CC BY
16
VeSîocK F April, 2020, No. 4
УДК 552.63+523.681.2 D01:10.19110/geov.2020.4.2
МИНЕРАЛОГО-ПЕТРОГРАФНЧЕСКАЯ И ГЕОХИМИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКИ ОКИСЛЕННОГО ХОНДРИТА (ПУСТЫНЯ АТАКАМА, ЧИЛИ)
Н. Ю. Никулова, В. П. Лютоев, И. С. Астахова, Г. В. Игнатьев, К. В. Куликова, А. Ю. Лысюк, Б. А. Макеев, А. Н. Сандула, Ю. С. Симакова, В. Н. Филиппов, А. С. Шуйский
Институт геологии ФИЦ Коми НЦ УрО РАН, Сыктывкар nikulova@geo.komisc.ru
Представлены результаты петрографического, минералогического, спектрального, химического и элементного анализов метеорита. Установлено, что по структурно-текстурным особенностям, содержанию минералов и элементному составу изученный метеорит является обыкновенным оливин-энстатитовым хондритом петрологического типа H4. Преобладающими минералами являются ромбический пироксен и оливин. Установлено присутствие клинопироксена, натриевого плагиоклаза, полевошпатового стекла, хромита, шпинели, апатита, барита, кальцита, циркона, титанита, камасита и тэнита. Хондры представлены преимущественно радиально-лучистыми, колосниковыми, криптокристаллическими и порфировыми оливиновы-ми и пироксеновыми мономинеральными разновидностями. Реже встречаются хондры, сложенные тонкозернистыми породами и окруженные каймой углеродистого вещества. В углеродистом веществе и хромите обнаружены включения самородной платины. Установлена закономерность изменения распределения железа в слагающих хондры мафических минералах.
Ключевые слова: метеорит, хандрит, минеральный состав, оливин, пироксен, самородные металлы.
MINERAL-PETROGRAPHIC AND GEOCHEMICALCHARACTERISTICS OF THE OXIDIZED CHONDRITE (ATAKAMA, CHILE)
N. Yu. Nikulova, V. P. Lyutoev, I. S. Astahova, G. V. Ignat'ev, K. V. Kulikova, A. Yu. Lysyuk, B. A. Makeev, A. N. Sandula, Yu. S. Simakova, V. N. Filippov, A. S. Shujskij
Institute of Geology FRC Komi SC UB RAS, Syktyvkar
We present our results of petrographic, mineralogical, spectral, chemical and elemental analysis of the meteorite. We determined that according to structural and textural features mineral and elemental composition, the studied meteorite is an ordinary olivine-enstatite chondrite of H4 petrological type. The predominant minerals are rhombic pyroxene and olivine. We determined the presence of sodium plagioclase, feldspar glass, chromespinelides, apatite, chlorapatite, barite, calcite, zircon, titanite, pyrrhotine, kamacite and taenite. Chondres were predominantly represented by radiant-fibrous, grate, cryptocrystalline and porphyry olivine and pyroxene monomineral varieties. We found chondres composed of fine-grained rocks and surrounded by a rim of carbonaceous matter. We determined inclusions of native platinum in the carbon matter and chromespinelides. The regularity of changes in the distribution of iron in the mafic minerals, composing the chondre, was established.
Keywords: meteorite, chondrite, mineral composition, olivine, pyroxene, native metals.
Изучен вещественный состав фрагментов метеорита, обнаруженного в декабре 2017 г. в пустыне Атакама (24°42' 15.3 ю. ш., 69°45'24.5 з. д.) и переданного нам авторами находки. Метеорит представлял собой трещиноватый валун диаметром около 15 см, при расчистке распавшийся на отдельные фрагменты угловатой формы, размером 3—5 см. Исследованные нами обломки метеорита (32.6 г и 37.4 г) сложены красновато-бурой, окисленной с поверхности массивной породой со сфероидальным строением (рис. 1, а). Зона поверхностного плавления на изученных нами обломках отсутствует, вероятно в результате гипергенных изменений в земных условиях; внешние границы обломков имеют извилистые, зазубренные очертания (рис. 1, Ь, с).
Целью исследования было определение вещественного состава и структурно-текстурных особенностей слагающей метеорит породы, классификация на основе сопоставления с известными петрологическими ти-
пами метеоритов и земными магматическими породами. Для этого было проведено комплексное петрографическое, минералогическое и геохимическое изучение слагающей метеорит горной породы.
Методы исследования
Петрографический анализ породы проведен в прозрачных шлифах. Химический и минеральный состав породы, кристаллохимия отдельных минералов и изотопный состав углерода изучались на оборудовании ЦКП «Геонаука» ИГ ФИЦ Коми НЦ УрО РАН.
Микрозондовые исследования проводились на сканирующем электронном микроскопе TESCAN VEGA3 LMH c энергодисперсионной приставкой X-MAX 50 mm Oxford instruments) при ускоряющем напряжении 20 кВ, диаметре зонда 180 нм и области возбуждения до 5 мкм, а также на сканирующем электронном ми-
Для цитирования: Никулова Н. Ю., Лютоев В. П., Астахова И. С., Игнатьев Г. В., Куликова К. В., Лысюк А. Ю., Макеев Б. А., Сандула А. Н., Симакова Ю. С., Филиппов В. Н., Шуйский А. С. Минералого-петрографическая и геохимическая характеристики окисленного хондрита (пустыня Атакама, Чили) // Вестник геонаук. 2020. 4(304). C. 9—20. DOI: 10.19110/geov.2020.4.2.
For citation: Nikulova N. Yu., Lyutoev V. P., Astahova I. S., Ignat'ev G. V., Kulikova K. V., Lysyuk A. Yu., Makeev B. A., Sandula A. N., Simakova Yu. S., Filippov V. N., Shujskij A. S. Mineral-petrographic and geochemical characteristics of the oxidized chondrite (Atakama, Chile). Vestnik of Geosciences, 2020, 4(304), pp. 9—20. DOI: 10.19110/geov.2020.4.2.
SecmíuK геоЯлук, апрель, 2020 г., № 4
Рис. 1. Хондритовая структура и массивная текстура породы: a — окисленная поверхность обломка; b — сканированный шлиф, c — аншлиф, изображение под электронным микроскопом
Fig. 1. The structure and texture of the rock: a — oxidized surface of debris; b — scanned thin section, c — polished thin section, BSE-image
кроскопе JSM-6400 с энергетическим спектрометром Link, с ускоряющим напряжением и током на образцах 20 кВ и 2 х 10-9 A соответственно и сертифицированными стандартами фирмы Microspec.
Фазовый состав вещества метеорита определялся методами порошковой рентгеновской дифракто-метрии, инфракрасной (ИКС) и мёссбауэровской спектроскопии 57Fe. Использовался рентгеновский дифрактометр Shimadzu XRD-6000, излучение CuÄa, Ni-фильтр, 30kV, 30 mA, интервал сканирования 2—82°20, шаг сканирования 20 — 0.05, скорость съемки — 1 град/мин. Инфракрасные (ИК) спектры были получены на фурье-спектрометре «Люмекс ФТ-02» в диапазоне 400—4000 см-1 с инструментальным разрешением 2 см-1 по 256 сканам. Препараты готовились в виде прессованных таблеток 0.8 г KBr с 1.7 мг навеской растертого образца. Мёссбауэровские (ЯГР) спектры 57Fe истертых до состояния пудры 20 мг препаратов валовой пробы (SE-1), магнитной (SE-1m) и немагнитной (SE-1nm) составляющих вещества метеорита были получены в режиме тонкого поглотителя на спектрометре MS-1104Em в диапазоне скоростей от -11 до +11 мм/c с разрешением в 1024 канала при комнатной температуре. Отдельно с таким же разрешением записывалась парамагнитная часть спектра немагнитной части пробы (SE-1nm) в диапазоне скоростей от —4 до +4 мм/c. Изомерный сдвиг определялся относительно a-Fe. При обработке спектров использовалось стандартное программное обеспечение спектрометра Univem и фиттинг спектров в моделях полного ориентационного усреднения спектральных компонент.
Определение содержаний редких и редкоземельных элементов проводилось на масс-спектрометре с индуктивной связной плазмой Agilent 7700x. Для перевода пробы в раствор использовался метод многокислотного разложения (смесь кислот в соотношении HNO3 : HF : HCl = 1 : 5 : 2) в условиях микроволнового нагрева. Разложение велось в микроволновой системе пробоподготовки Sineo MDS-10.
Измерения изотопного состава углерода и азота проводились методом проточной масс-спектрометрии (аналитик И. В. Смолева) в режиме постоянного потока гелия CF-IRMS на масс-спектрометре DeltaV Advantage, соединенном через газовый коммутатор Confio IV с элементным анализатором Flash EA 1112, в котором производилось сжигание образцов при 1000 °С. Для измерений использовались CO2 и N2. Значения 813С даны в промилле относительно PDB, а 515N — относительно воздуха атмосферы. Точность определений изотопного состава углерода и азота (±0.15 % — 1s) контролиро-
валась анализом международного стандарта USGS-40 (L-Glutamic acid) и лабораторного стандарта Acetanilide (C8H9NO).
Петрографическая характеристика
Порода имеет массивную текстуру и хондрито-вую структуру с неизмененными хондрами (рис. 1, b, c). Оливиновые, оливин-пироксеновые и пироксе-новые хондры размером 0.2—1.3 мм (преобладающий размер 0.8—1.0 мм) занимают около 80 % объема породы (рис. 1, b) и хаотично расположены в тонкозернистой матрице, в составе которой преобладает оливин. Наиболее крупные хондры сложены: расщепленными кристаллами пироксена (рис. 2, a), оливин-пироксе-новыми срастаниями (рис. 2, b), пироксеновой микробрекчией (рис. 2, c), пироксенитом (рис. 2, d), пирок-сен-оливиновой породой (рис. 2, e), скрытокристал-лическим стеклом, пигментированным углеродистым веществом (рис. 2, f) или микровключениями рудного (?) минерала (рис. 2, g), оливиновым агрегатом с колосниковой структурой (рис. 2, h). Большинство хондр гранулированные, сложенные породами более ранней генерации [20], пережившие образование более поздних хондр без плавления или растворения. Иногда такие хондры окружены тонкой каймой углеродистого вещества (рис. 2, e). Самородные металлы и сульфиды в интерстициях составляют около 5 % объема породы.
Минеральный состав
Расшифровка дифрактограмм показала, что слагающее метеорит вещество имеет сложный фазовый состав. Преобладающими минералами вещества метеорита являются ортопироксен и оливин (рис. 3). На дифракционной кривой оливин характеризуется наиболее интенсивными рефлексами с межплоскостными расстояниями d/n ~ 5.10 (020), 3.88 (021), 3.49 (111), 2.98 (002), 2.77 (130), 2.51 (131), 2.46 (112), 2.25 (122), 1.749 (222), 1.639 (133), 1.498 (004) А, а ортопироксен соответственно — 3.18 (221), 2.94 (321), 2.87 (610), 2.54 (131), 2.50 (202, 620), 2.47 (521, 430), 2.12 (502), 2.02 (512), 1.639 (023), 1.403 (11 0 2), 1.391 (11 3 1) А (в скобках — hkl). Рефлексы ортопироксена менее интенсивны, чем оливиновые. Рассчитанные параметры элементарной ячейки оливина a = (4.775 ± 0.014) А, b = (10.262 ± 0.015) А, c = (5.995 ± 0.015) А соответствуют составу Fo77-79 Fa23-21 [18, 22], а ортопироксена a = (18.256 ± 0.037) А, b = (8.677 ± 0.039) А, с = (5.290±0.010) А — энстатиту Fs18_90Eno9_o0 [26]. В небольших количествах в пробе
Рис. 2. Хондры в метеорите: a — лучистый агрегат расщепленных кристаллов пироксена; b — микрозернистые оливин-пирок-сеновые срастания; c — неравномерно-зернистая пироксеновая микробрекчия; d — полнокристаллическая, сложенная кристаллами ортопироксена (пироксенит); e — пироксен-оливиновая микрокристаллического строения, окруженная оболочкой углеродистого вещества; f — сложенная скрытокристаллическом стеклом, пигментированным углеродистым веществом; g — сложенная скрытокристаллическим стеклом с микрозернами рудного минерала; h — оливиновая с колосниковой структурой. Фото a, c, d — в проходящем свете; b, e—h — николи скрещены
Fig. 2. Chondrules in the meteorite: a — radiant aggregate of split pyroxene crystals; b — microgram olivine-pyroxene accretions; c — irregularly grained pyroxene microbreссia; d — full crystalline ^ondrule composed of orthopyroxene (pyroxenite) crystals; e — the microcrystalline pyroxene-olivine chondre, surrounded by a shell of carbonaceous substance; f — cryptocrystalline glass pigmented with a carbonaceous substance; g — cryptocrystalline volcanic glass with micrograins of ore minerals; h — grate structure in olivine. Photo a, c, d — parallel nicols; b, e—h — crossed nicols
присутствуют полевой шпат (альбит) и хромит. Кроме того, на дифрактограммах присутствуют отчетливые рефлексы гётита, прочие Бе-содержащие фазы диагностируются недостоверно.
Спектры ИК-поглощения сформированы интенсивными полосами поглощения валентных (700— 1200 см-1) и деформационных (400—700 см-1) мод колебаний 8Ю4-группировок в составе силикатов (рис. 4).
В спектрах присутствуют также полоса 1437 см-1 валентных колебаний карбонатной группировки и следы узкой полосы ее деформационных колебаний 713 см-1.
По положению этих полос карбонат является кальцитом. Общее высокое низкочастотное поглощение 400700 см-1, наличие в спектрах полосы 798 см-1 указывают на присутствие значительного количества оксигидрок-сидной фазы железа — гётита, являющегося, очевидно, продуктом окисления металлических и сульфидных фаз железа исходного метеоритного вещества. Силикатная часть спектра является суперпозицией полос поглощения оливина и ортопироксена. Свободные от наложения узкие полосы поглощения 951, 840, 958, 415 см-1 относятся к оливину, а полосы 725, 678, 643 см-1 —
■ • оливин / olivine
о полевой шпат / feldspar ■ пироксен/ pyroxene V гётит / goethite
10 20 30 40 50 60 70 2©, град.
Рис. 3. Дифрактограмма полной пробы метеорита (SE-1), его магнитной (SE- 1m) и немагнитной фракций (SE- 1nm). Фоновое рассеяние удалено
Fig. 3. Diffraction patterns of the bulk sample of the meteorite (SE-1), its magnetic (SE-1m) and non-magnetic fractions (SE-1nm). Background dispersion has been removed
Secrniutc геаНлца, апрель, 2020 г., № 4
1-1-1-1-1-1-1-1-1-1-Г"
400 600 800 1000 1200 1400
Волновое число, см 1 / Wave number, cm 1 Рис. 4. Спектры ИК-поглощения валовой пробы метеорита (SE-1) и ее немагнитной части (SE-1nm). В нижней части приведены эталонные спектры оливина, ортопироксена, кальцита и гётита
Fig. 4. Infrared absorption spectra of the bulk sample (SE-1) and its non-magnetic part (SE-1nm). The lower part shows the standard spectra of olivine, orthopyroxene, calcite, and goethite
к пироксену. Полученное с использованием приведенных в работах [14, 17, 25] градуировок положение полос ИК-поглощения классификации оливина (Ба20_30 Бо80-70,) и пироксена (Рб20Еп80) согласуется с рентген-дифрактометрическими определениями.
Количественная оценка распределения железосодержащих фаз в метеорите получена методом мёссбауэ-ровской спектроскопии 57Бе. В спектрах валовой пробы (8Е-1), магнитной (8Е- 1т) и немагнитной (8Е- 1пт) составляющих вещества метеорита (рис. 5) присутствуют секстетная структура от магнитно-упорядоченных железистых фаз, а также интенсивная пара дублетов Бе2+ с типичными для октаэдрических позиций в решетках силикатов значениями изомерного сдвига 18 ~ 1.1 мм/с и квадру-польного расщепления (08 ~ 2, 3 мм/с). Низкоскоростные компоненты дублетов Бе2+ имеет большую интенсивность вследствие наложения на дублет Бе3+.
Магнитные минералы вещества метеорита, по данным мёссбауэровской спектроскопии, представлены ка-маситом, троилитом, магнетитом и гётитом. Их секстеты отчетливо проявлены на спектре магнитной части пробы 8Е- 1т, в меньшей степени — в спектре полной пробы 8Е-1 (рис. 5, табл. 1). Секстет с относительно небольшой шириной линий Г = 0.48 мм/с, нулевыми значениями величин 18, 08 и значением сверхтонкого магнитного поля на ядрах железа Нэфф = 335 кЭ относится к камаситу а-Бе(№) с 3—7 ат. % N1. Камасит с таким содержанием N1 характерен для хондритов групп Н, L и LL [23, 24]. Секстет троилита Бе8 с типичным для этого минерала высоким значением 18 » 0.7 мм/с при 08 » 0 имеет пониженное значение Нэфф =306— 309 кЭ и высокую ширину линий (0.6 мм/с), что, вероятно, связано с потерей минералом части Бе в ходе выветривания метеорита [24].
Наличие фаз гётита хорошо заметно по мёссбау-эровскому спектру немагнитной части пробы 8Е- 1пт
(рис. 5). Наблюдаемый уширенный секстет можно представить суперпозицией двух секстетов с величинами 18, 08 и Нэфф, характерными для ионов Бе3+ в структуре относительно хорошо окристаллизованного (Нэфф ~ 300 кЭ) и низкоупорядоченного (Нэфф < 200 кЭ) гётита [27]. В табл. 1 приведены средневзвешенные параметры данных секстетов. Большая ширина пиков секстетов (Г ~ 1.4 мм/с) отражает широкий разброс размеров частичек гётита и величин Нэфф. Магнитное упорядочение не достигается в частицах гётита с размером меньше критического, составляющего для гётита около 15 нм при 300 К, вследствие чего мёссбауэров-ский секстет вырождается в суперпарамагнитный дублет. Видимо, к этой разновидности оксигидрокси-да железа относится наблюдаемый в спектрах дублет Бе3+ (рис. 5). Он хорошо воспроизводится суперпозицией двух дублетов с близкими значениями 18 = 0.35— 0.39 мм/с, но различными величинами 08 ~0.5—0.6, 1.0—1.1 мм/с от ионов Бе3+, расположенных соответственно в объеме и на поверхности частиц. Возможно также, что дублет с большей величиной 08 относится к другим ультрадисперсным разновидностям оксиги-дроксидов железа — гидрогётиту, акаганеиту, лепидо-крокиту, ферригидриту [27]. Аналогичные спектральные компоненты оксигидроксидов железа зарегистрированы в спектрах полной пробы 8Е-1 и ее магнитной части 8Е- 1т. Наряду с сильно уширенными секстетами варьирующих по размерам плохо окристаллизованных кристаллитов гётита выделяется секстет с узкими пиками (Г = 0.24—0.27 мм/с) и Нэфф » 300 кЭ, сформированный хорошо окристаллизованным гётитом. В целом на оксигидроксиды железа приходится 46 % площади спектрального контура полной пробы, 35 % — в спектре магнитной части и 56 % —в спектре немагнитной части вещества метеорита. По большей части (80—90 %) оксигидроксиды железа должны быть рентгеноаморфными.
vestnik of ^е^лейсе», April, 2020, No. 4
Рис. 5. Мёссбауэровские спектры валовой пробы (SE-1) вещества метеорита, его магнитной (SE-1m) и немагнитной (SE-1nm) частей и их спектральные компоненты: Mgt — секстеты Fe3+ и Fe2 5+ окисленного магнетита Fe2 §04; Gt — секстеты магнитно-упорядочнного гётита и дублеты оксигидрок-сидов железа в суперпарамагнитном состоянии; Kms — секстет камасита; Тг — секстет троилита; Ol, Px — дублеты оливина и пироксена
Fig. 5. Mossbauer spectrum of the bulk sample of the meteorite material (SE-1), its magnetic (SE-1m) and non-magnetic (SE — 1nm) parts and their spectral components: Mgt — Fe3+ and Fe25+ sextets of oxidized magnetite Fe2 ^4; Gt — sextets of magnetically ordered goethite and doublets of iron oxy-hydroxides in the superparamagnetic state; Kms — kamacite sextet; Tr —troilite sextet; Ol, Px — doublets of olivine and pyroxene
Мёссбауэровский парциальный спектр магнетита (Ре3+)А[Ре3+Ре2+]в04 хорошо проявлен в спектрах магнитной фракции метеорита, его следы имеются также в спектре полной пробы (рис. 5). Спектр представляет собой пару секстетов от ионов Ре3+ в тетраэдрических А-позицях (Нэфф = 491 мм/с) и от обменных пар ионов Ре2+—Ре3+ (Ре25+, Нэфф = 444 мм/с) в октаэдрических В-позициях решетки минерала. Отношения парциальных площадей секстетов магнетита (табл. 1) указывают на неидеальный состав минерала. Нарушение идеального распределения интенсивностей секстетов магнетита может быть связано с изоморфизмом М2+®Ре2+ (М2+ = М§2+, Мп2+...). С учетом большого количества в
составе метеорита оксигидроксидов железа можно предположить, что магнетит окислен (Ре2+ ® Ре3+). В этом случае соотношение площадей секстетов соответствует структурной формуле (Ре3+)А[Ре3+14Ре2+о 4^0 2]в04, где □ — вакансия Ре, а данный оксид железа Ре2 является переходной магнетит-маггемитовой фазой:
(Fe3+)[Fe3+Fe2+]04 — (Fe3+)[Fe3+
1.67 ^ 0.33
]04.
Парамагнитные дублеты Ре2+ имеют примерно равные значения изомерного сдвига (1.14 мм/с) и различные величины квадрупольного расщепления (рис. 5, табл. 1). Дублет с большей величиной QS =2.95 мм/с, очевидно, относится к железистому форстериту, а дублет с меньшей величиной QS » 2.0-2.2 мм/с — к орто-пироксену [7, 24]. При фитинге мёссбауэровских спектров в диапазоне скоростей ± 11 мм/с выявляется небольшая анизотропия компонент обоих дублетов (рис. 5, табл. 1), связанная с неполным наложением сигналов от ионов Ре2+ в двух структурных октаэдрических позициях М1 и М2 оливина и ортопироксена. Позиции М1 катионов имеют меньшую степень искажения окта-эдрической коодинации и большие значения величин QS на ядрах железа. В структуре оливина позиции М1, М2 различаются мало, примерно равнозаселены ионами Ре2+ с близкими значениями К, QS. В ортопирок-сене структурные позиции М1 и М2 существенно различаются координацией катиона и мёссбауэровскими параметрами Ре2+. В разновидности ортопироксена ионы Ре2+ преимущественно заселяют позицию М2 с QS ~ 2.0 мм/с [19, 24]. Дублетная часть спектра SE-1nm, записанная с вдвое большим разрешением в диапазоне скоростей —4 ... +4 мм/с, показана на рис. 6.
Для определения отдельных вкладов позиций М1, М2 использована модель пары симметричных дублетов. Для мало различающихся октаэдрических позиций Ре2+(М1) и Ре2+(М2) в структуре оливина принята равная ширина пиков их дублетов в мёссбауэров-ском спектре. Полученные параметры дублетов спектра представлены в табл. 2.
В структуре оливина имеется небольшой перевес в заселенности ионами Ре2+ позиций М1, в структуре ортопироксена преимущественно заселены позиции М2. Аналогичное распределение железа в данных
Рис. 6. Дублетная часть мёссбауэровского спектра пробы SE-1nm вещества метеорита и результаты ее декомпозиции. Фоновый сигнал секстетов оксигидроксида железа удален Fig. 6. The doublet part of the Mоssbauer spectrum of the meteorite substance (SE-1nm sample) and the results of its deconvolution. The background of the iron hydroxide sextets has been removed
Secmfuttc leaftAtfK., апрель, 2020 г., № 4
Таблица 1. Параметры мёссбауэровских компонент спектров образцов метеорита SE
и их отнесение к минеральным фазам Table 1. Parameters of the МоББЬаиег components of the spectrum of SE meteorite samples
and their relation to mineral phases
Образец
метеорита Meteorite IS, мм/с QS, мм/с Hэфф, кЭ Г, мм/с A, % Fe-содержащая фаза, структурная позиция Fe Fe-phase, Fe-position
sample
0.0^ -0.042 3351 0.483 10.7 камасит, a-Fe(Ni, Co) / kamacite
0.655 0.022 3063 0.61 6.4 троилит, FeS / troilite
0.32 0.48 0.03 0.2 4911 4442 0.62 0.50 2.0 0.5 магнетит / magnetite
SE-1 0.4i -0.32 20010 1.12 17.5 *гётит, FeOOH / *goethite
0.372 О.З62 1.04 0.554 — 0.858 0.362 16.1 12.4 суперпарамагнитные оксигидроксиды Fe3+ superparamagnetic oxyhydroxides
1.1442 2.9484 - 0.291 21.7 **оливин, Fe2+(M1, M2) / **olivine
1.14i 2.093 — 0.325 12.7 ортопироксен, Fe2+(M1, M2) / orthopyroxene
0.0135 -0.031 335.43 0.482 26.7 камасит, a-Fe(Ni, Co) / kamacite
0.784 —0.036 3093 0.61 7.0 троилит, FeS / troilite
0.322 0.48з 0.034 0.225 4911 4442 0.625 0.509 11.0 4.0 магнетит / magnetite
SE-1m 0.51 -0.207 22010 1.02 16.5 *гётит, FeOOH / *goethite
0.39з 1.075 — 0.756 11.2 суперпарамагнитные оксигидроксиды Fe3+
0.352 0.525 — 0.363 7.2 superparamagnetic oxyhydroxides
1.1444 2.951 — 0.271 9.9 **оливин, Fe2+(M1, M2) / **olivine
1.133 2.176 — 0.395 6.6 ортопироксен, Fe2+(M1, M2) / orthopyroxene
0.41 -0.21 25010 1.43 24.5 *гётит, FeOOH / *goethite
SE-1nm 0.395 0.352 1.11 0.603 — 0.768 0.363 14.2 17.2 cуперпарамагнитные оксигидроксиды Fe3+ superparamagnetic oxyhydroxides
1.1402 2.9474 — 0.281 27.5 **оливин, Fe2+(M1, M2) / **olivine
1.161 2.082 — 0.294 16.6 ортопироксен, Fe2+(M1, M2) / orthopyroxene
Примечание. IS — изомерный сдвиг относительно a-Fe, QS — квадрупольное расщепление, Иэфф — эффективное сверхтонкое магнитное поле на ядрах Fe, Г — полуширина линий, A — относительная площадь под спектральным компонентом. * — средневзвешенные параметры. ** — асимметрия низкоскоростного и высокоскоростного пиков дублета оливина: Г — 1:1.1, интенсивность — 1:0.94
Note. IS — isomer shift relative to a-Fe, QS — quadrupole splitting, Нэфф _ effective hyperfme magnetic field on Fe nuclei, Г — full width at half maximum, A — relative area under the spectral component. * — weighted average parameters; ** — asymmetry of low-speed and high-speed peaks of the olivine doublet: Г — 1:1.1, intensity — 1:0.94
минералах отмечается и при изучении других метеоритов [23, 24].
Микрозондовые исследования позволили уточнить состав, формы нахождения и взаимоотношение породообразующих и акцессорных минералов (рис. 7, табл. 3—6).
Оливины содержат незначительные примеси Мп, Са, А1, а содержание форстеритового (Ро) и фаялитово-го (Ра) компонентов составляют Ро80 8-82 5 и Ра^ 5^9 2 (табл. 3).
Пироксены представлены клино- и ортопироксе-нами (табл. 4 и 5). Химический состав клинопироксе-
нов близок к диопсиду с недостатком кальция: Ca0.60-0.68
(М80.81-1.07Ре0.11—0.20)0.92—1.27^1.94—2.02°6- Нехватка в Ка-тионной части компенсируется примесями А1, Сг, Мп, № и К. Ортопироксен наиболее распространен и входит в состав как мономинеральных, так и полиминеральных хондр. Химический состав ортопироксенов отвечает обЩей фОрмуле (М§1.30—1.07Ре0.17—0.60)1.47—1.67^^1.95—2.00 °6 с незначительными примесями А1, Сг, Мп и Са. Данный
состав соответствует энстатиту с железистостью пироксена от 10 до 29 % рб.
По соотношению средних составов оливина (Ра — 18—19 мол. %) и ортопироксена (Рб — 16—17 мол. %) изучаемый метеорит относится к Н-хондритам (рис. 8).
Стекло, выполняющее интерстиции между зернами оливинов и пироксенов в хондрах с колосниковой и лучистой структурами, имеет преимущественно натРиевый состав (N¡10.31—0.48К0.08—0.18Ре0.06—0.07Са0.08—0.09 Мп0—0.03)0.46—0.67А11.01—1.06^^3.14—3.36°8 (табл- 6)-
Шпинелиды, располагающиеся внутри пироксе-новых хондр в окружении плагиоклазового стекла и в выполненных интерметаллидами участках матрицы в виде изоморфных кристаллов (рис. 7, §) и ксеноморф-ных зерен размером 2—5 мкм, представлены собственно хромитом с составом (мас. %): РеО 21.78—23.48, М§О 1.36—2.88, ZnO 0—0.71, МпО 0—0.68, Сг2О3 63.70—68.89, А12О3 4.31—8.23, ТЮ2 0.73—1.25, ^О5 0.97—1.19 и общей
формулой (Ре0.65—0.70Мё0.15—0.702п0—0.02Мп0—0.02)0.8—0.9 (Cг1.78-1.99A10.18-0.38Ti0.02-0.03V0-0.03)2.1-2.2O4 и 0пине-
VeSíocK o GeoScIenceS, April, 2020, No. 4
Таблица 2. Параметры мёссбауэровских дублетов парамагнитной части спектра обр. SE-1nm Table 2. Parameters of Mossbauer doublets of the paramagnetic part of the spectrum of the SE-1nm sample
Дублет I Doublet IS, мм/e QS, мм/e G A, % Структурная позиция / Structural positiuon
оливин / olivine
Dl Fe2+ 1.1572 3.0304 0.27 20.43 Fe2+(M1)
Dl' Fe2+ 1.1242 2.8575 0.27 16.5з Fe2+(M2)
ортопироксен /orthopyroxene
D2 Fe2+ 1.051 2.353 0.27 3.24 Fe2+(M1)
D2' Fe2+ 1.1344 2.113 0.30 19.16 Fe2+(M2)
D Fe3+ D' Fe3+ 0.45j 0.3724 0.802 0.52j 0.663 0.28j 22.5g 13.34 суперпарамагнитные оксигидроксиды Fe3+ superparamagnetic oxyhydroxides
" — расшифровку см. в таб. 1 / " — for the transcript, see Table 1
Таблица 3. Состав оливинов Table 3. Composition of olivines
№ образца Sample No. Содержания огаидов (маe. %) Oxyde content (wt %) Формульные количества Formular quantitites Миналы Minals
SiO2 FeO MnO MgO S Si Fe'' Mn Mg Fo Fa
3-1 40.37 16.98 0.58 43.29 101.22 3-1 1.011 0.355 0.012 1.615 0.820 0.180
6-2 40.32 16.54 0.46 43.48 100.8 6-2 1.014 0.347 0.010 1.629 0.824 0.176
6-4 41.92 15.87 0.61 41.79 100.19 6-4 1.056 0.334 0.013 1.568 0.825 0.175
6-5 39.55 16.58 0.55 42.38 99.06 6-5 1.014 0.355 0.012 1.619 0.820 0.180
6-6 38.75 16.91 0.38 40.9 96.94 6-6 1.019 0.371 0.008 1.602 0.812 0.188
9-3 38.7 17.06 0.37 40.26 96.39 9-3 1.024 0.377 0.008 1.587 0.808 0.192
Таблица 4. Состав ортопироксенов Table 4. Composition of orthopyroxene
№ образца Sample No. Содержания огаидов (маe. %) Oxyde content (wt%) Формульные количества (на 6 анионов) Formular quantitites (for 6 anions)
SiO2 Al2O3 &2O3 FeO MnO MgO CaO S Si Al Cr Fe3+ Fe2+ Mn Mg Ca
2-5 57.21 - 0.19 11.29 0.51 31.11 0.52 100.83 2.005 0.000 0.005 0.000 0.330 0.015 1.624 0.020
4-1 53.9 - 0.55 19.37 1.02 23.27 0.77 98.88 2.018 0.000 0.016 0.000 0.605 0.032 1.298 0.031
4-2 54.93 - 0.64 17.69 0.87 24.67 1.11 99.91 2.018 0.000 0.019 0.000 0.543 0.027 1.350 0.044
4-3 56.06 - 0.29 10.44 0.54 28.46 1.89 97.68 2.041 0.000 0.008 0.000 0.317 0.017 1.543 0.074
4-4 56.11 - 0.6 10.05 0.42 30.4 0.43 98.01 2.021 0.000 0.017 0.000 0.302 0.013 1.631 0.017
4-5 55.07 1.85 1.37 12.29 0.71 27.88 1.93 101.1 1.953 0.077 0.038 0.000 0.364 0.021 1.473 0.073
5-2 55.57 0.19 0.7 10.7 0.41 30.26 0.42 98.25 1.992 0.008 0.020 0.002 0.319 0.012 1.616 0.016
5-1 57.02 0.62 0.7 10.79 0.55 30.54 0.69 100.91 1.998 0.026 0.019 0.000 0.316 0.016 1.594 0.026
5-3 55.53 - 0.21 12.27 0.5 30.24 0.83 99.58 1.978 0.000 0.006 0.038 0.327 0.015 1.604 0.032
10-3 57.58 - - 10.66 0.5 31.79 0.24 100.77 2.011 0.000 0.000 0.000 0.311 0.015 1.654 0.009
11-1 58.24 - 0.31 5.77 0.49 33.7 1.47 99.98 2.017 0.000 0.008 0.000 0.167 0.014 1.739 0.055
лью (мае. %) - МбО 18.56-19.71, РеО 10.13-14.03, 2п0 0.32-0.63, МпО 0.19-0.25, А1203 66.01-68.25, Сг203 0.38-1.39, У205 0-0.23 И формулой (Mg0.70_0.74Fe0.21-0.30
2п0.01Мп0.01)0.96-1.01(А11.97-2.01Сг0.01-0.03^0.01)1.99-2.04°4.
Циркон е еоетавом ^0.96 ^0.01)0.97 ^0.96 О4 ветреней в виде удлиненного криеталла размером 50 мкм в (рие. 7, к)
Микроагрегатные зерна апатита е формулой Са4 92-5 13
^г0-0.08 Ре0.04—0.11 N^0.01-0.05)5.21[Р2.83012](0Н, Р, С1) ветречаютея в виде включений в оливине.
(С а0.72 Mg0.42 К0.02)1.16(Т^1.04 Ре0.09)1.94 [(Б1 1.12 А10.02)1.13 ®4]0 обнаружен в виде включений в пирок-ееновых хондрах.
Барит, имеющий формулу (Ва^8 $%01 Са0.01)1.10 ^ 0 96 О4, образует разнообразной формы включения в ор-топирокеене размером до 60 мкм (рие. 7, 1).
Сульфиды железа встречены в виде единичных включений неправильной формы или каемок вокруг хондр. Эмпиричеекая формула троилита, предетавлен-ного микрокриеталлами, чаето окруженными интер-металлидами, Ре7 77-8 ^N1^ 07-0 21^7 56-7 63; макинави-
та — Ре7.41^2.39^7.95.
Никелиетое железо (от камаеита до тэнита) выполняет инетеретиции между хондрами и нередко выетупает в роли матрикеа между хондрами (рие. 7, а, с, 1).
Secmfuttc геаЯлфс, апрель, 2020 г., № 4
Таблица 5. Состав клинопироксенов Table 5. Composition of clinopyroxenes
№ образца Содержания оксидов (мае. %) Oxide content (wt %) Формульные количества (на 6 анионов) Formular quantitites (for 6 anions)
Sample No. SiO2 TiO2 AI2O3 C2O3 FeO MnO MgO CaO Na2O K20 S Si Ti Al Cr Fe2+ Mn Mg Ca Na K
3-3 57.15 0.37 3.17 1.58 6.85 0.62 15.38 16.63 1.75 0.26 103.76 2.021 0.010 0.132 0.044 0.202 0.019 0.810 0.630 0.120 0.012
3-4 55.42 0.44 1.79 1.66 6.95 0.71 16.28 17.56 1.34 0.09 102.24 1.991 0.012 0.076 0.047 0.208 0.022 0.871 0.676 0.093 0.004
9-1 48.65 0.59 5.24 2.4 7.04 0.77 16.72 15.04 0.97 0.21 97.63 1.821 0.017 0.231 0.071 0.220 0.024 0.932 0.603 0.070 0.010
10-1 55.05 0.4 1.47 1.18 5.24 0.54 19.96 16.69 0.66 - 101.19 1.971 0.011 0.062 0.033 0.157 0.016 1.064 0.640 0.046 0.000
10-4 53.25 0.49 1.95 1.5 3.77 1.06 19.85 16.93 0.52 - 99.32 1.939 0.013 0.084 0.043 0.115 0.033 1.077 0.660 0.037 0.000
Соединение, отвечающее составу акантита Л§28, встречено в виде микрозерна размером около 5 мкм, погруженного в зерно углеродистого вещества.
Углеродистое вещество тонкой корочкой окружает обособления, сложенные породой, вероятно более ранней генерации, или образует причудливой формы обособления (рис. 2, е, 1). В минералогической пробе первые представлены зернами подковообразной формы и более мелкими фрагментами микросфер-оболочек, вторые — зернами неправильной формы.
Самородная платина образует микровключения в углеродистом веществе и хромитах, где формирует сростки кубических микрокристаллов или неопределимой из-за малого размера формы зерна 0.5—5.0 мкм. В 26 из 30 проанализированных зерен платина не имеет примесей. В трех зернах в качестве примеси обнаружено 0.88—1.23 мас. % золота и в одном зерне — 0.39 мас. % серебра [8].
Породообразующие элементы
По данным химического анализа, в слагающей метеорит породе содержится (мас. %): ВЮ2 — 38.46, ТЮ2 —0.11, Л203 — 4.00, Fe2O3 — 14.69, FeO —9.44, МпО — 0.229, М§0 — 24.55, СаО — 1.48, Ш20 — 0.89, К20 — 0.14, Р205 —0.27, Б03 —2.05, С02 — 0.17. Следует отметить, что полученные результаты химического анализа отражают состав гипергенно измененной породы.
Редкие и редкоземельные элементы
Содержание редких и редкоземельных элементов в изученном метеорите и сравнение с содержанием этих элементов в метеоритах других типов приведено в табл. 7 и на рис. 9 и 10.
Из табл. 7 и рис. 9 видно, что содержание LREE в изученном метеорите существенно превышает значения, а содержание НЯЕЕ, наоборот, несколько ниже, что характерно для хондритов Н-, Ь- и ЬЬ-типов.
Особенностью распределения сидерофильных элементов является низкое содержание в изученном метеорите Рё, Ли и близкие к остальным сравниваемым типам хондритов содержания халькофильных элементов.
Обсуждение результатов
Представление о распределении железа по выявленным в метеорите минеральным фазам дают мёссба-уэровские данные (табл. 1). Количество атомов железа фазы прямо пропорционально площади под ее мёссба-уэровским спектральным компонентом и обратно про-
порционально фактору Дебая — Валлера (вероятность мёссбауэровского перехода). Ионы Ре3+ характеризуются в среднем на 15 % большим значением фактора Дебая — Валлера, чем ионы более низкой валентности [16]. С учетом этого и по данным табл. 1, железо (ат. %) распределено между минеральными фазами оксиги-дроксидов (43), магнетита (2), камасита (11), троили-та (6), силикатов (37). Количество несвязанного железа и сульфидного железа ниже силикатного Ре2+, и по этому признаку метеорит относится к обыкновенным Ь- или ЬЬ-хондритам. Изученный метеорит был подвержен интенсивным гипергенным преобразованиям металлической фазы с образованием оксигидроксидов железа. Выносу железа был подвержен также троилит. Обнаруженный в небольших количествах магнетит, который обычно относят ко вторичным минералам, образуется при окислении камасита и сульфидов железа [9]. Скелетные кристаллы магнетита формируются также из оливина в ходе атмосферного нагрева метеоритов. Не исключено, что частично оксигидроксиды железа являются привнесенными. Тем не менее в исходном состоянии метеорит имел значительно большее содержание металлической и сульфидной фаз железа.
По значениям фаялитового (Ра) и ферросили-тового (Рб) миналов оливина и пироксена, полученных методами рентгеновской дифракции и ИКС, метеорит занимает промежуточное положение между Н- и Ь-петрологическими типами хондритов по [13]. Согласно данным мёссбауэровской спектроскопии (табл. 1, 2), частное распределение силикатного железа в оливине и пироксене (Ре2+01 : Ре2+рх) находится в диапазоне от 0.60 : 0.40 до 0.63 : 0.37 и соответствует Н-хондритам [23].
Распределение Ре2+ и М£2+ по структурным позициям М1, М2 в оливине и пироксене связано с температурой равновесия катионного распределения и, соответственно, с термической историей метеорита. Использование значений Ра или Рб и мёссбауэровских данных о распределении Ре2+ в оливине и пироксене в позиции М1, М2 позволяет рассчитать коэффициент распределения Ре2+— М§ и определения температуры равновесия катионного распределения [24]. Если считать фактор Дебая — Валлера для позиций М1, М2 равным, значения площадей соответствующих дублетов в табл. 2 дают отношение М1 : М2=1.24 ± 0.03 для оливина и М1 : М2 = 0.17 ± 0.02 для пироксена. Для полученных рентгенодифракционных значений фаялитового (Ра21_23) и ферросилитового (Рб18_20) миналов температуры равновесия катионного распределения [24] составляют (910 ± 110)°С по оливину и (880 ± 60)°С по пироксену и соответствуют высокой степени теплового ме-
VesîncK F GeosciEnces, April, 2020, No. 4
Рис. 7. Акцессорные и породообразующие минералы в метеорите: a — камасит и тэнит в тонкозернистом матриксе; b — пироксеновая хондра; c — микрокристалл троилита в тэните, взаимоотношение тэнита и камасита (фрагмент рис. 7, b); d — лучистая структура пироксеновой хондры с плагиоклазо-вым стеклом в промежутках между субиндивидами и микрокристаллом хромшпинелида (фрагмент рис. 7, b); e — насыщенное микрокристаллами рудных минералов зерно пироксена с обедненной железом каймой; f — участок матрицы, сложенный преимущественно самородными металлами, где цифрами обозначены: 1 — камасит, 2 — тэнит, 3 — гидроксиды железа, 4 — хлорапатит, 5 — оливин, 6 —7 — хромит, 8 — пироксен; g — микрокристаллы хромшпинелида (фрагмент 6 рис. 7, f); h — кристалл циркона в пироксеновой хондре; i — кристаллический кальцит в пустотах силикатной матрицы; j — барит в зерне оливина и в матриксе
Fig. 7. Accessory and rock-forming minerals in a meteorite: a — kamarite and taenite in a fine-grained matrix; b — pyroxene chondrule; c — troillite microcrystal in tenite, the relationship of tenite and camasite (part of Fig. 7, b); d — radiant structure of pyroxene chondrule with plagioclase glass between the subindividuals and the microcrystall of chromian spinels (part of Fig. 7, b); e — pyroxene grain saturated with microcrystals of ore minerals with the iron-depleted edge; f — a matrix section composed of native metals: 1 — kamacite, 2 — taenite, 3 — iron hydroxides, 4 —chlorapatite, 5 — olivine, 6—7 — chromite, 8 — pyroxene; g — chromite microcrystals (part 6 of Fig. 7, f); h — zircon crystal in pyroxene chondrule; i — crystalline calcite in silicate matrix voids; j — barite in olivine grain and in matrix
Рис. 8. Соотношение составов оливина (Fa) и ортопироксена (Fs) в обыкновенных хондритах (по [13], черная точка — изучаемый метеорит
Fig. 8. The ratio of the olivine (Fa) and orthopyroxene (Fs) compositions in ordinary chondrites (according to [13]), the studied meteorite is indicated by a dot
Рис. 9. Содержание редкоземельных элементов в изученном метеорите (1), нормированное к содержанию в хондрите CI-типа, в сравнении с метеоритами H-, L- и LL-типов (данные по [28])
Fig. 9. Content of rare earth elements in the studied meteorite (1), normalized to the content in the Cl-type chondrite, in comparison with the H-, L- and LL-type meteorites (data from: [28])
таморфизма петрологического типа 4. Таким образом, по данным спектроскопии, изученный метеорит наиболее близок к обыкновенному хондриту Н4-группы.
Состав содержащихся в метеорите хромитов близок к составу хромитов из метеоритов Н- и Ь-типов [1-5, 11]. В слагающей метеорит породе присутствуют хондры различных генераций — мономинеральных (примитив-
ных) и гранулированных. Мономинеральные хондры являются результатом кристаллизации свободных капель расплава при высокой скорости охлаждения, гранулированные представляют собой измененные примитивные хондры, предположительно унаследованные из метеоритных родительских астероидов и пережившие несколько событий нагрева-охлаждения [15, 20].
Secmfuttc геаЯлфс, апрель, 2020 г., № 4
Таблица 7. Содержания редких и редкоземельных элементов в изученном метеорите и в других тинах хондритов (г/т) Table 7. Content of rare and rare earth elements of the studied meteorite and other types of chondrites (g/t)
Таблица 6. Химический состав стекловатой массы Table 6. Chemical composition of the glassy mass
№ образца Содержание оксидов, мае. % Oxide content, wt %
Sample No. SÍO2 TÍO2 M2O3 СГ2О3 FeO MnO MgO CaO Na2O K2O S
2-3 60.02 0.38 8.39 0.81 3.49 0.24 10.73 10.55 4.51 0.89 100.01
3-2 63.79 - 11.71 - 4.06 0.2 10.19 3.27 5.51 1.54 100.27
3-6 62.54 - 11.06 0.2 4.47 0.23 11.8 3.85 5.29 1.31 100.75
6-1 66.92 0.58 16.12 0.35 1.14 - 0.73 0.52 7.21 3.63 97.2
6-3 59.03 0.2 11.39 0.41 1.93 - 6.4 9.97 5.17 0.7 95.2
9-2 60.72 0.69 18.13 0.84 1.72 - 3.29 5.93 7.44 0.36 99.12
11-2 67.56 - 10.09 0.5 1.39 - 7.5 2.31 5.77 0.37 95.49
Элемент / Element 1 H L LL Элемент / Element 1 H L LL
Li 1.88 1.7 1.8 2.1 La 0.56 0.295 0.31 0.315
Be 0.048 0.051 0.043 0.051 Ce 1.2 0.83 0.9 0.907
Sc 7.0 7.9 8.6 8.4 Pr 0.17 0.123 0.132 0.122
V 18 74 77 75 Nd 0.79 0.628 0.682 0.659
Cr 1046 3660 3880 3740 Sm 0.22 0.185 0.195 0.20
Co 792 8110 590 490 Eu 0.081 0.073 0.078 0.076
Ni 13164 16000 12000 10200 Gd 0.30 0.299 0.31 0.303
Cu 79 82 90 80 Tb 0.051 0.053 0.057 0.048
Zn 31 47 50 46 Dy 0.32 0.343 0.366 0.351
Ga 4.7 6.0 5.7 5.0 Ho 0.071 0.073 0.081 0.077
Se 4.8 7.7 9.0 9.9 Er 0.22 0.26 0.248 0.234
Rb 2.6 2.9 3.1 3.1 Tm 0.032 0.039 0.039 0.034
Sr 20 10 11.1 11.1 Yb 0.20 0.0205 0.022 0.22
Zr 4.9 6.3 5.9 5.9 Lu 0.032 0.031 0.033 0.033
Nb 0.45 0.36 0.39 0.37 Hf 0.15 0.18 0.17 0.15
Mo 1.1 1.7 1.30 1.1 Ta 0.70 0.022 0.023 0.022
Ru 0.90 1.1 0.75 - W 0.46 0.16 0.11 -
Rh 0.18 0.22 - - Os 0.48 0.82 0.515 0.4
Pd 0.24 0.87 0.56 0.53 Ir 0.62 0.76 0.49 0.36
Ag 0.23 0.045 0.065 00.72 Pt 1.2 1.4 1.05 0.85
Cd 0.048 0.017 0.011 0.037 Pb 0.78 0.24 0.37 -
Cs 0.053 0.12 0.28 0.180 Th 0.1 0.042 0.043 0.043
Ba 7.1 4.2 3.7 4.8 U 0.027 0.012 0.013 0.013
Такие хондры, как правило, имеют окруженные более мелкими зернами относительно крупнокристаллические «ядра», (рис. 7, Ь-е), состав которых отражает состав хондр предшественников. Неоднократные нагревания-остывания приводят к повторной конденсации в хондрах литофильных элементов с различными температурами кристаллизации, при том что сидерофиль-ные и халькофильные элементы конденсировались как новые фазы (рис. 7, §) или вытеснялись из хондр в металл. Таким образом, возможно, была переоценена доля металлического железа и уменьшена железистость оливинов и пироксенов в хондрах, что, в свою очередь, сказалось на положении соответствующей фигуративной точки на классификационной диаграмме Ба — Бв (рис. 8) и послужило поводом для отнесения хондрита к петрологическому типу Н.
Мы обнаружили аналогичную картину распределения железа в значительной части мономинеральных хондр. На микрофотографии зерна пироксена (рис. 7, е) отчетливо видна кайма, в которой содержание Бе2+ составляет 2.56—3.22, в то время как в центральной части зерна — 4.94—5.45 ат. %.
Заключение
Сравнение структурно-текстурных характеристик минерального и элементарного состава изученного метеорита с метеоритами известных петрологических типов позволяет классифицировать его как обыкновенный оливин-энстатитовый хондрит петрологического типа Н4. Соотношение породообразующих элементов в слагающей метеорит породе и состав акцессорных хро-
VestoiK oF GeoScîEnceî, April, 2020, No. 4
-x- H LL —o~ L
U —I-1-1 1 ■ i i i-1-1-1-1-1 i-1 T ?
Со Ni Ru Rh Pd Os Ir Pt Au MoCu Zn Ga Se Ag Cd Pb Рис. 10. Содержание сидерофильных и халькофильных элементов в изученном метеорите (1), нормированное к содержанию в хондрите CI-типа, в сравнении с метеоритами H-, L- и LL-типов (данные по [28])
Fig. 10. Content of siderophilic and chalcophilic elements in the studied meteorite (1), normalized to the content in the CI-type chondrite, in comparison with the H-, L- and LL-type of meteorites (data from [28])
митов аналогичны земным ультараосновным породам. В хромитах и углеродистом веществе обнаружены микрокристаллы самородной платины.
Авторы признательны и С. П. Васильеву (Прага, Чехия) и С. В. Ефимову (Санкт-Петербург), предоставившим материал для изучения, С. А. Онищенко (Сыктывкар) за конструктивные замечания, а также сотрудникам Института геологии, оказавшим помощь в исследовании.
Литература
1. Галимов Э. М, Колотов В. П., Назаров М. А., Кости-цын Ю. А., Кубракова И. В., Кононкова Н. Н., Рощина И. А., Алексеев В. А., Кашкаров Л. Л., Бадюков Д. Д, Севастьянов В. С. Результаты вещественного анализа метеорита Челябинск // Геохимия. 2013. № 7. С. 580-598. DOI: 10.7868/S00167525 13070108
2. Ерохин Ю. В., Коротеев В. А., Хиллер В. В., Бурлаков Е. В., Иванов К. С., Клейменов Д. А. Метеорит Кунашак: новые данные по минералогии // ДАН. 2015. Т. 464. № 5. С. 599602. DOI: 10.7868/S0869565215290198
3. Ерохин Ю. В., Коротеев В. А., Хиллер В. В., Бурлаков Е. В., Иванов К С., Клейменов Д. А. Метеорит Озерное: новые данные по минералогии // ДАН. 2016. Т. 471, № 5. С. 579582. DOI: 10.7868/S0869565216350176
4. Ерохин Ю.В., Коротеев В. А., Хиллер В. В., Бурлаков Е. В., Иванов К. С., Клейменов Д. А. Метеорит Каргаполье: новые данные по минералогии // ДАН. 2017. Т. 477. № 5. С. 82-585.
5. Коротеев В. А., Ерохин Ю. В., Хиллер В. В., Бурлаков Е. В., Иванов К. С., Клейменов Д. А. Метеорит Урал: новые данные по минералогии // ДАН. 2014. Т. 459. № 1. С. 80. DOI: 10.7868/S0869565214310181
6. Лаврухина А. К. О природе изотопных аномалий в метеоритах // Космохимия и метеоритика: Материалы VI Всесоюзн. симпоз. Киев: Наук. думка, 1984. С. 33-53.
7. Лютоев В. П., Потапов С. С., Исаенко С. И., Лысюк А. Ю, Симакова Ю. С., Самотолкова М. Ф. Минеральное вещество метеорита Челябинск: ИК-поглощение, комбинационное рассеяние и мёссбауэровская спектроскопия 57Fe
// Вестник Института геологии Коми НЦ УрО РАН. 2013. № 7. С. 2-9.
8. Никулова Н. Ю., Филиппов В. Н., Шуйский А. С., Макеев Б. А. Самородная платина в хондрите // Вестник пермского университета. Серия геология. 2020. № 1. (В печати).
9. Печерский Д. М., Марков Г. П., Целъмович В. А., Шаронова 3. В. Внеземные магнитные минералы // Физика Земли. 2012. № 7-8. C. 103-120.
10. Салихов Д. Н., Юсупов С. Ш, Ковалев С. Г., Бердни-ков П. Г., Хамитов Р. А. Полезные ископаемые республики Башкортостан (металлы платиновой группы). Уфа: Экология, 2001. 223 с.
11. Силаев В. И., Голубева И. И., Филиппов В. Н., Лютоев В. П., Симакова Ю. С., Потапов С. С., Петровский В. А., Хазов А. Ф. Метеорит Челябинск: минералого-петрографиче-ская характеристика // Вестник Пермского университета. 2013. Геология. Вып. 2 (19). С. 8-27.
12. Соботович Э. В., Семененко В. П. Происхождение метеоритов. Киев: Наук. думка. 1985. 204 с.
13. Bearley A. J., JonesR. H. Chodritic meteorites // Reviews in Mineralogy and Geochemistry, Vol. 36: Planetary Materials.. Wash. (D.C.): Mineral. Soc. Amer., (Washington, D.C., 1998). Pp. 35-38.
14. Bowey J. E., Morlok A., Kohler M., Grady M. 2-16 ^m spectroscopy of micron-sized enstatite (Mg,Fe)2Si2O6 silicates from primitive chondritic meteorites // Monthly Notices of the Royal Astronomical Society. 2007. V. 376(3). Pp. 1367-1374.
15. Connolly H. C., Huss G. R., and Wasserburg G. J. On the formation of Fe-Ni metal in Renazzo-like carbonaceous chondrites // Geochim. Cosmochim. 2001. A. 65. Pp. 4567-4588. D0I:10.1016/S0016-7037(01)00749-9
16. De Grave E, Van Alboom A. Evaluation of ferrous and ferric Mussbauer fractions // Phys. Chem. Minerals. 1991. V. 18. Pp. 337-342.
17. Duke D. A., Stephens J. D. Infrared investigation of the olivine group minerals // Amer. Miner., 1964. V. 49. Pp. 1388-1406.
18. Fisher G. W, Medaris L. G. Cell dimensions and X-ray determinative curve for synthetic Mg-Fe olivines // Amer. Miner., 1969. V. 54. Pp. 741-753.
19. Klima R. L, Pieters C. M, Dyar M. D. Spectroscopy of synthetic Mg-Fe pyroxenes I: Spin-allowed and spin-forbidden crystal field bands in the visible and near-infrared // Meteoritics and Planetary Science. 2007. V. 42. No 2. Pp. 235-253.
20. Lauretta D. S., Nagahara H., Alexander C. M. O'D. Petrology and Origin of Ferromagnesian Silicate Chondrules // Meteorites and the Early Solar System II. 2005. Pp. 431-459.
21. Lorin J. C, Michel-Levi M. C. Radiogenic 25Mg fine-scale distribution in Ca-Al inclusions of the Allende and Leoville meteorites // Short papers of the 4th Intern. conf. geocgron. cosmochron., isjtope geol. August 20-25, 1978 in Snowmass-at-aspen (Colorado, USA). Geol. Surv. Open-File Report 78-701. Pp. 257-259.
22. Loursnathan S. J., Smith M. A. Cell dimensions of olivine // Mineral. Mag. 1968. V. 36. Pp. 1113-1134.
23. Maksimova A. A., Oshtrakh M. I., Petrova E. V., Grokhovsky V. I., Semionkin V. A. Comparison of iron-bearing minerals in ordinary chondrites from H, L and LL groups using Mussbauer spectroscopy with a high velocity resolution // Spectrochimica Acta Part A: Molecular and Biomolecular Spectroscopy. 2017. V. 172. Pp. 65-76. DOI: 10.1016/j. saa.2016.04.032
24. Oshtrakh M. I., Petrova E. V., Grokhovsky V. I., Semionkin V. A. A study of ordinary chondrites by Mussbauer spectroscopy with high-velocity resolution // Meteoritics & Planetary Science. 2008. V. 43. No 5. Pp. 941-958. DOI: 10.1007/978-3-540-78697-9 129
Secmfuttc гсоНл^к. апрель, 2020 г., № 4
25. Roges G. B., Huggins R E. Cation Determinative Curves for Mg-Fe-Mn Olivines from Vibrational Spectra // Amer. Miner.,
1972. V. 57. Pp. 967-985.
26. Turnock A. C, Lindsley D. H. Grover J. E. Synthesis and Unit Cell Parameters of Ca-Mg-Fe Pyroxenes // Amer. Miner.
1973. V. 58. Pp. 50-59.
27. Vandenberghe R. E., De Grave E. Application of Mnssbauer Spectroscopy in Earth Sciences // Mnssbauer Spectroscopy. Tutorial Book (Ed. by Yutaka Yoshida and Guido Langouche). Springer-Verlag Berlin Heidelberg, 2013. Pp. 91-186. DOI: 10.1007/978-3-642-32220-4_3
28. Wasson J. T, Kallemeyen B. W. Composition of chon'drites // Phil. Trans. R. Soc. Lond. 1988. V. A 325. Pp. 535-544.
References
1. Galimov E. M., Kolotov V. P., Nazarov M. A., Kostitsyn Y. A., Kubrakova I. V., Kononkova N. N., Roshchina I. A., Alekseev V. A., Kashkarov L. L., Badjukov D. D., Sevastianov V. S. Rezultaty veschestvennogo analiza meteorita Chelyabinsc (Results of physical analysis of the Chelyabinsk meteorite). Geochimiya, 2013, No. 7, pp. 580-598. DOI: 10.7868/ S0016752513070108
2. Erokhin Yu.V., Koroteev V.A., Khiller V.V., Burlakov V.V., Ivanov K.S., Kleymenov D.A. Meteorit «Kunashak»: novyue dan-nyepo minerelogii (Kunashak meteorite: new data of Mineralogy). DAN, 2015, V.464, No. 5, pp. 599-602. DOI: 10.7868/ S0869565215290198
3. Erokhin Yu.V., Koroteev V.A., Khiller V.V., Burlakov V.V., Ivanov K.S., Kleymenov D.A. Meteorit «Ozernoe»: novyue dan-nyepo mineralogii (Ozernoe meteorite: new data of Mineralogy). DAN, 2016. V. 471. No. 5, pp. 579-82. DOI: 10.7868/ S0869565216350176
4. Erokhin Yu.V., Koroteev V.A., Khiller V.V., Burlakov V.V., Ivanov K.S., Kleymenov D.A. Meteorit «Kargopolye»: novyue dannyepo mineralogii (Kargopole meteorite: new data of Mineralogy). DAN, 2017, V. 477, No. 5, pp. 582-585. DOI: 10.7868/S086956521735016X
5. Koroteev V.A., Erokhin Yu.V., Khiller V.V., Burlakov V.V., Ivanov K.S., Kleymenov D.A. Meteorit «Ural»: novyue dannye po mineralogii (Ural meteorite: new data of Mineralogy). DAN, 2017, V. 477, No. 5, pp. 582-585. DOI: 10.7868/S0869565214310181
6. Lavruchina A. K. Oprirode izotopnych anomaliy v meteoritach (To the nature of isotopic anomalies in meteorites). Kosmochimiya i meteoritika: Proceedings of conference. Kiev. Naukova dumka, 1984, pp. 33-35.
7. Lyutoev V. P., Potapov S. S., Isaenko S. I., Lysyuk A. Yu., Simakova Yu. S., Samotolkova M. F. Mineral'noe veshchestvo meteorita Chelyabinsk: IK-pogloshchenie, kombinacionnoe rasseyanie i myossbauerovskaya spektroskopiya 57Fe (Mineral substance of the meteorite Chelyabinsk: infrared absorption, Raman and 57Fe Mnssbauer spectroscopy). Vestnik IG Komi SC UB RAS, 2013, No.7, pp. 2-9.
8. Nikulova N. Yu., Filippov V. N., Schuyskiy A. S., Makeev B. N. Samorodnayaplatina v chondrite (Native platinum in the ordinary chondrite). Vestnik Permskogo universiteta, 2020, No. 1.
9. Pecherskij D. M., Markov G. P., Cel'movich V. A., Sharonova Z. V. Vnezemnye magnitnye mineraly (Extraterrestrial magnetic minerals). Fizika Zemli, 2012, No. 7-8, pp. 103-120.
10. Salikhov D. N., Yusupov S. S., Kovalev S. G., Berdnikov P. G., Khamitov R. A. Poleznye iskopaemye respubliki Baschkortostan (Minerals of the Republic of Bashkortostan (platinum group metals)). Ufa: Ekologiya, 2001, 223 p.
11. Silaev V. I., Golubeva I. I., Filippov V. N., Lutoev V. P., Simakova Yu. S., Potapov S. S., Petrovsky V. A., Khazov A. F.
Meteorit«Chelyabinsk»: mineralogo-petrograficheskaya harakter-istika (Meteorite «Chelyabinsk»: Mineralogical and Petrographic Characteristics). Vestnik Permskogo universiteta. 2013, Geologia, No. 2 (19), pp. 8-27.
12. Sobotovich E. V., Semenenko V. P. Proischogdenie me-teoritov (Origin of meteorites). Kiev: Nauk. Dumka, 1985, 204 p.
13. Bearley A. J., Jones R. H. Chodritic meteorites. Reviews in Mineralogy and Geochemistry, Vol. 36: Planetary Materials.. Wash. (D.C.): Mineral. Soc. Amer., (Washington, D.C., 1998), pp. 35-38.
14. Bowey J. E., Morlok A., Kohler M., Grady M. 2-16 ^m spectroscopy of micron-sized enstatite (Mg,Fe)2Si2O6 silicates from primitive chondritic meteorites. Monthly Notices of the Royal Astronomical Society, 2007, V. 376(3), pp. 1367-1374.
15. Connolly H. C., Huss G. R., and Wasserburg G. J. On the formation of Fe-Ni metal in Renazzo-like carbonaceous chondrites. Geochim. Cosmochim., 2001, A. 65, pp. 4567-4588. D0I:10.1016/ S0016-7037(01)00749-9
16. De Grave E., Van Alboom A. Evaluation of ferrous and ferric Mnssbauer fractions. Phys. Chem. Minerals., 1991, V. 18, pp. 337-342.
17. Duke D. A., Stephens J. D. Infrared investigation of the olivine group minerals. Amer. Miner., 1964, V. 49, pp. 1388-1406.
18. Fisher G. W., Medaris L. G. Cell dimensions and X-ray determinative curve for synthetic Mg-Fe olivines. Amer. Miner., 1969, V. 54, pp. 741-753.
19. Klima R. L., Pieters C. M., Dyar M. D. Spectroscopy of synthetic Mg-Fe pyroxenes I: Spin-allowed and spin-forbidden crystal field bands in the visible and near-infrared. Meteoritics and Planetary Science, 2007, V. 42, No 2, pp. 235-253.
20. Lauretta D. S., Nagahara H., Alexander C. M. O'D. Petrology and Origin of Ferromagnesian Silicate Chondrules. Meteorites and the Early Solar System II, 2005, pp. 431-459.
21. Lorin J. C., Michel-Levi M. C. Radiogenic 25Mg fine-scale distribution in Ca-Al inclusions of the Allende and Leoville meteorites. Short papers of the 4th Intern. conf. geocgron. cosmochron., isjtope geol. August 20-25, 1978 in Snowmass-at-aspen (Colorado, USA). Geol. Surv. Open-File Report 78-701, pp. 257-259.
22. Loursnathan S. J., Smith M. A. Cell dimensions of olivine. Mineral. Mag., 1968, V. 36, pp. 1113-1134.
23. Maksimova A. A., Oshtrakh M. I., Petrova E. V., Grokhovsky V. I., Semionkin V. A. Comparison of iron-bearing minerals in ordinary chondrites from H, L and LL groups using Mnssbauer spectroscopy with a high velocity resolution. Spectrochimica Acta Part A: Molecular and Biomolecular Spectroscopy, 2017, V. 172, pp. 6576. DOI: 10.1016/j.saa.2016.04.032
24. Oshtrakh M. I., Petrova E. V., Grokhovsky V. I., Semionkin V. A. A study of ordinary chondrites by Mnssbauer spectroscopy with high-velocity resolution. Meteoritics & Planetary Science, 2008, V. 43, No 5, pp. 941-958. DOI: 10.1007/978-3-540-78697-9_129
25. Roges G. B., Huggins R. E. Cation Determinative Curves for Mg-Fe-Mn Olivines from Vibrational Spectra. Amer. Miner.,
1972, V. 57, pp. 967-985.
26. Turnock A. C., Lindsley D. H. Grover J. E. Synthesis and Unit Cell Parameters of Ca-Mg-Fe Pyroxenes. Amer. Miner.,
1973, V. 58, pp. 50-59.
27. Vandenberghe R. E., De Grave E. Application of Mnssbauer Spectroscopy in Earth Sciences. Mnssbauer Spectroscopy. Tutorial Book (Ed. by Yutaka Yoshida and Guido Langouche). Springer-Verlag Berlin Heidelberg, 2013, pp. 91-186. DOI: 10.1007/978-3-642-32220-4_3
28. Wasson J. T., Kallemeyen B. W. Composition of chon'drites. Phil. Trans. R Soc. Lond., 1988, V. A 325, pp. 535-544.
Поступила в редакцию / Received 06.01.2020
