физико-химические условия кристаллизации клинопироксенов в

ФИЗИКО-ХИМИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ КРИСТАЛЛИЗАЦИИ КЛИНОПИРОКСЕНОВ В
РОДИТЕЛЬСКИХ ТЕЛАХ ОБЫКНОВЕННЫХ ХОНДРИТОВ
N.G.Zinovieva, P.Yu.Pletchov, N.P.Latyshev, and L.B.Granovsky, Department of Petrology,
Faculty of Geology, Moscow State University, Vorob’evy Gory, Moscow 119992, Russia
(zinov@geol.msu.ru).
Abstract. Термо- барометрическое изучение орто- и клинопироксенов обыкновенных
хондритов показало, что их кристаллизация из хондритовых расплавов происходила сначала в
условиях усиления восстановительного потенциала при значительных давлениях внутри
крупных родительских тел, а затем в телах существенно меньшего размера при давлении
порядка 9 kbar. Радиусы родительских тел обыкновенных хондритов на втором (собственно
планетном) этапе их формирования могли достигать 750-850 км.
Для выяснения физико-химических условий формирования родительских тел
обыкновенных хондритов нами изучались хондриты разных химических групп, относящиеся к
различным петрологическим типам (низким – I(3.0-3.7), промежуточным – II(3.8-4) и высоким
– III(5-7)): Yamato-82133 I(3), Рагули II(3.8), Оханск II(4) (группа Н) и Yamato-74417 I(3)
Саратов II(4), Fucbin III(6), Бердянск III(6), (группа L), а также использовался литературный
материал по другим обыкновенным хондритам. Для оценки температур кристаллизации хондр
использовались составы орто- и клинопироксенов, которые, наряду с оливинами, являются
наиболее распространенными минералами обыкновенных хондритов. Расчет температур
кристаллизации хондр, проводившийся по четырем двупироксеновым геотермометрам [Wood
and Banno, 1973; Wells, 1977; Kretz, 1982; Perchuk. 1977], показал, что хондры обыкновенных
хондритов I и II типов кристаллизовались в широком диапазоне температур (Yamato-82133
HI(3) – 938-1466С; Yamato-74417 LI(3) – 1106-1306С; Рагули НII(3.8) – 874-1479С; Саратов
LII(4) – 1032-1490С), тогда как в хондритах III типа - при постоянной (с учетом точности
оценки [Pletchov et al., 2005]) температуре (Бердянск LIII(6) – 985-1000С; Fucbin LIII(6) – 9921030С). Полученные результаты хорошо согласуются по диапазонам температур
кристаллизации с данными [McSween and Patcheon, 1989] для обыкновенных хондритов
различных петрологических типов химической группы LL, рассчитанными для
клинопироксенов по геотермометру D.H.Lindsley (1983), но отличаются от них по своим
абсолютным значениям. Абсолютные температуры, полученные для обыкновенных хондритов
6 и 7 петрологических типов по четырем двупироксеновым геотермометрам [Wood and Banno,
1973; Wells, 1977; Kretz, 1982; Perchuk. 1977], меняются незначительно (+48ºС), а температуры,
рассчитанные по каждому из них, практически постоянны для хондритов 6 типа (например, по
геотермометру P.R.A.Wells [1977] температура кристаллизации пар ортопироксен клинопироксен из различных хондр хондрита Fucbin L6 равняется 1011 + 19ºС, а для хондрита
Бердянск L6 – 993 + 8ºС) и варьируют в узком интервале, совпадающем с точностью
применяемых геотермометров, 1052 + 52ºС для хондрита 7 типа Yamato-74160 LL7.
Оценка давления кристаллизации хондритов по модели Nimis [1999] основана на
зависимости от давления параметров кристаллической решетки кристаллизующихся
клинопироксенов (объема ячейки и объема полиэдра M1) и менее зависима, чем более ранние
модели от состава расплава и от набора сосуществующих минералов. Правомочность
применения этой модели для оценки давлений кристаллизации клинопироксенов
обыкновенных хондритов обсуждается нами в работе [Pletchov et al., 2005]. Средние давления,
полученные по клинопироксеновому геобарометру [Nimis, 1999; Nimis, Ulmer, 1998)] для
обыкновенных хондритов различных петрологических типов (I, II, III), относящихся к разным
химическим группам, варьируют от 3,5 до 9,2 кбар, при этом давление, при котором
кристаллизуются клинопироксены в равновесных хондритах III типа, варьирует в более узких
пределах 3,05-8,33 кбар, чем в неравновесных хондритах I и II типов, где оно меняется от 0 до
10,55 кбар. Кроме того, в хондритах I и II типов обнаружены единичные зерна клинопироксена,
кристаллизующегося при значительно более высоких давлениях (до 14,5 кбар), причем в
наиболее неравновесных хондритах (тип I), составы хондровых силикатов которых варьируют
в более широком диапазоне, они встречаются значительно чаще. Проведенный нами
[Маракушев и др., 2003; Зиновьева, 2001] петрологический анализ хондр, в которых
присутствуют подобные клинопироксены, показал, что все они относятся к хондрам со
сложной зональностью зерен пироксена и оливина, проявляющейся в смене обратной
зональности силикатов на прямую и отражающей два этапа образования хондритов
[Маракушев, 1999].
Петрологическим доказательством раннего (высокобарного) этапа кристаллизации
обыкновенных хондритов служат реликтовые зерна (пересыщенный кремнеземом
клинопироксен, клинопироксен жадеит-юриитового состава и др. [Zinovieva, 2001; Zinovieva
N.G. et al. 2002]) со структурами распада, сопоставимыми со структурами распада твердых
растворов, формировавшимися в условиях высоких давлений на Земле.
Реликтовые зерна высокобарных минералов, кристаллизация самородного кремния
одновременно с камаситом [Маракушев и др., 2003] и находки алмаза в матрице хондритов
свидетельствуют о том, что этапу кристаллизации расщепленных хондритовых расплавов,
зафиксированному в структуре хондритов, предшествовал период их развития в
восстановительных условиях при значительно больших давлениях. Давление кристаллизации
реликтовых зерен жадеит-юриитовых клинопироксенов, встречающихся в хондритах II и III
типа, рассчитанное по клинопироксеновому барометру [ Nimis, 1999], достигает 63-71 кбар.
Второй этап кристаллизации хондритовых расплавов происходил в условиях повышения
окислительной обстановки [Маракушев и др., 1992; Маракушев и др., 2003; Зиновьева, 2001],
уже после развала родительских планет внутри тел существенно меньшего размера, о чем,
помимо данных барометрического исследования условий кристаллизации клинопироксенов
(max давление в хондритах III типа не превышает 8,5 кбар), свидетельствует также присутствие
в хондритах I, II и III типа протопироксена, сама возможность кристаллизации которого
ограничивает давление внутри тела ~ 8 кбар [Boyd et al., 1964; Gasparik, 1990]. Тот факт, что для
хондритов III типа протопироксены менее характерны, указывает на то, что давления внутри
родительских тел могли несколько превышать 8 кбар.
Полагая, что давление внутри родительских тел второго этапа может быть порядка 8-9 kbar,
и используя полученную для ледяных спутников зависимость радиуса тела от внутреннего
давления [Lupo and Lewis, 1979], получаем с учетом большей плотности (без учета
сжимаемости) силикатного (3000 кг/м3) шара по сравнению с ледяным (1000 кг/м3), что
радиусы родительских тел обыкновенных хондритов на втором (собственно планетном) этапе
их формирования могли достигать 750-850 км.
Таким образом, сделанный нами ранее вывод о двухэтапности формирования хондритовых
расплавов сначала в условиях усиления восстановительного потенциала при значительных
давлениях внутри крупных родительских тел, а затем в обстановке усиления окислительного
потенциала, в телах существенно меньшего размера [Маракушев и др., 2003; Зиновьева, 2001]
получил подтверждение в результате термо-барометрических исследований пироксенов
обыкновенных хондритов различных петрологических типов, относящихся к разным
химическим группам (LL, L, H).
Acknowledgments - This work was supported by the Russian Foundation for Basic Research
(grant 04-05-64880), the Program “Universities of Russia - Basic Researches” (grant UR.09.02.052);
the Program “Support of Scientific Schools” (grant 1301.2003.5).
References: [1] Boyd et al. (1964) JGR 69, 2101-2109; [2] Gasparik (1990) Am. Min. 75, 10801091; [3] Kretz (1982) GCA. 46, 411-421; [4] Lindsley (1983) Am. Ml. 68, 477-493; [5] Lupo&Lewis
(1979) Icarus 40, 157-170; [6] Marakushev (1999) Origin of the Earth and the nature of its endogenic
activity, M.: Nauka, 255 p.; [7] Marakushev et al. (1992) Cosmic Petrology, Moscow, MSU-press, 312
p.; [8] Marakushev et al. (2003) Cosmic Petrology, Moscow, Nauka, 387 p.; [9] McSween&Patchen
(1989) Meteoritics 24, 219-226; [10] Nimis (1999) Contr. Min. Petr. 135, 62-74; [11] Perchuk (1977)
Doklady AN USSR 233, N 3, 456-459; [12] Pletchov et al. (2005) This volume; [13] Wells (1977)
Contr. Min. Petr. 62, 129-139; [14] Wood &Banno S. (1973) Contr. Min. Petr. 1973. 42, 109-124;
[15] Zinovieva (2001) Petrology of ordinary chondrites, Moscow, 262 p; [16] Zinovieva et al. (2002)
Antarct. Meteor. 27, 183-185.