ТЕРМОБАРОМЕТРИЯ ОБЫКНОВЕННЫХ ХОНДРИТОВ
Н.Г. Зиновьева, П.Ю.Плечов, Н.П. Латышев, Л.Б. Грановский
Москва, Московский государственный университет, Геологический факультет, кафедра петрологии, zinov@geol.msu.ru

Thermobarometry of ordinary chondrites
Zinovieva N. G., Pletchov P. Yu. , Latyshev N. P., Granovsky L. B. Moscow MV Lomonosov State Univ, Geol Fac, Moscow 119992, Russia

Обыкновенные хондриты являются наиболее распространенным типом метеоритов, между тем их генетическая интерпретация, принятая в современной литературе и основанная на рассмотрении независимого друг от друга образования каплевидных силикатных хондр и камаситовой матрицы, находится в явном противоречии с результатами их петрографического и экспериментального изучения [1], свидетельствующего о совместном возникновении хондр и матрицы хондритов в результате развития железо-силикатной магматической несмесимости, определившей закономерные соотношения их состава (обусловленные правилом Прайора). Для хондритов типичными являются магматические структуры с нормальной магматической последовательностью кристаллизации силикатов Ol > Px > Cpx, аналогичной магматическим породам планет Земной группы с характерным разделением их на вулканические (I, с ярко выраженной зональностью минеральных зерен) и субвулканические (II, с однородными зернами минералов) стеклосодержащие породы, и плутонические (III) со свойственным им формированием полностью раскристаллизованных пород с однородными составами минеральных зерен. Подавляющее большинство обыкновенных хондритов отличается относительной свежестью, слабым наложением на них поздних гидротермальных преобразований (в отличие от углистых хондритов) и поэтому они отчетливо подразделяются по перечисленным магматическим фациям (I, II, III): группа Н Yamato(Y)-82133 I(3), Рагули II(3.8), Оханск II(4); группа L Y-74417 I(3), Саратов II(4), Fucbin III(6), Бердянск III(6) и группа LL Y-74160 III(7).

Рис. 1. Вариации состава орто- и клинопироксена Ñ€Ð°Ð·Ð»Ð¸Ñ‡Ð½Ñ‹Ñ Ñ„Ð°Ñ†Ð¸Ð¹ консолидации H (2, 3), L (2, 4, 5) и LL (6) Ñ Ð¾Ð½Ð´Ñ€Ð¸Ñ‚Ð¾Ð²: 1, 2 вулканической; 3, 4 субвулканической; 5, 6 плутонической.

Данные представления расходятся с общепринятыми, связывающими многообразие петрологических типов обыкновенных хондритов с процессом так называемого термального метаморфизма. Ясность в дискуссию о происхождении обыкновенных хондритов может внести применение современных геотермометров и геобарометров для оценки PT-параметров формирования различных их типов. В настоящей статье условия образования вышеперечисленных хондритов оцениваются на основании пироксеновых равновесий, данные по которым приводятся в табл. 1. Пироксеновая термометрия уже применялась для определения температуры образования LL-хондритов. Для хондритов, соответствующих фации III, были получены температуры 900-1150°С на основании составов клинопироксенов и на 100-200°С ниже на основании составов ортопироксенов [9], для хондритов фаций I и II эти отличия еще более существенны. Нами [11] температуры кристаллизации обыкновенных хондритов всех химических групп определялись по нескольким геотермометрам [2; 6; 13; 14], основанным на распределении Ca, Mg и Fe между ромбическим и моноклинным пироксенами, характеризуемым также на диаграмме рис. 1. Для оценки температуры кристаллизации хондр использовались составы орто- и клинопироксенов, являющихся, наряду с оливинами, наиболее распространенными минералами обыкновенных хондритов. Представительные анализы сосуществующих пироксенов приведены в табл. 1. Соотношение железистости пироксенов характеризуется диаграммой, рис. 2, причем все использованные для хондритов данные хорошо согласуются с диапазонами составов природных (земных) сосуществующих пироксенов. Применяемые модели показали хорошую сходимость с экспериментальными данными (50°C) и результатами, полученными по Ol-Cpx геотермометру [8] для природных парагенезисов (15°С). Разброс значений, определенных для одних и тех же парагенезисов метеоритов по различным моделям, лежит в пределах 48°C. Температуры кристаллизации хондр обыкновенных хондритов фации III, рассчитанные по разным двупироксеновым геотермометрам [2; 6; 13; 14], варьируют незначительно (+48°С), а, полученные по каждому из них (например, по [13], табл. 2), практически постоянны (Бердянск +7°С; Fucbin +19°С; Y-74160 +52°С). В отличие от них хондры обыкновенных хондритов I и II фации кристаллизовались в широком диапазоне температур (I 938-1466°С; II 890-1479°С, см. табл. 2). Температура кристаллизации хондритов фации III хорошо согласуется с температурой формирования равновесных хондритов химической группы LL, оцененных по составу клинопироксена [9], тогда как для хондритов I и II фации верхняя граница диапазона кристаллизации хондр смещена вверх по сравнению с [9] на 150-200°C.

Рис. 2. Соотношение железистости Ñ€Ð°Ð²Ð½Ð¾Ð²ÐµÑÐ½Ñ‹Ñ Ð¾Ñ€Ñ‚Ð¾- и клинопироксенов Ñ€Ð°Ð·Ð»Ð¸Ñ‡Ð½Ñ‹Ñ Ð¼Ð°Ð³Ð¼Ð°Ñ‚Ð¸Ñ‡ÐµÑÐºÐ¸Ñ Ñ„Ð°Ñ†Ð¸Ð¹ Н, L и LL Ñ Ð¾Ð½Ð´Ñ€Ð¸Ñ‚Ð¾Ð²

Полученные температуры кристаллизации различных фаций консолидации обыкновенных хондритов хорошо коррелируются с температурами кристаллизации земных вулканических и плутонических пород. Стеклосодержащие хондриты (I и II), кристаллизовавшиеся в более высокотемпературных условиях, в широком диапазоне температуры, характеризуются более контрастной полифациальностью по сравнению с хондритами плутонической фации (III), в которых фиксируется более низкая относительно выдержанная температура (табл. 2, рис. 3).

Попытки оценить давление и выявить PT-условия формирования обыкновенных хондритов LL-группы по вхождению Al в клино- и Са в ортопироксен предпринимались в работе [9], но не дали надежных результатов вследствие слишком низких содержаний Al и Ca в пироксенах. В настоящей работе давление формирования магматических парагенезисов каждой фации H, L и LL хондритов определялось по клинопироксеновому геобарометру [10]. Расчет давления по модели [10] основан на зависимости от давления параметров кристаллической решетки кристаллизующихся клинопироксенов (объема ячейки и объема полиэдра M1). Она меньше, чем более ранние модели, зависит от состава расплава и набора сосуществующих минералов. Правомочность применения этой модели для оценки давлений кристаллизации клинопироксенов хондритов подробно обсуждалась в работе [11], где было показано, что в интервале давлений от 0 до 18 кбар сходимость с экспериментальными данными составляет 1,13 кбар, при максимальном отклонении 3,86 кбар, то есть можно заведомо принять за значимые рассчитанные давления > 5 кбар.

Средние значения давления (табл. 2), полученные по клинопироксеновому геобарометру [10] для разных фаций (I, II, III) обыкновенных хондритов химических групп H, L и LL, варьируют от 4 до 8,4 кбар, при этом давление, при котором кристаллизуются клинопироксены в равновесных хондритах фации III, варьирует в более узких пределах 3,1-8,3 кбар, чем в неравновесных хондритах фаций I и II, где оно меняется от 0 до 10,6 кбар. Кроме того, в хондритах фаций I и II обнаружены единичные зерна клинопироксена, кристаллизующегося при более высоких давлениях (до 16 кбар). В этом проявляется полифациальность стеклосодержащих хондритов, очаги которых более глубинны, чем реальные плутонические породы, представленные на диаграмме (рис. 3) хондритами Fucbin L(III), Бердянск L(III) и Y-74160 LL(III).

Рис. 3. Сводная диаграмма определения PT-параметров кристаллизации Ð¾Ð±Ñ‹ÐºÐ½Ð¾Ð²ÐµÐ½Ð½Ñ‹Ñ Ñ Ð¾Ð½Ð´Ñ€Ð¸Ñ‚Ð¾Ð² I-Ð²ÑƒÐ»ÐºÐ°Ð½Ð¸Ñ‡ÐµÑÐºÐ¸Ñ ; II-ÑÑƒÐ±Ð²ÑƒÐ»ÐºÐ°Ð½Ð¸Ñ‡ÐµÑÐºÐ¸Ñ Ð¸ III-плутоническиÑ

Таким образом, полученные данные однозначно указывают на кристаллизацию клинопироксенов изученных обыкновенных хондритов при давлениях и температурах (900-1500°С), свойственных магматическим породам. Наиболее типичен диапазон давлений от 0 до 10,6 кбар со спорадическим подъемом до 16 кбар.

Дополнительную информацию о давлении при формировании обыкновенных хондритов, помимо полученных данных, дает присутствие в хондритах I, II и III фаций протопироксена, сама возможность кристаллизации которого ограничивает давление величиной порядка 8 кбар [5]. Для хондритов плутонической фации протопироксены менее характерны, что указывает на то, что давление при их образовании превышало 8 кбар.

В обыкновенных хондритах всех трех фаций содержатся реликтовые зерна со структурами распада [1; 15], кристаллизация которых предшествовала формированию силикатов, доминирующих в хондритах. Давление кристаллизации реликтовых зерен жадеит-юриитовых клинопироксенов, рассчитанное по клинопироксеновому барометру [10], достигает 82 кбар (см. табл. 2). Вторая разновидность реликтовых зерен кремнезем-клинопироксеновые твердые растворы, впервые обнаруженные в обыкновенных хондритах [15], хорошо известны в высокобарных земных породах, где описаны их структуры распада [7]. Экспериментально эти твердые растворы синтезировались [3; 4] при давлениях 35-150 кбар. Находки реликтовых зерен высокобарных минералов свидетельствуют о том, что этапу кристаллизации хондритовых расплавов, зафиксированному в структуре хондритов, предшествовала высокобарная кристаллизация (>60 кбар).

Таким образом, результаты термобарометрического изучения обыкновенных хондритов являются важным подтверждением детально обоснованной в [1] теории двухстадийного формирования хондритов. Термобарометрические исследования зафиксировали как условия высокобарной кристаллизации (>60 кбар) на переходе от протопланетной стадии развития к собственно планетной, так и РТ-условия кристаллизации на собственно планетной стадии, предшествовавшей распаду хондритовых планет на астероиды.

Работа выполнена при частичной финансовой поддержке РФФИ (грант 04-05-64880), программы Университеты России и Поддержка научных школ (гранты УР.09.02.601/05, НШ-1301.2003.5 и 1645.2003.5).

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

1. Маракушев А.А., Грановский Л.Б., Зиновьева Н.Г. и др. Космическая петрология. М.: Наука, 2003. 387с.
2. Перчук Л.Л. // ДАН СССР. 1977. Т. 233. N 3. С. 456-459.
3. Ханухова Л.Т., Жариков В.А., Ишбулатов Р.А. и др. // ДАН СССР. 1976. Т. 229. N 1. С. 182-184.
4. Angel R.J., Gasparik T., Ross N.L. et al. // Nature. 1988. V. 335. P. 156-158.
5. Gasparik T. // Amer. Mineral. 1990. V. 75. P. 1080-1091.
6. Kretz R. // Geochim. et Cosmochim. Acta. 1982. V.46. P. 411-421.
7. Liou J.G., Zhang R.Y., Ernst W.G. et al. // Reviews in mineralogy. 1998. V. 37. P. 33-96.
8. Loucks R.R. // Contribs Mineral. and Petrol. 1996. V. 125. P. 140-150.
9. McSween H.Y., Patchen A.D. // Meteoritics. 1989. V. 24. P. 219-226.
10. Nimis P. // Contr. Mineral. and Petrol. 1999. V.135, P. 62-74.
11. Pletchov P.Yu., Zinovieva N.G., Latyshev N.P. et al. // Lunar and Planetary Science XXXIV, Houston (CD-ROM), 2005, 1041#.
12. Takeda H., Huston T.J., Lipschutz E. // Earth and Planet. Sci. Lett. 1984. V. 71. P. 329-339.
13. Wells P.R.A. // Contribs. Mineral. and Petrol. 1977. V.62. P. 129-139.
14. Wood B.J., Banno S. // Contrib. Mineral. and Petrol. 1973. V.42, P. 109-124.
15. Zinovieva N.G., Mitreikina O.B., Granovsky L.B. // Antarct. Meteor. 2002. N 27, P. 183-185.

РЕФЕРАТ

Термобарометрическое изучение обыкновенных хондритов Yamato-82133 НI(3), Рагули НII(3.8), Yamato-74417 LI(3), Саратов LII(4), Fucbin LIII(6), Бердянск LIII(6) и Yamato--74160 LLIII(7) показало, что кристаллизация клинопироксенов хондритов, относящихся к различным химическим группам и петрологическим типам происходила при давлениях и температурах (900-1500°С), свойственных магматическим породам. Результаты термобарометрического изучения обыкновенных хондритов являются важным подтверждением теории двухстадийного формирования хондритов. Зафиксированы как условия высокобарной кристаллизации (>60 кбар) на переходе от протопланетной стадии развития к собственно планетной, так и РТ-условия кристаллизации на собственно планетной стадии (от 0 до 10,6 кбар со спорадическим подъемом до 16 кбар), предшествовавшей распаду хондритовых планет на астероиды.

Названия хондритов: Рагули (Raguli), Саратов (Saratov), Бердянск (Berdyansk)

В случае необходимости просьба связаться с Зиновьевой Ниной Георгиевной,  E-mail: zinov@geol.msu.ru