Генетические связи между метеоритами, земными и лунными породами Текст научной статьи по специальности «Науки о Земле и смежные экологические науки»

Электронное научное издание Альманах Пространство и Время. Т. 1. Вып. 2 • 2012

П л а н е т а З е м л я

Earth Planet / Planet Erde

УДК 552.6:523.3-52

Маракушев А.А.*, Зиновьева Н.Г.**, Грановский Л.Б.***

А.А. Маракушев

Н.Г. Зиновьева

Л.Б. Грановский

Генетические связи между метеоритами, земными и лунными породами

Работа выполнена при частичной финансовой поддержке программы «Поддержка научных школ» (грант НШ-5877.2012.5).

*Маракушев Алексей Александрович, доктор геолого-минералогических наук, академик РАН, главный научный сотрудник Института экспериментальной минералогии РАН, почетный профессор МГУ имени М.В. Ломоносова

E-mail: [email protected]

**Зиновьева Нина Георгиевна, доктор геолого-минералогических наук, заведующая лаборатории локальных методов исследования вещества кафедры петрологии геологического факультета МГУ имени М.В. Ломоносова

E-mail: [email protected]

***Грановский Лев Борисович, старший научный сотрудник кафедры петрологии геологического факультета МГУ имени М.В. Ломоносова

Сравнительное исследование метеоритов, земных и лунных пород привело к новым представлениям о генезисе Земли и Луны, порожденных планетой-гигантом, сходной с Юпитером. В дальнейшем она утратила гигантскую оболочку под воздействием Солнца.

Ключевые слова: Солнечная система, планеты-гиганты, планеты земной группы, метеориты, хондриты, ахондриты.

Статья представляет русский вариант публикации авторов [Marakushev et al. 2010], выполненной на кафедре петрологии Геологического факультета Московского государственного университета (МГУ) в результате электронномикроскопического изучения метеоритов, земных и лунных горных пород с использованием растровых электронных микроскопов CamScan-4DV и Jeol JSM-6480LV. Количественный анализ осуществлялся на энергодисперсионных анализаторах AN-10000 фирмы Link и INCA Energy 350 фирмы Oxford Instruments при ускоряющем напряжении 15 kV, токах 1,2-10-9А и 15-10-9А (соответственно), область генерации рентгеновского излучения составляла ~3 мкм. Погрешность определения при содержаниях элементов больше 10% составляла ± 2 отн. %, при содержаниях от 5 до 10% — ± 5 отн.%, а при содержаниях от 1 до 5% — ±10 отн. %.

Состав Солнца на 3/4 (по массе) представлен водородом и на 1/4 — гелием (атомное отношение этих элементов близко к 10), тогда как прочие элементы составляют лишь около 1%. Этот гелий-водородный состав возник в самом начале эволюции Вселенной в результате так называемого Большого взрыва (Big Bang) около 14 млрд. лет назад (в «эру нуклеосинтеза») из некоторого начального (сингулярного) состояния. Оно характеризуется бесконечно большими температурой и плотностью, когда Вселенная была сосредоточена в безмассовых частицах — фотонах, т.е. представляла собой излучение, а не вещество. Доказательством такого начального состояния Вселенной служит обнаружение реликтового электромагнитного излучения (радиошума), которое в настоящее время выродилось до низкотемпературного состояния (2,74К). Начальное сингулярное состояние бесконечного сжатия Вселенной отвечало «планковской температуре» Т = 1032К.

Введение

Формирование Солнечной системы и систематика метеоритов

Маракушев А.А., Зиновьева Н.Г., Грановский Л.Б. Генетические связи между метеоритами, земными и лунными породами

Мгновенно родившаяся в результате Большого взрыва «вещественная» Вселенная состояла почти полностью из водорода и гелия с ничтожной примесью дейтерия, лития, бериллия и бора. Предполагается, что Большой взрыв создал наряду с легкими химическими элементами огромную массу космического темного (невидимого) вещества. «Возможно, ранняя Вселенная породила особого рода остаточную частицу, которую мы не были в состоянии создать в лаборатории» [Hogan 1996, с. 41]. Это темное вещество неясной природы преобладает во Вселенной. Его масса в 10 раз больше массы обыкновенного атомного вещества, как об этом можно судить по гравитационному поведению галактик, движущихся и вращающихся так быстро, что они должны были бы распасться, если бы не содержали в их ядрах дополнительные, огромные массы невидимого вещества.

Гипотеза Большого взрыва не исключает того, что наблюдаемое расширение Вселенной «когда-нибудь остановится и начнется обратная фаза сжатия, возвращающая к исходному сингулярному состоянию» [Васильев 1996, с. 82].

Следствием расширения Вселенной является ее очаговое охлаждение, порождающее мириады гигантских звезд. «Самые холодные из молекулярных облаков имеют температуру около 5К. Низкая температура в сочетании с довольно высокой плотностью при больших массах делает такие агрегаты вещества крайне неустойчивыми по отношению к гравитации, и они будут довольно быстро эволюционировать в звезды» [Шкловский 1984, с. 65]. С появлением звезд-гигантов началась дальнейшая эволюция химического состава Вселенной.

Звезды имеют критическую массу, достаточную для осуществления в их недрах термоядерных реакций образования новых химических элементов (за счет слияния ядер более легких элементов). Реакции сопровождаются выделением энергии, препятствующей сжатию звезд и обеспечивающей их светимость. Простейшей реакцией считается сгорание водорода с образованием гелия (4Н = 4Не). Поскольку масса атома гелия меньше массы 4 атомов водорода, реакция сопровождается уменьшением массы вещества т и освобождением эквивалентного количества атомной энергии: Е = тс2, где с — скорость света.

Массивные звезды-гиганты вносят главный вклад в синтез химических элементов. Ядерные реакции в них не ограничиваются сгоранием водорода и гелия, а вовлекают в этот процесс также углерод (при массе звезды около 5 солнечных) и более тяжелые элементы. В звездах с массой 20—30 солнечных осуществляются все экзотермические реакции синтеза элементов (с выделением энергии) до железа включительно. Железо (атомный вес — 56) концентрируется в центре, составляя тяжелое ядро массивных звезд, окруженное оболочками все более легких химических элементов — серы (32), кремния (28), магния (24), неона (20), кислорода (16), углерода (12), гелия (9) и водорода (1).

Распространенность относительно легких химических элементов в звездах и Солнечной системе (рис. 1) характеризуется преобладанием водорода и гелия и примерно одинаковыми содержаниями магния, кремния и железа. На диаграмме наглядно выражена известная закономерность (правило Оддо—Гаркинса): преобладание элементов четных номеров (занимают максимальные позиции) над элементами нечетных номеров (находятся в минимумах распространенности). Она отражает более высокую устойчивость ядерных построек взаимодействия нуклонных пар.

Рис. 1. Распространенность химических элементов в Солнечной системе, нормированная на 106 атомов кремния [Cameron 1982]

Элементы от H до B возникли в результате Большого Взрыва в дозвездный период эволюции Вселенной; от C до Fe — в ходе нормальной эволюции звезд в результате экзотермических реакций горения (слияния ядер) элементов; тяжелее Fe — при катастрофических процессах эндотермического захвата нейтронов — медленном s-процессе (от Ni до Bi) и быстром r-процессе (Th, U и др. тяжелые элементы) в крайне высокотемпературных гигантских звездах и при взрывах сверхновых

Маракушев А.А., Зиновьева Н.Г., Грановский Л.Б. Генетические связи между метеоритами, земными и лунными породами

Элементы, занимающие максимальные позиции, играют главную роль в составе Вселенной. Особенно это относится к наиболее распространенным элементам, занимающим высокие максимумы на диаграмме. Они подразделяются на легкие, входящие в основном во флюидную (газовую, жидкую, ледяную) фазу космических объектов (Н, Не, С, О, Ne), и более тяжелые элементы, концентрирующиеся в железо-каменном материале (Mg, Si, Fe).

Образование химических элементов, более тяжелых, чем железо, происходит уже не с выделением ядерной энергии, обусловленной сгоранием более легких элементов в недрах звезд, а с ее поглощением (не экзотермически, а эндотермически). Для этого требуется интенсивное воздействие на элементы потоков нейтронов, возникающих только в процессах катастрофического характера. Свободные (не связанные в ядрах) нейтроны — неустойчивые частицы, количество их в недрах звезд ничтожно. Однако при процессах, являющихся причиной взрыва звезд, реакции с нейтронами приобретают существенное значение. Предполагается, что в подобных экстремальных обстановках происходит захват элементами нейтронов как в недрах крайне высокотемпературных звезд: медленный s-процесс генерации элементов от никеля (59) до висмута (209) включительно, так и при взрывах звезд: быстрый r-процесс образования еще более тяжелых радиоактивных элементов — радона (222), тория (232), урана (238) и др. Вспышки, связанные с взрывами массивных звезд, получили название сверхновых по причине их внезапного появления как бы на пустом месте, как это показано на снимках спиральной галактики М-51 (до взрыва и после взрыва, породившего сверхновую SN в 2005 г., рис. 2).

Рис. 2. Галактика М-51 (Водоворот) до взрыва сверхновой (левый снимок) и после взрыва SN2005cs (правый снимок, в центре), открытой Wolfgang Khoehl 28 июня 2005 г. (изображение R Joy GaBany, Cosmotog-raphy.com)

Взрывы сверхновых в нашей Галактике происходили в следующих годах: 1006, 1054 (Крабовидная туманность), 1181, 1572 (туманность Тихо), 1604 (туманность Кеплера) и 1680 (туманность Кассиопея). В 1987 г. сверхновая вспыхнула в Большом Магеллановом Облаке и была видна в Южном полушарии. Она обрушила на Землю потоки нейтрино, которые были зафиксированы за 3 ч до ее визуального наблюдения. В спектре сверхновой отчетливо фиксируются линии водорода. По ряду признаков эта сверхновая образовалась в результате взрыва звезды с радиусом около 30 радиусов Солнца.

Предполагается, что сверхновая, вспыхнувшая в космическом пространстве более 5 млрд. лет назад, и породила раскаленное газовое облако, на основе которого развивалась Солнечная система, унаследовавшая его химический состав (см. рис. 1). В самом же Солнце (желтом карлике) синтезируются только легкие элементы (С, О, Ne, Mg), недоступные для наблюдения. Так что весь наблюдаемый химический состав Солнечная (звездно-планетная) система получила в наследство от своей предшественницы — гигантской звезды, породившей при взрыве раскаленный газовый быстро вращающийся диск, масса которого в десятки раз превышала солнечную. При его стремительном охлаждении в нем развивались реакции образования тугоплавких металлических, оксидных и силикатных соединений — Fe(Ni), MgO, SiO2, (Mg, Fe)2SiO4, (Mg, Fe)SiOз и др.

Моделью, в какой-то мере характеризующей эти процессы, может служить система форстерит-энстатит-водород (Mg2SiO4-MgSiO3-H2), экспериментально изученная при температуре 1350—1650°С применительно к условиям глубокого межзвездного вакуума (Р = 10-2—10-10 бар). В условиях охлаждения раскаленного газа, выбрасываемого в межзвездное пространство, температура которого близка к абсолютному нулю, происходит непосредственная конденсация твердых силикатных частиц непосредственно из газовой фазы в последовательности

газ-форстерит + газ-энстатит + форстерит + газ.

Конденсация вещества, как и кристаллизация из расплава, начинается с образования наиболее тугоплавких силикатных частиц (в этой системе — с форстерита).

Возникновение в раскаленном газовом облаке частиц тугоплавкого вещества (пылинок) было первым шагом на пути превращения его в протосолнечную небулу (туманность).

Успехи в исследовании газо-пылевых облаков связываются с развитием инфракрасной спектроскопии и микроволной радиоастрономии. Инфракрасное и микроволновое излучение сравнительно слабо поглощается пылью, что дает воз-

Маракушев А.А., Зиновьева Н.Г., Грановский Л.Б. Генетические связи между метеоритами, земными и лунными породами

можность проникать глубоко в молекулярные пылевые облака. В облаках, температура которых ниже 100 К, устанавливаются молекулы H2, СО, CN, NH3 и др. В созвездии Ориона были открыты молекулы Н2О, CH4, NH3. В ядрах газопылевых облаков, где их плотность наибольшая, определены анпентацетилен (HCuN), муравьиная кислота (НСООН), формальдегид (^СО), этанол (С2^О) и множество других углеводородных соединений. В газо-пылевых молекулярных облаках при конденсации углеводородное вещество образует оболочки желтого вещества непосредственно на поверхности силикатных пылевидных частичек. Это было показано при экспериментальном моделировании процесса с использованием смеси газов Н2О, NH3, СН4 и других простых молекул [Гринберг 1984].

Конденсация и затвердевание летучих компонентов газо-пылевых туманностей приводит к образованию на поверхности каменных пылинок многослойного конденсата, в котором последовательность наслоения газовых соединений соответствует понижению температуры их затвердевания: вода (Н2О), соединения серы (SO2, Н^), азота (NH3), углерода (CO2, СН4, СО), водород (Н2). Благородные газы (Не, Ne, Ar, Kr, Хе, Rn) при самой низкотемпературной конденсации вещества остаются в газообразном состоянии.

Первичными твердыми телами, возникавшими в быстро вращавшемся плотном диске протосолнечной небулы, были ледяные планетезимали, которые путем аккреции формировали солнечную массу в его центре и окружающие планеты-гиганты, а также кометное окружение Солнечной системы. Кометы сохранились в первозданном состоянии. Они периодически вторгаются в Солнечную систему из ее кометного окружения и, разрушаясь под воздействием Солнца, привносят первичную космическую пыль, рассеянную в их ледяной фазе. Первичные пылинки представлены тонкозернистыми существенно оливиновыми агрегатами безводных минералов [Zolensky et al. 2006], а также гидратированными их типами

— серпентином, сапонитом и хлоритом с примесью оксидов и карбонатов (доломита, кальцита), [Thomas et al. 1992]. Космическая пыль образует пылевые хвосты комет, которые совместно с газовыми хвостами направлены от Солнца с небольшим отклонением в сторону обратную их движению. Космическая пыль формирует скопления (фиксирующие орбиты комет), сохраняющиеся длительное время. Систематически повторяющиеся встречи с ними Земли создают в ее атмосфере метеорные дожди (от сгорания пылинок), называемые по созвездиям, на фоне которых они наблюдаются.

Гигантская звезда, породившая при взрыве Солнечную систему, была в десятки раз массивнее Солнца, отличаясь от него также историей развития. Она сосредоточила в себе всю огромную массу и кинетическую энергию исходного про-тозвездного диска, что определило ее параметры, свойственные массивным звездам: быстрое вращение, высокую светимость, стремительность развития (короткий период жизни) и способность генерировать химические элементы вплоть до самых тяжелых. При ее взрыве возник огромный диск раскаленного газа (колыбель будущей Солнечной системы), унаследовавший химический состав (рис. 1), массу и быстрое вращение гигантской звезды. С быстрым вращением газового диска связана его первичная кислород-водородная дифференциация, в результате которой при последующем глубоком охлаждении в центральной его части сформировались водородные ледяные планетезимали, а на периферии -водные. В результате их аккреции возникали Солнце, планеты-гиганты (водородные в непосредственном его окружении и водные — на удалении) и кометные тела, состоящие из водяного льда и космической пыли, окружающих Солнечную систему в виде гигантских поясов (Койпера, Хиллса и Оорта).

В Солнце благодаря его центральной позиции сосредоточилась только небольшая часть (1,983-1033 г) массы стремительно обращающегося вокруг него гигантского, плотного небулярного диска, в котором формировались гигантские планеты и кометное окружение Солнечной системы. По достижении звездного состояния Солнце активно воздействовало солнечным ветром на свое окружение, так что плотная межпланетная и межкометная плотная среда рассеялась в космическое пространство, так что Солнечная (звездно-планетно-кометная) система потеряла гигантскую массу, которую она первоначально унаследовала от своей звездной массивной предшественницы. Однако кинетическая энергия плотного небулярного диска, стремительно обращавшегося вокруг Солнца, в значительной степени была унаследована сформировавшимися в нем планетами, которые оказались в результате его миграции в вакууме космического пространства. Тем не менее, их взаимосогласованное, стремительное обращение вокруг Солнца, согласное с его медленным вращением, свидетельствует о наличии общей среды, которая была способна создать их взаимосогласованное движение. На это впервые обратил внимание И. Кант в работе «Всеобщая естественная история и теория неба» (1755). Им было высказано представление о быстро вращающемся диске плотной протосолнечной небулы, в котором формировались планеты, определившем их быстрое взаимосогласованное обращение вокруг его центра. Согласно Канту, сила гравитации собрала затем в этом центре межпланетное вещество небулярного диска, сформировавшее Солнце, а стремительно обращающиеся вокруг него планеты оказались при этом «в пустоте или в бесконечно тонкой материи» [Кант 1963, с. 231]. Эти представления, сформулированные более 250 лет назад, хорошо отображают взаимоотношения планет и Солнца во времени, хотя массы Солнечной системы было явно недостаточно для придания планетам наблюдаемого стремительного обращения вокруг Солнца. Для этого требовался более грандиозный плотный протосолнечный диск, который могла создать только гигантская звезда — предшественница Солнечной системы. Солнце в этом диске сформировалось не путем гравитационного стяжения межпланетного вещества, как предполагал Кант, а при охлаждении протосолнечной небулы и аккреции ледяных планетезималей, т.е. в какой-то мере аналогично формированию планет-гигантов.

Межпланетное вещество не подвергалось гравитационному стяжению в центр протосолнечного диска, а, наоборот, под действием солнечного ветра мигрировало в космическое пространство. В результате его миграции, стремительно

Маракушев А.А., Зиновьева Н.Г., Грановский Л.Б. Генетические связи между метеоритами, земными и лунными породами

обращавшиеся вокруг Солнца планеты, оказались в вакууме космического пространства. Солнечная система на этой стадии ее развития имеет множество звездно-планетных аналогов, обнаруженных астрономами [Mayor, Queloz 1995; Noyes et al. 1997; Marcy, Butler 1998; Butler 1999 и др.]. Общность происхождения в них небольших звезд (желтых карликов) и окружающих их планет-гигантов доказывается наличием между ними промежуточных типов — коричневых карликов, массы которых были достаточны для развития термоядерных реакций на основе дейтерия, но недостаточны для горения водорода, как в звездах. Имеются системы, в которых аккумуляция масс не достигла образования центральной звезды, так что они ограничиваются образованием только коричневых карликов и гигантских планет. Их формирование начиналось с аккумуляции ледяных планетезималей, температура которых близка к абсолютному нулю, образующих протопла-нетные диски в протосолнечной небуле. По достижении ими гигантской массы развивалось гравитационное сжатие, сопровождавшееся подъемом температуры до громадных значений, как показано на рис. 3 на примере Юпитера в сопоставлении с планетезималями с аккрецией которых начиналось его формирование. Тепловое излучение придавало планетам-гигантам сходство со звездами («блуждающие звезды»).

Таким образом, принципиально различны процессы, как зарождения, так и развития массивных звезд-гигантов и порождаемых ими желтых карликов (в том числе, Солнца), окружающихся коричневыми карликами, гигантскими планетами и кометными облаками. В эволюции звездного мира звезды-гиганты с их короткой жизнью, измеряемой миллионами лет, вытесняются желтыми карликами, жизнь которых измеряется миллиардами лет. Продолжительность жизни Солнца, зародившегося около 5 млрд. лет назад, оценивается в 10 млрд. лет. Такая же продолжительность жизни коричневых карликов и планет-гигантов, которые являются в свою очередь материнскими для железо-каменных планет. В Солнечной системе они представлены планетами Земной группы. Планеты-гиганты — это уникальные системы формирования и дифференциации железо-силикатного вещества, образующегося в них в результате плавления стяжений космической пыли, первоначально рассеянной в ледяной фазе планетезималей. Благодаря гравитации железо-силикатное вещество концентрировалось в их центральных частях, образуя ядра планет-гигантов с металлическими (никель-железными) субъядрами, создающими их сильные магнитные поля. Из-за быстрого вращения силикатный материал (с существенно меньшим содержанием железа) выбрасывался центробежными силами наружу и образовывал спутники планет-гигантов, обращающиеся вокруг них в экваториальной плоскости. Такое разделение космического вещества на тяжелое железо-силикатное (ядерное) и более легкое существенно силикатное (спутниковое) представляет собой самую радикальную магматическую дифференциацию, определившую всю последующую эволюцию планетных систем во Вселенной. Посредством звездного ветра звезды в них активно воздействуют на планетные системы, вызывая не только отмечавшуюся выше миграцию межпланетного вещества в космическое пространство, но и поверхностную миграцию флюидных оболочек околозвездных планет-гигантов. Это наглядно показано на рис. 4 на примере гигантской планеты, обращающейся вокруг звезды HD 209458, и теряющей водород под воздействием звездного ветра [Vida\-Madjar et а\. 2003; Charbonneau 2003].

Поверхностная миграция флюидов (в основном, водорода) существенно уменьшает массивность планет-гигантов, нарушая тем самым общую закономерность повышения их массивности с приближением к звезде (планеты — коричне-

Рис. 3. Диаграмма Р—Т состояния водорода (К — критическая точка). Оконтурена область формирования ледяных водородных планетезималей, в результате аккреции которых аккумулировались массы Солнца и околосолнечных планет, и показано современное состояние гигантской флюидной оболочки Юпитера.

Рис. 4. Так на фоне звезды HD 209458 может выглядеть гигантская флюидная планета HD 209458Ь, которая, двигаясь по орбите, оставляет за собой водородный хвост

Маракушев А.А., Зиновьева Н.Г., Грановский Л.Б. Генетические связи между метеоритами, земными и лунными породами

вые карлики — звезда), указанную стрелкой на рис. 5. Это показано для ряда звездно-планетных систем, фиксируясь отрицательными наклонами коннод, связывающих составы планет-гигантов, находящихся на различных расстояниях от звезд. Звездно-планетные системы сопоставляются на графике с Солнечной системой, в которой околосолнечные планеты-гиганты подверглись полной поверхностной дегазации, так что их железо-силикатные ядра превратились в самостоятельные железо-каменные планеты (Меркурий, Венера, Земля, Марс), получившие название планет земной группы.

Рис. 5. Схема сопоставления Солнечной системы с околосолнечными аналогами протопланет земной группы

1 — Солнце и аналогичные ему звезды, окружающиеся планетами-гигантами (^ 168443, Upsilon An-dromedae, 55 Cancri, НЮ 83443 и др.), 2 — коричневые карлики, 3 — гигантские флюидные планеты, 4 — планеты земной группы, 5 — Плутон. Стрелкой намечено естественное возрастание массивности флюидных планет с приближением к звездам. Конноды отражают эффект поверхностной дегазации флюидных планет с приближением к звездам

Все они расслаивались еще в недрах своих материнских планет-гигантов (Протомеркурии, Протовенере, Протоземле, Протомарсе) под огромным давлением их флюидных оболочек, так что в их никель-железных ядрах сосредоточилась огромная масса водорода. Под его давлением однако же не произошел их взрывной распад (при снятии внешнего ограничивающего давления), так как в них успели сформироваться прочные силикатные оболочки (мантии и коры). Водородное давление реализовалось в них только развитием эндогенной активности (вулканизма и деформаций), которая у Земли продолжается уже 4,6 млрд. лет, а у других планет ее группы давно прекратилась в результате полной консолидации с одновременной потерей ими магнитных полей, создаваемых жидкими флюидными железными ядрами планет.

В отличие от планет земной группы между орбитами Марса и Юпитера располагались другие планеты-гиганты, полная поверхностная дегазация которых аналогичным образом привела к превращениям их железо-силикатных ядер в самостоятельные планеты. Однако они не успели расслоиться с образованием прочных силикатных оболочек, в результате чего при снятии внешнего ограничивающего давления флюидных оболочек их материнских планет-гигантов подверглись взрывному распаду. Их обломки, так называемые астероиды (рис. 6) испещрены ударными кратерами, образовавшимися под «обстрелом» их со стороны смежных взрывающихся планет. Изредка они образуют динамичные пары с вращением вокруг общего центра.

Рис. 6. Вращающийся астероид Гаспра (снимок с космического аппарата «Галилео», 29 октября 1991 г., фото с сайта http//apod.nasa.gov/apod/ap 951020.html) представляет собой типичный для астероидов обломок хондритовой планеты, усеянный множеством ударных кратеров, что отражает взрывной характер формирования пояса астероидов

Астероиды унаследовали орбиты материнских планет-гигантов и обращаются вокруг Солнца согласно с планетной системой. Они образуют целый пояс, между орбитами Марса и Юпитера, который постоянно теряет массу в результате выпадения из него обломков астероидов — гелеоцентрических метеоритов. Они падают на Солнце и захватываются гравитационными полями Земли и других планет ее группы. В основном, это железо-каменные метеориты — хондриты, по которым пояс астероидов часто называют хондритовым поясом. Крупные тела хондритов при вторжении их на большой скорости в атмосферу Земли взрываются на высоте и выпадают в виде так называемых метеоритных дождей, представ-

Маракушев А.А., Зиновьева Н.Г., Грановский Л.Б. Генетические связи между метеоритами, земными и лунными породами

ленных их обломками. Например, катастрофический взрыв крупного хондрита вблизи г. Суджоу в Китае на высоте 10 км 15 апреля 1986 г. создал протяженную полосу его обломков с характерным уменьшением вдоль нее их размеров, фиксирующим направление вторжения метеорита в атмосферу.

Астероиды и хондриты являются обломками примитивных железо-каменных планет (хондритовых), не расслоившихся, подобно планетам земной группы, с образованием прочных силикатных оболочек. Поэтому они подвергались взрывному распаду на астероиды при снятии ограничивающего давления оболочек их материнских планет-гигантов. По происхождению (в качестве ядер материнских планет-гигантов) хондритовые планеты аналогичны планетам земной группы в их эмбриональном состоянии (до расслоения на ядра, мантии и коры). Расчетные валовые составы планет земной группы сходны с составами хондритов, как это следует из диаграммы, рис. 7, и табл. 1. Только Меркурий более богат железом.

Рис. 7. Главнейшие гелеоцентрические метеориты (из пояса астероидов) в сопоставлении со средними составами планет земной группы, обозначенными цифрами на чертеже: 1 — Меркурий, 6 — Венера, 5 — Земля, 8 — Марс. С^-хондриты (заштрихованное поле) и состав хондр наиболее распространенных их типов — обыкновенных (штриховой контур), широкий разброс состава хондр в Mg/Si+Al отношении отражает скрытую расслоенность хондритовых планет. Цге-уреилиты, Аса-акапулькоиты, ^о^-лодраниты, АиЬ-обриты, 1,Ра/-примитивные железные метеориты и палласиты, в том числе и алмазоносные. Средние валовые составы планет земной группы (точки в кружках) и метеориты, сходные с их валовыми составами (точки без кружков), цифры соответствуют номерам в табл. 1. Валовые составы по [У,апаі,, ^іта 1995; Mitt/efeh/dt et а/. 1998; Mitt/efeh/dt 2005]. Изолинии плотности рассчитаны при металлическом состоянии железа ^) и при его закисном состоянии ^")

Таблица 1

Сопоставление валовых составов планет земной группы, Луны и их ближайших по химизму аналогов среди метеоритов

Элементы Меркурий 1* Pojoaque (Pal) 2 Weatherford (F) 3 Rose City (H) 4 Земля 5 Венера 6 Richardton (H) 7 Марс 8 Modoc (L) 9 Луна 10 Tatahouine (Dio) 11

Fе° 53,44 55,8 27,55 12,89 13,42 10,83 7,98 3,98 2,52 — —

FeS2+ — 0,77 0,76 3,02 — — 1,66 - 1,55 — —

Fe2+ 3,81 3,34 1,16 2,01 3,31 3,33 3,35 5,77 4,39 4,33 3,78

Mn — 0,32 0,07 0,085 — — 0,12 — 0,10 — 0,13

Ni 2,71 3,19 1,67 1,05 0,67 0,54 0,65 0,17 0,47 — —

Со — 0,22 1,16 0,06 — — 0,04 — — — —

Mg 14,21 16,06 15,2 13,48 14,27 14,29 13,4 13,51 12,95 13,98 12,58

Si 14,93 12,97 14,22 13,75 15,16 15,12 13,88 14,34 13,79 14,81 16,35

АІ 0,88 0,27 1,28 1,5 0,92 0,93 1,26 0,90 1,03 0,91 0,18

Cr — 0,03 0,15 0,18 — — 0,18 — 0,15 — 0,17

Ca 0,80 2,52 0,91 0,59 0,74 0,74 0,61 0,68 1,03 0,71 0,24

Na — 0,49 0,34 0,61 — — 0,75 — 0,63 — 0,015

К — 0,11 0,03 0,08 — — 0,07 — 0,05 — —

P — 0,12 0,21 0,14 — — 0,18 — 0,09 — 0,002

Ti — — 0,30 0,05 — — 0,03 — 0,03 — 0,015

O 50 49,23 49,24 46,98 50 50 48,34 50 48,45 50 50

S — 0,77 0,76 3,02 — — 1,56 — 1,55 — —

Плотность, г/см3 5,3 5,6 — — 4,4 4,4 — 3,8 3,54 3,31 3,4

Примечание. * Цифры соответствуют рис. 7 и 9.

Маракушев А.А., Зиновьева Н.Г., Грановский Л.Б. Генетические связи между метеоритами, земными и лунными породами

На диаграмму сведены также составы так называемых примитивных метеоритов, как силикатных (ахондритов), так и железных (в том числе алмазоносных). Они являются обломками эмбрионально расслоенных планет. Их железосиликатное расслоение еще не привело к образованию прочных силикатных оболочек, как у планет земной группы, которые бы предотвратили их взрывной распад на астероиды. Как и хондритовые планеты, они взрывались под давлением флюидов, сосредоточенных в их железных жидких ядрах, и входили в состав хондритового пояса астероидов, который обращается согласно с планетами вокруг Солнца. Этим объясняется то, что падающие из него на Солнце (гелеоцентри-ческие) метеориты, захватываемые гравитационным полем Земли, представлены не только хондритами, но и примитивными ахондритами, железными метеоритами и палласитами. Родственность хондритам всех этих примитивных метеоритов доказывается приуроченностью их по изотопному составу кислорода (рис. 8) к трендам обыкновенных (Н^), энста-титовых (Е) и углистых (С) хондритов. Эти тренды являются аномальными, располагающимися на диаграмме под углом 45° ^д а = 1), обусловленными тем, что изотопный состав всех этих образований сложился в докристаллизационный период их зарождения в качестве ядер их материнских планет-гигантов (на протопланетной стадии) под огромным давлением их флюидный оболочек. Это давление проявилось образованием зародышей алмаза в парагенезисе с муассанитом ^С) в матрице всех типов хондритов и вхождением алмаза в уреилиты, железные метеориты и палласиты.

Согласно диаграмме, изотопный состав кислорода хондритов коррелируется с составом кислорода свойственной им воды Н2О(LL) — обыкновенных и Н2О(С) — углистых хондритов, что обусловлено процессами их формирования под водно-водородным давлением флюидных оболочек их материнских планет. Это процессы гидратации образования матрицы хондритов под давлением воды с различным изотопным составом кислорода Н2О (LL) и Н2О (С), см. диаграмму, рис. 8:

MgSiOз + Fe + Н20^) = MgFeSiO4 + Н2 (обыкновенные хондриты),

Мд^Ю4+ 2Fe + SiC + 4Н20(С) = 2MgFeSiO4 + С + 4Н2 (углистые хондриты).

Формирование хондритов и родственных им примитивных метеоритов завершалось на переходе к планетной стадии при потере их материнскими планетами-гигантами флюидных оболочек. В этих условиях происходила кристаллизация хондритов с нормальным массфракционированием изотопов кислорода между минералами - тренды под углом 30° ^д а = 0,5) на диаграмме, рис. 8. Вдоль таких трендов располагаются составы планетоцентрических, метеоритов, возникающих в результате взрывного распада спутников планет-гигантов.

Диаграммы (рис. 7 и 9) отражают, таким образом, самое принципиальное разделение метеоритов на гелеоцентрические и планетоцентрические типы [Маракушев 1996]. Источником первых является пояс астероидов, который обращается, как и планеты, вокруг Солнца. Гелеоцентрические метеориты падают из него и захватываются гравитационным полем Земли.

Рис. 8. Главные типы метеоритов на диаграмме изотопного состава кислорода

а) тренды (tg а = 1) объединяют средние составы хондритов и родственных им примитивных ахондритов (гелеоцентрических) H-L — обыкновенных (HH-H-L-LL), E — энстатитовых (Е-Aub-Aca-Lod), C — углистых (CV-Ure). Поле средних составов всех углистых хондритов (СV, СО, СK, СR, СH, СИ и др.) заштриховано (косая штриховка). Поле средних составов CV-хондритов показано вертикальной штриховкой, поле составов их матрицы — горизонтальной. Тренд (tg а = 0.5) объединяет планетоцентрические ахондриты — Bra, Ang, Euc, Dio, How, Mes, Win. Черными точками показаны железные метеориты и палласиты, видно распределение их по перечисленным выше трендам. Серым цветом выделены поля составов воды хондритов: (H20-LL) обыкновенных и (H2O-C) углистых.

б) общая схема изотопных соотношений обыкновенных и углистых хондритов, составы минералов известково-глиноземистых включений которых (горизонтальные черточки) резко обогащены легким изотопом кислорода (16О). Жирной линией обозначена матрица углистых CV-хондритов и приводится реакция ее образования с поглощением воды (указана стрелкой). Штрих-пунктирная линия отражает тренд гидратации. Построено по данным [Clayton et al. 1976; 1983; 1991; Clayton, Mayeda 1999; Weisberg et al. 2001; Ikeda, Kimura 1995]

Маракушев А.А., Зиновьева Н.Г., Грановский Л.Б. Генетические связи между метеоритами, земными и лунными породами

Рис. 9. Планетоцентрические метеориты в сопоставлении со средним составом Луны (точка в кружке) и ее силикатными породами (заштрихованные поля); I, Pal — железные метеориты и палласиты (обломки ядер массивных спутников), Dio — диогениты, Euc — эвкриты, How — говардиты, Ang — ангриты, Mes — мезосидери-ты, Bra — брахиниты, Win — вайнонаиты. Номера соответствуют табл. 1. Валовые составы метеориотов по [Yanai, Kojima 1995; Mittlefehldt et al. 1998; Mittlefehldt 2005]. Изолинии плотности рассчитаны при металлическом состоянии железа (d) и при его закис-ном состоянии (d')

Планетоцентрические метеориты (рис. 9) являются обломками спутников Протоземли, отделявшихся от нее под действием центробежных сил, представленных или легким недифференцированным (ахондритовым) материалом или продуктами контрастного расслоения спутников на железные ядра и силикатные оболочки. Только в наиболее массивных спутниках выделялись небольшие железные ядра, создававшие их собственные магнитные поля, как в далеком прошлом (Луна), так и в настоящем (Ио, Европа, Ганимед — спутники Юпитера), массивный спутник Юпитера — Каллисто утратил магнитное поле в результате полной консолидации. Отделение спутников планет-гигантов было эффективным фактором утяжеления их же-лезо-силикатных ядер и соответственно планет, формировавшихся за их счет. С этим эффектом может быть связана аномально высокая плотность Меркурия (см. рис. 7) — ближайшей к Солнцу планеты земной группы. Отделение спутников усиливалось с приближением к Солнцу (Нептун — Уран — Сатурн — Юпитер). Исходя из этой закономерности, можно полагать, что системы спутников у протопланет земной группы были более грандиозными, чем у Юпитера, рис. 10. Разрушаясь, они порождали массу планетоцентрических метеоритов, усеивающих поверхности спутников нижележащих орбит, из числа которых сохранилась только Луна (у Земли) и обломки спутников (Фобос и Деймос), обращающиеся вокруг Марса, испещренные кратерами от падения на них планетоцентрических метеоритов. Можно полагать, что вокруг Земли продолжают обращаться более мелкие обломки распавшихся спутников, пример которых показан на рис. 11.

Рис. 10. Система орбит спутников Юпитера. I-.IV — плотные массивные галилеевы спутники (Ио, Европа, Ганимед, Каллисто) с круговыми орбитами (103 км): 412, 670, 1070, 1880 соответственно; У—УП1 — мелкие, большей частью обломочные спутники (Леда, Гималия, Ли-ситея, Карме) с орбитами, близкими к круговым (11—12)106 км; IX— XII — мелкие обломочные спутники (Ананке, Элара, Пасифе, Синопе) внешней зоны планетной системы (21—24) 106 км с эксцентрическими орбитами и движением по ним в направлении, обратном вращению Юпитера и движению спутников нижележащих орбит. Стрелками обозначены направления орбитального движения спутников

Рис. 11. Космический снимок обломка околоземного массивного спутника Матильда (constructed from four images acquired by NEAR spacecraft on June 27, 1997, фото с сайта http://nssdc.gsfc.nasa.gov/planetary/mission/near/near-mathilde) — вероятного обломка распавшегося спутника Протоземли. На поверхности видно множество кратеров от падений планетоцентрических метеоритов

Маракушев А.А., Зиновьева Н.Г., Грановский Л.Б. Генетические связи между метеоритами, земными и лунными породами

Планетоцентрические метеориты, порожденные спутниковой системой Протоземли (рис. 9) (ахондриты, железные метеориты, палласиты), на изотопной диаграмме рис. 8 располагаются вдоль трендов нормального массфракциониро-вания (tg а = 0,5), что и служит надежным признаком генетического отличия их от примитивных метеоритов, группирующихся вдоль хондритовых трендов. В ходе поверхностной дегазации Протоземли и формирования Земли как самостоятельной железо-каменной планеты спутники отчасти терялись, отчасти подвергались взрывному распаду, создававшему метеоритные дожди. Следы их наглядно фиксируются на Луне, поверхность которой усеяна метеоритными кратерами. Метеориты на Луне представлены планетоцентрическим типом, так как ее гравитационное поле слишком слабое, чтобы захватывать гелеоцентрические метеориты, хондриты на Луне не были обнаружены. В отличие от нее Земля была долгое время защищена от планетоцентрических метеоритов деградирующей оболочкой Протоземли, так что поверхность ее обнажилась только тогда, когда спутниковая система в основном была уже потеряна.

Среди метеоритов на Земле доминируют хондриты (составляют 85% падений метеоритов). Их составы образуют на диаграмме, рис. 7, компактное поле, вытянутое вдоль железо-энстатитовой конноды. К ее магнезиальной части близки и составы доминирующих хондр (каплевидных силикатных обособлений в хондритах), образующихся в результате же-лезо-силикатного расщепления хондритовых расплавов. Однако в общем хондры охватывают по сравнению с хондритами более широкий диапазон составов по Mg/(Si+Al) отношению, как показано на диаграмме штриховым контуром, охватывающим составы хондр обыкновенных (преобладающих) хондритов. Из этого следует вывод о более широком диапазоне составов первичных хондритовых магм, в которых отделялись хондры. Эти первичные магмы зарождались во вращающихся дисках их материнских планет-гигантов и сами образовывали подобие дисков с уменьшением отношения Mg/(Si+Al) к их периферии. При замедлении вращения они стягивались гравитацией в ядра материнских планет, приобретая петрохимический контур, показанный на рис. 7. О составе первичных хондритовых магм в некоторой мере можно судить по родственным им примитивным железистым ахондритам. Хондриты представляют особый интерес не только, как преобладающий тип метеоритов, но и как обломки хондритовых планет, непосредственно предшествующих образованию планет земной группы.

Хондриты

Хондриты относятся к самым примитивным метеоритам, состоящим из мельчайших плагиоклаз-пироксен-оливиновых магнезиальных каплевидных выделений (хондр) и их обломков, погруженных в богатую железом матрицу, состоящую из никелистого железа (камасита, тэнита) и железистого оливина. Это разделение на хондры и матрицу первичных железистых расплавов отражает развитие в них железо-силикатной жидкостной несмесимости — первичной дифференциации, предшествовавшей расслоению планет на железные ядра и силикатные оболочки. Эта жидкостная дифференциация происходила еще в недрах планет-гигантов (материнских по отношению к хондритовым планетам) под огромным давлением их водно-водородных флюидных оболочек. Об этом можно судить по систематическому наличию в матрице хондритов мельчайших зародышей алмаза в парагенезисе с муассанитом (SiC), представляющих собой первые кристаллические фазы, возникающие в ходе протопланетной эволюции хондритового магматизма. Флюидные оболочки материнских планет хондритов теряли водород под воздействием солнечного ветра, так что во флюидах возрастало отношение Н2О/Н2. Это порождало реакцию между энстатитовым компонентом жидких хондр и железом, вызывающую оливини-зацию металлической матрицы. В символах нормативных минералов эта реакция характеризуется следующей схемой:

0,9 MgSiO3 + Feo,9Nio,i + 0,9 Н2О = 0,9 MgFeSiO4 + 0,1 Ni + 0,9 Н2 (1)

Схема связывает два крайних состояния хондритовых систем — первичное предельно восстановленное, с тэнит-

V/ / W \ U U ■

камаситовой (металлической) матрицей, цементирующей энстатитовые или энстатит-форстеритовые хондры, и последующее более окислительное, с оливиновой матрицей, содержащей только небольшое количество богатой никелем металлической фазы, достигающееся в ходе селективной потери водорода материнскими планетами хондритов и возрастанием Н2О/Н2 отношения их флюидных оболочек.

Пример хондрита, формировавшегося в предельно восстановительных условиях, представлен на рис. 12. Хондрит состоит из форстерит-энстатитовых хондр и их обломков в полностью металлической матрице, содержащей зональные никель-железные фенокристаллы (10 ^ 5% Ni) в тонкозернистой металлической основной массе (5% Ni). Эта структура отражает быструю кристаллизацию хондрита на собственно планетной стадии эволюции хондритовой планеты (после стремительной

V/ u u \ V/ V/

потери водородной оболочки ее материнской планетой) на стадии, предшествующей взрывному распаду хондритовой планеты на астероиды. Взрывной распад происходил под воздействием флюидов, сконцентрировавшихся в металлическом ядре хондритовой планеты на протопланетной стадии развития под водородным давлением материнской планеты-гиганта. Отделение металлического ядра от хондритового расплава обусловлено развитием жидкостной несмесимости между ними, которая наглядно фиксируется на рассматриваемом рисунке наличием в хондрите крупных металлических капель.

Противоположные рассмотренным окислительные условия формирования хондритов (под давлением флюидов с относительно высоким Н2О/Н2 отношением) демонстрируются примером хондрита Тарбагатай (рис. 13), в ходе формирования которого металлическая фаза матрицы в основном вытеснялась железистым оливином, согласно рассмотренной выше реакции (1), так что ее отличие от оливиновых /хондр существенно редуцировалось.

Маракушев А.А., Зиновьева Н.Г., Грановский Л.Б. Генетические связи между метеоритами, земными и лунными породами

Рис. 12. Хондрит Hammadah а1 Натга 237 [Krot et а1. 2001], содержащий каплевидные выделения никель-железной камаситовой фазы (N1 около 5 мас.%) и состоящий из силикатных хондр (темные выделения) и металлической матрицы, сложенной зональными никель-железными (N1 = 5—10 мас.%) зернами (светлые выделения) в камаситовой массе. Фотография в Ка рентгеновских лучах N1

Рис. 13. Обыкновенный хондрит Тарбагатай (Tarbagataj) L5, состоящий преимущественно из пироксен-оливинового агрегата. Видна хондритовая текстура, установленная по распределению зерен металлического железа и сульфидов, которые концентрируются больше в матрице, тогда как хондры относительно бедны этими минералами

Хондриты представляют в основном переход между рассмотренными крайними типами. Вариации состава минералов преобладающих (обыкновенных) хондритов охватываются следующей реакцией смещенного равновесия:

0,75 Mg1,6Feo,4SiO4 + 0,25 Mgo,8Feo,2SiO3 + 0,35 Feo,93Nio,o7 + 0,25 Н2О = Mg1,4Feo,6SiO4 + 0,35 Feo,75Nio,25 + 0,25 Н2 (2)

Смещение этой реакции вправо определяет последовательность главных типов обыкновенных хондритов HH-H-L-LL, фиксируемую возрастанием железистости оливина (20—30%) и содержания никеля в металлической матрице. Эта закономерность эволюции хондритов известна в космохимии с давних времен (правило Прайора). Она коррелирует с уменьшением в хондритах общего содержания железа и закономерным изменением изотопного состава кислорода, характеризуемого значениями б17 О и б180 (%о) (рис. 14). Крайний в этом ряду обыкновенный хондрит Нечаево (включение в железном метеорите), относящийся к типу НН, близок по составу и изотопным характеристикам кислорода земным горным пород. По этому сходству предполагается [Маракушев и др. 2003] принадлежность к НН типу исходной хондритовой планеты, с расслоением которой было связано происхождение Земли.

Рис. 14. Изотопный состав кислорода обыкновенных хондритов (HH-хондрита Нечаево и средних составов H, L, и LL) и их минералов (OI — оливина, Px — пироксена, PI — плагиоклаза, с указанием названий хондритов) в сопоставлении с земными и лунными породами; по данным [Clayton et al. 1976, 1991; Robert et al. 1992]

3 4 5 6 7

Маракушев А.А., Зиновьева Н.Г., Грановский Л.Б. Генетические связи между метеоритами, земными и лунными породами

В табл. 2 приводится сопоставление состава обыкновенных хондритов, отражающее высокое содержание железа в НН-хондрите, отличающее его от других типов.

Таблица 2

Сопоставление средних валовых составов хондритов (в ат. %)

Элементы LL(60) б L(166) б H(172) б HH* C(31) б E(7) б

Si 15,42 0,42 15,44 0,29 14,75 0,33 14,71 13,48 0,41 15,36 0,46

Ti 0,03 0,01 0,03 0,01 0,03 0,01 0,07 0,05 0,02 0,03 0,01

Al 1,22 0,22 1,15 0,21 1,13 0,22 0,97 1,48 0,36 1,34 0,2

Fe 8,65 0,71 9,59 0,67 12,52 0,91 16,61 11,03 0,59 14,23 1,01

Mn 0,11 0,02 0,11 0,02 0,1 0,02 0,13 0,09 0,02 0,1 0,01

Mg 14,99 0,38 15,06 0,26 14,75 0,29 13,31 14,69 0,58 12,39 0,38

Ca 0,76 0,05 0,76 0,08 0,73 0,09 0,8 0,97 0,11 0,56 0,08

Na 0,7 0,09 0,68 0,08 0,6 0,07 0,67 0,33 0,16 0,61 0,1

K 0,05 0,01 0,05 0,01 0,04 0,01 0,11 0,03 0,01 0,04 0,01

P 0,09 0,04 0,09 0,04 0,08 0,04 0,21 0,1 0,04 0,12 0,06

Cr 0,15 0,03 0,15 0,14 0,14 0,13 0,21 0,17 0,01 0,14 0,02

Ni 0,38 0,08 0,45 0,06 0,64 0,1 1,16 0,54 0,1 0,73 0,09

Co 0,01 0,01 0,02 0,01 0,02 0,01 0,05 0,02 0,01 0,03 0,01

S 1,63 0,39 1,76 0,3 1,71 0,36 1,15 2,34 1,3 4,34 0,31

O 55,81 0,64 54,66 0,62 52,75 1,03 49,84 54,69 1,6 49,99 1,64

Примечания: *Состав хондритовой составляющей железного метеорита Нечаево.

Валовые составы метеоритов по [У.апаі, Ко]іта 1995]. В скобках показано количество использованных анализов, 5 — стандартное отклонение.

Петрохимическая систематика хондритов представлена на рис. 15. Обыкновенные хондриты (LL, L, Н) сопоставляются с другими, значительно менее распространенными их типами — углистыми хондритами (С), богатыми магнием, кальцием, щелочными металлами и бедными кремнеземом, и энстатитовыми хондритами (Е), представляющими относительно кремнекислый тип хондритового вещества. Средний состав 436 хондритов (в ат.%): Si — 15,02, Fe — 10,80, Mg — 14,86, Na — 0,62, Al — 1,18, Са — 0,76, Ni — 0,53, P — 0,09, Сг — 0,15, Мп — 0,10, К — 0,04, Ti — 0,03 близок к L-хондритам.

Рис. 15. Петрохимическая диаграмма (атомные отношения металлов) хондритов (1—6) в сопоставлении с расчетным составом Земли (см. табл. 1 и 2) 1—4 — обыкновенные хондриты: 1 — LL, 2 — L, 3 — H, 4 — HH (силикатные включения НН-хондрита Нечаево); 5 — углистые хондриты (C); б — энстати-товые хондриты (E), 7 — состав Земли по данным 1

—[Маракушев, Безмен 1983]; 2 — [Javoy et al. 2010]; 3 — [McDonough, Sun 1995]; 4 — [Kargel, Lewis 1993]; 5 — [Morgan, Anders 1980]; 6 — [Murthy, Hall 1970]. Крупными знаками обозначены средние составы хондритов

Маракушев А.А., Зиновьева Н.Г., Грановский Л.Б. Генетические связи между метеоритами, земными и лунными породами

Хондриты относятся преимущественно к очень древним образованиям с преобладающим возрастом 4,6—3,5 млрд. лет, отражающим стремительность аккреции гелий-водородных планет во внутренней зоне Солнечной системы. Однако потеря флюидных оболочек хондритовыми протопланетами замедлялась с переходом к орбитам, все более удаленным от Солнца, судя по разбросу возраста хондритов и наличию молодых хондритов с возрастом около 1 млрд. лет, который больше свойствен хондритам, относительно бедным железом (рис. 16). Возрастом фиксируется время потери материнскими протопланетами хондритов флюидных оболочек, в результате чего они превращались в железо-каменные (собственно хондритовые) быстро охлаждающиеся планеты, катастрофически подвергавшиеся затем взрывному распаду на астероиды под давлением флюидов, сосредоточенных на протопланетной стадии развития в их недрах. Показателями собственно хондритовой (планетной) стадии развития служат свойственные хондритам признаки быстрой кристаллизации минералов из расплавов (колосниковые, лучистые и порфировые структуры хондр) и наличие вулканического стекла. Признаком взрывного разрушения материнских планет хондритов является обломочный характер астероидов и метеоритов, нередко представленных брекчиями и содержащих признаки взрывного метаморфизма (диаплектовые стекла, деформированные кристаллы, брекчии, прожилки стекла и плотные минералы — коэсит, стишовит, рингвудит и др.).

Рис. 16. Гистограммы абсолютного возраста обыкновенных хондритов с подразделением их на богатые железом - Н и бедные железом — L + LL, [Schulz, Kruse 1989; Wasson 1991]

Собственно планетное и последующее взрывное развитие хондритов, судя по указанным выше вещественным и структурным признакам, было коротким, тогда как протопланетная эволюция хондритовых расплавов была длительной. Протоземля и аналогичные ей протопланеты богатых железом хондритов группы НН (с возрастом 3,2—4,6 млрд. лет) эволюционировали в окружении хорошо развитых спутниковых систем более стремительно по сравнению с протопланетами бедных железом хондритов L-группы более молодого возраста, судя по которому они отличались значительно более длительной протопланетной эволюцией. В этом отношении протопланеты относительно молодых хондритов были более сходны не с Протоземлей, а с Юпитером, эволюция железо-каменного расплавного ядра в котором продолжается под давлением гигантской водородной оболочки уже несколько миллиардов лет. Огромный диапазон абсолютного возраста хондритов становится понятнее при сопоставлении Земли с ее спутником Луной, эндогенная активность которой была ограничена диапазоном 4,6—3,2 млрд. лет, и Юпитера с его спутником Ио, эксплозивный вулканизм на котором находится в самом расцвете в настоящее время.

Потеря протопланетами флюидных оболочек происходила под внешним воздействием на них солнечного ветра в зависимости от расстояния от Солнца, но она во многом зависела также от внутренних факторов. Быстрое вращение флюидных оболочек планет создавало спутниковые системы и кольца протопланет-гигантов. Их поверхностная дегазация затруднялась с удалением от Солнца, что и фиксируется наблюдаемым понижением возраста спутниковых систем.

Пояс астероидов служит единственным источником хондритов, 93% которых составляют химические группы обыкновенных хондритов ^ — 8%, L — 45, Н — 40%), тогда как на все остальные типы хондритов — углистые (С) и энстати-товые (Е) — приходится всего 7% падений. В целом равновесные хондриты образуют ряд последовательного понижения железистости силикатов в хондрах (в скобках — мол.% фаялита в оливине): LL (27) — L (24) — Н (18) — Е (близка к нулю). В неравновесных хондритах всех химических групп железистость силикатов магнезиальных хондр близка к нулю в центральных частях зональных зерен, повышаясь к их краям. Наиболее «флюидные» хондриты (С) богаты серой, медью и халькофильными металлами (висмутом, ртутью и др.), углеводородами, парафинами, асфальтенами, нафтенами, аминокислотами и др., а также графитом и углистым веществом, содержание которых возрастает в ряду С3 — С2 — С1 одновременно с окислением и гидратацией первичных минералов (замещением их хлоритом, серпентином, бруситом и др.), благодаря чему этот тип хондритов получил название углистых. Углистые хондриты (С) распространены ограниченно. Известно около 30 их падений, в том числе такое гигантское, как метеоритный дождь Allende (СЗ) в Мексике в 1969 г., образовавшийся при вторжении в атмосферу и взрыве метеоритной массы более 20 т.

Маракушев А.А., Зиновьева Н.Г., Грановский Л.Б. Генетические связи между метеоритами, земными и лунными породами

Ряд углистых хондритов С1 — С2 — СЗ дает закономерное изменение состава, которое прямо коррелируется с понижением степени их вторичных изменений (гидратации). Особенно гидратированные хондриты С1 почти не содержат хондр. Они сложены тонкозернистыми агрегатами магнезиально-железистых водных слоистых силикатов. Хондриты С2 содержат больше реликтов первичных высокотемпературных минералов — оливина, пироксена и плагиоклаза. Хондриты С3 в противоположность С1 максимально богаты пироксен-оливиновыми хондрами, заключенными в углеродистую оливин-никель-железную матрицу. Углистые хондриты СЗ богаты кальцием, щелочными металлами, редкими землями, титаном, фосфором и бедны кремнеземом, отличаясь в этом отношении от хондритов других типов, для которых характерен ортопироксен. В углистых хондритах он вытесняется кальциевыми клинопироксенами. Для них характерно также наличие минералов, недосыщенных кремнеземом (мелилита, нефелина и др.). Хондры в СЗ-хондритах могут достигать по размеру 4—5 мм, как, например, хондра в метеорите А!!еп<3е, состоящая из оливиновых шестоватых зерен ^18-20), погруженных в пи-роксен-плагиоклазовое вулканическое стекло (АП81—99), и содержащая в краевых частях хромит, нефелин и содалит. Хорошо раскристаллизованные хондры могут быть обломочными или иметь неправильную (амебовидную) форму, обусловленную характерным для хондритов магматическим замещением хондр оливин-камаситовой матрицей.

Богатые алюминием и кальцием хондры могут состоять преимущественно из основного плагиоклаза и давать переходы к более крупным так называемым глиноземистым включениям, в которых к плагиоклазу присоединяются мелилит перовскит, шпинель и др.

Хондры в хондритах представлены мельчайшими силикатными капельками размером в доли мм (редко они достигают несколько мм и даже 1—2 см). Обломочная структура вообще характерна для хондритов, содержащих нередко обломки хондр, заключенные в тонкозернистую матрицу, состоящую в углистых хондритах из металлического (никель-железного), углеродистого вещества, железистого оливина и вторичных минералов (серпентина, хлорита и др.). Хондры в хондритах крайне разнообразны по степени раскристаллизации. Встречаются чисто стекловатые хондры. Обычно же хондры имеют порфировую, колосниковую, лучистую или мелкозернистую структуру. Формирование хондритовой текстуры в ходе силикатно-железной несмесимости (рис. 17) было получено экспериментально [Маракушев и др. 2000].

Крупнейшим достижением в изучении метеоритов было открытие мельчайших зерен алмаза в парагенезисе с муасса-нитом (SiC) в матрице всех типов хондритов, с максимальным его содержанием в углистых хондритах. Мельчайшие зерна алмаза являются неотъемлемой составной частью тонкозернистой матрицы хондритов, в которой содержание его в среднем близко к 0,1%. Давление, необходимое для образования этого парагенезиса, достигается в Солнечной системе исключительно в ядрах планет-гигантов, причем флюидный характер этого давления доказывается обилием включений водорода в мельчайших (до 10 нм) зернах алмаза, что определяется по его низкой объемной плотности. Флюиды обладают высоким отношением изотопов ксенона 136Xe/134Xe, равным 1,04 (в алмазе углистых хондритов), аналогичным с этим отношением в атмосфере Юпитера [Manuel, Katragada 2003], полученным при проникновении в нее в 1996 г. аппарата Галилей (Galileo probe). Полученное соответствие может служить прямым подтверждением наших представлений, согласно которым хондритовые планеты формировались в виде плотных ядер околосолнечных протопланет-гигантов, сходных с Юпитером. В солнечном ветре это отношение равно всего 0,80.

Наиболее распространенные обыкновенные хондриты разделяются на высокотемпературные I (средняя температура 1200°С, неравновесные), промежуточные II и более низкотемпературные III (средняя температура 1000°С, равновесные) [Маракушев и др. 2003; Зиновьева и др. 2006; Зиновьева, Грановский 2009а; Зиновьева, Грановский 2009б]. Для них типичными являются магматические структуры с нормальной последовательностью кристаллизации силикатов Ol ^ Px ^ CPx, характерной для магматических пород Земли, по аналогии с которыми хондриты подразделяются на вулканические (I, с ярко выраженной зональностью минеральных зерен) и субвулканические (II, с однородными зернами минералов) стеклосодержащие породы, и плутонические (III) полностью раскристаллизованные породы с однородными составами минеральных зерен. Выделенные типы отражают фациальность образования обыкновенных хондритов, обусловленную их кристаллизацией из флюидных расплавов на различных этапах эволюции их родительских планет-гигантов, под огромным давлением флюидных оболочек (протопланетная стадия) и поздней кристаллизации внутри хондритовых планет (планетная стадия).

Г

Рис. 17. Экспериментально полученные хондры, заключенные в сульфидсодержащую никель-железную матрицу, состоят из пироксена (Рх), оливина (О/) и стекла ^/), характеризуются сочетанием колосниковой и порфировой структур (а) и собственно порфировой структурой (б). В стекловатой фазе хондр видны мельчайшие сульфидножелезные капельки

CamScan МГУ 00012 30 мкм

CamScan МГУ 00023 30 мкм

Маракушев А.А., Зиновьева Н.Г., Грановский Л.Б. Генетические связи между метеоритами, земными и лунными породами

Протопланетная стадия доминировала в развитии хондритового магматизма. К ней относится расщепление хондритовых магм на богатую железом матрицу и силикатные хондры, происходящее под огромным флюидным давлением, признаком которого служит образование парагенезиса алмаза с муассанитом (C+SiC), находящегося в матрице всех типов хондритов.

Состав флюидных оболочек материнских планет-гигантов изменялся под воздействием Солнца. Селективная потеря ими водорода, с соответствующим понижением водно-водородного отношения (H2/H2O), определяет окислительновосстановительное состояние формирующихся хондритов. Зависимость от этого параметра обыкновенных (преобладающих) хондритов характеризуется реакцией смещенного равновесия (в формулах нормативных минералов):

0,75 Mg1,6Fe0,4SiO4 + 0,25 Mg0,sFe0,2SiO3 + 0,35 Fe0,93Ni0,07 + 0,25 Н2О = Mg1,4Fe0,6SiO4 + 0,35 Fe0,7sNi0,25 + 0,25 Н2.

Ее смещение вправо охватывает главные типы обыкновенных хондритов в последовательности HH-H-L-LL. Окисление

хондритовых расплавов (HH ^ LL) происходит за счет изотопно-тяжелого кислорода, привносимого водой, с такими изотопными характеристиками: 517О = 5,6, 518О = 7,5 (LL-хондрит Chainpur I, %о).

Эта роль воды, контролирующей изотопный состав кислорода хондритов и их минералов ранней генерации, наглядно выражена на рис. 18, на котором они формируют аномальный изотопный тренд кислорода (tga = 1), приближенный к кислороду воды LL-хондритов. Ему следуют валовые составы хондр и сульфидно-металло-силикатной матрицы, а также железо-магнезиальные силикаты обыкновенных хондритов фаций I и II. В изотопном составе кислорода зональных зерен оливина L-хондрита Julesburg I проявляется тенденция обеднения 16О силикатных фаз, кристаллизующихся в условиях усиления окислительной обстановки.

Тренду нормального масс-фракционирования изотопов кислорода, показанному на диаграмме (рис. 18) штриховой линией (tga = 0,5), следуют плагиоклаз и вулканическое стекло неравновесных и промежуточных хондритов (I и II фации), а также все минералы равновесных хондритов (фации III), которые кристаллизовались на собственно планетной стадии развития хондритового магматизма после снятия давления, создаваемого флюидными оболочками их материнских планет-гигантов. В сочетании планетного и протопланетного развития состоит главная специфика хондритового магматизма.

Рис. 18. Изотопный состав кислорода хондр (кружки) и минералов (треугольники) неравновесных (белые), промежуточных (серые) и равновесных (черные) L-хондритов (фации I, II и III, соответственно) в сопоставлении с водой LL-хондрита Chainpur I (звездочки). Изотопные составы магнезиальных (Fai_3) ядер (обогащенных легким 16О изотопом кислорода) и железистых кайм (~Fa20, обедненных 16О) зональных зерен оливина обыкновенного хондрита Julesburg LI, а также составы его матричных оливинов обведены контурами. Сопряженные пары магнезиальное ядро — железистая оторочка соединены коннодами (тонкие линии). Сплошной линией показан тренд (tga = 1), соединяющий изотопный состав силикатного включения метеорита Нечаево и средних валовых составов H, L и LL-хондритов (белые ромбы), штриховой — тренд фракционирования изотопов кислорода в минералах земных и лунных пород (tga = 0,5), штрих-пунктирной - тренд, параллельный земному, проходящий через средний валовый состав L-хондритов. По данным [Bridges et al. 1999; Clay^n et al. 1991; Russell et al. 2000; Saxton et al. 1998]

-15,0 -10,0 -5,0 0,0 5,0 10,0

51sO

Принципиальное различие протопланетного (жидкостного) и последующего планетного (кристаллизационного) развития хондритового магматизма наглядно выражается соотношением аномального и нормального трендов фракционирования изотопов кислорода в промежуточных и равновесных хондритах (фации II и III, соответственно). Аномальный тренд распределения изотопов кислорода между средними составами хондритов (см. рис. 14) обусловлен в основном жидкостной дифференциацией хондритовых магм, разделением их на хондры и матрицу под огромным давлением флюидных оболочек планет-гигантов материнских по отношению к хондритовым планетам. Тогда как кристаллизация хондритов в хондритовых планетах, происходившая при низком давлении, характеризуется нормальным масс-фракционированием изотопов кислорода между минералами. Отнесение ее к собственно планетной стадии непосредственно подтверждается аналогией их изотопных трендов с трендами лунных и земных пород.

Переход от протопланетной к планетной стадии сопровождается стремительной потерей водорода флюидными оболочками материнских планет, что создает быстрое понижение отношения H2/H2O флюидов. Это смещает вправо реакцию

Маракушев А.А., Зиновьева Н.Г., Грановский Л.Б. Генетические связи между метеоритами, земными и лунными породами

MgSiO3+Fe+H2O=MgFeSiO4+H2 с соответствующим повышением окислительного состояния матрицы. Однако, хондры, выделившиеся в ранней восстановительной обстановке, в этих условиях сохраняются, чем и определяется неравновесность хон-дритов. Неравновесность проявляется в энстатитовых, обыкновенных и углистых хондритах (рис. 19а), крайне магнезиальные хондры которых находятся в матрице широкого диапазона степени окисления. Средние содержания воды и углерода в хондритах (в мас.%):

Н (Н20=0,27, С=0,01) - Е (^0=0,62, С=0,29) - С3 (Н20=1,00, С=0,46)

отражают вовлеченность в эволюцию флюидного режима оксидов углерода (3Н2+С0=Н20+СН4 и др.) и объясняют вхождение в состав хондритов углерода, углеводородов и органических веществ, которыми наиболее богаты углистые хондриты [Pizzarello et а1. 2006].

Рис. 19. Модели формирования равновесных и неравновесных хондритов из исходного расплава MgSiO3+Fe под флюидным Н2/Н20 воздействием. Светлые кружки — средние валовые составы хондритов, черные точки — составы их хондр и матрицы (соединяются кон-нодами) и составы железистых хондр в матрице углистых хондритов (С3). Символы хондритов: обыкновенных (НН, Н, L, Щ, энстатитовых (Е) и углистых (С3)

Планетная стадия охватывает в основном кристаллизацию хондритов, которой свойственен режим низкого общего и флюидного давления. На этой ступени прослеживается четкое различие равновесных и неравновесных хондритов. Равновесные хондриты кристаллизовались (медленно и при более низкой температуре) в режиме относительно повышенного флюидного давления. В каждой группе хондритов достигалось равновесие матрицы и хондр, что на диаграмме (рис. 19б) фиксируется соответствующей коннодой. Равновесные соотношения сближают эти хондриты с земными плутоническими горными породами. В отличие от них неравновесные хондриты консолидировались в режиме быстрой закалки с образованием зональных кристаллов и вулканического стекла подобно земным вулканическим породам.

Сложную и дискуссионную проблему представляют генетические взаимоотношения равновесных и неравновесных хондритов. Нам представляется, что они отвечают различным частям хондритовых планет, на периферии которых залегают неравновесные хондриты, сменяющиеся с глубиной равновесными, кристаллизовавшимися под более высоким флюидным давлением. В металлических ядрах хондритовых планет сосредоточен запас флюидных (водно-водородных) компонентов, под воздействием которых происходят постмагматические преобразования хондритов и, в конце концов, взрывной распад хондритовых планет на астероиды.

Ниже на примере обыкновенных хондритов рассматриваются петрологические взаимоотношения хондр и матрицы неравновесных и равновесных хондритов. На рис. 20 приведена сводка составов хондр и матрицы обыкновенных хондритов (табл. 3) относительно средних валовых составов хондритов с различной магнезиальностью оливина, по которой выделяются их главные типы — Щ 1_, Н, НН. Обращает на себя внимание большой разброс составов матрицы с приближением ее к средним составам хондритов. Это отражает изначально неодинаковое содержание летучих компонентов (Н2+Н2О) в хондровых и матричных расплавах. Бедные ими хондровые расплавы кристаллизовались в первую очередь и подвергались дроблению и интенсивному воздействию со стороны флюидных матричных расплавов, которые обогащались останцами хондр с образованием хондрово-матричных расплавов. В фации I это сопровождалось образованием хондритовых автобрекчий, в которых хондры перемешаны с обломками хондр, в различной мере переработанных под флюидным воздействием матричных расплавов (рис. 21 и 22).

Маракушев А.А., Зиновьева Н.Г., Грановский Л.Б. Генетические связи между метеоритами, земными и лунными породами

Рис. 20. Соотношение валовых составов хондр (открытые знаки) и матрицы (залитые знаки) в хондритах с различной магнезиальностью оливина относительно средних валовых составов хондритов (обведенные знаки). Средние составы хондр и матрицы показаны более крупными знаками. Разброс составов матрицы обусловлен наличием в троилит-камаситовой матрице силикатных включений (останцев от замещаемых ею хондр). Коннодами (штриховые линии) соединены хондры и соответствующие им грубозернистые (матричные) каймы, цифры отвечают анализам в табл. 3. Звездочками показаны валовые составы хондр и матрицы неравновесных Ни L-хондритов (I); кружками (Н), квадратами ^) и треугольниками вершиной вверх ^) — промежуточных и равновесных хондритов (II и III), треугольниками вершиной вниз Е-хондритов

Tаблица3

Валовые составы хондр и грубозернистой силикатной матрицы (в ат.%) неравновесных, промежуточных и равновесных обыкновенных хондритов (фации I, II и III соответственно)1

Элементы O Na Mg Al Si P S K Ca Cr Mn Fe Ni Mg* Ol

.0 н S а ■3 X 0 X 1 X I 1 58,68 0,93 13,66 2,19 16,88 0,07 0,32 0,07 1,15 0,22 0,14 5,57 2 0,91

2 56,35 1,62 13,58 1,84 15,43 — 2,08 0,19 0,65 0,18 0,13 7,27 0,69 0,88

II 3 57,34 0,95 18,90 1,85 14,81 — — — 0,28 0,28 0,12 5,41 0,04 0,81

4 54,63 1,27 13,72 2,08 13,12 0,05 1,80 0,03 0,32 0,56 — 11,70 0,72 0,81

III 5 58,89 0,76 14,27 1,30 19,86 — 0,16 0,09 0,75 0,24 0,10 3,58 — 0,81

6 49,92 1,27 14,18 1,73 16,13 — 3,29 0,05 0,43 0,34 — 11,94 0,72 0,81

3 н S а ■3 X 0 X 1 .J I 7 57,51 0,46 21,90 2,69 13,81 0,08 0,06 0,05 1,03 0,09 — 2,10 0,12 0,98

8 56,40 0,71 17,26 1,57 13,14 0,17 0,76 0,05 0,67 0,17 0,08 8,66 0,29 0,95

II 9 55,79 1,22 16,08 1,52 15,17 0,10 1,32 0,07 0,52 0,77 0,13 7,06 0,17 0,75

10 49,85 1,43 13,44 1,56 12,61 0,18 6,73 0,06 0,59 0,95 — 11,87 0,72 0,74

III 11 58,69 1,26 13,73 1,92 17,98 — 0,10 0,07 1,32 0,17 0,10 4,59 — 0,75

12 48,90 1,15 13,82 1,56 14,64 — 4,36 — 0,47 — — 13,53 1,26 0,75

3 т S а S ■3 X 0 X 1 .J .J II 13 57,20 0,84 17,10 1,80 15,08 — — — 0,29 0,26 0,13 7,31 — 0,72

14 51,31 1,15 12,67 1,76 13,91 — 5,57 0,03 0,44 0,70 0,07 11,3 1,02 0,71

III 15 57,15 1,62 12,72 2,43 18,26 0,23 0,36 0,09 1,32 0,17 0,07 5,55 — 0,70

16 49,15 1,07 12,95 1,55 14,09 — 7,38 0,06 0,76 0,08 0,06 12,57 0,23 0,69

Примечания. 1—2 — Yamato-82133 Н Ц3)3, 3—4 — Рагули Н П(3.8), 5—6 — Венгерово Н Ш(5); 7—8 — Yamato-74417 L Ц3), 9—10 — Слободка L П(4), 11—12 — Нерфт L Ш(6); 13—14 — Савченское LL П(4), 15—16 — Томаковка LL Ш(6). Составы хондр показаны нечетными цифрами, составы, окружающих их грубозернистых кайм или сульфидно-железо-силикатной матрицы, — четными; Мд* — магнези-альность оливина Mg/(Mg+Fe).

1 Анализы выполнены в Лаборатории локальных методов исследования вещества геологического факультета МГУ с использованием растрового электронного микроскопа '^ео! JSM-6480LV" с энерго-дисперсионной приставкой "ШСА-Епегду-350". Ускоряющее напряжение 15М, сила тока 15нА.

2 Содержание элемента ниже предела обнаружения энерго-дисперсионного анализа.

3 В скобках указаны петрологические типы обыкновенных хондритов.

Маракушев А.А., Зиновьева Н.Г., Грановский Л.Б. Генетические связи между метеоритами, земными и лунными породами

Рис. 21. Обыкновенные хондриты фаций I (а—в) и II (г)

а — автобрекчия неравновесного 1_-хондрит Yamato-74417 I. В обломке порфировой пироксен-оливиновой хондры сульфиднометаллические капли (светлое) концентрируются к краю, создавая постепенный переход к матрице (показан стрелкой); б — порфировая оливин-пироксеновая хондра (темная) (Н-хондрит Yamato-82133 I), рассеченная жилой грубозернистой сульфидно-металло-

силикатной матрицы (указана стрелкой), первичная магматическая природа которой доказывается наличием сульфидно-металлических каплевидных обособлений (светлое) и присутствием вулканического стекла в интерстициях между зернами оливина и пироксена; в — зона (указана стрелкой) флюидной переработки (выражается осветлением) порфировой оли-вин-пироксеновой хондры (Н-хондрит Yamato-82133 I) под воздействием матричного расплава, аналогично переработанные фрагменты хондр содержатся и в окружающей матрице; г — сульфидно-металло-силикатная кайма, порфировые вкрапленники оливина и сульфидно-металлические капли которой сцементированы вулканическим стеклом. Она окружает порфировую оливиновую хондру и отделяет последнюю от существенно сульфидно-металлической матрицы в Н-хондрите Рагули (фация II)

Рис. 22. Взаимоотношения хондрового и матричного вещества в автобрекчии неравновесных Н- и L-хондритов (I) а — порфировые пироксен-оливино-вые хондры Н-хондрита Yamato-82133 пронизаны струями и рассечены прожилками камасита (белое) в обрамлении вторичного железистого оливина 0128 (светло-серое), образующего также каймы вокруг хондр (стрелка на рис. в). Стрелка на рис. б указывает на амебовидные включения хондрового вещества в существенно оливиновой матрице L-хондрита Yamato-74417. Замещение хондр сопровождается образованием вокруг них оливиновых (рис. в) и клинопи-роксеновых (рис. г) кайм.

Первичное железо-силикатное расщепление, определяемое наличием каплевидных силикатных выделений (хондр) в богатой железом матрице, фиксируется в хондритах повсеместно. Дополнительно оно доказывается наличием в хондрах сульфидно-металлических (камаситовых) капель, иногда более обильных к краям. Это создает в некоторых случаях хонд-ро-матричные обрамления, образующие особый тип постепенного перехода между хондрами и матрицей (рис. 21 а,г). Но

Маракушев А.А., Зиновьева Н.Г., Грановский Л.Б. Генетические связи между метеоритами, земными и лунными породами

в большинстве случаев граница между хондрами и матрицей резкая, с контрастным изменением состава. Осложнения ее обусловлены агрессивностью флюидного матричного расплава по отношению к полностью раскристаллизованным или в той или иной мере стекловатым хондрам. При их замещении останцы хондр сохраняются в матричном расплаве в виде причудливых реликтов, частично или полностью переработанных под воздействием водно-водородных (матричных) флюидов. Характер этого воздействия определяется водно-водородным отношением флюидов. При обычном его возрастании первичная металлическая фаза матрицы уступает место железистому оливину и возникает вторичная камаситово-силикатная (оливиновая) матрица, а также обрастание хондр каймой железистого оливина. Эта закономерность наглядно иллюстрируется сопряженным изменением силикатных и металлических фаз при смене хондрового парагенезиса (магнезиальные оливин и ортопироксен + камасит) матричным (ассоциация грубозернистой силикатной матрицы: железистый оливин + тэнит) в неравновесном обыкновенном L-хондрите Yamato-74417 вулканической фации (I):

3(Mgo,9Feo,i)2SiO4 + 6Mgo,9Feo,iSiO3 + 7Feo,95Nio,o5 + 6H2O = 9(Mgo,6Feo,4)2SiO4 + Feo,65Nio,35 + 6 H2 (3)

Видно, что не только увеличивается железистость силикатов и содержание никеля в металлической фазе, но и резко уменьшается количество металлической фазы, приводящее к образованию существенно оливиновой матрицы.

Переход от протопланетной к собственно планетной стадии в развитии хондритового магматизма был катастрофичным и сопровождался эксплозиями с образованием высокобарной минерализации [Маракушев и др. 2007], развитием хондритового вулканизма высокой эксплозивности. Его порождением являются брекчии неравновесных хондритов (тип I), сложенные в основном хондрами, их обломками, оливином и пироксеном, тогда как собственно металлическая фаза представлена в них ограничено (рис. 21 а). Тем не менее, в них наглядно проявлены ее первичные взаимоотношения с силикатной расплавной фазой, представленные сульфидно-металлическими каплями в хондрах. Наглядно выражены и процессы матричного воздействия на хондры, проявляющегося в образовании секущих жил (рис. 21 б), магматическая природа которых доказывается наличием в них сульфидно-металлических капель и присутствием вулканического стекла в интерстициях между зернами, и во флюидной перекристаллизации краевых частей хондр (рис. 21 в) под воздействием матричного расплава с замещением силикатов железистым оливином. Флюидная переработка амебовидных останцев хондр под воздействием матричного расплава приводит к формированию вторичной камасито-во-оливиновой матрицы. На рис. 22 показано разнообразие взаимоотношений первичных хондр с наложенной на них

U U U / W \ W /

оливинизацией, контролируемой внедрением в них первичной (камаситовой) матрицы в виде струй (изометричные формы) и прожилков (рис. 22 а). Наглядно выражено вытеснение первичной камаситовой матрицы вторичной кама-сит-оливиновой матрицей (рис. 22 б,г), сопровождающееся замещением хондр и образованием вокруг них кайм железистого оливина и клинопироксена.

Интенсивность замещения хондр определяется их химическим составом. Наиболее агрессивному воздействию подвергаются магнезиальные оливиновые и пироксен-оливиновые хондры. Среди железистых хондр сильнее замещаются существенно пироксеновые и, особенно, кварц-пироксеновые хондры, что обусловлено более контрастным отличием состава кварц-пироксеновых хондр от богатой флюидами сульфидно-металлической матрицы. Если в парагенезисе с новообразованным пироксеном есть кварц, то могут возникнуть пироксеновые зоны с максимальной для данного хондрита желези-стостью. Например, в H-хондрите Yamato-82133 I железистость пироксена достигает FS60W03. В развитии этого процесса выявляется специфическая роль серы. Она связывает железо в составе троилита и редуцирует возрастание железистости силикатов. Это фиксируется более низкой железистостью пироксена из пироксен-троилитовых зон замещения (Fs27-35Wo3) по сравнению с мономинеральными пироксеновыми зонами (Fs36-45Wo3). В участках наиболее интенсивного матричного воздействия флюидная перекристаллизация хондр завершается образованием существенно оливиновой матрицы.

Как было показано выше, главным фактором смещения реакций, отражающих изменение окислительновосстановительных условий (железо-силикатного отношения) в родительских телах обыкновенных хондритов, является водно-водородное соотношение во флюидах, под давлением которых происходило развитие хондритового магматизма. Увеличение парциального давления воды приводит к увеличению железистости силикатов, достигающей максимальных значений в поздних железистых хондрах и в реакционных каймах, которые окружают магнезиальные хондры, замещаемые матричным расплавом. Высокая железистость оливина характерна и для самой тонкозернистой силикатной матрицы неравновесных хондритов фации I. Оливинизация хондр и вытеснение оливином камасита матрицы превращает ее во вторичную существенно оливиновую, что сильно осложняет хондра-матричные взаимоотношения хондритов, затушевывая их первичную магматическую природу.

В отличие от неравновесных обыкновенных хондритов, испытавших интенсивное изменение хондрового и матричного вещества, как на магматическом, так и на постмагматическом этапе, промежуточные и равновесные хондриты (фации II и III), характеризующиеся равновесными составами кристаллизующихся силикатов, являются чисто магматическими. Об этом свидетельствуют не только петрохимические, петроструктурные и парагенетические данные [Маракушев и др. 2003], но и результаты термобарометрического изучения хондритов различных химических групп [Зиновьева и др. 2006]. Температуры кристаллизации обыкновенных хондритов всех фаций (I, II, III) фаций (табл. 4) хорошо коррелируются с температурами кристаллизации земных вулканических и плутонических пород. Хондриты I и II фаций кристаллизуются в более высокотемпературных условиях, в более широком диапазоне температур по сравнению с хондритами фации III.

Маракушев А.А., Зиновьева Н.Г., Грановский Л.Б. Генетические связи между метеоритами, земными и лунными породами

Таблица 4

Результаты термобарометрического изучения неравновесных, промежуточных и равновесных обыкновенных хондритов (фации I, II и III соответственно)

Фации Хондрит N Интервал Т, ос Средняя Т, ос Интервал Р, кбар Среднее Р, кбар

I Yamato-82133 H 12 938—1466 1190 0-15,9 8,4

Yamato-74417 L 11 1106—1307 1207 3,6-12,2 7,7

II Рагули H 11 890—1479 1193 0-13,7 6,0

Саратов L 5 900—1203 1129 0-14,6 5,9

Бердянск L 6 985—1000 993 3,8-5,1 4,5

III Fucbin L 7 992—1030 1011 3,6-8,3 5,7

Yamato-74160 LL* 2 1000—1105 1053 3,1-5,0 4,0

Примечание. N — количество проанализированных зерен. Температура рассчитана по двупироксеновому геотермометру [Wells 1977]. Давление рассчитано по клинопироксеновому геобарометру [Мт-^ 1999]. Обоснование применения данных геотермометров и геобарометров приведено в [Зиновьева и др. 2006]. Составы пироксеновых пар хондрита Yamato -74160 LL III взяты из [Tаkedа et а1. 1984].

Постмагматические преобразования наиболее интенсивны в углистых хондритах. Их наиболее измененные типы C2 и C1 отличаются от С3-хондритов очень высоким содержанием воды и углерода: С3 ^ С2 (H2O = 13,23, C = 2,44) ^ C1 (H2O = 20,54, C = 3,62). Этим подчеркивается вторичная природа углерода углистых хондритов, концентрировавшегося в ходе гидротермальных преобразований первичных магматических минералов (в С2 и С1-хондритах они сохранились только в виде незначительных реликтов).

С переходом от протопланетного к планетному развитию кристаллизация хондритов приобретает изотопносбалансированный по кислороду характер (tga = 0.5), аналогичный кристаллизации земных и лунных пород (см. рис. 14), но отличается более высоким изотопным уровнем по величине Д17О, возрастающим в обыкновенных хондритах в последовательности H-L-LL. В этой последовательности возрастает и изотопный уровень средних составов хондритов по величинам 517О и 518О вдоль тренда tga = 1. Из этого следует, что химические группы обыкновенных хондритов сложились еще в недрах их материнских планет гигантов (на протопланетной стадии развития хондритового магматизма). В работе [Маракушев, Чаплыгин 2004] показана дискретность понижения в хондритах LL-L-H групп содержания закиси железа с увеличением в их составе роли металлической фазы (Fe+Ni). В конечном итоге это реализуется образованием никель-железных метеоритов, входящих в ассоциацию с Н-хондритами H + Fe = HH.

В ряду обыкновенных хондритов богатые железом Н-хондриты характеризуются низкими содержаниями тяжелых изотопов кислорода (517О и 518О), что относится и к железным метеоритам, входящим с ними в ассоциации. На рис. 23 показано, что часть железных метеоритов (Нечаево, Эльга, Watson, Steinbach, Sao Joao Nepomuceno) тяготеет к хондритам, относительно богатым легким изотопом кислорода, выпадая по изотопному составу кислорода из генетического семейства (I-Pal). Сочетание в метеорите Нечаево железного метеорита (октаэдрита) и богатого железом HH-хондрита, а также экспериментально смоделированное железо-силикатное расщепление, зафиксированное хондритовой текстурой только в очень богатых железом расплавах, позволило предположить возможность наличия железных и палласитовых ядер даже в планетах самого примитивного (хондритового) уровня эволюции.

Рис. 23. Диаграмма, иллюстрирующая принципиальное отличие примитивных железных метеоритов (Нечаево, Эльга и др.), относящихся к протопланетно-му развитию хондритовых планет (сплошная линия — аномальный тренд, соответствующий средним составам хондритов), от железных метеоритов и палласитов, образующих собственное генетическое семейство (I + Pal). Штриховая линия отвечает лунным и земным породам. 1 — НН, 2 — Н, 3 — L, 4 — LL-изотопный состав кислорода обыкновенных хондритов и 5 — железных метеоритов и палласитов. Средние составы даны более крупными обозначениями

Маракушев А.А., Зиновьева Н.Г., Грановский Л.Б. Генетические связи между метеоритами, земными и лунными породами

Взрывной распад хондритовых планет на астероиды и метеориты сопровождается образованием в хондритах брекчий, прожилков вторичного стекла и множества ультравысокобарных минералов (рингвудит, вадслеит, мейджорит и др.). В наших работах [Маракушев и др. 2007] было показано, что они генетически отличаются от ультравысокобарных минералов (алмаза, муассанита), возникающих в хондритовых магмах под давлением флюидных оболочек их материнских планет-гигантов.

Гелеоцентрические ахондриты, железные метеориты и палласиты

Несовершенно расслоенные планеты, подвергавшиеся взрывному распаду в поясе астероидов, представляют как бы промежуточное звено между планетами земной группы и хондритовыми планетами. Как и хондриты, они входят в состав пояса астероидов. Обломки этих планет, как и хондритовые астероиды, порождают гелеоцентрические метеориты (табл. 5, рис. 7). Они представлены так называемыми примитивными ахондритами, железными метеоритами и палласитами. Все они объединяются с хондритами по изотопным характеристикам кислорода и минералогическим особенностям, образуя совместно с ними единые семейства [Маракушев и др. 2003]. Наиболее показательна алмазоносность, свойственная хондритовому магматизму и вплетающаяся в образование некоторых типов примитивных ахондритов и железных метеоритов.

Таблица 5

Средние валовые составы гелеоцентрических метеоритов (в ат. %)

Ure(10) 6 Aca (3) 6 Lod(3) 6 Aub(3) 6

Si 14,72 0,98 15,66 0,57 13,55 2,03 19,42 0,02

Ti 0,03 0,01 0,02 0,01 0,02 0,01 0,00 0,00

Al 0,31 0,14 1,14 0,21 0,21 0,19 0,62 0,47

Fe 5,58 1,53 9,52 1,29 12,54 9,09 0,30 0,13

Mn 0,12 0,01 0,11 0,04 0,12 0,03 0,05 0,00

Mg 20,73 1,31 15,84 0,37 17,66 1,32 18,79 0,07

Ca 0,58 0,31 0,78 0,39 0,83 0,7 0,50 0,24

Na 0,08 0,05 0,7 0,08 0,12 0,04 0,46 0,31

K 0,01 0,01 0,04 0,00 0,01 0,00 0,03 0,03

P 0,05 0,06 0,09 0,08 0,12 0,04 0,01 0,01

Cr 0,19 0,05 0,16 0,06 0,1 0,14 0,01 0,01

Ni 0,05 0,03 0,53 0,13 2,11 2,53 0,08 0,05

Co 0,00 0,00 0,03 0,02 0,04 0,02 0,01 0,01

S 0,21 0,17 2,11 0,46 0,49 0,10 0,21 0,03

O 57,32 0,66 53,29 0,92 52,09 6,14 59,50 0,03

Примечание. Валовые составы метеоритов по [Yanai and Kojima 1995; Mittlefehldt et al. 1998]. В скобках показано количество использованных анализов, 5 — стандартное отклонение.

Алмаз в метеоритах приурочен к железной фазе, фиксирующей наиболее восстановительную обстановку их образо-

V/ V/ V/

хондритах он приурочен к металлической никель-железной матрице, образуя в ней мельчайшие зерна в парагенезисе с несколько более крупными зернами муассанита ^С) иногда в ассоциации с самородными металлами. Алмазоносность, возникавшая при высоком давлении, относится к признакам самой ранней кристаллизации хондритов в недрах материнских планет-гигантов под флюидным давлением их оболочек. В этих условиях и возникали элементы первичного расслоения хондритовых планет на алмазоносные железные ядра и силикатные (уреилитовые) оболочки. Алмаз при первичном расслоении увлекался в жидкие металлические ядра, которые характеризуются алмазоносными железными метеоритами, возникавшими при взрывном распаде хондритовых и примитивно расслоенных планет. Их силикатные пироксен-оливиновые оболочки уже на последующей планетной стадии развития подвергались сложным инъекциям никель-железными алмазоносными расплавами, исходящими из железных ядер этих планет. В результате возникали уреилиты — уникальные инъекционные пижонит-оливиновые алмазоносные ахондриты. Свое название они получили по ахондриту Новый Урей, алмаз в котором был обнаружен еще в позапрошлом веке [Ерофеев, Лачинов 1888]. Это самый богатый алмазом тип метеоритов, содержание которого в них достигает 2 об.%.

Сложность состава уреилитов определяется различным соотношением в их составе магнезиальных силикатов (пироксена и оливина) и агрессивного по отношению к ним углеродистого камаситового алмазоносного вещества. Пи-роксен-оливиновые агрегаты сохраняются в нем в виде небольших фрагментов (останцов от замещения). Углеродистая камаситовая фаза проникает в них в интерстиции между зернами пироксена и оливина в виде тончайших жилковидных выделений, образуя также нитевидные прожилки в их кристаллах [Маракушев и др. 1995; Mitreikina et а1. 1995]. Расплав-ная природа ее внедрений, развивавшихся путем магматического замещения, доказывается наличием в них круглых капель камасита, захваченных кристаллами алмаза или находящихся в графите, обычно завершающем кристаллизацию.

Маракушев А.А., Зиновьева Н.Г., Грановский Л.Б. Генетические связи между метеоритами, земными и лунными породами

Эти графит-камаситовые алмазоносные внедрения образуют ветвящиеся прожилки и межзерновые выделения, с ними связаны раздвигание стенок, смещение и разворот обломков вмещающей породы. Интерстиции между зернами оливина и пироксена и прожилки, пересекающие зерна, сложены графитом и камаситом, содержат алмаз, троилит, добреелит, муассанит, когенит и перриит с примесью фосфора.

Алмаз относится к самым ранним выделениям, образуя кубические кристаллы с плоскогранными, слегка выпуклыми формами, размером 20—40 мкм (редко до 60 мкм), растущие обычно с краев прожилковидных выделений. Кристаллы алмаза содержат капли камасита и графита и буквально переполнены мельчайшими включениями флюидов (рис. 24).

Рис. 24. Кубический кристалл алмаза в камасите уреилита Новый Урей, содержащий обильные включения флюидной фазы

Вдоль жилковидных алмазоносных графит-камаситовых выделений в уреилитах оливин с железистостью Fa17-20 пере-кристаллизовывается с ее понижением практически до нуля и одновременным выделением самородного железа и энста-тита, иногда хромистой шпинели, сульфидов, карбидов железа. В кристаллах оливина при этом возникает вторичная зональность (от центров зерен к интерстициям, сложенным алмазоносным графит-камаситовым агрегатом):

первичный оливин (Fai7—2o) центральной зоны — слабо измененный оливин + самородное железо — самородное железо + эн-

статит + хромит + сульфиды (краевая зона).

Характерно, что образующееся при этом самородное железо практически не содержит никеля, отличаясь в этом отношении от камасита алмазоносных внедрений.

В уреилитах Новый Урей и Havero в участках максимального изменения оливина в контакте с графит-камаситовыми прожилками содержатся мельчайшие (до 1 мкм) зерна пиропа [Mitreikina et al. 1995]:

(Mg2,46 Fe 2+0,22 Ca0,32) (AU,85 Fe3+0,10 Cr0,04)[Si3,04 O12]

В уреилитах, как и в алмазных фракциях хондритов, помимо водорода, установлены высокие содержания азота и благородных газов [Gobel et al. 1978], значительно превышающие их концентрации в земных алмазах из кимберлитовых трубок. Парагенные с алмазом минералы сходны с ним по высокой газонасыщенности и аномальным изотопным характеристикам водорода, азота и благородных газов [Zinner et al. 1987]. Карбид кремния (SiC) в тонкозернистых агрегатах алмаза (размер зерен в среднем 2,6 нм) образует более крупные выделения. С давних времен известны алмазы и в железных метеоритах (метеорит Canyon Diablo), в которых наряду с алмазами под названием «клифтонит» были описаны также псевдоморфозы плотного графита (чаоита) по его кристаллам [Brett, Higgins 1969].

Алмазы в железных метеоритах (Canyon Diablo, ALHA-77283) образуют кристаллы размером обычно менее 1 мм (редко до 5 мм) кубической, октаэдрической или кубооктаэдрической формы. Прослеживается приуроченность их к каплевидным ликвационным выделениям (нодулям) сульфидов (троилита и др.), содержащим обычно и графит. Алмаз в них приурочен к краевым частям, тяготея к вмещающей нодули железной фазе. В железном метеорите, найденном в Антарктиде (ALHA-77283), описана поверхностная абляция образца метеорита, срезающая алмазоносные сульфидные нодули, что свидетельствует о наличии в метеорите алмаза до попадания его в атмосферу Земли.

Хондриты характеризуются очень широким диапазоном абсолютного возраста (см. рис. 16), что определяет промежуточное положение пояса астероидов между наиболее древними породами планет земной группы (порядка 4 млрд. лет) и молодыми астероидами семейства Троянцев, обращающимися вокруг Солнца по орбитам, близким к орбите Юпитера. Они служили источником SNC-ахондритов (табл. 6), характеризующихся относительно молодым возрастом (млрд. лет): Shergotty — 1,34, Nakhla — 1,37, Chassigny — 1,39.

Маракушев А.А., Зиновьева Н.Г., Грановский Л.Б. Генетические связи между метеоритами, земными и лунными породами

Таблица 6

Средние валовые составы шерготтитов (She), наклитов (Nk) и шассиньитов (Cha) (в ат. %)

She(13) б Nk(5) б Cha

Si 17,71 1,09 18,89 0,48 14,68

Ti 0,16 0,05 0,11 0,02 0,03

Al 2,19 0,71 0,86 0,18 0,44

Fe 6,08 0,47 6,79 0,20 8,72

Mn 0,15 0,01 0,18 0,03 0,17

Mg 10,72 3,35 6,93 0,49 18,13

Ca 2,32 1,17 5,94 0,37 0,25

Na 0,52 0,26 0,42 0,14 0,1

K 0,03 0,03 0,08 0,02 0,02

P 0,13 0,07 0,06 0,02 0,02

Cr 0,18 0,10 0,08 0,06 0,00

Ni 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00

Co 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00

S 0,08 0,15 0,02 0,01 0,00

O 59,45 0,65 59,66 0,15 57,45

Примечание. Валовые составы метеоритов по [У,апаі, ^іта 1995; GШet еґ аі. 2005; Ітае еґ аі. 2005; Сидоров, Золотов 1989; Lodders 1998; Sаrbаdhikаri еґ аі. 2009]. В скобках показано количество использованных анализов, 5 - стандартное отклонение.

На Земле, эндогенная активность которой продолжается уже 4,6 млрд. лет, рассмотренное примитивное развитие планет и спутников не сохранилось даже в реликтах. Приповерхностная земная кора, доступная для геологических наблюдений, является полностью обновленной.

Хондритовая модель происхождения Земли

Исходная железо-силикатная несмесимость в хондритовых расплавах доказывается не только наличием хондр в металлической матрице, но и наличием металлических капель в первичных хондрах. Все разнообразие хондритов, рассмотренных выше, укладывается в четыре тренда (рис. 25), вдоль которых располагаются их средние составы и составы продуктов реакций между первичными расплавами хондр и матрицы.

Рис. 25. Модель развития хондритового магматизма

(a) Генетические типы хондритов (Ь^): I и II — углистых (I — известково-глиноземистых, II — оливиновых), III — энстатитовых, IV — обыкновенных. 1—6 — средние составы хондритов: 1 — углистых, 2 — энстатитовых, 3—6 — обыкновенных (3-НН, 4-Н, 5^, 6^), 7 — составы первичных матрицы и хондр главных типов хондритов

(b) Схема развития углистых хондритов при взаимодействии первичной матрицы с первичными хондрами с образованием вторичной оливиновой матрицы (1 — оливин вторичной матрицы хондрита Ефремовка, 2 — ее валовый состав) и ее взаимодействие с первичными хондрами (нижний штрих-пунктирный контур, 3 — оливин первичных хондр хондрита Ефремовка) и первичной матрицей (верхний сплошной контур). 4 — ультражелезистые оливины железистых хондр хондрита Ефремовка, 5 — магнезиальные оливины хондрита АІІеп-de, 6 — составы первичных матрицы и хондр главных типов хондритов, составы оливина железистых хондр по [Бирюков 1998]

Маракушев А.А., Зиновьева Н.Г., Грановский Л.Б. Генетические связи между метеоритами, земными и лунными породами

К главным параметрам разделения хондритов на генетические типы относится Н2/Н2О отношение во флюидных оболочках их материнских планет-гигантов. При самом высоком отношении от первично однородных хондритовых расплавов отделяются тугоплавкие известково-глиноземистые хондры, бедные SiO2 (содержат шпинель, гибонит, перовскит, мелилит и нефелин), так что комплементарная им железная металлическая матрица относительно обогащается кремнеземом, который в восстановительных условиях, обусловленных давлением водорода флюидной оболочки, присутствует в виде самородного кремния, характерного для металлической фазы хондритов различных генетических семейств [Zanda еґ аі. 1994]. Под огромным давлением водорода Si проявляет высокое химическое сродство к углеродным компонентам флюидов, трансформируясь в муассанит: Si + СО + Н2 ^ SiC + Н2О, входящий с состав металлической матрицы (0^е+0^їС), взаимодействие которой с известково-глиноземистыми хондрами приводит к возникновению тренда известковоглиноземистых хондритов (I на рис. 25), наиболее богатых углеродом. Они наблюдаются в виде реликтов в хондритах, относящихся к тренду II, первичные хондры которых представлены форстеритом, а соответствующая им расплавная матрица беднее муассанитом (0,66Fe+0,34SiC). С уменьшением Н2/Н2О во флюиде реакция первичной матрицы с форстери-товыми хондрами создает вторичную оливиновую углеродистую матрицу, в различной мере вытесняющую металлическую. Хондриты I и II трендов тесно генетически связаны друг с другом, характеризуясь последовательностью развития I ^ II, что определяет их общее название углистые хондриты (С), рис. 26 и 27. Они принципиально отличаются от хондритов с энстатитовыми первичными хондрами и бедной углеродом (III) или не содержащей углерода (IV) первичной матрицей.

Рис. 26. Хондрит Ефремовка ^3. Крупная известковая хондра состоит из наружной пироксеновой каймы и агрегата минералов в центральных частях (из титанистого пироксена — фассаита, шпинели, мелилита, анортита, перовскита и др.). Хондра находится в богатой железом матрице (светло-серое), в которой видно множество мелких магнезиальных хондр, в различной мере корродированных матричным материалом. Видно прожилковое проникновение матричного материала также в известковую хондру

а

б

Рис. 27. Хондро-матричное взаимодействие в углистых хондритах

а) магматическая структура вторичной оливиновой матрицы с включениями богатой никелем металлической фазы (светлое). Углистый хондрит Allende CV3 (линейный масштаб 20 мкм)

б) реликт первичной магнезиальной хондры, замещаемой вторичной оливиновой матрицей и взаимодействующей с ней. Видны каплевидные выделения первичной бедной никелем металлической фазы (светлое). Углистый хондрит Allende CV3 (линейный масштаб 100 мкм)

Несмотря на большое различие по составу первичных хондритов, средние их составы на диаграмме, рис. 25, сближены и могут быть даже идентичными, благодаря реакциям между хондрами и матрицей, различаясь лишь по содержанию углерода, например форстеритовые (II) и энстатитовые (IV) типы:

М^Ю4+ 2Fe + SiC + 4Н2О = 2MgFeSiO4 + С + 4Н2 MgSiO3+ Fe + Н20 = MgFeSiO4 + Н2.

Маракушев А.А., Зиновьева Н.Г., Грановский Л.Б. Генетические связи между метеоритами, земными и лунными породами

Возникающие в результате железистые оливиновые расплавы, хотя и идентичны по составу, но различаются по изотопному составу кислорода соответственно с различием в этом отношении воды, участвующей в реакциях (см. рис. 8).

Образующиеся в результате подобных реакций силикатные матричные расплавы развиваются в дальнейшем автономно путем реакций, как с расплавами первичной матрицы, например,

MgFeSiO4+ 2Fe + SiC + 4^O = 2Mg0,5Fe1,5SiO4 + C + 4H2,

так и с расплавом магнезиальных хондр,

MgFeSiO4 + Mg2SiO4 = 2Mgl,5Feo,5SiO4.

Характерной их особенностью является переменность состава, растянутость на диапазоны составов веществ, участвующих в реакциях (первичной и вторичной матрицы, вторичной матрицы и хондр). Нередко они несмесимы с исходными расплавами и образуют в них каплевидные обособления, сходные с хондрами, но возникающие на иных более высоких уровнях эволюции хондритового магматизма. К ним относятся, например, железистые хондры.

Принципиальное различие трендов !+П и Ш+^ обусловлено неодинаковым составом их металлических первичных матриц: SiC + Fe и Fe. Первичным является известково-глиноземистый тренд (I), с которым генетически связан тренд II углистых хондритов. Особое положение занимают III и IV тренды они характеризуют материнские планеты планет земной группы. Эти планеты-гиганты порождают обыкновенные хондриты, изотопныей характеристики кислорода которых приведены на рис. 8.

В ряду планет земной группы Земля по валовому составу (см. табл. 1, 2, рис. 7) и изотопам кислорода (см. рис. 14) близка к НН-хондриту. Изложенные выше данные по хондритам показывают, что развитие этих ядер начиналось с железосиликатного расслоения, соответствующего образованию первичных матрицы и хондр хондритов, и эволюционировало дальше в сторону вытеснения металлической фазы оливином. Образование планет земной группы отвечает этой ранней стадии расслоения на жидкие металлические ядра и силикатные оболочки. Это относится и к Земле, что определяет тип ее начального формирования в виде жидкого железо-силикатного ядра гигантской Протоземли. Расслоение его на металлическое субъядро и силикатные оболочки (кору и мантию Земли) должно коррелироваться с этой точки зрения с самым ранним расщеплением НН-хондрита на металлическую матрицу и силикатные хондры. На диаграмме, рис. 28, эта корреляция продемонстрирована на примере расслоения первичного расплава ядра Н-хондритовой протопланеты. В результате расслоения ядра Протоземли, отвечающего НН-хондриту, также выделилось никель-железное ядро и силикатные оболочки (кора и мантия), которые показаны на диаграмме в сопоставлении с хондрами (поля их составов выделены штриховкой). Сопоставление показывает, что средние составы земных пород в значительной части богаче железом по сравнению с хондрами, что может объясняться недостаточной представительностью земных пород. Земная кора и мантия Земли недоступны для петрографического изучения, так что судить об их составе по аналогии с составами хондр кажется более надежным, чем по составу магматических горных пород, отобранных на поверхности Земли. С этой точки зрения породы мантии и земной коры бедны не только железом, но и всеми другими рудными металлами, которые при первичном расслоении Земли полностью сконцентрировались во флюидном металлическом ядре в силу их сильных сидерофильных свойств.

Рис. 28. Схема первичного расслоения Земли (расходящиеся стрелки) на камаситовое ядро и силикатные оболочки (1—4 — составы изверженных земных пород: 1 — кислых, 2 — средних, 3 — основных, 4— ультраосновных) в сопоставлении с Н-хондритом (5 — средний состав, заштрихованное поле — составы хондр)

Маракушев А.А., Зиновьева Н.Г., Грановский Л.Б. Генетические связи между метеоритами, земными и лунными породами

Планетоцентрические железные метеориты, палласиты и ахондриты

Планетоцентрические метеориты [Маракушев 1996] генетически связаны с взрывным распадом железо-каменных и каменных спутников, обращающихся вокруг материнских планет-гигантов. Они падают на них или захватываются гравитационными полями нижележащих спутников и их обломков, обычно усеянных кратерами от падения планетоцентрических метеоритов. Это относится и к околосолнечным планетам-гигантам, которые первоначально окружались спутниками, как Юпитер в настоящее время (см. рис. 10, табл. 7). С потерей гигантских флюидных оболочек и превращением их ядер в самостоятельные планеты земной группы они потеряли и спутниковые системы, от которых сохранились только Луна (у Земли), обломочные Фобос и Деймос (у Марса), испещренные ударными кратерами. Имеется и множество других более мелких обломков спутников, первоначально окружавших планеты земной группы, в том числе и Землю (рис. 9, табл. 8).

Таблица 7

Спутники Юпитера (по [Ксанфомалити 1997])

Генети- ческая группа Название Радиус орбиты, тыс. км. Орбитальный период, сут Эксцентриситет орбиты Наклонение орбиты к экватору, град. Радиус, км Плот- ность, г/см3 Масса, кг

Синопе 23700 758 0,28 153 (15) * (3,1) (7,77-1016)

I Пасифе 23500 735 0,38 145 (20) (2,9) (1,91-1017)

Карме 22060 692 0,21 164 (15) (2,8) (9,56-1016)

Ананке 21200 631 0,17 147 (10) (2,7) (3,82-1016)

Элара 11737 259,7 0,207 24,8 (40) (3,3) (7,77-1017)

II Лиситея 11720 259,2 0,107 29 (10) (3,1) (7,77-1016)

Гималия 11480 250,6 0,158 27,6 (90) (2,8) (9,56-1018)

Леда 11094 238,7 0,148 26,1 (5) (2,7) (5,68-1015)

Каллисто 1880 16,689 0,007 0,51 240 1,85 10,75-1022

III Ганимед 1070 7,155 0,002 0,21 2631 1,94 14,8-1022

Европа 670,9 3,551 0,009 0,47 1569 2,99 4,87-1022

Ио 421,6 1,769 0,004 0,04 1815 3,53 8,93-1022

Теба 221,4 0,675 0,013 0,9 55x45 (1,5) (7,77-1017)

IV Амальтея 181,3 0,498 0,003 0,45 135x85x75 (1,8) (7,17-1018)

Адрастея 128,98 0,298 0 0 12x10x8 (4,5) (1,91-1016)

Метис 127,96 0,295 0 0 20 (2,8) (9,56-1016)

Примечание. * Данные в скобках ненадежны.

Таблица 8.

Средние валовые составы планетоцентрических метеоритов (в ат. %)

Euc(51) 6 Dio(12) 6 How(10) 6 Ang(4) 6 Mez(5) 6

Si 18,33 0,20 18,93 0,37 18,46 0,28 15,47 0,78 13,59 1,19

Ti 0,20 0,08 0,05 0,03 0,13 0,05 0,37 0,21 0,04 0,02

Al 5,42 0,71 0,83 0,31 3,18 0,72 4,82 1,17 2,85 0,52

Fe 5,93 0,53 5,57 0,48 5,50 0,21 5,83 1,85 25,44 6,73

Mn 0,16 0,03 0,16 0,03 0,16 0,01 0,06 0,01 0,12 0,01

Mg 4,74 1,15 13,38 1,47 9,46 1,32 7,42 3,01 6,76 1,66

Ca 4,07 0,43 0,88 0,41 2,39 0,51 6,71 2,45 1,86 0,37

Na 0,32 0,11 0,06 0,04 0,19 0,100 0,03 0,01 0,17 0,07

K 0,02 0,01 0,01 0,01 0,02 0,02 0,00 0,00 0,01 0,01

P 0,05 0,02 0,03 0,02 0,04 0,03 0,04 0,01 0,16 0,09

Cr 0,11 0,04 0,24 0,16 0,23 0,02 0,05 0,01 0,15 0,05

Ni 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,01 0,00 0,00 1,97 1,21

Co 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,06 0,02

S 0,08 0,12 0,13 0,11 0,12 0,10 0,00 0,00 1,30 1,94

O 60,57 0,20 59,73 0,23 60,13 0,15 59,21 0,54 45,53 5,85

Примечание. Валовые составы метеоритов по [Yanai and Kojima 1995; Mittlefehldt et al. 1998]. В скобках показано количество использованных анализов, 5 — стандартное отклонение.

Маракушев А.А., Зиновьева Н.Г., Грановский Л.Б. Генетические связи между метеоритами, земными и лунными породами

Спутники, окружающие Юпитер, подразделяются на относительно удаленные силикатные спутники (Леда, Гималия, Лиситея, Карме) и околопланетные, массивные спутники с железными ядрами (Ио, Европа, Ганимед, Каллисто). В аналогичной, хотя и несравнимо более древней спутниковой системе, окружавшей Землю, с распадом относительно легких силикатных спутников было связано падение ахондритов, представляющих недифференцированное вещество спутников, а распад массивных, тяжелых расслоенных спутников, подобных Луне, порождал как ахондриты, отвечающие их силикатным оболочкам, так и железные метеориты — обломки их ядер.

Железные метеориты представлены тремя структурными типами, которые различаются также по содержанию (в %) никеля: гексаэдриты — 5,65, Coya Norte; октаэдриты — 8,19, Canyon Diablo; атакситы — 16,56, Tlacotepec. Второстепенные элементы в железных метеоритах представлены кобальтом (0,3—0,8%), фосфором (0.01-0,5%), серой (до 0,04%), углеродом (до 0,03%). Они сложены камаситом и тэнитом, содержат графит, шрейберзит, добреелит, когенит, хромит, троилит, образующий вкрапленность и каплевидные обособления (с высоким содержанием меди и халькофиль-ных элементов), а также силикатные включения, изредка в виде каплевидных выделений. Металлическая фаза обладала скрытой (с постепенным изменением состава) и явной (дискретной) расслоенностью, как можно судить по широким вариациям содержаний элементов-примесей в железных метеоритах. Они обусловлены, прежде всего, гравитационным расслоением металлических расплавов в недрах материнских спутниковых планет, вследствие чего наибольшей изменчивостью содержания обладают или особенно легкие элементы (такие, как гелий), мигрирующие вверх, или тяжелые металлы (Os, Ir, Pt, Au и др.), концентрация которых нарастает сверху вниз. Такие металлы, как никель, атомный вес которых близок к железу, не испытывают существенной гравитационной дифференциации.

Общая классификация железных метеоритов в основном базируется на содержании в них никеля, которое варьирует в широких пределах (от 4 до 60 мас.%). В железных метеоритах с содержанием никеля от 6 до 14% наблюдаются отчетливые пластинчатые выделения камасита (балки) и тэнита, названные видманштеттеновыми фигурами. Видманштет-теновы фигуры можно наблюдать только на полированной поверхности после слабого травления кислотами (обычно сильно разбавленным раствором азотной кислоты). Железные метеориты с октаэдрической ориентировкой балок камасита и тэнита называют октаэдритами. Существует тесная корреляция между шириной балок камасита и содержанием в них никеля: широкие балки отвечают низким содержаниям никеля, а узкие — высоким. В железных метеоритах, содержащих менее 6% никеля, не обнаруживаются видманштеттеновы фигуры; они представляют собой, в сущности, крупные монокристаллы камасита, хотя некоторые такие метеориты могут состоять из нескольких кристаллов. В метеоритах этого типа в камасите проявлена тенденция образования спайности по кубу (гексаэдру), поэтому их именуют гексаэдри-тами. Между гексаэдритами и октаэдритами наблюдаются постепенные переходы, а образцы с промежуточной структурой относятся либо к весьма грубоструктурным октаэдритам, либо к зернистым гексаэдритам. Если содержание никеля превышает примерно 14%, видманштеттеновы фигуры тонкоструктурных октаэдритов исчезают и можно наблюдать только тонкозернистые атакситовые прорастания тэнита и камасита. (такие тонкие прорастания камасита и тэнита часто называют «плесситом»). Однако, если содержание никеля очень велико (от 25 до 65%), атаксит сложен преимущественно тэнитом с мелкими включениями камасита и немногих других минералов.

Оливин в железных метеоритах и палласитах содержит 11—13 мол.% фаялитового компонента. Нередко он представлен обломками кристаллов, сцементированными железной фазой. Содержание никеля в железной фазе палласитов (8— 15 мас.%) обычно несколько выше, чем в железных метеоритах (4—12 мас.%).

Ахондриты (табл. 8) подразделяются на бедные кальцием — ортопироксеновые (диогениты, мезосидериты) и богатые кальцием — авгитовые (ангриты) и пироксен-плагиоклазовые (говардиты и эвкриты). Все эти разновидности ахондритов образуют серию пироксеновых (диогениты, ангриты) и пироксен-плагиоклазовых пород (говардиты, эвкриты). Преобладают среди ахондритов эвкриты и говардиты, характеризующиеся очень древним возрастом (4,5 млрд. лет).

Говардиты представляют собой брекчию, состоящую из обломков диогенитов (гиперстеновых ахондритов, иногда содержащих оливин) и эвкритов — пироксен-плагиоклазовых ахондритов, характеризующихся очень высокой основностью плагиоклаза, представленного анортитом и битовнитом. Эвкритовая серия объединяет изверженные породы с таким составом плагиоклаза. В составе эвкритов проявлены процессы лейкократово-меланократового разделения метеоритного вещества на плагиоклазовое и пироксеновое.

Диогениты, говардиты и эвкриты образуют магматическую серию метеоритов (ахондритовый тренд), более богатую железом по сравнению с лунными породами. Это, в общем, компактная группа ахондритов древнего возраста (порядка 4 млрд. лет).

Ахондритовая модель происхождения Луны

Луна является древним аналогом ближайшего к Юпитеру спутника — Ио, на котором в настоящее время развивается эксплозивный вулканизм (преимущественно на стороне, обращенной к Юпитеру). Ио, как и другие ближайшие к Юпитеру спутники (Европа и Ганимед), обладает магнитным полем, генерируемым жидким железным ядром. Более удаленный от Юпитера спутник (Каллисто) уже потерял магнитное поле вследствие полной консолидации железного ядра. Эксплозивный вулканизм на Луне развивался в интервале 4,6—3,2 млрд. лет, когда Луна еще обладала собственным магнитным полем, как можно судить по остаточной намагниченности лунных вулканических пород. Вулканизм на Луне наибо-

Маракушев А.А., Зиновьева Н.Г., Грановский Л.Б. Генетические связи между метеоритами, земными и лунными породами

лее интенсивно развивался на стороне, обращенной к Протоземле, на которой преимущественно формировались огромные вулканические депрессии («моря») около 4,0—3,2 млрд. лет назад.

На диаграмму (рис. 29) сведены данные по составу лунных пород, полученные в результате полетов на Луну американских астронавтов. На рис. 30 приводится их сопоставление с эвкритами, которые, возможно, представляют первичные недифференцированные спутники, а бедные железом лунные породы мантии и коры образовались в результате отделения в Луне небольшого железного ядра.

Рис. 29. Петрохимическая диаграмма лунных пород [Яковлев 1977; Anderson 1973; Roedder, Wieblen 1972; Taylor 1975]

1 — дуниты и перидотиты; 2 — долериты; 3 — лейко-долериты; 4 — базальты; 5 — вулканические стекла в лунных базальтах; 6 — шарики силикатного стекла в ре-голитах; 7 — стекла, полученные экспериментально под давлением водорода (составы сосуществующих стекол соединены коннодами) [Безмен, Персиков 1979]; 8 — валовый состав Луны.

I—III — области составов ультраосновных (I), основных лейкократовых (II) и основных меланократовых (III) пород. На врезке намечены области преобладания II и III типов пород (формации) на видимой стороне Луны

Рис. 30. Схема первичного расслоения Луны на железное ядро и силикатные оболочки (показано расходящимися стрелками)

1—3 — первичный расплав характеризуется ахондритами: диогенитами (1), говардитами (2) и эвкритами (3), 4 — средний состав си ликатных оболочек Луны — коры и мантии (показано штриховкой).

Приводится также состав так называемых «лунных» метеоритов, найденных на Земле и действительно сходных с породами Луны (табл. 9). Это планетоцентрические метеориты, представляющие обломки спутника, сходного с Луной, подвергшегося взрывному распаду под давлением флюидов, концентрировавшихся в его железном ядре на протопла-нетной стадии развития (до его выброса из флюидной оболочки Протоземли). Ахондриты (эвкриты, говардиты, диогени-ты) представляют первичный расплав спутников (рис. 30), а расслоение Луны на железное ядро, мантию и первичную кору произошло позднее. Последующее (около 3 млрд. лет) образование на ней вулканических депрессий («морей»), к которым приурочены титанистые, ультражелезистые и кислые породы, показано на диаграмме, рис. 31. Этот комплекс контрастно дифференцированных пород принципиально отличен от пород первичного расслоения Луны с образованием ее небольшого жидкого никель-железного ядра, создававшего магнитное поле Луны, существовавшее до ее полной кон-

Маракушев А.А., Зиновьева Н.Г., Грановский Л.Б. Генетические связи между метеоритами, земными и лунными породами

солидации. Ядро Луны, вероятно, характеризуется планетоцентрическими палласитами и железными метеоритами, различающимся по содержанию в них оливина, нередко характеризующегося полосчатым распределением в породе.

Таблица 9

Средние валовые составы лунных пород и «лунных» метеоритов (в ат. %)

І 2 2а 3 4 4а 5 6

(4) б (10) б (34) б (7) б (9) б (64) б (3) б (3) б

Si 13,90 0,58 16,99 0,91 15,91 0,51 15,64 0,77 17,19 0,59 17,70 0,48 22,83 2,03 26,14 0,19

Ті 0,00 0,00 0,27 0,19 0,06 0,02 3,32 0,58 0,84 0,40 0,79 0,27 0,21 0,03 0,12 0,05

Al 0,70 0,70 9,03 1,98 11,94 0,74 4,18 0,75 5,08 1,01 4,50 0,75 5,65 1,92 5,10 0,08

Fe 3,43 0,04 2,19 0,91 1,41 0,45 6,44 0,60 6,45 0,66 6,97 0,86 2,24 0,61 0,58 0,25

Mn 0,03 0,02 0,01 0,02 0,02 0,01 0,04 0,04 0,03 0,04 0,09 0,02 0,00 0,00 0,00 0,00

Mg 24,21 1,52 4,48 2,00 2,97 0,83 5,07 1,37 5,44 1,21 4,74 1,90 2,00 1,28 0,15 0,14

Ca 0,49 0,45 5,15 1,11 6,48 0,49 4,34 0,68 4,39 0,36 4,49 0,58 2,30 0,97 0,47 0,18

Na 0,01 0,01 0,41 0,13 0,25 0,05 0,33 0,06 0,25 0,09 0,27 0,10 0,77 0,19 0,65 0,30

K 0,00 0,00 0,15 0,13 0,02 0,01 0,08 0,06 0,06 0,09 0,05 0,06 1,56 0,16 3,37 0,31

P 0,01 0,01 0,10 0,09 0,02 0,03 0,03 0,02 0,02 0,02 0,03 0,05 0,05 0,09 0,01 0,02

Cr 0,08 0,10 0,00 0,00 0,00 0,00 0,07 0,08 0,04 0,06 0,04 0,05 0,00 0,00 0,00 0,00

O 57,14 0,33 60,94 0,44 60,92 0,25 60,40 0,31 60,23 0,31 60,33 0,38 62,39 0,76 63,41 0,10

Примечание. Номера (1—6) отвечают средним составам лунных пород, попадающим в соответствующие поля рис. 31 (в скобках показано количество анализов, б — стандартное отклонение): 1 — гипербазиты мантии; 2 — породы первичной коры возвышенностей (лейкократовые и меланократовые базальты, как существенно раскристаллизованные так и стекловатые); 3—6 — породы наложенных депрессий: 3, 4 — богатые железом титанистые (3) и бедные титаном (4) базальты; 5 — бедные железом дифференциаты среднего состава и их стекла; 6 — кислые дифференциаты интерстиционных расплавов в базальтах, возникавших в результате развития жидкостной несмесимости. Буквой «а» обозначены средние составы «лунных» метеоритов, близких по составу петрохимическим группам 2 и 4, соответственно. Валовые составы лунных пород приведены по [Войткевич и др. 1977; Маракушев, Безмен 1983; Zeigler et al. 2006], валовые составы «лунных» метеоритов составы — по [Lunar Meteorite Compendium... 2008].

Рис. 31. Породы Луны

1 — гипербазиты мантии; 2 — породы первичной коры возвышенностей (лейкократовые и меланократовые базальты и их стекла); 3—6 — породы наложенных депрессий: 3, 4 — богатые железом титанистые (3^ и бедные титаном (4^ базальты; 5 — бедные железом дифференциаты среднего состава и их стекла; 6 — кислые дифференциаты интерстиционных расплавов в базальтах, возникавших в результате развития жидкостной несмесимости; 7 — средний состав лунных пород. Штриховым контуром показаны поля «лунных» метеоритов, средние валовые которых, наряду с валовыми составами лунных пород приведены в табл. 9.

Маракушев А.А., Зиновьева Н.Г., Грановский Л.Б. Генетические связи между метеоритами, земными и лунными породами

Луна обращается вокруг Земли синхронно и всегда обращена к ней одной стороной, на которой сосредоточены огромные депрессии ее первичной коры, заполняемые покровами меланократовых железистых и титанистых базальтов.

X v и I v/ V/ V/

Эти базальтовые депрессии выделяются темной окраской на фоне первичной лунной коры, представленной на поверхности Луны светлыми породами, богатыми плагиоклазом. На эти депрессии обратил внимание еще Галилео Галилей, назвавший их морями. Условность этого названия определяется отсутствием на Луне не только гидросферы, но и атмосферы. Тем не менее, оно правильно отражает морской или океанический тип утоненной лунной коры этих громадных базальтовых депрессий, занимающих около 40% поверхности видимой стороны Луны.

На обратной (невидимой) стороне базальтовые депрессии отсутствуют, и кора на ней представлена сплошной первичной корой, покрытой тонко измельченным обломочным материалом, получившим название лунного реголита. По существу, это пирокластический материал (вулканическая тефра), покрывший ее древнейшую поверхность 4,0—4,6 млрд. лет назад. Эго отражает сопровождение первичного расслоения Луны глобальным вулканизмом крайне высокой эксплозивности. По пет-рохимической специфике лунный вулканизм был эвкритовым, характеризующимся битовнит-анортитовым составом плагиоклаза. Эти породы, распространенные на поверхности Луны, отражают крайне контрастную дифференциацию расплавов, которая прослеживается даже в мельчайших стекловатых пепловых частицах лунного реголита.

Стекловатые частицы реголита обычно имеют угловатую, обломочную форму и напоминают пепловые частицы вулканической тефры, реже они представлены сферулами, эллипсоидами, гантелями, каплевидными выделениями и другими формами, сходными с лапиллями и микролапиллями вулканических образований. Обычно стекла имеют пузырчатое строение и неоднородны по составу. Многие стекла, особенно пузырчатые, состоят из потоков и прослойков, иногда ритмично чередующихся, неодинаковых по окраске, показателям преломления и составу. В большинстве неоднородных стекол содержатся пузырьки газов и мельчайшие сферулы никелистого железа, концентрирующиеся вдоль отдельных потоков. Флюидальность стекол в частично раскристаллизованных образцах может подчеркиваться также параллельным расположением лейст плагиоклаза. Флюидальная текстура и поверхности магматической расслоенности срезаются ограничениями стекловатых частичек (обломков, сферул и др.). Очевидно, магматическая неоднородность возникла до разбрызгивания магматического материала в ходе его эксплозивного извержения на поверхности Луны. Об этом свидетельствует также петрохимическое исследование стекловатых частиц лунного реголита, которым выявляется закономерное изменение их нормативного минерального состава, соответствующее главному тренду дифференциации лунных вулканических пород от составов, близких к анортозиту, через лейкократовые долериты, долериты и меланократовые долериты до пироксенитов, богатых железом и титаном. Это расслоение магмы может быть настолько тонким и контрастным, что его удается проследить в пределах небольших стекловатых частиц, как показано на рис. 32 и в табл. 10 на примере одной сферулы, ритмично и контрастно расслоенной на плагиоклазовую, существенно пироксеновую и ряд промежуточных (пироксен-плагиоклазовых) составных частей [Winchell, Skinner 1970]. Поскольку это расслоение прослеживается в пределах полностью стекловатых частиц и соответствует в то же время главному тренду дифференциации лунных пород, оно проливает свет на природу лунного петрогенезиса, в развитии которого, скорее всего, доминировали процессы жидкостного (докри-сталлизационного), как скрытого (постепенного), так и явного (дискретного) ликвационного расщепления магм.

Таблица 10

Примеры составов стекол микролапиллей лунного реголита (микрозондовые определения по [Winchell, Skinner 1970], в ат%, пересчитанные на 50 атомов кислорода)

1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13

Si 13,06 12,97 13,33 13,90 12,81 13,16 13,18 13,07 13,04 11,56 12,32 15,21 12,41

Ті 0,05 — 0,03 0,27 0,10 0,09 0,09 0,07 1,36 2,02 2,20 0,34 2,54

Al 10,66 11,74 11,24 6,16 9,28 10,00 3,97 10,15 6,02 6,60 4,88 0,99 2,23

Fe 0,71 0,08 0,08 3,89 1,75 1,15 1,07 1,06 4,01 3,79 4,59 6,26 6,75

Mn — — 0,00 0,03 0,05 0,02 0,02 — — — — — —

Mg 1,31 0,17 0,35 4,21 3,81 2,02 2,01 1,87 4,23 4,26 4,96 7,00 7,12

Ca 5,71 6,19 6,00 4,18 4,61 5,27 5,37 5,52 3,86 4,80 4,02 3,88 2,62

Na — — — — — — — — — — — 0,28 —

К 0,01 0,03 — 0,06 0,04 — — 0,03 0,03 — — — 0,01

Cr 0,04 — — 0,06 0,02 0,02 0,03 0,01 0,04 0,06 0,05 0,08 0,16

Примечание. Анализы 1—8 характеризуют магматическое расслоение в пределах одной микролапилли (см. рис. 32).

Маракушев А.А., Зиновьева Н.Г., Грановский Л.Б. Генетические связи между метеоритами, земными и лунными породами

Рис. 32. Расслоение вулканического стекла (I—IV) по результатам исследования лунного реголита [Winchell, Skinner 1970]

Стекла соответствуют: I — микроанортозиту, II—III — лейкократовому долериту, IV — долериту, V — меланократовому долериту, VI — железистому микропироксениту (составы стекол 1—13 см. в табл. 10); 1 — валовые составы сферул; 2 — расслоение стекла в пределах одной сферулы; каждая точка на зарисовке сферул — микрозондовый анализ

В формационной систематике лунных пород древнейшая кора составляет возвышенные равнины ее поверхности, покрытой реголитом. На ней содержатся только отдельные выступы скальных пород (рис. 33), богатых плагиоклазом (рис. 34). Эти породы часто в литературе [Wood et al. 1970 и др.] называют анортозитами, анортозитовыми габбро и габбро-анортозитами, что создает ошибочное представление о них как о породах плутонических. В действительности это очень тонкозернистые породы (типичная крупность зерен 20—100 мкм) [Wood et al. 1970] с порфировой структурой, нередко с вулканическим стеклом. Встречаются их стекловатые, как нераскристаллизованные, так и очень слабо раскри-сталлизованные разновидности. Составляющие их минералы — также типичные образования вулканических пород, слагающие зональные кристаллы: высокотемпературные (разупорядоченные) основные плагиоклазы, пижониты, бедные кальцием авгиты. Для них более подходящи названия лейкобазальты (для стекловатых), лейкодолериты и микроанортозиты (для полностью раскристаллизованных). Полностью стекловатые типы пород близки по составу раскристаллизо-ванным лейкодолеритам (в скобках) [Wood et al., 1970] (ат.%): Si 16,6 (16,0), Al 10,6 (12,9), Fe (вместе с Ti, Mn, Cr, Ni)

2,1 (1,2), Mg 3,9 (2,1), Са (вместе с К, Р, S) 5,5 (6,3), Na 0,4 (0,3), О 61,0 (61,2).

Рис. 33. Типичный равнинный рельеф древнейшей лунной формации, осложненный огромными выступами вулканических скальных пород, богатых плагиоклазом, при свете Земли, которая вырисовывается в виде полумесяца на черном лунном небосклоне [Кук 1990]

Древнейшие равнины лунной поверхности густо усеяны кратерами от падений на них планетоцентрических метеоритов — обломков спутников Протоземли. Они в своем падении на Протоземлю захватывались гравитационным полем Луны. Затем, как отмечалось, разрушавшиеся спутники Протоземли были полностью ею потеряны (они отошли в пояс астероидов, образовав в нем семейства, унаследовавшие орбиты Земли и Венеры). Поэтому падения на лунную поверхность метеоритов сократились, а затем и вообще прекратились. Базальтовые покровы относительно молодых депрессий содержат редкие метеоритные кратеры или вообще их лишены. В базальтовых лавах обнаружены включения дунитов, представляющих лунную мантию, воздымающуюся в депрессионных лунных структурах (морях). Это фиксируется в них

Маракушев А.А., Зиновьева Н.Г., Грановский Л.Б. Генетические связи между метеоритами, земными и лунными породами

аномалиями силы тяжести (масконами). Обновлению лунной коры способствовало гравитационное воздействие на Луну Протоземли, так как базальтовые депрессии распространены только на ее видимой стороне, на которой и первичная кора имеет значительно меньшую мощность (60 км) по сравнению с обратной стороной (80 км). Из этого следует, что гравитационное поле Протоземли влияло не только на обновление коры, но и на первичное расслоение Луны. Оно определило одностороннее смещение ее тяжелых глубинных масс в сторону Протоземли, обозначив также направленность флюидных потоков, исходящих из жидкого лунного ядра, генерировавшего в период эндогенной активности Луны (4,6—

3,1 млрд. лет) ее собственное магнитное поле. О существовании этого поля можно судить по остаточной намагниченности лунных пород. Под влиянием исходивших из ядра флюидных потоков происходило плавление коры, и мантии Луны и развитие магматических очагов и базальтовых депрессий преимущественно на видимой лунной поверхности.

Рис. 34. Лунные породы (зарисовка с микрофотографий [Wood et al. 1970])

а — лейкодолерит с фенокристаллами плагиоклаза в тонкозернистой основной массе; б — микроанортозит; 1 — оливин; 2 — пижонит; 3 — плагиоклаз

Флюидный характер лунных лав устанавливается по наличию в них пузырьков газа, хотя высокая восстановленность флюидов (существенно водородный состав) способствовала их легкой миграции при вулканических извержениях. Лик-вационные текстуры в стекловатых базальтах Луны выражаются наличием в них каплевидных обособлений вулканического стекла или пород, раскристаллизованных в различной степени.

В лунных базальтах, как и в ахондритах, встречаются металлические и сульфидно-металлические неправильные выделения и шарики, отделившиеся от расплавов путем ликвации. Наличие в них закономерных прорастаний металла и сульфида (троилита) отражает эвтектическую кристаллизацию минералов из расплава. Химический состав металлической фазы из образца лунного реголита Аполло XI, 10084-18 [Wanke et al. 1970] приводится в сопоставлении с металлической фазой типичного эвкрита Juvinas (цифры в скобках), Fe и Ni — в мас.%, остальные элементы — в г/т: Fe 94,6 (96,5), Ni 4,7 (2,9), Со 0,52 (0,62), Cu 340 (150), Au 0,83 (0,76), Ir 2,6 (0,9), W 24 (21). Никель концентрируется к краям глобул, где его содержание может достигать 15%. Эта зональность отражает кристаллизацию сульфидно-металлических расплавов по направлению от краев капель к центру. Излияние базальтовых лав в лунных депрессиях происходило при температурах около 1145—1165°С и сопровождалось значительным флюидным выносом компонентов, особенно щелочей.

Аналогичная лунной закономерность развития вулканизма свойственны планете Ио, на которой современный вулканизм сосредоточен на стороне, обращенной к ее материнской гигантской планете — Юпитеру. На ней располагаются депрессии, заполненные базальтовыми лавами (лавовое озеро Локи и др.) и термические аномалии, к которым приурочены действующие эксплозивные вулканы. Планета Ио обладает сильным собственным магнитным полем, отражающим наличие у нее жидкого железного ядра. Тем не менее, и Луна, и планета Ио представляют образцы примитивного корового развития железокаменных планет, которому следовали не только массивные спутники (Титан, Тритон), но и примитивные планеты земной группы (Меркурий и Марс). Судя по космическим снимкам, на их поверхности обнажаются вулканические формации горных пород, сходные с лунными, представляющими древнюю кору, слагающие плоские возвышенности, испещренные метеоритными кратерами, и базальтовые депрессии, сходные с лунными морями, почти не содержащими метеоритных кратеров. На Марсе эти структуры с океаническим типом утоненной коры сливаются в обширную океаническую территорию, занимающую почти все северное полушарие. В этой древней океанической структуре сформировались огромные вулканические поднятия (Фарсид, Олимп и др.) со щелочным уклоном магматизма, формирующие формацию горных пород, отражающую новый более высокий уровень коровой эволюции. На Луне щелочные

Маракушев А.А., Зиновьева Н.Г., Грановский Л.Б. Генетические связи между метеоритами, земными и лунными породами

базальты, богатые калием, редкими землями и фосфором, были найдены в отдельных образцах, представляя только зарождение щелочного магматизма, тогда как на Марсе со щелочным вулканизмом связано образование грандиозных поднятий океанической коры, например, поднятие, связанное с вулканом Олимп.

Лунные и земные горные породы закономерно вписываются в изотопную систему метеоритов, следуя тренду нормального массфракционирования изотопов кислорода, вдоль которого они образуют последовательность утяжеления кислорода с удалением от пересечения с хондритовым трендом: лунные и земные дуниты — докембрийские земные породы — фанерозойские земные породы.

Обобщение данных по ахондритам, лунным и земным горным породам выявляет эволюцию внешних оболочек желе-зо-каменных планет. Важным моментом в создании этой модели является отсутствие среди метеоритов аналогов лунных и земных дунитов и перидотитов. К ним относительно близки уреилиты, но они принадлежат к семейству углистых хон-дритов, не являющихся даже отдаленными аналогами вещества планет земной группы. Отсутствие аналогов дунитов в ахондритовом семействе Dio - Euc проливает свет на важную закономерность расслоения железо-каменных планет. Переход от них к лунным породам сопровождается утяжелением кислорода, связанным с образованием у Луны ультраос-новной мантии. Состав кислорода при этом смещается вдоль тренда нормального массфракционирования, с удалением от изотопно легкой лунной примитивной дунитовой мантии, отсутствовавшей у диогенит-эвкритовых планет. Этот эффект обусловлен особой ролью в ходе планетного развития оливина, являющегося концентратором легкого изотопа кислорода в равновесиях его с пироксеном и особенно с плагиоклазом.

С подобным эффектом связано и утяжеление кислорода земных коровых пород, обусловленное оливинизацией перидо-титовой мантии в связи с образованием складчатой коры континентов. Начало их формирования относится к возрасту 3.8 млрд. лет, когда стали формироваться складчатые ядра континентов, которые последовательно разрастались с одновременным развитием дунитовых корней, которые прослеживаются до глубины 400—650 км [Jordan 1979]. С этим эффектом связано и утяжеление кислорода в складчатой коре Земли с переходом от докембрийских к фанерозойским породам.

Заключение

Изложенные данные отражают очень тесные генетические связи между земными и лунными породами и метеоритами, так как все они являются звеньями единого процесса — планетного развития Солнечной системы [Marakushev 2005; Маракушев 1999]. Планетная система, стремительно обращающаяся вокруг медленно вращающегося Солнца, первоначально была представлена только планетами-гигантами, которые являются единственными системами генерации и первичной дифференциации магматического железо-каменного вещества. До его образования железо-силикатное вещество находилось в протосолнечной небуле в виде космической пыли, входящей затем в состав ледяных планетеозималей, в результате аккреции которых формировались планеты-гиганты. Гравитационное сжатие планет-гигантов сопровождалось подъемом температуры и плавлением пылинок с образованием стяжений железо-силикатных расплавов. Благодаря быстрому вращению в них развивались центробежные силы, противоположные по направленности силам гравитации. Под их воздействием возникала уникальная дифференциация железо-силикатных расплавов. Богатые железом расплавы стягивались к центру, образуя их ядра, а бедные железом более легкие расплавы отбрасывались центробежными силами за пределы планет-гигантов, формируя их спутниковые системы. С превращением планетных ядер в самостоятельные железокаменные планеты (с утратой флюидных оболочек их материнскими планетами-гигантами) только околосолнечные планеты оказались стабильными, достаточно расслоенными, чтобы противостоять давлению флюидов, сосредоточившихся в их жидких железных ядрах. Они составили группу планет, получившую название земной. Флюидное давление в ядрах этих планет реализовалось развитием эксплозивной эндогенной активности. В отличие от них более удаленные от Солнца же-лезо-каменные планеты (на орбитах между Марсом и Юпитером) в силу недостаточной расслоенности подвергались взрывному распаду с образованием пояса обломков (так называемых астероидов). Этот пояс служит источником гелео-центрических метеоритов (преимущественно хондритов), которые являются аналогами самого примитивного железокаменного вещества Солнечной системы, с которого начиналось развитие планет земной группы. Глубинные породы Земли недоступны для петрографического изучения, и судить о них можно только по аналогии с хондритами.

Представленная в работе хондритовая модель происхождения Земли имеет важные генетические следствия. Разделение хондритов на хондры и матрицу аналогично расслоению Земли на силикатные оболочки (земную кору, мантию) и флюидное никель-железное ядро. Согласно этой аналогии и можно полагать, что при первичном расслоении Земли практически все рудные металлы сконцентрировались в жидком ядре в силу их феррофильных свойств, тогда как мантия и земная кора были почти стерильны в этом отношении. Обогащение их рудными металлами происходило только за счет выноса их из жидкого земного ядра водно-водородными флюидными потоками, создававшими в мантии и коре магматические очаги, дифференциаты магмы в которых селективно экстрагировали рудные металлы из фильтрующихся через них (трансмагматических) флюидов. На этой основе и создавались наблюдаемые концентрации (кларки) рудных металлов изверженных горных пород. По сходному механизму генерировались и высокие концентрации металлов, создающие рудные месторождения, в том числе гигантские. Их образование связывается с возникновением в магматических очагах диффе-ренциатов с очень высокой селективной концентрацией рудных металлов, специфических для каждого типа магматизма.

Хондритовая модель происхождения свойственна не только Земле, но и другим планетам ее группы, определяя их

Маракушев А.А., Зиновьева Н.Г., Грановский Л.Б. Генетические связи между метеоритами, земными и лунными породами

железо-силикатное расслоение. Однако по режиму этого расслоения Земля принципиально отличалась от планет ее группы. По продолжительности ее эндогенного развития, которое длится уже 4,6 млрд. лет, можно полагать, что она полностью расслоилась в недрах Протоземли под давлением ее флюидной оболочки, что определило огромный водноводородный запас флюидов в ее жидком ядре. В отличие от Земли планеты ее группы расслаивались в режиме перехода от протопланетной к планетной стадии развития, что определило ограниченный запас флюидов в ядрах и более быструю консолидацию с потерей эндогенной активности и магнитных полей. Это сближает планеты земной группы с массивными спутниками планет-гигантов, эндогенная активность которых, судя по Луне, продолжалась около 1,5 млрд. лет. Открытие эндогенно-активных массивных спутников относится к крупнейшим достижениям астрономии, позволившим найти им место в общем развитии планет Солнечной системы. К проявлениям этой активности относится не только вулканизм (преимущественно на сторонах, обращенных к их материнским планетам), в том числе современный (на Ио — спутнике Юпитера), но и такие уникальные образования, как углеводородные озера (на Титане — спутнике Сатурна [Stofan et al. 2007]), в которых содержатся абиогенные органические вещества.

Спутниковые планеты в нерасслоенном состоянии сходны с ахондритами, что и определило ахондритовую модель происхождения Луны. Но ахондриты являются более железистыми метеоритами по сравнению с силикатными оболочками Луны и околопланетных массивных спутников, в которых выделяются небольшие железные ядра. Они создавали их магнитные поля в прошлом (Луна, Каллисто) или создают их в настоящем (Ио, Европа, Ганимед). Образование этих ядер и обедняло железом силикатные оболочки спутников. В дальнейшей их эволюции, благодаря порождаемым ядрами флюидным потокам, железо вовлекалось в магматизм, сопряженный с образованием на спутниках депрессий (морей). Железистым породам этих депрессий свойственен щелочной уклон, сопряженный с образованием в них вулканических поднятий.

ЛИТЕРАТУРА / REFERENCES

1. Безмен Н.И., Персиков Э.С. Влияние водорода на дифференциацию основных магматических расплавов // Докл. АН СССР. 1979. № 248 (5). С. 1176-1179.

2. Бирюков В.В. Минералогия и генетические типы вещества углистого хондрита. Ефремовка. Дисс. ... канд. геол.-минер. наук. М.: МГУ, 1998. 165 с.

3. Васильев В.Н. Эволюция Вселенной // Соросов. образоват. журн. 1996. № 2. С. 82-88.

4. Войткевич Г.В., Мирошников А.Е., Поваренных А.С. и др. Краткий справочник по геохимии. М: Недра, 1977. 183с.

5. Гринберг Дж.М. Межзвездная пыль: Строение и эволюция // В мире науки. 1984. № 8. С. 66—78.

6. Ерофеев М. В., Лачинов П. А. Об Ново-Урейском метеорите // Журн. Рус. физ.-хим. о-ва. 1988. № 20 (3). С. 185—213.

7. Зиновьева Н.Г., Грановский Л.Б. Взаимоотношения хондр и матрицы хондритов, как показатели их генезиса и расслоения планет Солнечной системы // Вестн. Моск. ун-та. 2009а. Сер. 4. Геология. № 6. С. 3—9.

8. Зиновьева Н.Г., Грановский Л.Б. Эволюция железо-силикатного отношения обыкновенных хондритов и генетические типы железных метеоритов // Докл. РАН. 2009б. № 424 (4). С. 526—530.

9. Зиновьева Н.Г., Плечов П.Ю., Латышев Н.П. и др. Термобарометрия обыкновенных хондритов // Докл. РАН. 2006. № 408 (6). С. 780—791.

10. Кант И. Всеобщая естественная история и теория неба // Кант И. Собр. соч. в 6 т. Т. 1. М.: Мысль, 1963.

11. Ксанфомалити Л.В. Парад планет. М: Наука, 1997. 256 с.

12. Кук У. Новый золотой век космической науки // Америка. 1990. № 2. С. 6—19.

13. Маракушев А.А. Происхождение Земли и природа ее эндогенной активности. М.: Наука, 1999. 255 с.

14. Маракушев А.А. Происхождение планетоцентрических метеоритов // Вестн. Моск. ун-та. 1996. Сер. 4. Геология. № 3. С. 3—14.

15. Маракушев А.А., Безмен Н.И. Эволюция метеоритного вещества, планет и магматических серий. М: Наука, 1983. 184 с.

16. Маракушев А. А., Чаплыгин О. В. Петрохимическая эволюция и стадии формирования обыкновенных хондритов // Экспериментальная минералогия. Некоторые итоги на рубеже столетий. М: Наука, 2004. Т. 1. С. 262—282.

17. Маракушев А.А., Зиновьева Н.Г., Грановский Л.Б. Генетические типы минералов ультравысокого давления в метеоритах // Докл. РАН. 2007. № 417 (5). С. 673—676.

1. Bezmen N.I., Persikov E.S. (1979). Vliyanie vodoroda na differentsiatsiyu osnovnykh magmaticheskikh rasplavov. Dokl. AN SSSR. N 248 (5). Pp. 1176-1179.

2. Biryukov V.V. (1998). Mineralogiya i geneticheskie tipy vesh-chestva uglistogo khondrita Efremovka. Diss. ... kand. geol.-miner. nauk. MGU, Moskva. 165 p.

3. Vasiliev V.N. (1996). Evolyutsiya Vselennoi. Sorosov. obrazovat. zhurn. N 2. Pp. 82—88.

4. Voitkevich G.V., Miroshnikov A.E., Povarennykh A.S. i dr. (1977). Kratkii spravochnik po geokhimii. Nedra, Moskva. 183 p.

5. Grinberg Dzh.M. (1984). Mezhzvezdnaya pyl': Stroenie i

evolyutsiya. V mire nauki. N 8. Pp. 66—78.

6. Erofeev M. V., Lachinov P. A. (1988). Ob Novo-Ureiskom meteorite. Zhurn. Rus. fiz.-khim. o-va. N 20 (3). Pp. 185—213.

7. Zinovieva N.G., Granovsky L.B. (2009a). Vzaimootnosheniya

khondr i matritsy khondritov, kak pokazateli ikh genezisa i rassloeniya planet Solnechnoi sistemy. Vestn. Mosk. un-ta. Ser. 4. Geologiya. N 6. Pp. 3—9.

8. Zinovieva N.G., Granovsky L.B. (2009b). Evolyutsiya zhelezo-

silikatnogo otnosheniya obyknovennykh khondritov i geneticheskie tipy zheleznykh meteoritov. Dokl. RAN. N 424 (4). Pp. 526—530.

9. Zinovieva N.G., Plechov P.Yu., Latyshev N.P. i dr. (2006).

Termobarometriya obyknovennykh khondritov. Dokl. RAN. N 408 (6). Pp. 780—791.

10. Kant I. (1963). Vseobshchaya estestvennaya istoriya i teoriya neba. In: Kant I. (1963). Sobr. soch. v 6 t. T. 1. Mysl', Moskva.

11. Ksanfomaliti L.V. (1997). Parad planet. Nauka, Moskva.p256 s.

12. Kuk U. (1990). Novyi zolotoi vek kosmicheskoi nauki. Amerika. N 2. Pp. 6—19.

13. Marakushev A.A. (1999). Proiskhozhdenie Zemli i priroda ee endogennoi aktivnosti. Nauka, Moskva. 255 s.

14. Marakushev A.A. (1996). Proiskhozhdenie planetotsentricheskikh meteoritov. Vestn. Mosk. un-ta. Ser. 4. Geologiya. N 3. Pp. 3—14.

15. Marakushev A.A., Bezmen N.I. (1983). Evolyutsiya meteoritnogo veshchestva, planet i magmaticheskikh serii. Nauka, Moskva. 184 p.

16. Marakushev A.A., Chaplygin O.V. (2004). Petrokhimicheskaya

evolyutsiya i stadii formirovaniya obyknovennykh khondritov. In: Eksperimental'naya mineralogiya. Nekotorye itogi na

rubezhe stoletii. Nauka, Moskva. T. 1. Pp. 262—282.

17. Marakushev A.A., Zinovieva N.G., Granovskiy L.B. (2007). Geneticheskie tipy mineralov ul'travysokogo davleniya v meteoritakh. Dokl. RAN. N 417 (5). Pp. 673—676.

Electronic Scientific Edition Almanac Space and Time Earth Planet

Elektronische wissenschaftliche Auflage Almabtrieb 'Raum und Zeit' Planet Erdel

Маракушев А.А., Зиновьева Н.Г., Грановский Л.Б. Генетические связи между метеоритами, земными и лунными породами

18. Маракушев А.А, Шаповалов Ю.Б., Чаплыгин О.В. Экспери- 18. Marakushev A.A, Shapovalov Yu.B., Chaplygin O.V. (2000).

ментальное исследование генетических связей хондритов и желез- Eksperimental'noe issledovanie geneticheskikh svyazei khondritov i

ных метеоритов // Докл. РАН. 2000. № 375 (4). С. 514—517. zheleznykh meteoritov. Dokl. RAN. N 375 (4). Pp. 514—517.

19. Маракушев А.А., Грановский Л.Б., Зиновьева Н.Г. и др. 19. Marakushev A.A., Granovsky L.B., Zinovieva N.G. i dr. (2003).

Космическая петрология. М.: Наука, 2003. 387 с. Kosmicheskaya petrologiya. Nauka, Moskva. 387 p.

20. Маракушев А.А., Митрейкина О.Б., Зиновьева Н.Г. и др. Алмазо- 20. Marakushev A.A., Mitreikina O.B., Zinovieva N.G. i dr. (1995).

носные метеориты и их генезис // Петрология. 1995. № 5. С. 3—21. Almazonosnye meteority i ikh genezis. Petrologiya. N 5. Pp. 3—21.

21. Сидоров Ю.И., Золотов М.Ю. Породы и грунт поверхности 21. Sidorov Yu.I., Zolotov M.Yu. (1989). Porody i grunt

Марса. М: Наука, 1989. 222 с. poverkhnosti Marsa. Nauka, Moskva. 222 p.

22. Шкловский И.С. Звезды: их рождение, жизнь и смерть. М: 22. Shklovskii I.S. (1984). Zvezdy: ikh rozhdenie, zhizn' i smert'.

Наука, 1984. 368 с. Nauka, Moskva. 368 p.

23. Яковлев О.М. Ультраосновные и кислые породы Луны // 23. Yakovlev O.M. (1977). Ul'traosnovnye i kislye porody Luny.

Геохимия. 1977. № 12. С. 1794—1805. Geokhimiya. N 12. Pp. 1794—1805.

24. Anderson A.T. The texture and mineralogy of lunar peridotites. J. Geology 1973. N 81 (2). P. 541—543.

25. Brett R., Higgins G. Cliftonite: proposed origin and its bearing of the origin of diamonds in meteorites. Geochim. et cosmochim. Acta. 1969.

N 33 (11). P. 1473—1484.

26. Bridges J.C., Franci I.A., Sexton A.S. and Pillinger C.T. Mineralogical control on the oxygen isotopic compositions of UOCs. Geochim. et cosmochim. Acta. 1999 N 63 (6). P. 945—951.

27. Butler P. Upsilon Andromedae multiple-planet systems. Wash. (D.C.): Carnegie Inst., 1999. P. 110—112.

28. Cameron A.G.W. Essays in nuclear astrophysics. Ed. Barnes C.A., Clayton D.D., Schramm D.N.. Cambridge: Univ. press, 1982. P. 23.

29. Charbonneau D. Atmosphere out of that word. Nature. 2003. N 422. P. 124—125.

30. Clayton R.N., Mayeda T.K. Oxygen isotope studies of carbonaceous chondrites. Geochim. et cosmochim. Acta. 1999. N 63 (13/14). Р.

2089—2104.

31. Clayton R.N., Mayeda T.K., Goswami J.N., Olsen E.J. Oxygen isotope studies of ordinary chondrites. Geochim. et cosmochim. Acta. 1991. N 55 (1). P. 2317-2337.

32. Clayton R.N., Onuma N., Ikeda Y., Mayeda T.K. et al. Oxygen isotopic compositions of chondrules in Allende and ordinary chondrites. In: Chondrules and their origins. Lunar and Planetary Institute. Houston, 1983. Р. 37—43.

33. Clayton R.N., Onuma N., Mayeda T K. A classification of meteorites based on oxygen isotopes. Earth and Planet. Sci. Lett. 1976. N 30. P. 10—18.

34. Gillet P., Barrat J.A., Beck P., Marty B. et al. Petrology, geochemistry, and cosmic-ray exposure age of lherzolitic shergottite Nothwest Africa 1950. Meteoritics&Planet. Sci. 2005. N 40 (8). P. 1175—1184.

35. Gobel R., Ott U., Begemann F. On trapped noble gases in ureilites. Jour. Geophys. Res. 1978. N 83 (2). P. 855—862.

36. Hogan C. I. Promordial deuterium and Big Bang. Sci. Amer. 1996. N 12. P. 36—41.

37. Ikeda Y., Kimura M. Anhydrous alteration of Allende chondrules in the solar nebula I: Description and alteration chondrules with known oxy-gen-isotopic compositions. In: Proceedings of Nat. Inst. Polar Res. Symp. Antarct. Meteorites. Tokyo, 1995. N 8. P. 97—122.

38. Imae N., Ikeda Y., and Kojima H. Petrology of the Yamato nakhlites. Meteoritics &Planet. Sci. 2005. N 40 (11). Р. 1581—1598.

39. Javoy M., Kaminski E., Guyot F., Andrault D. et al. The chemical composition of the Earth: Enstatite chondrite models. Earth and Planet. Sci.

Lett. 2010. N 293. P. 259—268.

40. Jordan T. The deep structure of the continents. Sci. Amer. 1979. N 1. P. 70—82.

41. Kargel J.S., Lewis J.S. The composition and early evolution of Earth. Icarus. 1993. N 105. P. 1—25.

42. Krot A.N., Meibom A., Russell S.S. et al. A new astrophysical setting for chondrule formation. Science. 2001. N 291. P. 1776—1779.

43. Lodders K. A survey of shergottite, nakhlite and chassigny meteorites whole-rock compositions. Meteoritics and Planet. Sci. 1998. N 33. P.

183—190.

44. Lunar Meteorite Compendium. Complined by Kevin Righter. 2008. URL: http://www-curator.jsc.nasa.gov/antmet/lmc/contents.cfm

45. Manuel O. and Katragada A. The Sun's origin and composition: Implications from meteorite studies. In: Proceedings of Asteroids, Comets, Meteors — ACM 2002 (Noordwijk, Netherlands: ESA Publications Divisions, 2003). Pp. 787—790.

46. Marakushev A.A. Cosmic petrology and the planetary evolution of the Solar System. Astronomical and Astrophysical Transactions. 2005. N 24 (6). P. 507—519.

47. Marakushev A.A., Zinovieva N. G., Granovsky L.B. Genetic relations between meteorites and terrestrial and lunar rocks. Petrology. 2010. N 18 (7). P. 677—720.

48. Marcy G.W., Butler R.P. Detection of extrasolar giant planet. Ann. Rev. Astron. and Astrophys. 1998. N 36. P. 57—98.

49. Mayor M., Queloz D. A Jupiter-mass companion to a Solar-type star. Nature. 1995. N 378 (6555). P. 355.

50. McDonough W.F., Sun S. The composition of the Earth. Chem. Geol. 1995. N 120. P. 223—253.

51. Mitreikina O.B., Zinovieva N.G., Granovsky L.B. Magmatic replacement processes in ureilites. Antarct. Meteorite Res. 1995. N 8. P. 215—224.

52. Mittlefehldt D.W. Achondrites. In Meteorites, Comets and Planets: Treatise on Geochemistry (A.M. Davis ed., Elsevier, Amsterdam, The Netherlands, 2005), V. 1. Pp. 291—325.

53. Mittlefehldt D.W., McCoy T.J., Goodrich C.A., Kracher A. Non-chondritic meteorites from asteroidal bodies. Reviews in Mineralogy (Planetary Materials, J.J. Papike, ed.). 1998. N 36. 195 p.

54. Morgan J.W., Anders E. Chemical composition of the Earth, Venus, and Mercury. Proc. Natl. Acad. Sci. USA. 1980. N 77 (12). P. 6973—6977.

55. Murthy V.R., Hall H.T. The chemical composition of the Earth's core: possibility of sulfur core. Phys. Earth Planet. Interiors. 1970. N 2. P. 276—282.

56. Nimis P. Clinipyroxene geobarometry of magmatic rocks Part 2: Structural geobarometers for basic to acid, tholeiitic and mildy alkaline magmatic systems. Contrib. Mineral. and Petrol. 1999. N 135. P. 62—74

57. Noyes R.W, Jha S., Korzennik S.G. et al. A planet orbiting the star Rho Coronae Borealis. Astrophys. J. Lett. 1997. N 483. P. 111.

58. Pizzarello S. The chemistry of life's origin: a carbonaceous meteorite perspective. ACC CHAm Res. 2006. N 39. P. 231-237.

59. Robert F., Rejou-Michel A., Javoy M. Oxygen isotopic homogeneity of the Earth: new evidence. Earth and Planet. Sci. Lett. 1992. N 108 (1/3). P. 1—9.

60. Roedder E., Wieblen P.W. Silicate melt inclusions and glasses in lunar soil fragment from the Luna 16 core sample. Earth and Planet. Sci. Lett. 1972. N 13.

61. Russell S.S., MacPherson G.J., Leshin L.A. and McKeegan K.D. 16O enrichment in aluminum-rich chondrules from ordinary chondrites. Earth

Маракушев А.А., Зиновьева Н.Г., Грановский Л.Б. Генетические связи между метеоритами, земными и лунными породами

and Planet Sci. Lett. 2000. N 184. P. 57—74.

62. Sarbadhikari A. B., Day J. M. D., Liu Y., Rimble III D., Taylor L. A. Petrogenesis of olivine-phyric shergottite Larkman Nunatak 06319: Implications for enriched components in martian basalts. Geochim. et Cosmochim. Acta. 2009. N 73. P. 2190—2214.

63. Saxton J. M., Lyon I. C., and Turner G. Oxygen isotopes in forsterite grains from Julesburg and Allende: Oxygen-16-rich material in an ordi-

nary chondrite. Meteoritics and Planetary Science. 199B. N 33 (5). P. 1017—1027.

64. Schulz L., Kruse H. Helium, neon, and argon in meteorites - a data compilation. Meteoritics. 19B9. N 24. P. 155—172.

65. Stofan E.R., Elachi C., Luline J.I., Lorenz R.D. et al. The lakes of Titan || Nature. 2007. N 445. P. 61-63.

66. Takeda H., Huston T.J., Lipschutz E. On the chondrite-achondrite transition: Mineralogy and chemistry of Y-74160 (LL7). Earth and Planet.

Sci. Lett. 19B4. N 71. P. 329—339.

67. Taylor S.R. Lunar Science: A post-Apollo view. Scientific results and insights from the lunar samples. N.Y.: Pergamon Press, 1975. 372p.

68. Thomas K.L., Keller L.P., Flynn G.L. Bulk composition, mineralogy, and trace elements abundances of six interplanetary. Lunar and Planet.

Sci. 1992. N 23. P. 1427—142B.

69. Vidal-Madjar A., Lecavelier des Etang A., Desert J.-M. et al. An extended upper atmosphere around the extrasolar planet HD209458b. Nature. 2003. N 422. P. 143—146.

70. Wanke H., Wlotzka F., Jagontz E., Begeman F. Composition and structure of metallic iron particles in lunar fines. In Proceedings of the Apollo 11 Lunar Sci. Conf. Houston, 1970. V. 1. P. 931—935.

71. Wasson J. T., Wang S. The histories of ordinary chondrite parent bodies: U, Th-He age distributions. Meteoritics. 1991. N 26. P. 161—167.

72. Weisberg M. K., Prinz M., Clayton R. N., Mayeda T. K. et al. A new metal-rich chondrite grouplet. Meteoritics&Planet. Sci. 2001. N 36. P. 401—418.

73. Wells P.R.A. Pyroxene thermobarometry in single and complex systems. Contrib. Mineral. and Petrol. 1977. N 62. P. 129—139.

74. Winchell H., Skinner B.J. Glassy spherules from the lunar regolith returned by Apollo 11 expedition. In: Proceedings of the Apollo 11 Lunar Sci. Conf. Houston, 1970). V. 1. P. 940—964.

75. Wood J.A., Dickey J.S., Marvin U.B., Pawell B.N. Lunar anorthozites and a geophysical model of the Moon. In: Proceedings of the Apollo 11 Lunar Sci. Conf. Houston, 1970. V. 1. P. 965—9BB.

76. Yanai K. and Kojima H. Catalogue of the Antarctic Meteorites. Tokyo: Nat. Inst. Polar Res., 1995. 230 p.

77. Zanda B., Bourot-Denise M., Perron C., Hewins R.H. Origin and metamorphic redistribution of silicon, chromium, and phosphorus in the

metal of chondrites. Science. 1994. N 265. P. 1B46—1B49.

78. Zeigler R.A., Korotev R.L., Haskin L.A., Jplliff B.L. et al. Petrology and geochemistry of five new Apollo 16 mare basalts and evidence for

post-basin deposition of basaltic material and the site. Meteoritics&Planet. Sci. 2006. N 41 (2). P. 263—284.

79. Zinner E., Ming T., Anders E. Large isotopic anomalies of Si, C, N and noble gases in interstellar silicon carbide from the Murray meteorite. Nature. 1987. N 330 (6150). P. 730—732.

80. Zolensky M.E., Zega T.J., Yano H. et al. Mineralogy and Petrology of Comet 81P|Wild 2 Nucleus Samples. Science. 2006. N 314. P. 1735—1739.

GENETIC RELATIONS BETWEEN METEORITES AND TERRESTRIAL AND LUNAR ROCKS

*Alexey A. Marakushev, Doctor of Geology and Mineralogy, Academician of Russian Academy of Sciences, Honored Professor at Lomonosov Moscow State University, Head of the Laboratory of Thermodynamics of minerals at RAS Institute of Experimental Mineralogy (Chernogolovka)

E-mail: [email protected]

**Nina G. Zinovieva, Doctor of Geology and Mineralogy, Head of the Laboratory of High Spatial Resolution Analytical Techniques, Petrology Chair, Geological Faculty of Lomonosov Moscow State University

E-mail: [email protected]

***Lev B. Granovsky, Senior Researcher at the Laboratory of High Spatial Resolution Analytical Techniques, Petrology Chair, Geological Faculty of Moscow State University

Comparative analysis of meteorites, terrestrial and lunar rocks led us to a new hypothesis about the origin of the Earth and Moon as produced by a giant planet similar to Jupiter. This planet has later completely lost its giant envelope under the effect of the Sun.

Our data reflect a very close genetic relationship between terrestrial and lunar rocks and meteorites because they are all links in a single process — the development of the Solar system. Planetary system rapidly revolving round slowly rotating Sun was originally represented only by the giant planets that are the only systems of generation and differentiation of primary magmatic iron-stone material. Till its formation iron-silicate material was in the protosolar nebula as cosmic dust, which then was included into the ice planeteozimals, to the accretion of which the giant planets was formed. Gravitational contraction of the giant planets was accompanied by temperature rise and melting of dust particles to form concretions of iron-silicate melts. Due to the rapid rotation therein evolved centrifugal forces opposite in direction to the gravity forces. Under its impact the iron-silicate melt unique differentiation arose.

Our chondritic model for the origin of the Earth has important genetic consequences. Separation of chondrites on chondrules and matrix is similar to stratification of Earth to silicate shells (crust, mantle) and fluid nickel-iron core. According to this analogy, we can assume that in the initial stratification of the Earth practically all ore metals are concentrated in the liquid core, due to their ferrofilic properties, while the mantle and the crust was almost sterile in this respect. The enrichment of the mantle and crust with ore metals was possible only as a result of removal of ones from the liquid Earth's core with water-hydrogen fluid flow in magmatic centers.

Keywords: Solar system, giant planets, terrestrial planets, meteorites, chondrites, achondrites.