectivo resíduo de zircão. Com base em experimentos de lixiviação ácida ( 25 ), sugerimos que a presença deste efeito em alguns lixiviados L2 é um artefato resultante de dissolução parcial, em vez de uma característica natural.
A repetibilidade analítica das datas de 207 Pb/ 206 Pb foi determinada como sendo melhor do que 0,01% de desvio padrão relativo por meio da análise de uma solução sintética de U-Pb de 4,56 Ga (dados S1) ( 26 ). Isso confirma que questões analíticas associadas à espectrometria de massa não criam dispersão adicional em nossos dados de isótopos de U-Pb. A precisão e a concordância das datas de U-Pb dependem, em vez disso, de:
1) A origem e composição assumidas do componente comum Pb (Pb c ). Enquanto alguns Pb c L2 excedem a contaminação laboratorial esperada (dados S1), testes de sensibilidade mostram que mesmo assumindo composições de Pb c lunares de membros finais variando de primordial [por exemplo, troilite Canyon Diablo ( 27 )] a hipotético Pb c lunar altamente radiogênico ( 28 ) causaria mudança mínima (< incerteza) nas datas do resíduo 207 Pb/ 206 Pb (fig. S3). Composições anômalas de Pb c podem afetar ainda mais as análises discordantes de L2, mas deixar os resíduos radiogênicos inalterados.
2) A massa assumida do branco de laboratório U, que afeta a concordância, mas não as datas de 207 Pb/ 206 Pb (fig. S4).
3) O zircão assumido 238 U/ 235 U de 137,818 ± 0,045, consistente com minerais acessórios magmáticos terrestres ( 29 , 30 ). Desvios substanciais no zircão lunar fora desta faixa [por exemplo, da fissão induzida por raios cósmicos ( 31 )] podem causar incerteza adicional, mas isso é difícil de quantificar (fig. S4).
Aplicando as suposições de redução de dados mais conservadoras, obtivemos 23 alíquotas L2 e R quase concordantes de 13 zircões ( Fig. 2B e dados S1). Oito alíquotas deram datas de 207 Pb/ 206 Pb entre 4300 e 4330 milhões de anos (Ma), enquanto a maioria das datas se agrupam em torno de 4336 Ma. Considerando apenas resíduos e L2s de alto Pb*/Pb c dentro desse cluster, observamos uma faixa bem resolvida de datas de 207 Pb/ 206 Pb de 4338,47 ± 0,59 Ma a 4334,24 ± 0,56 Ma. Embora esse cluster seja definido principalmente pelas amostras da Apollo 14, as idades das três amostras da Apollo 15 e 17 estão dentro dele.
Após a datação U-Pb, analisamos as frações de lixiviado e resíduo dos zircões para concentrações de elementos traço e composições isotópicas de Hf (dados S1). As razões isotópicas de Hf do zircão exigiram correção para efeitos de captura de nêutrons da exposição aos raios cósmicos em rochas lunares ( 23 , 32 , 33 ). Após aplicar essa correção, todos os valores iniciais de ε 176 Hf para os zircões de 4338 a 4334 Ma são indistinguíveis em -1,13 ± 0,73 [2σ, EP na média ponderada de ε 176 Hf para o pico de 4,33 Ga, valores de reservatório uniforme de condrito de ( 34 ); Fig. 3A e dados S1]. No entanto, esses zircões apresentam mais heterogeneidade em várias concentrações e razões elementares ( Fig. 3, B e C e dados S1).
DISCUSSÃO
Examinando vieses de amostragem
O pico de cristalização de zircão ~4,33 Ga documentado em vários estudos de sondas iônicas de zircão lunar foi interpretado como representando a ocorrência de um ou mais eventos magmáticos globais no lado próximo da Lua ( 9 , 13 , 16 ). Para explorar a natureza e a duração desse aparente pulso de cristalização de zircão, analisamos 11 grãos que foram previamente datados pelo SIMS em ~4,33 Ga, provenientes de locais de pouso da Apollo 14, 15 e 17 abrangendo centenas de quilômetros ( Fig. 1A ). Ao aplicar o método ID-TIMS mais preciso, obtivemos novas datas U-Pb neste subconjunto. Oito dos 11 grãos produziram datas ID-TIMS 207 Pb/ 206 Pb concentradas em um intervalo de apenas ~4 Ma centrado em torno de 4336 Ma. Embora esse subconjunto represente apenas 5% de todas as análises de zircão lunar SIMS de ~4,33 Ga relatadas até o momento ( n = 186 grãos), simulações de Monte Carlo ( n = 10.000 extrações) indicam uma probabilidade <1% de que uma extração aleatória de 11 grãos SIMS de ~4330 Ma produziria um subconjunto de 8 grãos com idades ID-TIMS agrupadas entre 4334 e 4338 Ma. Portanto, podemos concluir com confiança estatística que o pico aparente de SIMS de ~4,33 Ga, para o qual as incertezas são da ordem de dezenas de milhões de anos, agora foi resolvido pelo ID-TIMS para cair dentro de uma janela de cristalização de zircão de ~4 milhões de anos e que isso não se deve a uma seleção aleatória de grãos que fortuitamente caem dentro dessa faixa estreita. Datas U-Pb de zircão adicionais entre ~4305 e 4320 Ma também foram encontradas, o que poderia potencialmente se relacionar a processos lunares semelhantes (impacto ou diferenciação LMO). Embora expandir o conjunto de dados ID-TIMS de alta precisão seja um próximo passo importante, nossos resultados revelam que a população de zircão de ~4,33 Ga é heterogênea em sua história de cristalização em uma escala de tempo de 4 Ma. Usamos o subconjunto distinto de zircões datados de 4338 a 4334 Ma, combinados com assinaturas isotópicas de elementos traço e Hf associadas, para começar a desvendar as origens desse pico aparente na produção de zircão na Lua primitiva.
As datas U-Pb representam a cristalização do zircão?
O sistema U-Pb em zircões é altamente resistente a perturbações térmicas ( 35 ); no entanto, a perda de Pb pós-cristalização continua sendo uma possibilidade para grãos lunares que provavelmente sofreram choques de impacto ( 9 , 36 – 39 ), potencialmente enviesando a duração aparente do nosso pico de 4,33 Ga. Identificar a perda de Pb antiga (4 Ga ou mais) nos zircões examinados aqui é difícil, pois sua trajetória no espaço U-Pb seria essencialmente paralela à curva de concórdia, resultando em pouca ou nenhuma discordância aparente. Vários estudos que investigam a perda potencial de Pb em zircões lunares ligados a impactos se concentraram nas distribuições de idade e microtexturas SIMS 207 Pb/ 206 Pb dentro do grão e concluíram que o melhor critério para identificar zircões com idades confiáveis é a consistência intragrão, em particular se as idades concordam dentro dos domínios texturais primários identificados na catodoluminescência (CL) ( 37 , 40 ). Os zircões estudados são todos fragmentos de cristais maiores que mostram texturas internas uniformes sem evidências de que eles contêm mais de uma única zona ( 17 ) (fig. S1), sugerindo um histórico de cristalização relativamente simples. Infelizmente, apenas um ponto SIMS 207 Pb/ 206 Pb por grão foi originalmente analisado nesses zircões ( 16 , 17 ), impedindo-nos de avaliar a variabilidade da idade intragrão com dados in situ. No entanto, encontramos um bom nível de consistência de idade 207 Pb/ 206 Pb de alta precisão em pares R-L2 dentro do pico de 4,33 Ga ( Fig. 2B ), sugerindo que se os zircões sofreram perda parcial de Pb após sua cristalização original, seu tempo provavelmente foi restrito ao próprio pico observado de 4,33 Ga. Embora não possamos categoricamente excluir a perda parcial inicial de Pb, a perda completa de Pb e a redefinição são improváveis, então seu efeito potencial seria aumentar a duração aparente do pico de idade proeminente de 4,33 Ga. Consequentemente, a duração real da cristalização de zircão no evento magmático amostrado foi de no máximo ~4 milhões de anos.
Significado do pico de 4,33 Ga
Considerando os argumentos desenvolvidos acima, interpretamos nossos zircões de 4,33 Ga como representando um grande evento magmático potencialmente global acontecendo na Lua naquele momento. Exploramos aqui três cenários (resumidos na Fig. 4 ) que poderiam produzir cristalização de zircões em uma janela de tempo estreita e explicar a descoberta desses zircões em uma grande parte do lado próximo da Lua. O primeiro é a cristalização de zircões na fusão residual KREEP que registra a solidificação final do LMO ( 10 , 12 ). O segundo cenário invoca um grande impacto, resultando na formação de zircões na camada de fusão diferenciadora ( 16 , 38 ) e disseminação sobre o lado próximo da Lua por meio de eventos de impacto subsequentes ( 41 , 42 ). A terceira opção é um curto período de intensa atividade de impacto, onde os zircões da camada de fusão resultam de múltiplos impactos ( 9 ). Cada cenário hipotético produziria diferentes distribuições de idades U-Pb, bem como características de isótopos Hf e elementos traço que consideramos abaixo.
A possibilidade da população de zircões de 4,33 Ga originar-se da cristalização tardia de LMO ( Fig. 4A ) é considerada primeiro, uma vez que o reservatório KREEP deve ter fornecido Zr para o crescimento primário de zircões ( 10 , 38 ) e a solidificação de LMO seria um processo global que poderia produzir zircões lunares primordiais em locais Apollo espalhados ( 1 ). A aparente preponderância de idades em torno de 4,3 Ga registradas em diversas amostras lunares datadas por diferentes sistemas radiométricos ( 207 Pb - 206 Pb, 147 Sm - 143 Nd e 146 Sm- 142 Nd) foi usada para sugerir que a própria Lua se formou nessa época, embora um evento magmático secundário global, como um grande impacto, não tenha sido excluído [ver discussão em ( 19 ) e ( 20 )]. No entanto, a formação da Lua em torno de 4,3 Ga está em contradição com as idades dos zircões lunares mais antigos encontrados em várias amostras da Apollo ( Fig. 5 ) e relatados em 4460 ± 31 Ma (amostra 72255), 4416 ± 35 Ma (14304), 4404 ± 20 Ma (14321), 4429 ± 55 Ma (15405), 4409 ± 13 Ma (73235) e 4417 ± 6 Ma (72215) [todas as análises concordantes, erros relatados como 1σ ( 9 , 10 , 12 , 13 , 18 , 36 , 39 ); Fig. 5 ]. Em princípio, uma perturbação do sistema U-Pb de zircão tipicamente robusto poderia comprometer essas idades antigas; no entanto, um estudo recente ( 18 ) usando tomografia de sonda atômica demonstrou que o grão mais antigo documentado até agora (em 4460 Ma) não mostra aglomeração de Pb, apoiando a capacidade dessa idade antiga de registrar a cristalização lunar primária em vez da mobilização de impacto posterior. Indicadores de confiabilidade adicionais vêm da consistência da idade entre fragmentos de grãos e da falta de zoneamento complexo em vários desses zircões >4,4-Ga ( 10 , 12 , 13 ). A modelagem da evolução da fusão restringe o início da cristalização do zircão para quando o LMO excede 99,9% de solidificação ( 43 ). Portanto, os zircões mais antigos provavelmente datam de quase o bloqueio final do LMO, no máximo ~4430 Ma. Uma solidificação quase completa do LMO em ~4430 Ma é corroborada por idades do modelo Lu-Hf de 4,41 a 4,47 Ga medidas para o reservatório KREEP [dados de rocha total e zircão ( 32 )], que se supõe representar o último derretimento residual do LMO, e evidências isotópicas de Hf de zircão sugerindo a separação do urKREEP do LMO em no máximo ~4,5 Ga ( 15). Para que a população observada de zircão lunar de 4,33 Ga tenha se cristalizado a partir de derretimentos residuais de LMO, seria necessário que derretimentos fracionados de baixo volume persistissem por um período prolongado de pelo menos ~90 milhões de anos após a solidificação inicial do LMO ( Fig. 5 ). As estimativas da vida útil do LMO derivadas da modelagem térmica mostram uma gama de resultados, com alguns modelos permissivos da existência do LMO até o pico do nosso zircão e outros proibindo-o (fig. S5) ( 44 – 50 ). Embora vários modelos térmicos de LMO indiquem solidificação estendendo-se além de 4,33 Ga, tal LMO resfriado lentamente deve produzir zircões com uma ampla distribuição de idade de cristalização em vez de uma distribuição centrada em um pico estreito em 4,33 Ga. A escassez conspícua de idades de zircões entre 4,43 e 4,33 Ga seguida por um pico acentuado em 4336 ± 2 Ma ( Fig. 5 ) é, portanto, inconsistente com uma distribuição de idade esperada de derretimentos de LMO residuais de resfriamento lento. Concluímos que o pico pronunciado em 4,33 Ga provavelmente reflete a rápida produção de zircões em um evento episódico. Nossa explicação preferida é a ocorrência de um impacto muito grande, levando a novos zircões concordantes cristalizando na folha de fusão diferenciadora que incorporou um componente KREEP ( 14 , 38 ). Tal evento de impacto também se alinharia com a descoberta de ca. Zircões de 4,33 Ga em vários locais da Apollo, pois a jardinagem por craterização subsequente disseminaria material por uma ampla área ( 41 , 42 ). Por fim, notamos que um impacto tão grande poderia perturbar idades isócronas de rochas inteiras, potencialmente explicando algumas das idades de 4,3 Ga registradas pelos sistemas 207 Pb- 206 Pb, 147 Sm- 143 Nd e 146 Sm- 142 Nd em várias amostras lunares ( 19 , 20 ).
Conforme observado anteriormente, é concebível que vários impactos menores ocorrendo perto de 4,33 Ga também poderiam explicar as idades do zircão e a ampla distribuição sobre a superfície lunar ( Fig. 4C ). No entanto, considerando a homogeneidade das razões isotópicas de Hf em nossos grãos de 4,33 Ga ( Fig. 3A ), sugerimos que a produção de zircão a partir de um grande impacto é mais provável do que a partir de múltiplos impactos menores ocorrendo em cerca de 4 milhões de anos. As proporções isotópicas de háfnio em diferentes rochas lunares inteiras mostram uma grande diferença entre amostras derivadas do manto [ε 176 Hf positivo até +20 em 3,9 Ga ( 32 )] e amostras derivadas da camada KREEP diferenciada caracterizada por ε 176 Hf relativamente não radiogênico [−5,5 em 3,9 Ga ( 32 )], embora o alcance total do ε 176 Hf lunar fosse necessariamente menor em 4,33 Ga. Nossa hipótese é que em um cenário de impacto múltiplo, cada impacto cristalizaria novos zircões de uma camada de fusão distinta. Estes provavelmente teriam proporções de mistura variáveis entre a crosta, o manto e os componentes KREEP, gerando proporções de isótopos de Hf mais dispersos. Para produzir as proporções de isótopos Hf fortemente agrupadas observadas em nossos grãos de 4,33 Ga com múltiplos impactos, seria necessária uma consistência fortuita nas composições de rochas alvo (proporções de manto envolvido, KREEP e crosta) ocorrendo em múltiplos locais de impacto. Em contraste, um único grande impacto poderia criar uma camada de fusão mais extensa, permitindo uma homogeneização mais fácil de componentes isotópicos distintos ( 51 ). Assim, considerando os argumentos composicionais, favorecemos a hipótese de um grande impacto.
O pico na distribuição de idade do zircão documentado aqui está dentro da faixa de ca. 30 Ma (4364 a 4331 Ma) correspondendo a uma preponderância de idades para rochas de suíte de magnésio (suíte Mg) [ver discussão em ( 20 )]. As características geoquímicas dos zircões de 4,33 Ga, incluindo o baixo teor de Al [<40 partes por milhão (ppm), além de uma análise] sugerindo envolvimento limitado de anortosito ferroano em seus magmas parentais ( 17 ) e valores iniciais enriquecidos de ε 176 Hf (−1,13 ± 0,73), também lembram as rochas de suíte Mg. O magmatismo de suíte Mg pode refletir a fusão de uma fonte hibridizada compreendendo cumulados ultramáficos, crosta de anortosito e KREEP, que podem ter sido justapostos durante a reviravolta do manto. Neste cenário, óxidos de Fe-Ti de maior densidade afundariam, enquanto cumulados de olivina e piroxênio de menor densidade subiriam. Embora a ampla coincidência em idade e características geoquímicas entre rochas de suíte Mg e o pico na distribuição de idade do zircão não implique necessariamente uma relação genética, já que os zircões provavelmente cristalizaram de um componente KREEP mais puro, um evento genético comum, como um grande impacto, poderia ter desencadeado tanto o derretimento da camada urKREEP quanto a desestabilização de cumulados com densidades contrastantes.
Uma idade de 4,338 Ga para o impacto da bacia do SPA?
Um grande impacto teria gerado uma extensa camada de fusão ( 41 ) que evoluiu por meio de cristalização fracionada durante o resfriamento. Assim como na solidificação LMO, a saturação de zircão seria alcançada nos últimos estágios, quando a fusão residual atingisse concentrações adequadas de Zr e SiO2 ( 43 , 52 ) . Investigar a geometria potencial e a evolução térmica de tal camada de fusão de impacto é difícil. Enquanto a Lua preserva evidências abundantes de impactos, inferências sobre a química ou evolução da fusão devem depender de fragmentos de brecha lunar com origens incertas. Portanto, consideramos um análogo acessível: os grandes impactos da Terra contendo zircão que se cristalizou dentro da camada de fusão de impacto ( 53 ). O impacto de Sudbury (Canadá) de aproximadamente 1,8 Ga foi extensivamente estudado e proposto como o melhor proxy terrestre para grandes bacias lunares, com zircão neoblástico demonstrado ( 54 – 57 ). O complexo de Sudbury é uma formação ígnea em camadas, interpretada como refletindo a cristalização fracionada de uma camada de fusão de impacto originalmente homogênea e mostrando litologias cada vez mais evoluídas para cima através da estrutura ( 54 – 56 ). O impacto ocorreu em uma mistura heterogênea de rochas-alvo metassedimentares, metaígneas e ígneas com mineralogia e geoquímica diversas ( 55 ) e ilustra que grandes camadas de fusão de impacto têm o potencial de homogeneizar quimicamente e então se diferenciar. A camada de fusão de Sudbury parece ter se homogeneizado rapidamente após a formação, preservando composições isotópicas de Hf aparentemente uniformes ao longo da diferenciação ( 55 ). Nossos zircões lunares de 4,33 Ga mostram tal Hf homogêneo, compatível com a formação em uma camada de fusão de impacto igualmente grande e bem misturada. Observamos, entretanto, que embora capazes de homogeneização isotópica, esses processos de diferenciação de fusão de impacto também podem gerar um espectro de composições de elementos traço incompatíveis. Isso se reflete nos zircões de Sudbury, onde (i) camadas progressivamente diferenciadas contêm zircões enriquecidos em U, Th e REEs, e (ii) os zircões mais evoluídos mostram a maior variabilidade de elementos traço. Isso sugere heterogeneidade de fusão em estágio avançado e evolução isolada de bolsões de fusão ( 56 ). Dado que os zircões lunares cristalizariam de forma semelhante a partir das últimas frações residuais de fusão, abundâncias variáveis de elementos incompatíveis seriam esperadas. Notavelmente, nossos grãos de 4,33-Ga mostram divergência em Lu/Hf, Al e outros indicadores ( Fig. 3, B e C, e dados S1). Em resumo, embora pesquisas adicionais sobre impacto terrestre possam informar melhor as comparações lunares, as observações atuais parecem consistentes com uma hipótese de origem de fusão por impacto de 4,33 Ga, capaz de (i) homogeneização isotópica inicial de Hf e (ii) cristalização fracionada permitindo a saturação de zircão em um intervalo de tempo limitado (<5 milhões de anos).
Ligar um potencial grande impacto de 4,338 Ga a uma bacia lunar específica >4 Ga é desafiador, pois a cronologia lunar inicial permanece altamente debatida. A cronologia de formação da bacia pré-Imbrium depende de idades radiométricas limitadas e restrições de densidade estratigráfica/de crateras ( 58 , 59 ). Vinte e nove bacias com idades aparentes >4 Ga foram identificadas na Lua, incluindo as grandes bacias SPA, Serenitatis e Australe [( 60 , 61 ); Fig. 1 ]. Para explicar o pico de zircão observado de 4,33 Ga, o impacto deveria ter: (i) produzido uma grande e bem misturada camada de fusão capaz de homogeneizar valores de isótopos de Hf, (ii) permitido a diferenciação de fusão e saturação de zircão, e (iii) coberto uma área grande o suficiente para ter alimentado amostras para vários locais de pouso da Apollo por meio de craterização posterior e transporte de ejeção. Estabelecemos a idade desse impacto potencial em 4,338 Ga, correspondendo ao máximo do intervalo mostrado por nossos dados U-Pb, porque se o processo de formação de zircão foi devido a um impacto, então a idade mínima do impacto deve ser dada pela data mais antiga, com as amostras mais jovens representando a escala de tempo de resfriamento. Embora a cratera de origem precisa não tenha restrições no momento, a bacia SPA, a mais antiga e maior bacia lunar reconhecida, é uma candidata convincente. A SPA escavou profundamente a crosta e o manto ( 62 , 63 ), provavelmente gerando uma enorme camada de fusão de impacto ( 64 ) que provavelmente se diferenciou ( 65 – 67 ) e permitiu a cristalização do zircão. O material SPA também foi proposto como uma fonte para amostras da Apollo 17 ( 42 ), sugerindo que os ejetados de impactos posteriores na bacia SPA poderiam ser potencialmente disseminados sobre o lado próximo da Lua. Investigações futuras sobre as potenciais relações petrogenéticas entre os zircões de 4,338 Ga e a camada de fusão do impacto da bacia SPA podem fornecer informações valiosas sobre a evolução inicial da Lua e o papel de grandes impactos na formação de sua crosta.
No geral, nossos resultados de zircão exigem um grande evento magmático lunar em ~4,338 Ga. A idade, o curto período de tempo para a cristalização do zircão e as características geoquímicas e isotópicas de Hf dos zircões são mais consistentes com a origem em um grande derretimento de impacto diferenciador. Novas amostras adquiridas do polo sul lunar por futuras missões de retorno de amostras ajudarão a avaliar as ligações hipotéticas entre esse magmatismo inicial e o próprio SPA.
MATERIAIS E MÉTODOS
Amostras
14311 (local da Apollo 14)
14311 é uma brecha de fusão de impacto polimítica coerente com uma idade de exposição aos raios cósmicos estimada entre 500 e 700 Ma ( 68 ). Temos pouca informação sobre a aparência do zircão derivado da amostra de brecha antes do esmagamento, pois não tínhamos uma seção fina dessa divisão específica de 14311. No entanto, outros descreveram essa amostra em detalhes, identificando brecha de matriz cristalina que é ~75% plagioclásio (14311,94) ( 69 ). Plagioclásio, gabronorita e clastos granulíticos, bem como uma cavidade preenchida com ilmenita com um zircão, também foram documentados ( 36 , 69 ). Os clastos nesta amostra foram interpretados como originários do embasamento do subregolito definido como a Formação Fra Mauro ( 69 ). Idades anteriores de zircões U-Pb de 14311 mostram pelo menos três populações distintas de idades de zircões em 4334 ± 10 Ma, 4245 ± 10 Ma e 3953 ± 10 Ma ( 11 , 17 , 70 ). Imagens de CL e detalhes dos zircões usados neste estudo estão disponíveis em Trail et al. ( 17 ). Todos os zircões são fragmentos variando de 100 a 500 μm em tamanho e mostrando pouca resposta de CL com alguns grãos tendo leve zoneamento oscilatório.
14163 (local da Apollo 14)
A amostra 14163 é um solo submaduro caracterizado por um alto componente KREEP e alta porcentagem de vidro. Após peneiramento, foi encontrado em grande parte livre de fragmentos de rocha. A amostra foi determinada como sendo >50% de vidro, incluindo brechas recozidas da formação Fra Mauro ( 71 ). Material derivado de Mare está presente, mas provavelmente representa apenas cerca de 5% do material total amostrado ( 71 ). Uma pequena porcentagem do vidro também foi classificada como “granítica” ( 71 ), e aproximadamente 15% dos fragmentos de vidro ( 72 ) produziram teores de SiO2 entre 60 e 80% em peso. Imagens de CL e detalhes dos zircões usados neste estudo estão disponíveis em Trail et al. ( 17 ). Todos os zircões são fragmentos variando de 100 a 300 μm em tamanho e mostrando pouca resposta de CL e nenhuma zonação oscilatória óbvia.
15405 (local da Apollo 15)
Esta amostra é uma brecha de fusão por impacto portadora de clastos, apresentando uma matriz cristalina composta de piroxênio intercrescido de grãos finos, plagioclásio e ilmenita. Os clastos incluem fragmentos minerais de plagioclásio e piroxênio, juntamente com clastos líticos de basalto KREEP, granito e quartzo monzodiorito. O zircão usado neste estudo foi descrito em Crow et al. ( 16 ). Nenhuma imagem CL está disponível.
72275 (local da Apollo 17)
A amostra 72275 é uma brecha feldspática, potencialmente ejetada da bacia Serenitatis ( 73 ), exibindo uma alta abundância de basalto não-maré do tipo KREEP ( 74 ). Shih et al. ( 75 ) relataram idades Rb-Sr e Sm-Nd para um clasto de basalto KREEP de 4,31 ± 0,08 e 4,08 ± 0,07 Ga, respectivamente. Zircões foram relatados anteriormente em 72275 e têm idades de 207 Pb- 206 Pb variando de 4,24 a 4,42 Ga ( 12 , 13 ). Onze análises de oito zircões por Crow et al. ( 16 ) produzem idades médias ponderadas de 207 Pb- 206 Pb = 4334,3 ± 2,2 Ma (2σ). Os zircões da amostra usada neste estudo foram descritos em Crow et al. ( 16 ). Nenhuma imagem CL está disponível.
Geocronologia de zircão U-Pb por SIMS
A datação U-Th-Pb foi realizada no UCLA CAMECA ims1290 usando a fonte de íons Hyperion-II para o feixe primário. Detalhes sobre o procedimento analítico e redução de dados podem ser encontrados em Trail et al. ( 17 ).
Composições de oligoelementos de zircão in situ por SIMS
Os oligoelementos (incluindo REE, Th, U e Al) foram medidos com o UCLA CAMECA ims1290. Detalhes sobre o procedimento analítico e redução de dados podem ser encontrados em Trail et al. ( 17 ).
Geocronologia de zircão U-Pb por ID-TIMS
Cristais de zircão foram analisados para razões de isótopos de Pb e U por abrasão química–ID-TIMS na Universidade de Princeton. Os cristais selecionados foram primeiramente liberados de montagens de epóxi de sonda iônica e recozidos individualmente por 48 horas em um forno de mufla a 900°C. Após enxágue extensivo em HCl e HNO 3 , os cristais foram submetidos a um procedimento de dissolução parcial [semelhante a ( 76 )] consistindo em duas etapas de lixiviação em ~90 μl de 29 M HF em microcápsulas individuais de 200 μl de perfluoroalcoxialcano (PFA) montadas dentro de um vaso de pressão Parr mantido por 6 horas em um forno a 180°C. Após cada uma das duas etapas de dissolução parcial (chamadas L1 e L2), o lixiviado de HF foi pipetado e mantido para análises subsequentes, enquanto o resíduo de zircão foi enxaguado com HCl e HNO 3 e retornado ao forno com HF 29 M para a próxima etapa de dissolução. A etapa de dissolução completa do resíduo de zircão (R) foi alcançada ao longo de 60 horas a 210 °C. As soluções L1 e L2 foram enriquecidas com um dos traçadores EARTHTIME ( 202 Pb-) 205 Pb- 233 U- 235 U ( 77 , 78 ) (ET535 para L1 e ET2535 para L2) e equilibradas em uma placa de aquecimento, secas e redissolvidas em HCl 6 M. Os resíduos de zircão foram enriquecidos com ET2535 dentro das microcápsulas de PFA de 200 μl antes da dissolução final; as soluções foram secas e redissolvidas em HCl 6 M dentro de uma bomba de Parr (180°C por 12 horas) para converter para a forma de cloreto. Todas as amostras foram secas e absorvidas em HCl 3 M em preparação para cromatografia de troca iônica separando U e Pb em microcolunas preenchidas com 50 μl de resina aniônica AG1-X8, seguindo métodos modificados de Krogh ( 79 ). Cada fração combinada de U-Pb foi seca com uma gota de 0,05 MH 3 PO 4 e carregada em uma microgota de emissor de gel de sílica ( 80 ) em um único filamento Re desgaseificado e refinado por zona para análise TIMS.
As medições isotópicas foram realizadas na Universidade de Princeton com um novo Isotopx Phoenix TIMS equipado com amplificadores ATONA ( 81 ). A maioria das amostras foi analisada seguindo os métodos descritos por Szymanowski e Schoene ( 81 ), ou seja, usando um método FaraDaly de duas etapas coletando (202), 205-208 Pb em copos Faraday e 204 Pb no sistema de contagem de íons Daly/fotomultiplicador axial (integração de 30 s), seguido por uma etapa de 10 s analisando 205 Pb no Daly para corrigir o ganho Faraday/Daly. As linhas de base para o ATONA-Faradays foram adquiridas offline (“linha de base eletrônica”) ao longo de 12 h antes das análises. Amostras de baixa intensidade de Pb (<ca. 1 mV na massa 206) foram medidas usando o modo de pico-salto no Daly/fotomultiplicador. Interferências potenciais de BaPO 2 e Tl nas massas 202, 204 e 205 foram geralmente insignificantes ao longo da duração do projeto e foram monitoradas apenas em algumas análises Daly. O fracionamento de massa instrumental para Pb foi corrigido em execução usando o 202 Pb/ 205 Pb medido do pico ET2535 ou, para amostras com pico ET535, com um fator linear derivado de uma compilação de longo prazo de valores de 202 Pb/ 205 Pb medidos em desconhecidos com pico na configuração do detector usada [0,09 ± 0,04%/amu (2σ) para Faradays e 0,14 ± 0,07%/amu (2σ) para Daly]. O tempo morto do sistema Daly foi mantido constante durante todo o período do estudo, mas foi monitorado com análises do padrão isotópico NIST SRM 982 Pb em uma faixa de intensidades. As razões de isótopos U foram medidas como UO 2 em modo estático usando integrações de 30 s e corrigidas para fracionamento de massa usando o 233 U/ 235 U do pico, assumindo uma amostra 238 U/ 235 U de 137,818 ± 0,045 ( 29 ). Sempre que permitido pela intensidade, as interferências nas análises de UO 2 foram corrigidas em execução usando 18 O/ 16 O calculado usando intensidade na massa 269 ( 81 ), ou então usando um valor 18 O/ 16 O de 0,00205 ± 0,00004 (2σ). Toda a redução de dados foi realizada com os pacotes de software Tripoli e ET_Redux ( 82 ) usando os algoritmos de McLean et al. ( 83 ). As constantes de decaimento U são de Jaffey et al. ( 84 ). Uma correção para o desequilíbrio secular no sistema 238 U- 206 Pb devido à exclusão de Th durante a cristalização do zircão ( 85 ) foi feita para cada análise usando um fundido Th/U fixode 3,5 ± 2 (2σ) representativo do magma terrestre médio ( 86 ). A mudança de fusão Th/U tem um efeito insignificante nas datas de 207 Pb/ 206 Pb. A quantidade de branco de U foi definida em 0,02 ± 0,02 (2σ) pg com base nas medições totais de branco processual. Esta suposição pode ter um efeito na concordância de algumas amostras de baixo U; no entanto, não afeta a precisão das datas de 207 Pb/ 206 Pb usadas para nossas interpretações (fig. S4).
A quantidade de Pb comum (Pb c ) nas amostras, calculada a partir da quantidade medida de 204 Pb, variou amplamente entre valores elevados nos primeiros lixiviados (L1) e valores principalmente em linha com a quantidade de Pb c esperada da contaminação laboratorial (R). O Pb c elevado em L1s é interpretado como uma combinação de remoção de qualquer contaminação de superfície remanescente da preparação da amostra, bem como da dissolução de quaisquer inclusões minerais ou de fusão. A remoção preferencial de inclusões, bem como a utilização de rachaduras ou fraturas como vias de dissolução eficientes, preferencialmente na primeira etapa de lixiviação, foi recentemente demonstrada com observações texturais em zircões parcialmente lixiviados usando uma configuração experimental semelhante ( 87 ). Em contraste com L1s, os resíduos continham apenas Pb c em quantidades consistentes com aquelas medidas em brancos de procedimentos totais e em corridas de zircão de rotina em Princeton (0,08 a 0,36 pg), sugerindo que (i) a maioria das inclusões e contaminações foram removidas nas etapas L1-L2 e (ii) todo o Pb c nessas amostras foi derivado de laboratório. O Pb c em L2s era geralmente mais elevado do que em resíduos (0,25 a 4,93 pg), o que reflete sua preparação incluindo uma etapa de pipetagem e volumes maiores de reagentes. Embora as massas relativas de Pb c nos três grupos de amostras sejam bem explicadas por várias fontes de contaminação terrestre, também é concebível que L1s e, menos provavelmente, L2s contivessem alguma quantidade de Pb comum lunar antigo. A magnitude dessa contribuição lunar potencial é difícil de restringir e corrigir, mas teria um efeito na precisão das datas L1 e L2 (fig. S3). Em resumo, consideramos uma suposição válida corrigir todos os dados com uma composição terrestre de Pb c, mas reconhecemos uma potencial limitação à precisão das datas L1 e, em menor extensão, L2. A composição usada foi compilada a partir de blanks processuais totais preparados na Universidade de Princeton ao longo de um período de vários anos: 206 Pb/ 204 Pb = 18,58 ± 0,56, 207 Pb/ 204 Pb = 15,87 ± 0,67 e 208 Pb/ 204 Pb = 38,18 ± 1,23 (todos 2σ).
A viabilidade dos métodos de preparação de amostra, espectrometria de massa e redução de dados é apoiada pela repetibilidade da solução sintética ET 4567-R, a mais radiogênica de uma série de soluções U-Pb que se aproximam da idade do sistema solar ( 26 ) (todos os dados apresentados nos dados S1). Oito alíquotas inicialmente apresentadas em Szymanowski e Schoene ( 81 ) foram suplementadas por outras 12 alíquotas de 50 a 850 pg de Pb* executadas ao longo das análises de zircão lunar com os métodos FaraDaly e Daly para Pb, e reduzidas com um conjunto de razões isotópicas de U analisadas como para incógnitas de zircão. A idade média ponderada de 207 Pb/ 206 Pb foi de 4559,71 ± 0,14 Ma ( n = 36, MSWD = 0,7). A precisão deste resultado é atualmente difícil de avaliar devido à falta de referência absoluta para a solução; no entanto, os dados demonstram a excelente repetibilidade da nossa abordagem analítica nesta faixa etária.
Composições de oligoelementos de zircão (TIMS-TEA)
As análises de elementos traço (TEA) ( 88 ) foram realizadas na Universidade de Princeton com métodos semelhantes aos aplicados em O'Connor et al. ( 89 ), reproduzidos aqui com ajustes mínimos. Todos os resultados estão disponíveis nos dados S1.
Após a separação de U e Pb de zircões individuais, frações de lavagem contendo todos os elementos constituintes, exceto U e Pb, foram secas e armazenadas em frascos de polipropileno como sais de cloreto. Os sais foram então redissolvidos em 1 ml de 0,5 M HNO 3 + 0,015 M HF + 1 ppb In. As medições das soluções foram realizadas em um espectrômetro de massa de plasma indutivamente acoplado quadrupolo Thermo iCAP (ICP-MS) com um sistema de introdução de amostra consistindo de uma câmara de pulverização ciclônica PFA, um nebulizador com uma taxa de captação nominal de 100 μl/min e um amostrador automático Elemental Scientific SC-μ DX. A captação da amostra e o tempo de análise somaram 3 min, consumindo cerca de 0,3 ml da solução de amostra de 1 ml. Os elementos medidos incluíram Zr, Hf, Y, Nb, Ta, REEs, Th e In, onde o índio foi usado como padrão interno durante a espectrometria de massa. Uma solução de calibração externa gravimétrica de matriz correspondente foi preparada com a abundância relativa de elementos alvos representando aquela observada no zircão natural (por exemplo, Zr/Hf = 50). Uma série de diluições foi gerada usando esta solução para cobrir a faixa de concentrações observadas em desconhecidos (por exemplo, [Zr] = 10 a 10 4 ng/g), que foi então usada para gerar uma curva de calibração de concentração-intensidade para cada elemento para cada bloco de desconhecidos. Amostras, soluções de referência e brancos de procedimentos totais foram analisados em blocos de 30 a 40. Após a aquisição de dados, as concentrações da solução foram convertidas em concentrações estequiométricas em zircão pela normalização dos dados de concentração da solução, assumindo que todos os elementos traço particionam no sítio Zr 4+ em ZrSiO 4 , onde ∑ (Zr + Hf + ... + Th) = 497.646 ppm. As concentrações de urânio não foram medidas diretamente, pois U foi incluído na alíquota U-Pb usada para geocronologia ID-TIMS; em vez disso, reconstruímos o conteúdo de U do zircão combinando o Th/U atômico estimado a partir de análises ID-TIMS com a concentração de Th medida por ICP-MS. Os conteúdos de U e Th foram então corrigidos para decaimento anterior usando a data 207 Pb/ 206 Pb da alíquota para produzir concentrações iniciais em zircão. Incertezas nos conteúdos de TE são relatadas no nível de confiança de 95% e incluem a subtração da média e do DP das medições totais de branco do procedimento. A repetibilidade típica das razões de elementos usando o método TEA (1 DP) foi de 2% para Zr/Hf e 5 a 7% para a maioria das razões MREE-HREE de interesse [veja O'Connor et al. ( 89 ) para um conjunto estendido de análises de soluções de referência secundárias]. Devido à sua importância para correções de crescimento interno de razões isotópicas de Hf, a repetibilidade da razão Lu/Hf foi adicionalmente monitorada usando um conjunto de duas soluções padrão MUNZirc (dados S1).
Razões isotópicas de zircão Hf
As alíquotas restantes após a separação U-Pb e as análises TEA foram analisadas para isótopos Lu-Hf na Universidade de Chicago seguindo a metodologia detalhada em Chen et al. ( 23 ). As razões isotópicas de Hf foram corrigidas para captura de nêutrons usando duas abordagens diferentes [usando o método ε 176 Hf-ε 178 Hf ou o método ε 176 Hf-ε 180 Hf ( 23 )] e são apresentadas nos dados S1. Como o procedimento de abrasão química gradual usado para datação U-Pb poderia ter fracionado a razão Lu/Hf por dissolução incongruente (potencialmente levando a uma correção de crescimento radiogênico imprecisa), comparamos os valores iniciais calculados de ε 176 Hf de etapas de lixiviação sucessivas e resíduos e baseamos nossas interpretações apenas em resíduos e aqueles L2s cujo ε 176 Hf inicial concordou com o do respectivo resíduo ( Fig. 3A ).
Agradecimentos
Agradecemos ao CAPTEM (Curation and Analysis Planning Team for Extraterrestrial Materials) e aos curadores de Amostras Lunares do Johnson Space Center que disponibilizaram amostras para esta pesquisa. Agradecemos também a J. Hanchar por fornecer os materiais de referência de zircão sintético MUNZirc.
Financiamento: Este trabalho foi apoiado pela bolsa do Programa de Mundos Emergentes da NASA NNH18ZDA001N-EW (para KDM, MB, BS e ND) e bolsas da NSF EAR-1726099 e EAR-1735512 (para BS). O laboratório de microssonda iônica da UCLA é parcialmente apoiado por uma bolsa do Programa de Instrumentos e Instalações da NSF.
Contribuições dos autores: Conceitualização: MB, KDM e BS Metodologia: DS, BS, MB, XC, ZJZ e ND Investigação: MB, DS, BS, XC, ZJZ e ND Visualização: DS, MB e BS Redação – rascunho original: MB, DS, BS e KDM Redação – revisão e edição: MB, DS, BS, ND, ZJZ e KDM Aquisição de financiamento: KDM, MB, BS e ND
Conflitos de interesse: Os autores declaram não ter conflitos de interesse.
Disponibilidade de dados e materiais: Todos os dados necessários para avaliar as conclusões do artigo estão presentes no artigo e/ou nos Materiais Suplementares.
Nenhum comentário:
Postar um comentário
Observação: somente um membro deste blog pode postar um comentário.