Редкоэлементный состав силикатных минералов метеорита Кунашак (L6)

Введение

Каменный метеоритный дождь Кунашак выпал 11 июня 1949 г. в 8:14 по местному времени в Кунашакском районе (Челябинская обл.). Падение болида сопровождалось ярким свечением, наблюдавшимся на небе в радиусе 350 км от места падения. Сотрудникам Челябинского педагогического института, Горно-геологического института Уральского филиала АН СССР и представителям Комитета по метеоритам АН СССР при помощи местных жителей удалось собрать и описать 13 экземпляров метеорита общим весом приблизительно 200 кг, установить траекторию падения метеорита и эллипс рассеяния осколков [1].

В первых описаниях было установлено, что метеорит разделен резкой границей на черную и светло-серую части, кора плавления метеорита и регмаглипты отсутствуют, наблюдаются многочисленные застывшие струйки и капли никелистого железа и силикатов [1]. В 1951 г. местные жители нашли два осколка весом 250 и 700 г [2], еще один осколок весом 2,5 кг был обнаружен летом 2014 г. [3]. В 1960 г. во фронтальной части эллипса рассеяния метеоритного дождя Кунашак были найдены частицы метеорной пыли [4]. Обстоятельства падения [5] и параметры орбиты метеорита [6] были определены позже. Метеорит хорошо изучен отечественными и зарубежными исследователями и использовался для сравнения методов, позволяющих определять состав малых тел Солнечной системы [7].

Метеорит Кунашак относится к группе оливин-гиперстеновых низкожелезистых равновесных обыкновенных хондритов (L6). Равновесные обыкновенные хондриты (EOC) являются наиболее распространенной группой метеоритов на Земле и составляют около 90 % всего метеоритного вещества. Хондриты состоят из субмиллиметровых силикатных сферул – хондр, сложенных оливином, низко-Са пироксеном и мезостазисом. Хондры представляют собой застывшие в невесомости капли расплава в газово-пылевом облаке и принадлежат к древнейшим объектам Солнечной системы [8, 9]. Структуры хондр разнообразны и подразделяются на две группы – порфировые и непорфировые (радиально-лучистые, колосниковые, зернистые, скрытокристаллические и т.д.). Разнообразие структурных видов хондр отражает вариативность условий их образования в газово-пылевом облаке.

Эксперименты по воспроизведению структур хондр позволили определить температуру нагрева минерала-предшественника, количество центров кристаллизации и скорость остывания хондр. Так, для порфировых хондр характерно нагревание минералов-предшественников ниже температуры ликвидуса расплава (1400-1700 °С), сохранение значительного количества затравок и медленное остывание (1-500 °С/ч). Кристаллизация колосниковых хондр предполагает нагрев незначительно выше температуры ликвидуса, сохранение малого числа затравок и быстрое остывание (500-3000 °С/ч). Хондры непорфировых структур (радиально-лучистых и скрытокристаллических) требуют нагрева значительно выше температуры ликвидуса, уничтожения всех затравок и мгновенного остывания (1000-3000 °С/ч) [10, 11].

В порфировых хондрах неравновесных обыкновенных хондритов (UOC) иногда наблюдаются изолированные зерна тугоплавкого оливина, значительно обогащенного MgO и отличающегося по изотопному составу кислорода от оливина хондры [12, 13], а также более магнезиальные ядра оливиновых зерен, обрастающие каемками менее магнезиального форстерита [14]. 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) [15], мелкозернистый материал матрицы хондритов, хондры и фрагменты хондр предыдущих генераций. Также сюда относят осколки планетезималей [16], лед Н₂О [17, 18], «реликтовый» оливин [19] и скопления пыли [20].

Основная часть обыкновенных хондритов на Земле демонстрирует следы термального метаморфизма, в результате которого на родительских хондритовых телах происходила гомогенизация содержания FeO и MgO в оливине и низко-Са пироксене, раскристаллизация мезостазиса в плагиоклаз, образование апатита и хромита. Редко в обыкновенных хондритах наблюдаются следы растворения и высокая пористость [21], что отражает участие растворов при термальном метаморфизме на родительских телах хондритов. В зависимости от проявленности следов термального метаморфизма и гомогенизации FeO и MgO обыкновенные хондриты подразделяют на петрологические типы, где к третьему типу относят неравновесные обыкновенные хондриты, без следов метаморфизма, а с четвертого по шестой петрологические типы присваиваются равновесным обыкновенным хондритам по мере увеличения степени проявления термального метаморфизма. Несмотря на свою распространенность, равновесные обыкновенные хондриты слабо изучены, поскольку считалось, что следы хондро- и планетообразования стерты в результате термального метаморфизма [22].

Редкие и редкоземельные элементы широко используются при оценке геохимических обстановок, что позволяет с их помощью исследовать условия образования минералов различного генезиса, таких как циркон [23-25], гранат [26, 27], берилл [28, 29] и др. Кроме того, редкие элементы в оливине и низко-Са пироксене мало подвержены миграции в условиях термального и/или импактного [30] метаморфизма, наблюдающегося на родительских телах хондритов [31, 32], что позволяет использовать их для изучения ранних этапов становления Солнечной системы [33] при исследовании минералов равновесных обыкновенных хондритов (EOC).

Предыдущие исследования показали, что редкие элементы в минералах EOC остаются неуравновешенными в метеоритах пятого и частично шестого петрологических типов [34]. При этом зависимости распределения редких элементов в минералах хондр от химической группы и петрологического типа метеорита обнаружено не было [35].

В данной работе определено влияние термального метаморфизма на мобильность редких элементов в силикатных минералах порфировых и радиально-лучистых хондр равновесного обыкновенного хондрита Кунашак (L6).

Аналитические методы

Образец хондрита Кунашак (L6) был предоставлен Горным музеем Санкт-Петербургского горного университета императрицы Екатерины ΙΙ.

Химический состав минералов на уровне главных элементов был определен методом EPMA в ИГГД РАН на микрозондовом анализаторе Jeol JXA-8230 с пятью волновыми спектрометрами. Вещество метеорита помещалось 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, пироксена и током 10 нА для мезостазиса. Диаметр сфокусированного пучка 3 мкм. В качестве стандартов использовались природные минералы, чистые оксиды и металлы. Для коррекции матричного эффекта применялся 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 работах [36, 37]. 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 CI хондриту [38].

Результаты

В образце метеорита Кунашак наблюдаются хондры порфировой, колосниковой, радиально-лучистой и зернистой структур. Размер хондр варьирует в пределах 1-0,5 мм, границы хондр с матрицей практически всегда четкие, явно выраженные, металлические каймы не наблюдаются. Матрица сложена крупными зернами оливина и низко-Са пироксена (клиноэнстатит), также встречается высоко-Са пироксен (авгит-диопсид), плагиоклаз олигоклазового состава, апатит, хромит, камасит-тэнит и троилит. В матрице наблюдаются карманы плавления и трещины, заполненные рудными минералами. Матрица и хондры метеорита сильно пористые, минералов, появляющихся в результате земного выветривания, не обнаружено.

При исследовании редкоэлементного состава минералов хондр были изучены порфировые оливиновая 8РО-1 и оливин-пироксеновая 8РОР-3 хондры, а также радиально-лучистая оливин-пироксеновая хондра 8RОР-2 (рис.1). Хондры 8РО-1 и 8RОР-2 имеют крупный размер (около 1 мм) и четкие границы хондра – матрица. Хондра 8РОР-3 отличается меньшим размером (0,5 мм) и размытыми границами. Хондры не имеют металлических кайм, но 8RОР-2 отличается наличием оливиновой каймы по периметру.

Хондра 8РО-1 сложена небольшими (в среднем 100 мкм) изометричными зернами оливина, редкими мелкими (менее 50 мкм) ксеноморфными зернами низко-Са пироксена и плагиоклаза (рис.1, а). В матрице рядом с хондрой наблюдаются крупные (300-500 мкм) зерна оливина, пироксенов и плагиоклаза, редко встречаются прожилки рудных минералов.

Оливин порфировой хондры 8РО-1 относится к форстериту (Fo 75) и представлен крупным зерном в центре хондры и небольшими зернами по площади хондры. Идиоморфные зерна оливина практически не соприкасаются внутри хондры, явных трещин и пор в зернах не обнаружено. Состав главных элементов в оливине однородный, и различий между оливином центра и края хондры, а также матрицы метеорита рядом с хондрой не наблюдается (табл.1).

Таблица 1

Содержание главных (мас.%) и редких (ppm) элементов в минералах хондры 8PO-1 метеорита Кунашак

Состав редких элементов в оливине хондры 8РО-1 также однороден. Наблюдается уменьшение концентрации Nb при движении от центра хондры (2,26 ppm) к краю (0,46 ppm) и матрице метеорита (0,17 ppm). Содержание редких элементов находится ниже хондритовых значений, спектр распределения редкоземельных элементов субгоризонтальный (рис.2, а).

Содержание тугоплавких редких элементов в оливине хондры 8 РО-1 превышает концентрации в оливине неравновесных хондритов [39], за исключением Al, и полностью совпадает со стороны умеренно летучих элементов (Sr, Ba, Ni).

Низко-Са пироксен хондры 8РО-1 редко встречается в хондре, не образует собственных зерен, в большей степени обрастая зерна оливина. Пироксен представлен ксеноморфными выделениями небольшого размера (50 мкм), во многом сходен с плагиоклазом. Низко-Са пироксен относится к клиноэнстатиту (En 76, Wo 1-2) и не демонстрирует значимых вариаций состава главных элементов. Тем не менее, низко-Са пироксен матрицы отличается повышенным содержанием TiO₂, CaO и Cr₂O₃ по сравнению с пироксеном центра и края хондры (табл.1).

Содержание редких элементов в низко-Са пироксене хондры 8РО-1 снижается при движении от центра к краю хондры и матрице метеорита. Так, пироксен центра хондры обогащен всеми рефракторными элементами (Zr, Hf, Nb, LREE), а также Sr и Ba по сравнению с пироксеном края хондры и матрицы метеорита. Пироксен края хондры демонстрирует промежуточные значения содержания этих элементов по сравнению с центром хондры и матрицей метеорита, пироксен матрицы – обеднен ими.

Редкоэлементный состав низко-Са пироксена находится на уровне хондритовых значений, при этом превышается содержание редких элементов в неравновесных обыкновенных хондритах. Спектр распределения редкоземельных элементов слабо дифференцирован, но отражает преобладание LREE над HREE, особенно в пироксене центра хондры (рис.2, б).

Плагиоклаз в хондре 8РО-1 редко встречается, обычно представлен небольшими ксеноморфными выделениями, которые заполняют интерстиции между оливином и пироксеном. Плагиоклаз в хондре представлен олигоклазом (An 10-11, Or 5-4), состав главных элементов не изменяется (табл.1).

Содержание редких элементов в плагиоклазе очень неоднородно. Плагиоклаз матрицы обогащен рефракторными редкими элементами и REE относительно плагиоклаза хондры. Плагиоклаз края хондры отличается низкой концентрацией Zr, Hf и Nb, плагиоклаз центра хондры занимает промежуточное положение.

Спектр распределения редких элементов отражает содержание редких элементов на уровне хондритовых значений (рис.2, в). Плагиоклаз матрицы в большей части совпадает со спектром плагиоклаза метеорита Vigarano, хотя и несколько обеднен HREE. Спайдердиаграмма для плагиоклаза хондры схожа с графиком для плагиоклаза метеорита Renazzo.

Радиально-лучистая хондра 8RОР-2 сложена тонкими вытянутыми скелетными кристаллами оливина и низко-Са пироксена, выходящими из единого центра. Хондра крупного размера (около 1 мм) имеет овальную форму, четкую границу с матрицей и оливиновую кайму по периметру. С широкой стороны она ограничена трещиной и карманом плавления с широким развитием рудных прожилков (см. рис.1, б).

Оливин хондры 8RОР-2 образует тонкие (до 100 мкм по ширине) вытянутые балки, простирающиеся от одного края хондры до другого и выходящие из единого центра. Зерна оливина однородны, без трещин, часто обрастают рудными минералами. Оливин хондры относится к форстериту (Fo 75), состав главных элементов однороден (табл.2).

Содержание редких элементов в оливине хондры 8RОР-2 отличается в зависимости от расположения точки анализа. Оливин центра хондры обеднен HREE относительно оливина края хондры и матрицы метеорита. Оливин матрицы метеорита отличается минимальным содержанием Al (54,5 ppm).

Спектр распределения редких элементов в оливине хондры 8RОР-2 слабо дифференцирован, преобладания HREE над LREE не наблюдается (рис.3, а). Концентрация редких элементов в оливине хондры находится ниже хондритовых значений, но превышает содержание тугоплавких редких элементов в порфировых хондрах неравновесных обыкновенных хондритов.

Низко-Са пироксен хондры 8RОР-2 относится к клиноэнстатиту (En 76, Wo 1) и демонстрирует постоянное содержание главных элементов, хотя пироксен матрицы обеднен примесными элементами (Al₂O₃, TiO₂, CaO, Cr₂O₃) (табл.2). Низко-Са пироксен редко встречается в хондре, обычно обрастает скелетные кристаллы оливина, часто представлен мелкими (до 50 мкм) ксеноморфными выделениями.

Низко-Са пироксен центра хондры 8RОР-2 характеризуется высокими концентрациями редких элементов относительно пироксена края хондры и матрицы метеорита. Пироксен края хондры и матрицы метеорита обладает близкими концентрациями редких элементов, но при этом пироксен края хондры отличается минимальным содержанием умеренно летучих Sr и Ba.

Спектр распределения редких элементов в низко-Са пироксене хондры 8RОР-2 находится на уровне хондритовых значений и незначительно превышает содержание редких элементов в пироксене хондр неравновесных обыкновенных хондритов (рис.3, в). Низко-Са пироксен хондры 8RОР-2 отличается высоким содержанием Ti по сравнению с UOC. Спектр распределения редкоземельных элементов демонстрирует явное преобладание HREE над LREE в низко-Са пироксене хондры RОР-2.

Плагиоклаз в хондре 8RОР-2 представлен олигоклазом (An 10-12, Or 4), в матрице встречаются зерна альбита (An 9, Or 5) (табл.2). В хондре плагиоклаз заполняет мелкие (в среднем 10 мкм) интерстиции между оливином и пироксеном, что делает его недоступным для изучения. Состав главных элементов в плагиоклазе постоянен, хотя наблюдаются небольшие вариации содержания примесных элементов (Mg, Fe).

Таблица 2

Содержание главных (мас.%) и редких (ppm) элементов в минералах хондры 8ROP-2 метеорита Кунашак

Содержание редких элементов в плагиоклазе хондры 8RОР-2 неоднородно. В центре хондры плагиоклаз обогащен редкими элементами относительно плагиоклаза матрицы, за исключением HREE. В матрице зерна плагиоклаза демонстрируют различные уровни содержания редких элементов, хотя контуры спектров распределения редких элементов повторяют друг друга (рис.3, д). Содержание редких элементов в плагиоклазе хондры 8RОР-2 и матрицы находится выше хондритовых значений.

Спектры распределения редких элементов в хондре 8RОР-2 в большей степени схожи с плагиоклазом углистого хондрита Renazzo [38, 40], но уровень концентрации рефракторных и редкоземельных элементов выше. Спектры распределения слабо дифференцированы, наблюдается ярко выраженная европиевая аномалия и в плагиоклазе центра хондры – преобладание LREE над HREE.

Порфировая оливин-пироксеновая хондра 8РОР-3 (см. рис.1, в) отличается небольшим размером (0,5 мм), крупными зернами оливина и плагиоклаза и стертой границей с матрицей. Рядом с хондрой наблюдается плагиоклаз-оливиновый агрегат, сложенный единым ксеноморфным проявлением плагиоклаза, внутри которого имеются небольшие (до 50 мкм по удлинению) вытянутые зерна оливина.

Оливин хондры 8РОР-3 представлен форстеритом (Fo 75), состав главных элементов постоянен (табл.3). Оливин слагает большую часть хондры РОР-3 и наблюдается в виде довольно крупных (200-300 мкм) идиоморфных зерен, на BSE-изображениях выглядит однородным и слабо трещиноватым.

Редкоэлементный состав оливина неоднороден. Оливин центра хондры обогащен тугоплавкими элементами относительно оливина края и матрицы метеорита. Оливин края хондры отличается наименьшим содержанием редких элементов, оливин матрицы занимает промежуточное положение.

Содержание редких элементов находится на уровне хондритовых значений и превышает содержание тугоплавких и редкоземельных элементов в оливине порфировых хондр неравновесных обыкновенных хондритов (рис.3, б). Спектр распределения редких элементов в оливине хондры 8РОР-3 слабо фракционирован, в оливине матрицы наблюдается преобладание LREE над HREE.

Низко-Са пироксен хондры 8РОР-3 характеризуется подчиненным распространением в хондре относительно оливина и занимает не более 10 % от площади хондры. Пироксен наблюдается в виде небольших (до 200 мкм) ксеноморфных зерен, иногда обрастающих маленькие зерна оливина. В обратно-отраженных электронах он выглядит однородно и не имеет трещин. Низко-Са пироксен представлен клиноэнстатитом (En 76-77, Wo 1-2), состав главных элементов однороден, но наблюдаются небольшие колебания содержания примесных элементов (Ti, Cr) (табл.3).

Таблица 3

Содержание главных (мас.%) и редких (ppm) элементов в минералах хондры 8POP-3 метеорита Кунашак

Содержание редких элементов весьма неоднородно в низко-Са пироксене хондры 8РОР-3. В пироксене края хондры встречаются зерна с очень высоким и очень низким содержанием LREE относительно пироксена матрицы. Пироксен матрицы обогащен Y, Sr и Ba относительно пироксена хондры и занимает промежуточную позицию по содержанию REE.

Спектр распределения редких элементов в низко-Са пироксене хондры 8РОР-3 сильно дифференцирован и находится на уровне хондритовых значений (рис.3, г). Содержания редких элементов в низко-Са пироксене хондры 8РОР-3 обогащены относительно пироксена порфировых хондр неравновесных обыкновенных хондритов.

Плагиоклаз хондры 8РОР-3 представлен олигоклазом (An 10-16, Or 4) с сильно варьирующим составом примесных элементов (CaO, MgO, FeO) (табл.3). Плагиоклаз в хондре 8РОР-3 наблюдается в интерстициях между оливином и пироксеном, слабо распространен в объеме хондры и образует выделения не более 50 мкм.

Содержание редких элементов в плагиоклазе хондры 8РОР-3 однородное. Концентрация редких элементов в плагиоклазе находится на уровне хондритовых значений и совпадает с плагиоклазом углистого хондрита Renazzo (рис.3, е). Спектры распределения слабо дифференцированы, имеют ярко выраженную европиевую аномалию и не демонстрируют преобладания LREE над HREE.

Обсуждение

Силикатные минералы порфировых (8РО-1, 8РОР-3) и радиально-лучистой (8ROP-2) хондр не отличаются по содержанию главных элементов, различия наблюдаются в редкоэлементном составе этих минералов.

Спектр распределения редких элементов в оливине хондр слабо дифференцирован, однако выделяются отдельные зерна порфировой хондры 8РОР-3, которые обогащены несовместимыми элементами LREE, Sr и Ba (рис.4, а). Оливин в этой хондре отличается крупным размером по сравнению с оливином остальных хондр, что может указывать на взаимосвязь размера зерен и концентраций редких элементов. При этом значительных отличий редкоэлементного состава зерен минералов от их расположения внутри хондры или в матрице метеорита не обнаружено (рис.4, б).

Различия между оливином хондр на графиках соотношения Rb и Yb (рис.5, а) и Zr и Ti (рис.5, б) проявляются в большей степени, чем на спектрах распределения редких элементов. Так, соотношение Rb и Yb демонстрирует обогащенность оливина хондры 8ROP-2 умеренно летучим и несовместимым Rb, тогда как оливин порфировой оливин-пироксеновой хондры 8РОР-3 обогащен тугоплавким Yb. При этом оливин хондры 8РО-1 обеднен этими элементами.

График соотношения тугопавлавких Zr и Ti, наоборот, отражает обогащенность этими элементами оливина порфировой оливиновой хондры 8РО-1, тогда как оливин радиально-лучистой хондры обеднен ими, а оливин порфировой хондры 8РОР-3 может иметь различные значения.

На графике соотношения Cr и Nb (рис.5, в) наблюдается отличие оливина центра хондр, обогащенного этими элементами, по сравнению с оливином края хондры и матрицы метеорита, который обычно обеднен ими.

Соотношение тугоплавких Hf и Nb (рис.5, г) также свидетельствует о повышенных концентрациях этих элементов в оливине центра хондр и минимальных концентрациях в оливине края хондры и матрицы метеорита.

Спектры распределения редких элементов в низко-Са пироксене отличаются большей дифференциацией по сравнению со спектрами оливина и отражают повышенные содержания редких элементов в пироксене порфировых хондр (8РО-1, 8РОР-3) (см. рис.4, в). Значимых различий между низко-Са пироксеном центра и края хондры, а также матрицы метеорита не наблюдается, однако прослеживается тенденция к обогащенности редкими элементами зерен пироксена центральных частей хондры (см. рис.4, г).

Явные отличия низко-Са пироксена радиально-лучистой хондры 8ROP-2 наблюдаются на графиках соотношения Zr/Cr, Hf/Yb и Nb/Ti (рис.6, а, в, д). Так, пироксен радиальной хондры отличается высоким содержанием Cr, Yb, Nb и Ti относительно пироксенов порфировых хондр, различий между которыми не наблюдается.

Графики соотношения Nb и Hf, HREE и Rb, Zr и Yb (рис.6, б, г, е) отражают обогащенность низко-Са пироксена центральных зон хондры относительно края хондры и матрицы метеорита. При этом на графике Nb и Hf наблюдается прямая корреляция этих элементов в пироксене края хондры и матрицы метеорита, которая не прослеживается в пироксене центра хондры. Соотношение HREE и Rb демонстрирует тенденцию к увеличению значения при переходе от пироксена матрицы метеорита к пироксену края хондры. Низко-Са пироксен центра хондры отличается наибольшим содержанием HREE и Rb.

Плагиоклаз отличается наибольшей дифференциацией спектров распределения редких элементов по сравнению с оливином и низко-Са пироксеном метеорита Кунашак (см. рис.4, д). Плагиоклаз изученных хондр по спектру распределения редких элементов близок к плагиоклазу углистого хондрита Renazzo. Подобный спектр встречается в плагиоклазе наиболее метаморфизованных обыкновенных хондритов, что в данном случае подтверждается шестым петрологическим типом метеорита Кунашак.

Пагиоклаз радиально-лучистой хондры 8ROP-2 выделяется своим спектром, в большей степени сходным с плагиоклазом углистого хондрита Vigarano, и отличается от остальных плагиоклазов метеорита Кунашак повышенной концентрацией рефракторных и REE элементов.

Значимых различий между спектрами распределения редких элементов в плагиоклазе центра, края или матрицы метеорита не наблюдается, хотя можно отметить тенденцию к обедненности редкими элементами плагиоклаза края хондр по сравнению с центральной зоной хондры и матрицей метеорита (см. рис.4, е).

Отличия между плагиоклазом хондр 8РО-1, 8РОР-3 и 8ROP-2 наблюдаются на графиках соотношения Sr и Ba, Ti и Y, Zr и Y (рис.7, а, в, д). Соотношение умеренно летучих совместимых Sr и Ba демонстрирует обогащенность Ba плагиоклаза порфировых хондр при низком содержании Sr, тогда как в плагиоклазе радиально-лучистой хондры наблюдается противоположное распределение с высоким содержанием Sr и низким – Ba.

На графике соотношения Y и Ti наблюдается прямая зависимость, при которой плагиоклаз порфировой оливиновой хондры обеднен этими элементами, плагиоклаз радиальной хондры обогащен ими, а плагиоклаз порфировой оливин-пироксеновой хондры занимает промежуточное положение.

Соотношение Zr и Y отражает обогащенность плагиоклаза порфировой оливин-пироксеновой хондры иттрием, высокие концентрации Zr в плагиоклазе радиальной хондры и низкое содержание обоих элементов в плагиоклазе порфировой оливиновой хондры.

Соотношение Nb и Y, Zr и Sr и Ti и V позволяет выявить характерные особенности редкоэлементного состава плагиоклаза центра, края хондры и матрицы метеорита (рис.7, б, г, е). Плагиоклаз матрицы характеризуется высоким содержание Nb и Y, тогда как плагиоклазу края хондр свойственны низкие концентрации этих элементов, плагиоклаз центра хондр занимает промежуточное положение по содержанию Nb.

На графике соотношения Zr и Sr наблюдается постепенное снижение содержания умеренно летучего Sr и увеличение концентрации Zr в плагиоклазе при движении от края хондры к центру, а затем к матрице метеорита.

Также плагиоклаз матрицы метеорита характеризуется высоким содержанием тугоплавкого Ti и умеренно летучего V, хотя плагиоклазу хондр свойственны низкие концентрации этих элементов.

Выводы

Порфировая оливин-пироксеновая хондра 8РОР-3 отличается повышенным содержанием редких элементов в оливине, в особенности, наибольшим содержанием Yb (в среднем 0,12 ppm) относительно хондр 8РО-1 и 8ROP-2 (0,02 ppm).

Радиально-лучистая хондра 8ROP-2 характеризуется присутствием низко-Са пироксена и плагиоклаза с высоким содержанием редких элементов. Низко-Са пироксену свойственны повышенные концентрации Yb, Cr, Nb и Ti, пироксен порфировых хондр характеризуется минимальным содержанием этих элементов. Плагиоклаз радиально-лучистой хондры отличается высокими концентрациями Sr, Y, Ti и Zr. Повышенное содержание редких элементов в низко-Са пироксене и плагиоклазе радиально-лучистой хондры отражает высокую скорость кристаллизации хондры (более 1000 °С/ч). Установлено, что коэффициент распределения несовместимых LREE и Ba в оливине и низко-Са пироксене при увеличении скорости остывания увеличивается в 100 раз, тогда как для совместимых Yb и Lu повышается только в 2 раза [41].

Таким образом, редкоэлементный состав силикатных минералов метеорита Кунашак сохранил индивидуальные особенности расплава хондр и не был затронут термальным метаморфизмом на родительских телах хондритов. Подобные результаты были получены при исследовании метеорита Бушхов (L6) [34], что позволяет с уверенностью утверждать об устойчивости редких элементов в оливине и низко-Са пироксене термальному метаморфизму.

Сохранность индивидуальных особенностей хондр позволяет использовать равновесные обыкновенные хондриты для исследования процессов, происходивших на ранних этапах становления Солнечной системы и изучать механизмы хондро- и планетообразования.

Литература

1. Кринов Е.Л. Каменный метеоритный дождь Кунашак // Метеоритика. 1950. № 8. С. 66-77.
2. Юдин И.А. Новые данные о каменном метеоритном дожде Кунашак // Метеоритика. 1951. № 9. С. 122-123.
3. Ерохин Ю.В., Коротеев В.А., Хиллер В.В. и др. Метеорит «Кунашак»: новые данные по минералогии // Доклады Академии наук. 2015. Т. 464. № 5. С. 599-602. DOI: 10.7868/s0869565215290198
4. Юдин И.А. О нахождении метеорной пыли в районе падения каменного метеоритного дождя Кунашак// Метеоритика. 1960. № 18. С. 113-118.
5. Зоткин И.Т., Кринов Е.Л. Исследование условий падения каменного метеоритного дождя Кунашак // Метеоритика. 1958. № 15. С. 51-81.
6. Tsvetkov V. On meteorite orbits // Earth, Moon, and Planets. 1987. Vol. 37. Iss. 2. P. 133-140. DOI: 10.1007/BF00130888
7. Lindsay S.S., Dunn T.L., Emery J.P., Bowles N.E. The Red Edge Problem in asteroid band parameter analysis // Meteoritics & Planetary Science. 2016. Vol. 51. Iss. 4. P. 806-817. DOI: 10.1111/maps.12611
8. 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
9. Piralla M., Villeneuve J., Batanova V. et al. Conditions of chondrule formation in ordinary chondrites // Geochimica et Cosmochimica Acta. 2021. Vol. 313. P. 295-312. DOI: 10.1016/j.gca.2021.08.007
10. Hewins R.H., Connolly H.C., Lofgren Jr. G.E., Libourel G. Experimental Constraints on Chondrule Formation / Chondrites and the protoplanetary disk: Proceedings of a workshop held at the Radisson Kauaʼi Beach Resort, 8-11 November 2004, Kauaʼi, Hawaiʼi. San Francisco: Astronomical Society of the Pacific, 2005. Vol. 341. P. 286-316.
11. Russell S.S., Connolly Jr. H.C., Krot A.N. Chondrules. Records of Protoplanetary Disk Processes. Cambridge University Press, 2018. 456 p. DOI: 10.1017/9781108284073
12. Jacquet E., Piralla M., Kersaho P., Marrocchi Y. Origin of isolated olivine grains in carbonaceous chondrites // Meteoritics & Planetary Science. 2021. Vol. 56. Iss. 1. P. 13-33. DOI: 10.1111/maps.13583
13. 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
14. Nardi L., Palomba E., Longobardo A. et al. Mapping olivine abundance on asteroid (25143) Itokawa from Hayabusa/NIRS data // Icarus. 2019. Vol. 321. P. 14-28. DOI: 10.1016/j.icarus.2018.10.035
15. 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. Iss. 12. P. 2672-2694. DOI: 10.1111/maps.12985
16. Libourel G., Krot A.N. Evidence for the presence of planetesimal material among the precursors of magnesian chondrules of nebular origin // Earth and Planetary Science Letters. 2007. Vol. 254. Iss. 1-2. P. 1-8. DOI: 10.1016/j.epsl.2006.11.013
17. 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
18. Varela M.E., Zinner E. Unraveling the role of liquids during chondrule formation processes // Geochimica et Cosmochimica Acta. 2018. Vol. 221. P. 358-378. DOI: 10.1016/j.gca.2017.03.038
19. Ruzicka A.M., Greenwood R.C., Armstrong K. et al. Petrology and oxygen isotopic composition of large igneous inclusions in ordinary chondrites: Early solar system igneous processes and oxygen reservoirs // Geochimica et Cosmochimica Acta. 2019. Vol. 266. P. 497-528. DOI: 10.1016/j.gca.2019.01.017
20. 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
21. Lewis J.A., Jones R.H., Garcea S.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
22. Varela M.E. Bulk trace elements of Mg-rich cryptocrystalline and ferrous radiating pyroxene chondrules from Acfer 182: Their evolution paths // Geochimica et Cosmochimica Acta. 2019. Vol. 257. P. 1-15. DOI: 10.1016/j.gca.2019.04.025
23. Levashova E.V., Mamykina М.Е., Skublov S.G. et al. Geochemistry (TE, REE, Oxygen) of Zircon from Leucogranites of the Belokurikhinsky Massif, Gorny Altai, as Indicator of Formation Conditions // Geochemistry International. 2023. Vol. 61. Iss. 13. P. 1323-1339. DOI: 10.1134/S001670292311006X
24. Skublov S.G., Rumyantseva N.A., Vanshtein B.G. 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. Iss. 1. P. 5-16. DOI: 10.1007/s12583-021-1422-2
25. Скублов С.Г., Левашова Е.В., Мамыкина М.Е. и др. Полифазный Белокурихинский массив гранитов, Горный Алтай: изотопно-геохимическое исследование циркона // Записки Горного института. 2024. 24с. (Online first)
26. Салимгараева Л.И., Березин А.В. Гранатиты из эклогитового комплекса Марун-Кеу (Полярный Урал): геохимия и проблемы образования // Записки Горного института. 2023. № 262. С. 509-525.
27. Стативко В.С., Скублов С.Г., Смоленский В.В., Кузнецов А.Б. Редкие и редкоземельные элементы в гранатах из силикатно-карбонатных образований Кусинско-Копанского комплекса (Южный Урал) // Литосфера. 2023. Т. 23. № 2. С. 225-246. DOI: 10.24930/1681-9004-2023-23-2-225-246
28. Скублов С.Г., Гаврильчик А.К., Березин А.В. Геохимия разновидностей берилла: сравнительный анализ и визуализация аналитических данных методами главных компонент (PCA) и стохастического вложения соседей с t-распределением (t-SNE) // Записки Горного института. 2022. Т. 255. С. 455-469. DOI: 10.31897/PMI.2022.40
29. Гаврильчик А.К., Скублов С.Г., Котова Е.Л. Редкоэлементный состав берилла из месторождения Шерловая Гора, Юго-Восточное Забайкалье // Записки Российского минералогического общества. 2021. Т. 150. № 2. С. 69-82. DOI: 10.31857/S0869605521020052
30. Lichtenberg T., Golabek G.J., Dullemond C.P. et al. Impact splash chondrule formation during planetesimal recycling // Icarus. 2018. Vol. 302. P. 27-43. DOI: 10.1016/j.icarus.2017.11.004
31. 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
32. Cherniak D.J. REE diffusion in olivine // American Mineralogist. 2010. Vol. 95. Iss. 2-3. P. 362-368. DOI: 10.2138/am.2010.3345
33. Marrocchi Y., Villeneuve J., Batanova V. et al. Oxygen isotopic diversity of chondrule precursors and the nebular origin of chondrules // Earth and Planetary Science Letters. 2018. Vol. 496. P. 132-141. DOI:10.1016/j.epsl.2018.05.042
34. Суханова К.Г., Скублов С.Г., Галанкина О.Л. и др. Редкоэлементный состав силикатных минералов в хондрах и матрице метеорита Бушхов // Геохимия. 2020. Т. 65. № 12. С. 1176-1185. DOI: 10.31857/S0016752520120067
35. Суханова К.Г. Состав силикатных минералов как отражение эволюции равновесных обыкновенных хондритов: Автореф. дис. … канд. геол.-минерал. наук. М.: Московский государственный университет имени М.В.Ломоносова, 2022. 21 c.
36. Batanova V.G., Suhr G., Sobolev A.V. Origin of Geochemical Heterogeneity in the Mantle Peridotites from the Bay of Islands Ophiolite, Newfoundland, Canada: Ion Probe Study of Clinopyroxenes // Geochimica et Cosmochimica Acta. 1998. Vol. 62. Iss. 5. P. 853-866. DOI: 10.1016/S0016-7037(97)00384-0
37. 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. Iss. 3-4. P. 541-552. DOI: 10.1016/j.epsl.2008.05.020
38. Palme H., Lodders K., Jones A. 2.2 – Solar System Abundances of the Elements / Treatise on Geochemistry. Elsevier, 2014. Vol. 2: Planets, Asteriods, Comets and The Solar System. Р. 15-36. DOI: 10.1016/b978-0-08-095975-7.00118-2
39. 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
40. Jacquet E., Alard O., Gounelle M. Chondrule trace element geochemistry at the mineral scale // Meteoritics and Planetary Science. 2012. Vol. 47. Iss. 11. P. 1695-1714. DOI: 10.1111/maps.12005
41. 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. Iss. 1-4. P. 177-195. DOI: 10.1016/0012-821X(93)90221-T