Особенности кристаллизации оливина в обыкновенных хондритах (метеорит Саратов): геохимия редких и редкоземельных элементов

Введение

Обыкновенные хондриты являются наиболее распространенным типом метеоритов и представляют собой агломерат хондр и единичных зерен силикатных минералов. Хондры – субмиллиметровые силикатные сферулы, сложенные оливином, пироксеном и мезостазисом (стеклом), относятся к наиболее древним образованиям Солнечной системы [1]. Вещество обыкновенных хондритов не испытывало дифференциации и сегрегации ядро-мантия, что позволило сохранить первичные свойства, отражающие физико-химические условия протопланетного диска на ранней стадии развития Солнечной системы. Тем не менее, большинство обыкновенных хондритов демонстрирует признаки влияния термального метаморфизма различных степеней интенсивности. В результате аккреции планетезималей происходило формирование родительских тел хондритов и накопление на них короткоживущих изотопов ²⁶Al и ⁵⁰Fe, что влекло за собой образование внутреннего источника нагрева и действию вторичных процессов (термальный метаморфизм, активность флюидов) [2].

Термальный метаморфизм приводил к гомогенизации составов главных силикатных минералов (оливин, пироксен), перекристаллизации стекла хондр в плагиоклаз, укрупнению зерен камасита-тэнита, троилита и хромита и появлению новых минеральных фаз (апатит, мерилит, Са-пироксен) [3]. В зависимости от удаленности от источника нагрева, хондриты подразделяются на неравновесные (петрологический тип 3) и равновесные (4, 5 и 6), где с увеличением номера петрологического типа (п.т.) увеличивается степень минерального равновесия и ярче проявляются признаки метаморфизма.

Изучение химического и изотопного состава хондр позволяет реконструировать условия формирования и особенности эволюции первичного вещества на допланетной стадии. Основным источником информации о первичном внеземном веществе являются метеориты. Один из крупных метеоритов массой около 200 кг – Саратов – упал каменным дождем на территории сел Михайловского, Шаховского, Донгуза и Белой Горы в Саратовской области 6 октября 1918 г. [4]. Метеорит относится к маложелезистой группе L равновесных обыкновенных хондритов (РОХ) 4 п.т., отличается высокой пористостью материала [5] и присутствием большого количества Q фазы – фазы концентратора благородных газов [6, 7]. Характеризуется малой степенью ударного метаморфизма S2/S3 [8] и низкой степенью выветривания W0.

До сих пор исследования силикатных минералов РОХ ограничивались изучением состава главных или второстепенных элементов, что привело к затруднениям при оценке петрологического типа зерен, доставленных с астероида Итокава [9]. Редкие и редкоземельные элементы широко используются при оценке геохимических обстановок, что позволяет с их помощью исследовать условия образования минералов различного генезиса, таких как циркон [10], турмалин [11], берилл [12], пироксен [13], а также стекол [14]. Редкие элементы в оливине и пироксене мало подвержены диффузии в условиях термального метаморфизма [15, 16], наблюдающегося на родительских телах хондритов, что позволяет использовать их при изучении минералов РОХ. Изучение состава редких тугоплавких элементов в оливине, пироксене и стекле хондр неравновесных обыкновенных хондритов (НОХ) выявило различные виды кристаллизации порфировых хондр и позволило определить их относительные скорости остывания [17-19]. Состав умеренно летучих редких элементов обычно отражает взаимодействие хондры с окружающим газом в протопланетном облаке [20, 21]. Первые результаты изучения составов силикатных минералов РОХ установили неоднородность содержания редких элементов [22, 23] и соотношения изотопов кислорода [24] в оливине и пироксене РОХ.

В порфировых хондрах НОХ иногда наблюдаются изолированные зерна тугоплавкого оливина, значительно обогащенного MgO и отличающегося по изотопному составу кислорода от оливина хондры [25, 26], а также более магнезиальные ядра оливиновых зерен, обрастающие каемками менее магнезиального форстерита [27]. Присутствие реликтовых зерен оливина в порфировых хондрах может указывать на их образование в результате плавления минералов-предшественников (прекурсоров). В качестве прекурсорного материала рассматриваются рефракторные включения (CAI и АОА) [28], мелкозернистый материал матрицы хондритов, хондры и фрагменты хондр предыдущих генераций. Также сюда относят осколки планетезималей [29], лед Н₂О [30], реликтовый оливин и скопления пыли [31].

Проведенное недавно изучение оливина порфировых хондр метеорита Орловка показало, что они не испытали уравновешивания в отношении редких элементов при термальном метаморфизме, а обнаруженное геохимическое различие хондр подтвердило гипотезу о плавлении минеральных предшественников хондр в протопланетном диске [32].

Исследование редкоэлементного состава оливина хондр РОХ метеорита Саратов позволило установить влияние термального метаморфизма на содержание редких элементов и выявить различия в условиях образования хондр различного строения.

Аналитические методы

Образец хондрита Саратов (L4) был предоставлен заведующим лабораторией ИГГД РАН проф. Л.К.Левским.

Химический состав минералов на уровне главных элементов был определен методом EPMA в ИГГД РАН на микрозондовом анализаторе Jeol JXA-8230 с четырьмя волновыми спектрометрами. Вещество метеорита было помещено в стандартную шайбу из эпоксидной смолы, которая после полировки напылялась углеродом. Точечные измерения состава минералов выполнялись
с ускоряющим напряжением 20 кВ и током 20 нА для оливина. Диаметр сфокусированного пучка составил 3 мкм. В качестве стандартов использовались природные минералы, чистые оксиды и металлы. Для коррекции матричного эффекта использовался алгоритм ZAF. Линии Кα1 измерялись для всех элементов.

Содержание редких и редкоземельных элементов (REE) в минералах определено методом масс-спектрометрии вторичных ионов (SIMS) на ионном микрозонде Cameca IMS-4f в ЯФ ФТИАН по методике, изложенной в работе [33]. Перед измерениями препарат напылялся золотом. Условия съемки на ионном микрозонде Cameca IMS-4f: первичный пучок ионов 16О₂¯, диаметр пучка ~ 20 мкм; ток ионов 5-7 нА; ускоряющее напряжение первичного пучка 15 кэВ. Погрешность измерений не превышала 10 % для примесей с концентрациями > 1 ppm и 20 % – для концентраций < 1 ppm. Редкоэлементный состав породообразующих минералов определялся максимально близко к точкам анализа главных элементов методом EPMA. Спектры распределения REE в минералах нормировались к хондриту CI [34].

Результаты и обсуждение

Петрографическое исследование метеорита Саратов позволило установить троилитовые, хромитовые и силикатные хондры порфировой, колосниковой, радиальной и скрытокристаллической структур. Основная часть метеорита сложена силикатными хондрами различных размеров и их обломками. Силикатные хондры визуально можно разделить на три фракции по размерам: наиболее крупные – 1-2 мм в диаметре – представлены порфировой, редко колосниковой структурами; средние – 0,5-0,3 мм; мелкие – менее 0,2 мм. Хондры средних и мелких размеров представлены всеми вышеперечисленными структурами. Силикатные хондры метеорита Саратов практически не имеют металлических и силикатных кайм.

Разнообразие структур хондр, подразделяющихся на порфировые и непорфировые (колосниковые, радиально-лучистые, скрытокристаллические и т.д.), отражает различия в условиях остывания расплава. Экспериментально установлено, что образование порфировых хондр происходит из медленно остывающего расплава (1-500 °С/ч), нагретого ниже температуры ликвидуса (1400-1700 °С) и сохранившего большое количество реликтовых зерен. Кристаллизация колосниковых хондр требует нагрева расплава незначительно выше температуры ликвидуса и быстрого остывания (500-3000 °С/ч). Для радиально-лучистых хондр характерна высокая температура расплава и практически мгновенное его остывание (1000-3000 °С/ч) [35].

Матрица метеорита в основном сложена мелкими хондрами, обломками хондр или отдельными крупными зернами оливина, также иногда встречаются небольшие металлические образования. Матрица сильно раздроблена и характеризуется высокой пористостью. Наличие межхондровой (матричной) части хондритов, существенные отличия ее изотопного и химического состава [36], а также присутствие досолнечных зерен и первичных конденсатов (корунд, хибонит, шпинель, перовскит) указывает на существование областей протопланетного диска, не участвовавших в хондрообразовании.

Оливин в метеорите Саратов чаще всего наблюдается в идиоморфных или гипидиоморфных зернах, слагающих порфировые хондры метеорита. В зависимости от хондры размеры зерен могут варьировать от 500 до 100 мкм. В колосниковых хондрах оливин наблюдается в виде вытянутых скелетных кристаллов, иногда срастающихся между собой, и образует балки, ориенированные чаще всего параллельно, но иногда пересекающиеся между собой. В матрице метеорита наблюдаются отдельные гипидиоморфные зерна оливина, размер которых в среднем составляет 200-300 мкм по удлинению. Состав оливина соответствует форстериту и довольно неоднороден (Fo 73-77), но различий между оливином хондр и матрицы по составу главных элементов не установлено. В порфировых хондрах на границе с анортоклазом зерна оливина обрастают мелкими (20-30 мкм) зернами пижонита и авгита.

Распределение редких элементов в силикатных минералах метеорита Саратов было исследовано в двух оливин-пироксеновых порфировых (3POP-2, 3POP-4) и одной оливин-пироксеновой колосниковой (3BOP-1) хондрах (рис.1).

Хондра 3POP-2 имеет овальную форму, не превышает 2 мм по удлинению и сложена крупными (500-300 мкм) идиоморфными зернами оливина и небольшими гипидиоморфными зернами энстатита, интерстиции между которыми заполнены плохо раскристаллизованным мезостазисом олигоклаз-лабрадорового состава.

Оливин хондры по содержанию главных и редких элементов довольно неоднороден, однако геохимических закономерностей между содержаниями элементов в оливине центральной и краевой части хондры не наблюдается. Тем не менее, ксеноморфное зерно оливина небольшого размера (100 мкм), находящееся в краевой части хондры, отличается значительной обогащенностью редкими элементами от крупных, хорошо ограненных, зерен по содержанию редких элементов (табл.1). Спектры распределения редких элементов в оливине хондры практически не дифференцированы (рис.2, а). Содержание редких элементов на порядок ниже хондритовых значений. В целом в оливине хондры 3POP-2 наблюдается обогащенность LREE по отношению к HREE.

Таблица 1

Состав оливина хондры 3POP-2 метеорита Саратов

Примечание. Пустая ячейка – элемент не определялся; bdl – содержание элемента ниже порога обнаружения.

Хондра 3POP-4 характеризуется округлой формой, полным отсутствием пор и трещин, размер хондры не превышает 2 мм (рис.1). Хондра сложена крупными (1-1,5 мм по удлинению) гипидиоморфными вытянутыми вкрапленниками оливина и меньшими по размеру (200-300 мкм) зернами низко-Са пироксена, интерстиции между которыми заполнены мезостазисом, по составу близким к анортоклазу. По границе хондры проходит тонкая прерывистая металлическая кайма.

Оливин в хондре 3POP-4 представлен крупными сильно вытянутыми зернами, по составу относится к форстериту (Fo 75). По составу главных и редких элементов различий между оливином хондры и матрицы не наблюдается (табл.2) кроме небольшой обогащенности оливина центральной части хондры Ce и Cr, а  также оливина матрицы Ti и Ni (рис.2, б).

Спектры распределения редких элементов субгоризонтальны и практически не дифференцированы. Оливин хондры и матрицы обеднен редкими элементами по сравнению с хондритовыми значениями, но отличается высоким содержанием редкоземельных элементов по сравнению с оливином порфировых хондр НОХ. В оливине краевой части хондры и матрицы метеорита Саратов наблюдается преобладание HREE над LREE, однако оливин центральной части хондры обогащен LREE по сравнению с остальными оливинами хондры, что отражается в обратном распределении REE и преобладании LREE над HREE.

Для оливина краевой части хондры и матрицы метеорита отношение Ca/Al близко к хондритовому значению (и сохраняется прямая корреляция La и Yb), однако для оливина центра хондры оно сильно отличается.

Колосниковая хондра 3BOP-1 имеет крупный размер (4 мм в диаметре), округлую форму, высокую пористость и трещиноватость (см. рис.1). Хондра отличается наличием силикатной пироксеновой каймы и сложена несколькими группами ламелей. Промежутки между ламелями заполнены ксеноморфными выделениями низко-Са пироксена и мезостазиса. На границе пироксена с мезостазисом часто присутствуют фазы высоко-Са пироксена.

Таблица 2

Состав оливина хондр 3POP-4 и 3BOP-1 метеорита Саратов

Примечание. См. примечания к табл.1.

Оливин в центре хондры 3BOP-1 представлен вытянутыми тонкими зернами, которые ближе к краю хондры становятся меньше и изометричнее. Ламели оливина могут достигать 1 мм по удлинению, при этом ксеноморфные зерна обычно характеризуются небольшим размером (200 мкм). По составу главных и редких элементов оливин хондры однороден и соответствует форстериту (Fo 75) (табл.2). При этом оливин матрицы значительно обеднен тугоплавкими несовместимыми элементами (Zr, Y, LREE) по сравнению с оливином хондры. Оливин центра хондры обогащен Al, Ce и Sr.

Спектр распределения редких элементов в оливине дифферинцирован незначительно (рис.3, а). Содержание редких элементов немного обеднено относительно хондритовых значений и в целом соответствует уровню содержания редких элементов в оливине НОХ. Также наблюдается небольшое преобладание HREE над LREE, при этом хондритовое Ca/Al отношение в оливине хондры 3BOP-1 нарушено. Оливин матрицы метеорита в целом обеднен тугоплавкими элементами (Zr, Y, Al) относительно оливина хондры.

Выводы

Хондры 3POP-2, 3POP-4 и 3BOP-1 метеорита Саратов отличаются по составу редких элементов в оливине. Несмотря на сильную неоднородность содержаний редких элементов в оливине хондр, значимых различий между оливином порфировых хондр 3POP-2 и 3POP-4 не наблюдается. Оливин колосниковой хондры 3BOP-1 характеризуется высоким значением отношения Yb/Ti и обогащенностью HREE и Y по сравнению с оливином порфировых хондр (рис.3, б).

Спектры распределения редких элементов в оливине колосниковой хондры отличаются сильным обогащением тугоплавких элементов (Zr, Y, Al), а также повышенными концентрациями умеренно летучих несовместимых элементов (Sr и Ba) (рис.4, а). В целом оливин всех трех хондр обеднен редкими элементами относительно хондритовых значений, при этом концентрации редких элементов значительно варьируют внутри хондры.

Высокие содержания редких элементов в оливине характерны для хондр, образованных при очень быстрых скоростях остывания (более 1000 °С/ч) [37]. При образовании хондры путем конденсации в ней должно наблюдаться нефракционированное отношение Ca/Al, положительная корреляция La и Yb, нефракционированное содержание тугоплавких редких литофильных элементов [38].

Высокая концентрация одновременно несовместимых тугоплавких и умеренно летучих элементов в оливине колосниковой хондры не может являться признаком прямой конденсации в протопланетном диске и скорее согласуется с гипотезой о плавлении минералов-предшественников хондр. При этом прямая корреляция Yb и La характерна для оливина только порфировых хондр (рис.4, б).

Оливин центральной части хондр метеорита Саратов отличается от оливина каймы хондр и матрицы метеорита повышенными значениями Yb/La отношения (рис.5, а). Однако на спектре распределения редких элементов различий между оливином центра, каймы хондр и матрицы метеорита не наблюдается (рис.5, б)

Таким образом, в оливине хондр и матрицы метеорита Саратов гомогенизации редких элементов под влиянием термального метаморфизма не наблюдается. Различия в уровне содержания редких элементов в оливине порфировых и колосниковых хондр отражают высокую скорость остывания расплава колосниковых хонд и подтверждают гипотезу о появлении расплава хондр
в результате плавления минералов-предшественников.

Литература

1. Pape J., Mezger K., Bouvier A.S., Baumgartner L.P. Time and duration of chondrule formation: Constraints from 26Al-26Mg ages of individual chondrules // Geochimica et Cosmochimica Acta. 2019. Vol. 244. P. 416-436. DOI: 10.1016/j.gca.2018.10.017
2. Tomkins A.G., Weinberg R.F., Schaefer B.F., Langendam A. Disequilibrium melting and melt migration driven by impacts: Implications for rapid planetesimal core formation // Geochimica et Cosmochimica Acta. 2013. Vol. 100. P. 41-59. DOI: 10.1016/j.gca.2012.09.044
3. Jones R.H., McCubbin F.M., Dreeland L. et al. Phosphate minerals in LL chondrites: A record of the action of fluids during metamorphism on ordinary chondrite parent bodies // Geochimica et Cosmochimica Acta. 2014. Vol. 132. P. 120-140. DOI: 10.1016/j.gca.2014.01.027
4. Оболонская Э.В., Попова Е.Е. Собрание метеоритов горного музея Санкт-Петербургского горного университета // Метеорит Челябинск – год на Земле: Материалы Всероссийской научной конференции, 14-15 февраля 2014, Челябинск. Челябинск: Челябинский государственный краеведческий музей, 2014. С. 355-363.
5. LewisJ.A., JonesR.H., GarceaS.C. Chondrule porosity in the L4 chondrite Saratov: Dissolution, chemical transport, and fluid flow // Geochimica et Cosmochimica Acta. 2018. Vol. 240. P. 293-313. DOI: 10.1016/j.gca.2018.08.002
6. FisenkoA.V., VerchovskyA.B., ShiryaevA.A. etal. On the carrier phase of the «planetary» noble gases: TEM, Raman, and stepped combustion data for acid-resistant residues from the Saratov (L4) meteorite // Meteoritics & Planetary Science. 2018. Vol. 53. № 11. P. 2343-2356. DOI: 10.1111/maps.13130
7. Matsuda J.-i., Morishita K., Nara M., Amari S. Noble gases in oxidized residue prepared from the Saratov L4 chondrite and Raman spectroscopic study of residues to characterize phase Q // Meteoritics & Planetary Science. 2016. Vol. 51. P. 70-79. DOI: 10.1111/maps.12587
8. Pesonen L.J., Terho M., Kukkonen I.T. Physical properties of 368 meteorites: Implications for meteorite magnetism and planetary geophysics // Proceedings of the NIPR Symposium on Antarctic Meteorites. 1993. № 6. P. 401-416.
9. Nakamura T., Noguchi T., Tanaka M. et al. Itokawa Dust Particles: A Direct Link Between S-Type Asteroids and Ordinary Chondrites // Science. 2011. Vol. 333. P. 1113-1116. DOI: 10.1126/science.1207758
10. Skublov S.G., Rumyantseva N.A., Li, Q. et al. Zircon xenocrysts from the Shaka Ridge record ancient continental crust: New
    U-Pb geochronological and oxygen isotopic data // Journal of Earth Science. 2022. Vol.33(1). P. 5-16. DOI: 10.1007/s12583-021-1422-2
11. Алексеев В.И., Марин Ю.Б. Турмалин как индикатор оловорудных проявлений касситерит-кварцевой и касситерит-силикатной формаций (на примере Верхнеурмийского рудного узла, Дальний Восток) // Записки Горного института. 2019. Т. 235. С. 3-9. DOI: 10.31897/РМ1.2019.1.3
12. Гаврильчик А.К., Скублов С.Г., Котова Е.Л. Редкоэлементный состав берилла из месторождения Шерловая Гора, Юго-Восточное Забайкалье // Записки Российского минералогического общества. 2021. T. 150. № 2. С. 69-82. DOI: 10.31857/S0869605521020052
13. Березин А.В., Салимгараева Л.И., Скублов С.Г. Эволюция состава минералов при эклогитовом метаморфизме в Беломорском подвижном поясе (на примере о-ва Виченная Луда) // Петрология. 2020. Т.28. С.85-107. DOI: 10.31857/S086959032001001X
14. Ашихмин Д.С., Скублов С.Г. Неоднородность состава ксенолитов мантийных перидотитов из щелочных базальтов вулкана Сверре, архипелаг Шпицберген // Записки Горного института. 2019. Т. 239. С. 483-491. DOI: 10.31897/PMI.2019.5.483
15. Chakraborty S. Diffusion Coefficients in Olivine, Wadsleyite and Ringwoodite // Reviews in Mineralogy and Geochemistry. 2010. Vol. 72. № 1. P. 603-639. DOI: 10.2138/rmg.2010.72.13
16. Cherniak D.J. REE diffusion in olivine // American Mineralogist. 2010. Vol. 95. P. 362-368. DOI: 10.2138/am.2010.3345
17. Jacquet E., Alard O., Gounelle M. Trace element geochemistry of ordinary chondrite chondrules: The type I/type II chondrule dichotomy // Geochimica et Cosmochimica Acta. 2015. Vol. 155. P. 47-67. DOI: 10.1016/j.gca.2015.02.005
18. Jacquet E., Alard O., Gounelle M. Chondrule trace element geochemistry at the mineral scale // Meteoritics & Planetary Science. 2012. Vol. 47. № 11. P. 1695-1714. DOI: 10.1111/maps.12005
19. Jacquet E., Alard O., Gounelle M. The formation conditions of enstatite chondrites: Insights from trace element geochemistry of olivine-bearing chondrules in Sahara 97096 (EH3) // Meteoritics & Planetary Science. 2015. Vol. 50. № 9. P. 1624-1642. DOI: 10.1111/maps.12481
20. Varela M.E., Sylvester P., Engler A., Kurat G. Nonporphyritic chondrules from equilibrated Rumuruti and ordinary chondrites: Chemical evidence of secondary processing // Meteoritics & Planetary Science. 2012. Vol. 47. № 10. P. 1537-1557. DOI: 10.1111/j.1945-5100.2012.01417.x
21. Varela M.E., Sylvester P., Brandstätter F., Engler A. Nonporphyritic chondrules and chondrule fragments in enstatite chondrites: Insights into their origin and secondary processing // Meteoritics & Planetary Science. 2015. Vol. 50. № 8. P. 1338-1361. DOI: 10.1111/maps.12468
22. Sukhanova K.G., Skublov S.G., Galankina O.L. et al. Trace Element Composition of Silicate Minerals in the Chondrules and Matrix of the Buschhof Meteorite // Geochemistry International. 2020. Vol. 58. P. 1321-1330. DOI: 10.1134/S001670292012006X
23. Dutta A., Bhattacharya A., Mishra M. et al. Trace elements and REE geochemistry of olivine and enstatite chondrules in ordinary chondrites: Insights into their cosmochemical genesis // 80th Annual Meeting of the Meteoritical Society, May 2017, Santa Fe, New Mexico, USA. 2017. № 6088.
24. McDougal D., Nakashima D., Tenner T.J. et al. Intermineral oxygen three-isotope systematics of silicate minerals in equilibrated ordinary chondrites // Meteoritics & Planetary Science. 2017. Vol. 52. P. 2322-2342. DOI: 10.1111/maps.12932
25. Jacquet E., Piralla M., Kersaho P., Marrocchi Y. Origin of isolated olivine grains in carbonaceous chondrites // Meteoritics & Planetary Science. 2020. Vol. 56. P. 13-33. DOI: 10.1111/maps.13583
26. Marrocchi Y., Euverte R., Villeneuve J. et al. Formation of CV chondrules by recycling of amoeboid olivine aggregate-like precursors // Geochimica et Cosmochimica Acta. 2019. Vol. 247. P. 121-141. DOI: 10.1016/j.gca.2018.12.038
27. Ruzicka A., Floss C., Hutson M. Relict olivine grains, chondrule recycling, and implications for the chemical, thermal, and mechanical processing of nebular materials // Geochimica et Cosmochimica Acta. 2008. Vol. 72. P. 5530-5557. DОI: 10.1016/j.gca.2008.08.017
28. Jacquet E., Marrocchi Y. Chondrule heritage and thermal histories from trace element and oxygen isotope analyses of chondrules and amoeboid olivine aggregates // Meteoritics & Planetary Science. 2017. Vol. 52. № 12. P. 2672-2694. DOI: 10.1111/maps.129852672
29. Libourel G., Krot A.N. Evidence for the presence of planetesimal material among the precursors of magnesianchondrules of nebular origin // Earth and Planetary Science Letters. 2007. Vol. 254. P. 1-8. DOI: 10.1016/j.epsl.2006.11.013
30. Tenner T.J., Nakashima D., Ushikubo T. et al. Oxygen isotope ratios of FeO-poor chondrules in CR3 chondrites: Influence of dust enrichment and H2O during chondrule formation // Geochimica et Cosmochimica Acta. 2015. Vol. 148. P. 228-250. DOI: 10.1016/j.gca.2014.09.025
31. Bischoff A., Schleiting M., Wieler R., Patzek M. Brecciation among 2280 ordinary chondrites – Constraints on the evolution of their parent bodies // Geochimica et Cosmochimica Acta. 2018. Vol. 238. P. 516-541. DOI: 10.1016/j.gca.2018.07.020
32. Суханова К.Г., Кузнецов А.Б., Скублов С.Г. Геохимические особенности хондр метеорита Орловка (Н5) как свидетельство плавления минералов-прекурсоров // Доклады Академии наук. Науки о Земле. 2022. Т. 504. № 1. С. 28-33.
33. Portnyagin M., Almeev R., Matveev S., Holtz F. Experimental evidence for rapid water exchange between melt inclusions in olivine and host magma // Earth and Planetary Science Letters. 2008. Vol. 272. P. 541-552. DOI: 10.1016/j.epsl.2008.05.020
34. Palme H., Lodders K., Jones A. Solar system abundances of the elements // Treatise on Geochemistry (Second Edition). 2014. Vol. 2. P. 15-36. DOI: 10.1016/B978-0-08-095975-7.00118-2
35. Chondrules: Records of Protoplanetary Disk Processes / Eds. S.S. Russell, H.C. Connolly Jr, A.N. Krot. Cambridge University Press, 2018. 450 p.
36. Hezel D.C., Palme H. The chemical relationship between chondrules and matrix and the chondrule matrix complementarity // Earth and Planetary Science Letters. 2010. Vol. 294. P. 85-93. DOI: 10.1016/j.epsl.2010.03.008
37. Kennedy A.K., Lofgren G.E., Wasserburg G.J. An experimental study of trace element partitioning between olivine, orthopyroxene and melt in chondrules: equilibrium values and kinetic effects // Earth and Planetary Science Letters. 1993. Vol. 115 (1-4). P. 177-195. DOI: 10.1016/0012-821X(93)90221-T
38. Engler A., Varela M.E., Kurat G. et al. The origin of non-porphyritic pyroxene chondrules in UOCs: Liquid solar nebula condensates? // Icarus. 2007. Vol. 192. P. 248-286. DOI: 10.1016/j.icarus.2007.06.016