CC BY
46
УДК 552.63+552.61
Н.Г. Зиновьева, Л.Б. Грановский
ВЗАИМООТНОШЕНИЯ ХОНДР И МАТРИЦЫ ХОНДРИТОВ КАК ПОКАЗАТЕЛИ ИХ ГЕНЕЗИСА И РАССЛОЕНИЯ ПЛАНЕТ СОЛНЕЧНОЙ СИСТЕМЫ1
Петрологические особенности обыкновенных хондритов определяются двухстадийным развитием их материнских планет — протопланетным (в недрах планет-гигантов, материнских по отношению к хондритовым) и собственно планетным (после потери материнскими планетами гигантских флюидных оболочек). Реликтом протопланетного развития является расщепление магм на хондры и алмазоносную матрицу, зафиксированное в хондритовой текстуре. Консолидация хондритов вулканической (I), субвулканической (II) и плутонической (III) фаций происходит в основном на собственно планетной стадии развития их материнских планет. Хондры в хондритах кристаллизуются раньше более флюидной камаситовой матрицы, которая интенсивно замещает их и оказывает на них флюидное воздействие. Оливинизация хондр и вытеснение оливином камасита матрицы превращают ее во вторичную существенно оливиновую, что сильно осложняет хондра-матричные взаимоотношения хондритов, затушевывая их первичную магматическую природу.
Ключевые слова: хондриты, магматизм, жидкостная дифференциация, хондры, матрица.
Penological features of ordinary chondrites are predetermined by the two-stage evolution of their parent planets: (i) protoplanetary (in the interiors of giant planets parental with respect to chondritic ones) and (ii) planetary proper (after the parent planets lost their vast fluid envelopes). A relict of the protoplanetary evolution is the splitting of the magmas into chondrules and diamond-bearing matrix, a feature that can be seen in the chondritic structure. The consolidation of chondrites of volcanic (I), subvolcanic (II), and plutonic (III) facies occurred mainly during the planetary evolutionary stage of their parent planets. Chondrules in chondrites crystallized earlier than the fluid kamacite matrix, with the latter intensely replacing them and exerting fluid influence on them. Olivinization of chondrules and the replacement of matrix kamacite by olivine transforms the primary matrix into a secondary olivine-rich one, notably complicates chondrule-matrix relations in chondrites, and camouflages their primary magmatic nature.
Key words: chondrites, magmatizm, liquid immiscibility, chondrules, matrix.
Детальные микрозондовые исследования хондритов с использованием минералогической термометрии, отчасти изложенные в работах [Зиновьева и др., 2006; Зиновьева, Грановский, 2009; Маракушев и др., 2003], позволили разделить их на вулканические (I), субвулканические (II) и плутонические (III). Характерно наложение на хондриты низкотемпературной минерализации, замещающей первичные минералы (оливин, пироксен, плагиоклаз) и представленной филлосиликатами, углистым веществом, графитом, углеводородами и органическими веществами [Piz-zarello, Cooper, 2001]. Вторичная минерализация особенно обильна в углистых хондритах, в которых первичные минеральные ассоциации хорошо сохранились только в хондритах типа С3, а в типах С2 и С1 они присутствуют в виде реликтов. В обыкновенных (преобладающих) хондритах (LL—L—H—HH) вторичная минерализация распространена только в хондритах вулканической фации. Она представляет единственное метаморфическое наложение на хондриты, являющиеся полностью магматическими образованиями, генетически связанными с развитием железокаменных планет.
Двухэтапность формирования материнских хонд-ритовых планет. Материнские планеты хондритов, подвергавшиеся взрывному распаду с образованием пояса астероидов, относятся к самым примитивным, не успевшим расслоиться подобно планетам земной группы. Поэтому в хондритах сохранились реликты протопланетного развития под огромным давлением флюидных оболочек околосолнечных планет-гигантов, которые были материнскими по отношению ко всем железокаменным планетам Солнечной системы [Маракушев, 1999]. К таким реликтам относится расщепление магм на хондры и алмазоносную матрицу, которое доказывается свойственной хондритам текстурой жидкостной несмесимости, определившей не только разделение их на силикатные хондры и никель-железную матрицу, но и наличие сульфидно-металлических капель в силикатных хондрах. Хондритам свойственны структуры магматической кристаллизации и вхождение вулканического стекла в хондриты вулканической и субвулканической фаций (I и II). В хондрах и матрице проявляется многократность расслоения хондритового расплава. В хондрах оно фиксируется обособлением сульфидно-метал-
1 Работа выполнена при частичной финансовой поддержке РФФИ и программы «Поддержка научных школ» (грант НШ — 2849.2006.05).
лических капель различного размера. Характерно наличие сложных хондр, внешние более железистые части которых окружают более магнезиальные. Некоторые хондры окружены каймами и рассечены жилами грубозернистого сульфидно-металлосили-катного материала, в которых иногда встречаются маленькие магнезиальные хондры и обломки зерен магнезиальных силикатов. В структурном и химическом отношении существует непрерывный переход между грубозернистыми силикатными каймами и жилами и внешними частями сложных хондр. Наряду с первичным хондра-матричным железосиликатным расщеплением в хондритах фиксируется жидкостная несмесимость второго порядка. Она наблюдается как в хондрах (оливин-пироксеновая), так и в матрице (сульфидно-металлическая).
Выделение в эволюции хондритового магматизма ранней (протопланетной) стадии развития под огромным давлением флюидных оболочек планет-гигантов, материнских по отношению к хондритовым (железо-силикатным) планетам, и поздней собственно планетной стадии кристаллизации и взрывного распада на астероиды определяет главные петрологические особенности хондритов. В протопланетную стадию в обыкновенных хондритах степень окисленности железа (рис. 1) возрастает с повышением отношения Н2О:Н2 в оболочках материнских планет-гигантов в результате потери водорода под воздействием Солнца [Маракушев, Чаплыгин, 2004]. Окисление хондритовых расплавов (Н LL) происходит за счет изотопно-тяжелого кислорода, привносимого
водой, с такими изотопными характеристиками (%о): 517О = 7,5; 518О = 5,6 (ЬЬ-хондрит СИатриг I).
Роль воды, контролирующей изотопный состав кислорода хондритов и их минералов ранней генерации, наглядно показана на рис. 2, видно, что они формируют аномальный изотопный тренд кислорода а ~ 1), приближенный к таковому кислорода воды LL-хондритов. Ему следуют валовые составы хондр и сульфидно-металлосиликатной матрицы, а также железомагнезиальные силикаты обыкновенных хонд-ритов фаций I и II. В изотопном составе кислорода зональных зерен оливина из L-хондрита Julesburg I проявляется тенденция к обеднению О силикатных фаз, кристаллизующихся в условиях усиления окислительной обстановки.
Тренду нормального масс-фракционирования изотопов кислорода, показанному на рис. 2 штриховой линией ^ а = 0,5), следуют плагиоклаз и вулканическое стекло хондритов вулканической I и субвулканической II фаций, а также все минералы хондритов плутонической фации III, которые кристаллизовались на собственно планетной стадии развития хондритового магматизма после снятия давления, создаваемого флюидными оболочками их
Рис. 1. Соотношение закисного ^еО, силикатного) и металлического ^е+№) железа в составе обыкновенных хондритов, определяющее разделение их на главные петрохимические группы: 1 — Н, 2 — Ь, 3 — ЬЬ (крупные знаки относятся к средним составам). Видна дискретность состава хондритов петрохимических групп, определяемая жидкостной несмесимостью
Рис. 2. Изотопный состав кислорода хондр (кружки) и минералов (треугольники) L-хондритов вулканической I (белые), субвулканической II (серые) и плутонической III (черные) фаций в сопоставлении с водой LL-хондрита Chainpur I (звездочки). Изотопные составы магнезиальных (Fa1-3) 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 (tg а ~ 1), соединяющий изотопный состав силикатного включения метеорита Нечаево и средних валовых составов H, L и LL-хондритов (светло-серые ромбы), штриховой — тренд фракционирования изотопов кислорода в минералах земных и лунных пород (tga = 0,5), штрихпунктирной — тренд, параллельный земному, проходящий через средний валовый состав L-хондритов, по [Bridges et al., 1999; Clayton et al., 1991; Russell et al., 2000; Saxton et al., 1998]
материнских планет-гигантов. В сочетании планетного и протопланетного развития и состоит главная специфика хондритового магматизма.
Принципиальное различие протопланетного (жидкостного) и последующего планетного (кристаллизационного) развития хондритового магматизма наглядно выражается соотношением аномального и нормального трендов фракционирования изотопов кислорода в хондритах субвулканической и плутонической фаций (II и III). Аномальный тренд распределения изотопов кислорода между средними составами хондритов (рис. 3) 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.
Петрохимическая дискретность состава хондри-тов, наглядно представленная на рис. 1, несравнимо контрастнее проявляется в образовании металлических ядер хондритовых планет, дающих при их взрывном распаде примитивные железные метеориты, в том числе алмазоносные. Их образование связывают с протопланетной стадией развития хондритового магматизма. Об этом можно судить по аномальному тренду фракционирования изотопов кислорода (рис. 4), который соответствует средним составам обыкновенных хондритов. Этим примитивные желез-
-1-1-г-
0,0 2,0 4,0 6,0
5180
Рис. 3. Аномальный тренд (сплошная линия) распределения изотопов кислорода между средними составами обыкновенных хондритов (1 — НН, 2 — Н, 3 — L, 4 — LL) и тренды их нормального масс-фракционирования (штриховые линии) между минералами хондритов субвулканической (II) и плутонической (III) фаций (5 — НН, 6 — Н, 7 — L, 8 — LL), земных и лунных пород (9), по [Clayton et al., 1991]
ные метеориты отличаются от множества железных метеоритов и палласитов (I-Pal, рис. 4), которые характеризуются нормальным масс-фракционирова-нием изотопов кислорода, типичным для ахондритов, лунных и земных горных пород, что отражает их собственно планетное развитие.
Петрологические взаимоотношения хондр и матрицы хондритов. На рис. 5 приведена сводка составов хондр и матрицы обыкновенных хондритов (табл. 1) относительно средних валовых составов хондритов с различной магнезиальностью оливина, по которой выделяются их главные типы — LL, L, H, НН. Обращает на себя внимание большой разброс составов матрицы с приближением ее к среднему составу хондритов. Это отражает изначально неодинаковое содержание летучих компонентов (Н2+Н2О) в хонд-ровых 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 вулканической фации (I) это сопровождалось эксплозиями с образованием хондритовых туфов, в которых хондры перемешаны с обломками хондр, в различной мере переработанных под флюидным воздействием матричных расплавов (рис. 6 и рис. 7).
Первичное железосиликатное расщепление, определяемое наличием каплевидных силикатных выделений (хондр) в богатой железом матрице, фиксируется в хондритах повсеместно. Дополнительно оно доказывается наличием в хондрах сульфидно-металлических
0,00 2,00 4,00 6,00
5180
Рис. 4. Диаграмма, иллюстрирующая принципиальное отличие примитивных железных метеоритов (Нечаево, Эльга и др.), которые относятся к протопланетному развитию хондритовых планет (сплошная линия — аномальный тренд, соответствующий средним составам хондритов) от железных метеоритов и палласитов, образующих собственное генетическое семейство (1+Ра1). Штриховая
линия отвечает лунным и земным породам. 1 — НН, 2 — Н, 3 — L, 4 — ЬЬ — изотопный состав кислорода обыкновенных хондритов и 5 — железных метеоритов и палласитов. Средние составы показаны более крупными значками
(камаситовых) капель, иногда более обильных к краям. Это создает в некоторых случаях хондрово-матричные обрамления, образующие особый тип постепенного перехода между хондрами и матрицей (рис. 6, а, г).
Рис. 5. Соотношение валовых составов хондр (белые значки) и матрицы (залитые значки) в хондритах с различной магнезиаль-ностью оливина относительно средних валовых составов хондритов (обведенные значки). Средние составы хондр и матрицы показаны более крупными значками. Разброс составов матрицы обусловлен наличием в троилит-камаситовой матрице силикатных включений (останцов от замещаемых ею хондр). Коннодами (штриховые линии) соединены хондры и соответствующие им грубозернистые (матричные) каймы, цифры отвечают анализам в табл. 1. Звездочками показаны валовые составы хондр и матрицы Н и L-хондритов вулканической фации I; кружками (Н), квадратами (Ь) и треугольниками вершиной вверх (ЬЬ) — субвулканической и плутонической фаций (II, III), треугольниками с вершиной вниз — Е-хондритов
Но 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 различной степени 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 увеличении первичная металлическая фаза матрицы уступает место железистому оливину и возникает вторичная камаситово-силикатная (оли-виновая) матрица, а также хондры обрастают каймой железистого оливина. Эта закономерность наглядно
Таблица 1
Валовые составы хондр и грубозернистой силикатной матрицы обыкновенных хондритов (ат. %) вулканической (I),
субвулканической (II) и плутонической (III) фаций
Хондриты O Na Mg Al Si P S K Ca Cr Mn Fe Ni Mg* Ol
H-хондриты I 1 2 58,68 56,35 0,93 1,62 13,66 13,58 2,19 1,84 16,88 15,43 0,07 0,32 2,08 0,07 0,19 1,15 0,65 0,22 0,18 0,14 0,13 5,57 7,27 0,69 0,91 0,88
II 3 4 57,34 54,63 0,95 1,27 18,90 13,72 1,85 2,08 14,81 13,12 0,05 1,80 0,03 0,28 0,32 0,28 0,56 0,12 5,41 11,70 0,04 0,72 0,81 0,81
III 5 6 58,89 49,92 0,76 1,27 14,27 14,18 1,30 1,73 19,86 16,13 — 0,16 3,29 0,09 0,05 0,75 0,43 0,24 0,34 0,10 3,58 11,94 0,72 0,81 0,81
3 н I 7 8 57,51 56,40 0,46 0,71 21,90 17,26 2,69 1,57 13,81 13,14 0,08 0,17 0,06 0,76 0,05 0,05 1,03 0,67 0,09 0,17 0,08 2,10 8,66 0,12 0,29 0,98 0,95
и р ндр о -х II 9 10 55,79 49,85 1,22 1,43 16,08 13,44 1,52 1,56 15,17 12,61 0,10 0,18 1,32 6,73 0,07 0,06 0,52 0,59 0,77 0,95 0,13 7,06 11,87 0,17 0,72 0,75 0,74
III 11 12 58,69 48,90 1,26 1,15 13,73 13,82 1,92 1,56 17,98 14,64 — 0,10 4,36 0,07 1,32 0,47 0,17 0,10 4,59 13,53 1,26 0,75 0,75
II 13 14 57,20 51,31 0,84 1,15 17,10 12,67 1,80 1,76 15,08 13,91 — 5,57 0,03 0,29 0,44 0,26 0,70 0,13 0,07 7,31 11,3 1,02 0,72 0,71
8 к b-l III 15 16 57,15 49,15 1,62 1,07 12,72 12,95 2,43 1,55 18,26 14,09 0,23 0,36 7,38 0,09 0,06 1,32 0,76 0,17 0,08 0,07 0,06 5,55 12,57 0,23 0,70 0,69
Примечания. Анализы выполнены в лаборатории локальных методов исследования вещества геологического факультета МГУ с использованием растрового электронного микроскопа «,1ео1 ,Г8М-6480ЬУ» с энергодисперсионной приставкой «ШСА-Еиещу-350». Ускоряющее напряжение 15 кВ, сила тока 15 нА. В скобках указаны петрологические типы обыкновенных хондритов.
1—2 — Yamato-82133 Н I (3), 3—4 — Рагули Н II (3,8), 5—6 — Венгерово Н III (5); 7—8 — Yamato-74417 Ь I (3), 9—10 — Слободка Ь II (4), 11—12 — Нерфт Ь III (6); 13—14 — Савченское ЬЬ II (4), 15—16 — Томаковка ЬЬ III (6). Составы хондр показаны нечетными цифрами, составы, окружающих их грубозернистых кайм или сульфидно-железосиликатной матрицы, — четными. Mg* — магнезиальность оливина Mg/(Mg+Fe); прочерк — содержание элемента ниже предела обнаружения энергодисперсионного анализа.
Рис. 6. Обыкновенные хондриты вулканической I (а—в) и субвулканической II (г) фаций: а — эксплозивная брекчия (литокристаллокластический туф), вулканический Ь-хондрит Yamato-74417 I. В обломке порфировой пироксен-оли-виновой хондры сульфидно-металлические 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 суль-фидно-металлосиликатной 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 оливин-пироксеновой хондры (Н-хондрит Yamato-82133 I) под воздействием матричного расплава, аналогично переработанные фрагменты хондр содержатся и в окружающей матрице; г — сульфидно-металлосиликатная 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 (субвулканическая фация II)
Рис. 7. Взаимоотношения хондрового и матричного вещества в эксплозивной брекчии вулканических (I) Н- и Ь-хондритов: а — порфировые пироксен-оливиновые 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 в). Стрелка на б указывает на амебовидные включения хондрового вещества в существенно оливиновой матрице Ь-хондрита Yamato-74417. В хондрите сохранились и первичные взаимоотношения силикатов, свойственные хондрам (г): обрастание ортопироксена клинопироксе-ном указано стрелкой
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 обыкновенном L-хондрите Yamato-74417 I:
3(МЕо<^еоД)28Ю4 + бМЕо^^Юз + 7Feo,95Nio,o5 + + 6Н2О = 9^0,^,4)2^04 + Feo,65Nio,з5 + 6Н2.
Видно, что не только увеличивается железистость силикатов и содержание никеля в металлической фазе, но и резко уменьшается количество металлической фазы, что ведет к образованию существенно оливи-новой матрицы.
Переход от протопланетной к собственно планетной стадии в развитии хондритового магматизма был катастрофичным и сопровождался эксплозиями с образованием высокобарной минерализации [Мараку-шев и др., 2007], развитием хондритового вулканизма высокой эксплозивности. Его порождением являются брекчии вулканических хондритов (тип I), сложенные в основном хондрами, их обломками, оливином и пироксеном, тогда как собственно металлическая фаза представлена в них ограниченно (рис. 6, а). Тем не менее в брекчиях отчетливо проявлены ее первичные взаимоотношения с силикатной расплавной фазой, представленные сульфидно-металлическими каплями в хондрах. Процессы матричного воздействия на хондры проявляются в образовании секущих жил (рис. 6, б), магматическая природа которых доказывается наличием в них сульфидно-металлических капель и присутствием вулканического стекла в интерстициях между зернами, а также во флюидной перекристаллизации краевых частей хондр (рис. 6, в) под воздействием матричного расплава с замещением силикатов железистым оливином. Флюидная переработка амебовидных останцов хондр под воздействием матричного расплава приводит к формированию вторичной камаситово-оливиновой матрицы. На рис. 7 показано разнообразие взаимоотношений первичных хондр с наложенной на них оливиниза-цией, контролируемой внедрением в них первичной (камаситовой) матрицы в виде струй (изометричные формы) и прожилков (рис. 7, а). Отчетливо видно, что первичная камаситовая матрица вытесняется вторичной камасит-оливиновой (рис. 7, б, в).
Интенсивность замещения хондр определяется их химическим составом. Наиболее агрессивному воздействию подвергаются магнезиальные оливиновые и пироксен-оливиновые хондры. Среди железистых хондр сильнее замещаются существенно пироксе-новые 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 присутствует кварц, то могут возникнуть пироксеновые зоны с максимальной для данного хондрита железистостью. Например, в Н-хондрите Yamato-82133 I железис-
тость пироксена достигает Fs60Wo3. В развитии этого процесса проявляется специфическая роль серы. Она связывает железо в составе троилита и редуцирует повышение железистости силикатов. Это фиксируется по более низкой железистости пироксена из пирок-сен-троилитовых зон замещения ^27_3^о3) по сравнению с мономинеральными пироксеновыми зонами ^36_4^о3). В участках наиболее интенсивного матричного воздействия флюидная перекристаллизация хондр завершается образованием существенно оливиновой матрицы.
Как показано выше, главным фактором смещения реакций, отражающих изменение окислительно-восстановительных условий (железосиликатного отношения) в родительских телах обыкновенных хондритов, является водно-водородное соотношение во флюидах, под давлением которых происходило развитие хондритового магматизма. Повышение 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 хондритов вулканической фации (I). Оливинизация хондр и вытеснение оливином камасита матрицы превращают ее во вторичную существенно оливиновую, что сильно осложняет хондра-матричные взаимоотношения в хондритах, затушевывая их первичную магматическую природу.
В отличие от обыкновенных хондритов вулканической фации (I), испытавших интенсивное изменение хондрового и матричного вещества как на магматическом, так и на постмагматическом этапе, хондриты субвулканической и плутонической фа-
Таблица 2
Результаты термобарометрического изучения обыкновенных хондритов вулканической (I), субвулканической (II) и плутонической (III) фаций
Фация Хондрит N Интервал Т, С Средняя Т, С Интервал значений Р, кбар Среднее значение Р, кбар
I Yamato-82133 H Yamato-74417 L 12 11 938—1466 1106—1307 1190 1207 0—15,9 3,6—12,2 8,4 7,7
II Рагули H Саратов L 11 5 890—1479 900—1203 1193 1129 0—13,7 0—14,6 6,0 5,9
III Бердянск L Fucbin L Yamato-74160 LL 6 7 2 985—1000 992—1030 1000—1105 993 1011 1053 3,8—5,1 3,6—8,3 3,1—5,0 4,5 5,7 4,0
Примечание. N — число проанализированных зерен. Температура рассчитана по двупироксеновому геотермометру [Wells, 1977]. Давление рассчитано по клинопироксеновому геобарометру [Nimis, 1999]. Обоснование применения данных геотермометров и геобарометров приведено в [Зиновьева и др., 2006]. Составы пироксеновых пар хондрита Yamato-74160 LL III взяты из [Takeda et al., 1984].
ций (II и III) являются чисто магматическими. Об этом свидетельствуют не только петрохимические, петроструктурные и парагенетические данные [Ма-ракушев и др., 2003], но и результаты термобарометрического изучения хондритов различных химических групп. Значения температуры кристаллизации обыкновенных хондритов вулканической, субвулканической и плутонической (I, II, III) фаций (табл. 2) хорошо коррелируют с температурой кристаллизации земных вулканических и плутонических пород. Хон-дриты вулканической и субвулканической фаций (I и II) кристаллизуются в более высокотемпературных условиях, в более широком диапазоне температуры по сравнению с хондритами плутонической фации (III). Прослеживается аналогия с земными магматическими породами и в отношении состава флюида [3] — с переходом от плутонических фаций к вулканическим миграция Н2 во флюиде возрастает и степень его окислености (Н2О:Н2) увеличивается.
Заключение. Главная особенность хондритов — их двухстадийное развитие: протопланетное (в недрах планет-гигантов — материнских по отношению к хондритовым планетам) и собственно планетное (после потери материнскими планетами гигантских флюидных оболочек).
Для протопланетной стадии характерно разделение хондритовых магм на силикатные хондры и алмазоносную камаситовую матрицу. Это отражает рас-слоенность материнских планет-гигантов, теряющих
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
Зиновьева Н.Г., Плечов П.Ю., Латышев Н.П. и др. Термобарометрия обыкновенных хондритов // Докл. РАН. 2006. Т. 408, № 6. С. 780—791.
Зиновьева Н.Г., Грановский Л.Б. Эволюция железоси-ликатного отношения обыкновенных хондритов и генетические типы железных метеоритов // Там же. 2009. Т. 424, № 4. С. 526-530.
Маракушев А.А. Происхождение Земли и природа ее эндогенной активности. М.: Наука, 1999. 255 с.
Маракушев А.А., Грановский Л.Б., Зиновьева Н.Г. и др. Космическая петрология. М.: Наука, 2003. 387 с.
Маракушев А.А., Зиновьева Н.Г., Грановский Л.Б. Генетические типы минералов ультравысокого давления в метеоритах // Докл. РАН. 2007. Т. 417, № 5. С. 673—676.
Маракушев А.А., Чаплыгин О.В. Петрохимическая эволюция и стадии формирования обыкновенных хондритов // Экспериментальная минералогия. Некоторые итоги на рубеже столетий. Т. 1. М.: Наука, 2004. С. 262—282.
Bridges J.C., Franci I.A., Sexton A.S., Pillinger C.T. Mineralogical control on the oxygen isotopic compositions of UOCs // Geochim. et Cosmochim. Acta. 1999. Vol. 63, N 6. P. 945—951.
Clayton R.N., Mayeda T.K., Goswami J.N., Olsen E.J. Oxygen isotope studies of ordinary chondrites // Ibid. 1991. Vol. 55. P. 2317—2337.
Геологический факультет МГУ имени М.В. Ломоносова,
кафедра петрологии,
Н.Г. Зиновьева, вед. науч. сотр.,
e-mail: [email protected]
Л.Б. Грановский, зав. лабораторией,
e-mail: [email protected]
водород под воздействием Солнца, что реализуется в повышении железистости хондр, которой определяются главные типы хондритов: C(E)—HH—H—L—LL. Их эмбриональная алмазоносность и аномальные тренды фракционирования изотопов кислорода (tg а = 1) предполагают огромное давление флюидных оболочек их материнских планет-гигантов, причем аномальные тренды отличны от трендов (tg а = 0,5) нормального масс-фракционирования, свойственных кристаллизации и другим процессам собственно планетного развития магматизма. На этой основе разделяются и железные метеориты, образовавшиеся на протопланетной и планетной стадиях эволюции.
Хондриты подразделяются на вулканические (I), субвулканические (II) и плутонические (III) с наложением на них постмагматической минерализации. В обыкновенных (преобладающих) хондритах (LL— L—H) вторичная минерализация встречается только в хондритах вулканической фации. Хондры в хондритах кристаллизуются раньше, чем более флюидная кама-ситовая матрица. Она интенсивно замещает хондры, причем степень этого замещения зависит от водно-водородного отношения во флюиде. С увеличением Н2О:Н2 развивается оливинизация хондр и камасита матрицы, которая превращается во вторичную существенно оливиновую матрицу. Это затушевывает первичную магматическую природу хондритов, в которых зарождается железосиликатное расслоение, свойственное Земле и планетам ее группы.
Nimis P. Clinipyroxene geobarometry of magmatic rocks P. 2: Structural geobarometers for basic to acid, tholeiitic and mildy alkaline magmatic systems // Contrib. Mineral. and Petrol. 1999. Vol. 135. P. 62-74.
Pizzarello S., Cooper G.W. Molecular and Chirol Analyses of some Protein Amino Acid derivates in the Murchison and Murray Meteorites // Meteor. and Planet. Sci. 2001. Vol. 36. P. 897-909.
Russell S.S., MacPherson G.J., Leshin L.A., McKeegan K.D. 16O enrichment in aluminum-rich chondrules from ordinary chondrites // Earth and Planet Sci. Lett. 2000. Vol. 184. P. 57-74.
Saxton J.M., Lyon I.C., Turner G. Oxygen isotopes in forsterite grains from Julesburg and Allende: Oxygen-16-rich material in an ordinary chondrite // Meteor. and Planet. Sci. 1998. Vol. 33, N 5. P. 1017-1027.
Takeda H, Huston T.J., Lipschutz E. On the chondrite-achon-drite transition: Mineralogy and chemistry of Y-74160 (LL7) // Earth and Planet. Sci. Lett. 1984. Vol. 71. P. 329—339.
Wells P.R.A. Pyroxene thermobarometry in single and complex systems // Contrib. Mineral. and Petrol. 1977. Vol. 62. P. 129—139.
Поступила в редакцию 28.04.2009
