Метеориты и планеты Солнечной системы Текст научной статьи по специальности «Науки о Земле и смежные экологические науки»

Электронное научное издание Альманах Пространство и Время. Т. 4. Вып. 1 • 2013 Специальный выпуск СИСТЕМА ПЛАНЕТА ЗЕМЛЯ

Земля в Космосе Earth in Space / Erde im Weltraum

А.А. Маракушев Н.Г. Зиновьева

Метеориты и планеты Солнечной системы

Работа выполнена при частичной финансовой поддержке программы «Поддержка научных школ» (грант НШ-5877.2012.5).

*Маракушев Алексей Александрович, доктор геолого-минералогических наук, академик РАН, главный научный сотрудник Института экспериментальной минералогии РАН (Черноголовка), профессор МГУ имени М.В. Ломоносова

E-mail: belova@iem.ru

**Зиновьева Нина Георгиевна, доктор геолого-минералогических наук, заведующая лабораторией локальных методов исследования вещества кафедры петрологии геологического факультета МГУ имени М.В. Ломоносова

E-mail: nzinov@mail.ru

Метеориты являются обломками примитивных железо-силикатных планет, подвергавшихся взрывному распаду с образованием астероидов. В метеоритах запечатлено формирование не только примитивных хондритовых планет, но и планет земной группы, представляющих более высокую ступень дифференциации. Отчетливо прослеживается генетическая аналогия хондритовых планет и планет земной группы.

Ключевые слова: Солнечная система, планеты-гиганты, планеты земной группы, метеориты, хондриты, ахондриты, земные и лунные горные породы.

Происхождение метеоритов

Генетические взаимоотношения метеоритов и планет относятся к проблемам первостепенной важности. С давних пор существует две точки зрения на их разрешение. Согласно одной (самой распространенной), метеориты (хондриты) являются образцами планетезималей, формировавшихся в протосолнечной небуле, путем аккреции которых образовались планеты земной группы. Согласно другой (нашей [Маракушев и др. 2003]) точке зрения, единственными планете-зималями в Солнечной системе были ледяные массы (водородные и водяные) с железо-силикатной космической пылью. Они формировали солнечную массу и планеты-гиганты в газовом диске, порожденном сверхновой. Железокаменные планеты формировались в связи с эндогенным развитием планет-гигантов в их ядрах под действием гравитации или в виде спутников под действием центробежных сил. Солнце, достигнув звездного состояния, вызвало рассеяние гигантского диска, так что стремительно облетающие его планеты-гиганты оказались в вакууме космического пространства, а околосолнечные планеты-гиганты потеряли флюидные оболочки, так что их железо-силикатные ядра превратились в самостоятельные планеты. Они разделились (рис. 1) на расслоенные с образованием флюидных железных ядер и прочных силикатных оболочек — они сформировали планеты земной группы (ближайшие к Солнцу, древнейшие) и не расслоенные, не образовавшие достаточно прочных силикатных оболочек, чтобы противостоять флюидному сосредоточению в их недрах. При снятии ограничивающего давления флюидных оболочек их материнских планет-гигантов самые примитивные железо-каменные планеты подверглись взрывному распаду на астероиды, образовавшие целый пояс между планетами земной группы и планетами-гигантами группы Юпитера (см. рис. 1). Этот пояс служит источником гелеоцентрических метеоритов (хондритов), выпадающих из него на Солнце и захватываемых гравитационным полем Земли. При их изучении прежде всего обращает на себя внимание возраст обыкновенных (преобладающих) хондритов [Schulz, Kruse, 1989; Wasson, 1991], охватывающий диапазон времени 4,5—0,5 млрд. лет, как бы связывающий воедино древнейшие производные системы планет земной группы, в том числе и Луну с ее активным

Электронное научное издание Альманах Пространство и Время. Т. 4. Вып. 1 • 2013 Специальный выпуск СИСТЕМА ПЛАНЕТА ЗЕМЛЯ

Electronic Scientific Edition Almanac Space and Time vol. 4, issue 1 Special issue 'The Earth Planet System'

Elektronische wissenschaftliche Auflage Almabtrieb 'Raum und Zeit' Band 4, Heft 1 Spezialausgabe 'System Planet Erde

Маракушев А.А., Зиновьева Н.Г. Метеориты и планеты Солнечной системы

развитием в интервале 4,6—3,2 млрд. лет, и планеты-гиганты группы Юпитера с их активным вулканизмом на спутниках в настоящее время.

Рис. 1. Строение Солнечной системы и положение в ней орбит Плутона и Харона и кометы Галлея (сближение с Землей в 1986 г.). Цифры - расстояние, АЕ

Первоначально это была единая система эндогенно активных планет-гигантов — материнских для планет земной группы (Меркурия, Венеры, Земли, Марса), для хондритовых планет, образовавших семейства астероидов (Венгерцев, Флоры, Факи, Короны, Эоса, Кибелы, Гильды по [Бинцель и др. 1991]), и для планет группы Юпитера (Юпитер, Сатурн, Уран, Нептун) и их вулканогенных спутников. В перечисленной последовательности (с удалением от Солнца) эндогенная активность планет-гигантов становилась все моложе и слабее, завершаясь орбитой Нептуна, за которой Солнечная система обрамляется вращательным комплексом двух ледяных тел — Плутона и Харона. Большее отклонение ледяных вторжений в Солнечную систему из поясов Койпера и др. свойственно кометам. На рис. 1 показана комета Галлея, последнее максимальное сближение которой с Землей наблюдалось в 1986 г.

Основной наш вывод о происхождении хондритов за счет взрывного разрушения соответствующих примитивных планет, сформировавшихся в качестве ядер околосолнечных планет-гигантов находит прямое подтверждение в астрономических открытиях [Charbonneau 2003; Vidal-Madjar et э1. 2003 и др.], обнаруживших множество звездно-планетных аналогов Солнечной системы, в которых сохранились в различной мере дегазированные с поверхности планеты-гиганты в такой же позиции, в которой в Солнечной системе находятся не только Пояс астероидов, но и планеты земной группы. Свет на их генезис проливают не только гелеоцентрические метеориты (хондриты), но и планетоцентрические метеориты (ахондриты, железные метеориты), порожденные взрывным разрушением потерянных массивных спутников. Гигантская Протоземля была материнской планетой, как для Земли и Луны, так и для потерянных спутников, дававших при их разрушении планетоцентрические метеориты. В их ряду содержатся, так называемые, лунные метеориты, сходные по возрасту и составу с породами Луны. Она считается древнейшим аналогом эндогенно активной планеты и несомненно она сопровождалась сходными спутниками, обладавшими жидкими флюидными ядрами, создававшими их магнитные поля и эндогенную активность и способными приводить к их взрывному разрушению с образованием планетоцентрических метеоритов.

Изучение хондритов вносит главный вклад в изучение планетного развития, так как в них запечатлены ступени формирования железо-каменных планет под воздействием факторов, создаваемых флюидными оболочками их материнских

Маракушев А.А., Зиновьева Н.Г. Метеориты и планеты Солнечной системы

планет-гигантов, селективно теряющих водород под воздействием Солнца. Из этого следует, что планеты-гиганты играли главную роль в планетном развитии Солнечной системы.

Планеты-гиганты и их массивные спутники

В недрах Солнца (желтого карлика) синтезируются относительно легкие химические элементы, недоступные для наблюдения. Наблюдаемый химический состав Солнечная система унаследовала от своей предшественницы — гигантской звезды, которая взорвалась, как сверхновая, превратилась в черную дыру и гигантский газовый диск (рис. 2). Черная дыра сместилась к центру Млечного пути, а с эволюцией быстро вращающегося гигантского диска в режиме его охлаждения и связывалось формирование Солнечной системы. Вещества диска подразделялись на тугоплавкие, образующие при охлаждении железо-силикатную космическую пыль, и легкоплавкие, которые дольше оставались в газообразном состоянии. Они соединялись в молекулы, в ряду которых доминировали водородный (Н2) и водный (Н2О) компоненты.

Рис. 2. Эволюция и взрывное разрушение массивных звезд [Космос: альманах... 2006, с. 146]

• Умбризль Харон ф

Ари. Ф

Миранйч Тшпания • Плутон

Оберон •

Рис. 3. Схема строения Урана (диаметр 51800 км), расслоенного на расплавное железокаменное ядро и флюидную оболочку, и система его спутников (Миранда - 235 км, Ариэль — 580 км, Умбриэль — 585 км, Титания — 799 км и Оберон — 770 км) в сопоставлении с двойной кометной системой Плутон (2320 км) — Харон (1270 км) [Остапенко, 1998; Рускол, 1986]

В режиме быстрого вращения диска происходило их разделение — водные компоненты отгонялись на его периферию, а водородные оставались в центральной части. Соответственно разделялись и возникающие затем ледяные массы с вмороженной в них космической пылью (планетезимали). Стяжениями водных планетезималей образованы ледяные аккумуляции в окружении Солнечной системы — в поясах Оорта, Хиллса и Койпера, непосредственно окружающего Солнечную Систему. Они служат источником комет, периодически вторгающихся с Солнечную систему (см. рис. 1). К типу ледяных тел относятся Плутон (диаметр 2320 км) в динамической системе с Хароном (диаметр 1270 км). Они образуют, как бы внешнюю орбиту Солнечной системы, которая пересекает плоскость эклиптики под углом 17°. Совместно с кометами они представляют самое примитивное (первозданное) вещество Солнечной системы. Под солнечным воздействием эти ледяные образования приобретали округлую форму, внешне напоминая спутники планет-гигантов, но принципиально отличаясь от них по составу и генезису. Орбита Плутона и Харона, согласно обращающихся вокруг Солнца, близка к орбите Нептуна — внешней планете-гиганту с водной оболочкой (сходной с Ураном). На рис. 3 сопоставляются вращательная система Плутон-Харон с планетой гигантом Уран. Вращательная система Плутон-Харон образовалась, по-видимому, еще в плотном гигантском диске, как кумулятивная структура с перспективой набрать массу, достаточную для превращения ее в планету-гигант. Однако, Солнце, формирующееся в центре этого диска, достигло звездного состояния и вызвало рассеяние диска в космическое пространство. В результате как планеты-гиганты, так и вращательная система Платон—Харон оказались в вакууме, унаследовав, тем не менее, стремительное обращение диска вокруг Солнца. Вращательная кумулятивная система Плутон—Харон при этом превратилась в свою противоположность и стала терять свою массу под действием Солнца, что продолжается и в настоящее время.

Маракушев А.А., Зиновьева Н.Г. Метеориты и планеты Солнечной системы

Развитие вращательной системы Урана начиналось с достижения массы, достаточной для ее гравитационного сжатия с громадным подъемом температуры и ускорением вращения. Затем следовал длительный период охлаждения и отделения жидких несмесимых друг с другом железной и силикатной фаз от флюидной оболочки Урана. В последующем тяже-

V/ ^ V/ « » ^ V/ и I V/

лый, богатый железом материал концентрировался в ядре Урана, а более легкий силикатный и флюидный материал отходил в спутники под действием центробежных сил. Подобная дифференциация является универсальной, определяющей начало планетного развития на основе планет-гигантов с водными и водородными оболочками.

Аналогично развивались ближе к Солнцу водородные планеты-гиганты путем аккреции водородных планетезималей, что применительно к Юпитеру характеризует диаграмма фазового состояния водорода (рис. 4), на которой обозначено приблизительное положение ледяных планетезималей. Показана громадная температура его водородной оболочки, достигнутая в результате гравитационного сжатия.

Рис. 4. Диаграмма P — T состояния водорода (К

— критическая точка). Оконтурена область формирования ледяных водородных планетезималей. В результате их аккреции аккумулировались массы Солнца и планет-гигантов, показано современное состояние гигантской флюидной оболочки Юпитера. Диаграмма составлена по сводке [Войткевич, 1987]

Планеты-гиганты — это уникальные системы формирования и дифференциации железо-силикатного вещества Солнечной системы, образующегося в них в результате плавления и стяжения космической пыли, первоначально рассеянной в ледяной фазе планетезималей. Благодаря гравитации железо-силикатное вещество концентрировалось в их центральных частях, образуя тяжелые ядра планет-гигантов с металлическими (никель-железными) субъядрами, создающими их сильные магнитные поля. Из-за быстрого вращения силикатный материал (с небольшим содержанием металлического железа) отделялся центробежными силами наружу и образовывал массивные спутники планет-гигантов, обращающихся в их экваториальной плоскости. Такое разделение космического вещества на тяжелое железо-силикатное (в ядрах планет) и более легкое существенно силикатное (в спутниках) представляет собой первичную дифференциацию железо-силикатного вещества, достигавшуюся только в планетах-гигантах благодаря их быстрому вращению.

Солнечная масса аккумулировалась аналогично околосолнечным планетам-гигантам путем аккреции ледяных водородных планетезималей в центральной части стремительно вращавшегося гигантского диска. По достижении звездного состояния Солнце активно воздействовало на свое окружение, что привело к диссипации плотного стремительно вращающегося небулярного диска, так что околосолнечные планеты-гиганты оказались в вакууме космического пространства. Однако они в значительной мере унаследовали кинетическую энергию плотного диска и стремительное взаимосогласованное обращение вокруг Солнца, медленно вращающегося в том же направлении. На этой ранней ступени развития Солнечная система имеет множество звездно-планетных аналогов, обнаруженных астрономами [Mayor, Queloz, 1995; Noyes et al. 1997; Marcy, Butler 1998; Butler 1999 и др.], состоящих из небольших звезд, аналогичных Солнцу, в окружении стремительно обращающихся вокруг них в вакууме космического пространства коричневых карликов и околосолнечных гигантских планет. Коричневые карлики являются образованиями промежуточными между небольшими звездами (желтыми карликами) и планетами-гигантами. В них развиваются термоядерные реакции, но только на основе дейтерия, а не водорода, как в звездах.

Обнаруженные звездно-планетные системы являются сравнительно с Солнечной системой (рис. 5) более примитивными, в них еще сохранились околозвездные планеты-гиганты («быстрые юпитеры»), интенсивно теряющие водород под

Маракушев А.А., Зиновьева Н.Г. Метеориты и планеты Солнечной системы

воздействием звездного ветра. В Солнечной системе аналогичную позицию (околосолнечную) занимают планеты земной группы и астероиды (см. рис. 1). Из этого следует, что Солнечная система эволюционировала дальше. Под воздействием солнечного ветра она утратила не только межпланетное вещество исходного протопланетного диска, но и ее околосолнечные планеты-гиганты потеряли флюидные оболочки. На рис. 5 наглядно выражено совпадение околозвездной позиции планет-гигантов в звездно-планетных системах, с околосолнечной позицией планет земной группы и Пояса астероидов. Позиции планет земной группы отвечают планеты-гиганты, наиболее близкие к звездам: Gliese 876, Upsilon Andromedae, HD 37124. Более удаленные от звезд планеты-гиганты (HD 168443, 55 Cancri, и др.) отвечают позиции Пояса астероидов. Это соответствие приводит к представлению о происхождении железо-каменных планет за счет тяжелых ядер планет-гигантов, находившихся в свое время в околосолнечной позиции. Поверхностная дегазация в звездно-планетных системах,

_ _ _ _ V/

, положительным наклоном коннод, связывающих составы планет-гигантов, в различной мере удаленных от соответствующих им звезд. Отрицательными коннодами намечаются соотношения, противоположные наблюдаемому увеличению массивности удаленных планет-гигантов с приближением к Солнцу (Уран и Нептун—Сатурн— Юпитер). В Солнечной системе более массивные, чем Юпитер планеты-гиганты, находившиеся в околосолнечной позиции, подверглись полной поверхностной дегазации с превращением их железо-силикатных ядер в самостоятельные планеты.

Рис. 5. Модель формирования Солнечной и других звездно-планетных систем. На первом этапе из ледяных планетезималей (1) возникали планеты-гиганты (2), коричневые карлики (3) и звезды (4), увеличение их массивности обозначено стрелкой. На втором этапе от планет-гигантов отделялись спутники (5). Третий этап охватывает поверхностную дегазацию околозвездных планет-гигантов, выражающуюся в уменьшении их массивности с приближением к звездам (конноды), что в Солнечной системе привело к полной потере флюидных оболочек околосолнечными планетами-гигантами и образованию планет земной группы (б), предположительно сопоставимых с железо-силикатным ядром Юпитера

Диаграмма (рис. 5) отражает примерное соответствие по массе планет земной группы с ядром Юпитера, генерирующим его магнитное поле. Соответствуют друг другу и массивные спутники Юпитера (Ио) и Земли (Луна). Из этого соответствия следует, что Луна образовалась, как спутник планеты-гиганта (Протоземли), подобной Юпитеру, и была унаследована Землей, как ближайший к Протоземле спутник. Более удаленные спутники, аналогичные более удаленным спутникам Юпитера, были потеряны Протоземлей в ходе диссипации ее флюидной оболочки под воздействием Солнца. Луна со времени возникновения ее системы с Землей продолжает удаляться от Земли.

Эндогенная активность массивных спутников (эксплозивный вулканизм, образование вулканических депрессий, сейсмичность и др.) развивается преимущественно на сторонах, обращенных к их материнским планетам-гигантам. Луна была эндогенно активна в период времени 4,6—3,2 млрд. лет, когда она обладала собственным магнитным полем, а на Ио эндогенная активность находится в расцвете в настоящее время. Ио, Европа, Ганимед обладают магнитными полями и эндогенной активностью вследствие наличия у них флюидных железных ядер, а более удаленный спутник Каллисто потерял магнитное поле и эндогенную активность вследствие полной консолидации. Наличием эндогенно активных спутников определяется относительно молодой возраст эндогенной активности Юпитера, близкий к 1 млрд. лет. Открытием стало обнаружение огромного вытянутого водородного облака, сопровождающегося тором горячей плазмы (Г=105К), образовавшегося совместно с Ио вокруг Юпитера на расстоянии 422 тыс. км [Ксанфомалити 1997, с. 154]. Это определяет механизм образования массивных спутников планет-гигантов, отделявшихся от гигантских водородных оболочек планет-гигантов благодаря их быстрому вращению.

В спутники отделялся легкий силикатный материал, соответствующий ахондритам, контрастно отличающийся от тяжелого железо-силикатного материала, близкого хондритам, формирующего ядра планет-гигантов. Можно полагать, что и Луна (древнейший аналог спутника Юпитера Ио) аналогичным образом отделилась от материнской планеты-гиганта

Маракушев А.А., Зиновьева Н.Г. Метеориты и планеты Солнечной системы

Протоземли совместно с другими массивными спутниками, потерянными в дальнейшем. На обращенной к Протоземле стороне развивалась ее вулканическая активность, относящаяся к возрасту 4,6—3,2 млрд. лет. Сопоставлением Луны и Ио фиксируется огромный возрастной разрыв в развитии эндогенной активности околосолнечных планет и планет группы Юпитера. Этот разрыв соответствует диапазону возраста обыкновенных (наиболее распространенных) хондритов (рис. 6), источником которых служит обломочный Пояс астероидов, расположенный между Марсом и Юпитером (см. рис. 1). Астероиды (и хондриты) являются обломками примитивных (не расслоенных) железо-каменных планет, которые формировались в ядрах планет-гигантов, по-видимому, в какой-то мере комплементарно их массивным спутникам.

Рис. 6. Гистограмма абсолютного возраста обыкновенных хондритов с подразделением их на богатые железом — Н и бедные железом — L + LL, [Schulz, Kruse 1989; Wasson,1991]

Возраст обыкновенных (преобладающих) хондритов (Н, L, LL) варьирует в широчайшем диапазоне (рис. 6). С одной стороны обыкновенные хондриты близки по возрасту планетам земной группы (около 4 млрд. лет) — это главным образом хондриты богатые железом (Н). С другой стороны бедные железом хондриты ^ и LL) имеют преимущественно более молодой возраст порядка 1 млрд. лет, близкий к возрасту Юпитера. Этим подчеркивается единство железо-каменных планет и планет-гигантов Солнечной системы, образующих непрерывный ряд понижения возраста с удалением от Солнца. Древнейшими в этом ряду были околосолнечные планеты-гиганты — материнские для планет земной группы (Мер-курия-Венеры-Земли-Марса) и планет-гигантов, создавших Пояс астероидов, рис. 1 — единственной структуры Солнечной системы, с которой связано получение железо-каменного материала (хондритов), характеризующего развитие плотных ядер околосолнечных планет-гигантов. Изучение хондритов дает главный вклад в понимание генезиса не только примитивных (хондритовых) планет, обломками которых они являются, но и планет земной группы.

Углистые хондриты

Хондриты составляют 84% падений метеоритов. Характеризуемые хондритами примитивные планеты подверглись желе-зо-силикатному расщеплению на матрицу и хондры, но не расслоились, как в планетах земной группы, отвечающих позиции, более близкой к Солнцу (см. рис. 1), а распались на астероиды под действием флюидов, сосредоточившихся в них на протопланетной стадии развития под огромным давлением флюидных оболочек их материнских планет-гигантов. Минералогическим показателем этого громадного флюидного давления служит алмаз, образующий мельчайшие зерна в парагенезисе с муассанитом (SiC) в матрице хондритов, представляющих собой обломки астероидов. Алмаз, содержащийся в хондритах настолько богат водородными включениями, что его объемная плотность равняется 2,2—2,3 г/см3 [Brearly, Jones 1998], тогда как плотность алмаза 3,5 г/см3. Парагенезис муассанита с алмазом формировался при таком громадном давлении водорода, которое достигалось только в планетах-гигантах, сходных с Юпитером. Прямое доказательство этого было получено в 1996 г., когда космический аппарат Галилей (Galileo probe) проник во флюидную оболочку Юпитера. В результате было определено в ней высокое отношение изотопов ксенона 136Xe/134Хе = 1,04, равное этому отношению во флюидных включениях алмаза углистых хондритов [Manuel, Katragada 2003]. В солнечном ветре это отношение равно 0,8. Эти данные определенно характеризуют зарождение и развитие хондритовых планет в недрах планет-гигантов в условиях крайне высокого водородного давления. Алмаз в устойчивом парагенезисе с муассанитом (SiC), отражает не только громадное водородное давление, но и сильно восстановительный характер условий его образования. В этих условиях, в которых начинали формироваться хондритовые планеты, все металлы входили в расплавные никель-железные ядра планет-гигантов в полностью восстановленном состоянии, отвечающем крайне низкому значению H2O/H2 отношения их флюидных оболочек. Это отношение затем возрастало вследствие селективной потери ими водорода под воздействием солнечного ветра. В ре-

Электронное научное издание Альманах Пространство и Время. Т. 4. Вып. 1 • 2013 Специальный выпуск СИСТЕМА ПЛАНЕТА ЗЕМЛЯ

Electronic Scientific Edition Almanac Space and Time vol. 4, issue 1 Special issue 'The Earth Planet System'

Elektronische wissenschaftliche Auflage Almabtrieb 'Raum und Zeit' Band 4, Heft 1 Spezialausgabe 'System Planet Erde

Маракушев А.А., Зиновьева Н.Г. Метеориты и планеты Солнечной системы

зультате и определилась универсальная (однонаправленная) эволюция вещества хондритовых планет и соответственно астероидов и хондритов. Она обусловлена привносом в них тяжелого кислорода 16O ^ (17O + 18O), свойственного водному компоненту флюидных оболочек планет-гигантов. Вначале окислялись металлы наиболее высокого химического сродства к кислороду с образованием нормативных оксидов (Si + 2H2O = SiO2 + 2H2, 2Al + 3H2O = Al2O3 + 3H2 и др.), затем они объединялись в нормативные минералы никель-железного расплава. С вовлечением углерода подобные процессы сопровождались образованием муассанита: 2Si + H2O + СО = SiO2 + SiC + H2, входящего в парагенезис с алмазом.

Хондриты подразделяются на углистые и обыкновенные довольно близкие по среднему составу (табл. 1), но принадлежащие к различным бинарным системам (рис. 7), различающимся по окислительным условиям (отношению Н2О/Н2 материнских планет-гигантов):

Mg2SiO4 + (2Fe+Si) + 2Н2О = 2MgSiO3 + 2Fe + 2Н2.

Левой и правой сторонами реакции определяются эмбриональные хондриты, с которых начинается хондро-матричное окислительное взаимодействие углистых и обыкновенных хондритов по реакциям:

Mg2SiO4 + (2Fe+Si) + 4Н2О = 2MgFeSiO4 + 4Н2,

MgSiO3 + Fe + Н2О = MgFeSiO4 + Н2.

Fe

Рис. 7. Средние составы обыкновенных (ОС) и углистых (С) хондритов (см. табл. 1), определяющих две бимодальные серии: MgSiO3 + Fe и

Mg2SiO4 + (2Fe+SiC)

МдБЮз Мд28Ю4 Б1/2 Первичные хондры Са+Мд

Таблица 1

Средние валовые составы (в ат. %) хондритов — углистых (С) и обыкновенных (ОС)

Элементы С(71) б OC(398) б

Si 13,66 0,44 15,14 0,47

Ті 0,05 0,02 0,03 0,01

Al 1,42 0,28 1,15 0,22

Fe 11,04 0,57 10,70 1,81

Mn 0,08 0,02 0,10 0,02

Mg 14,51 0,64 14,92 0,34

Ca 0,98 0,13 0,75 0,08

Na 0,48 0,48 0,65 0,09

K 0,04 0,04 0,05 0,01

P 0,10 0,04 0,08 0,04

Cr 0,16 0,02 0,15 0,12

Ni 0,54 0,13 0,52 0,15

Co 0,02 0,01 0,02 0,01

S 2,30 1,57 1,71 0,34

O 54,62 1,88 54,02 1,43

f 43,2 41,8

Примечание. В скобках показано количество использованных анализов, 5 — стандартное отклонение. ^ — общая желе-зистость хондритов: Fe/(Fe+Mg). Исходные данные по [Yanai/ Kojima 1995] и базе данных 2010].

Селективная миграция водорода флюидных оболочек материнских планет повышала в них Н2О/Н2 отношение с соответствующим смещением реакций вправо и образованием хондритов. Ступени этого смещения фиксируются желези-стостью оливина и пироксена. С ее возрастанием формируются окислительные тренды хондритов, вдоль которых изо-

Электронное научное издание Альманах Пространство и Время. Т. 4. Вып. 1 • 2013 Специальный выпуск СИСТЕМА ПЛАНЕТА ЗЕМЛЯ

Electronic Scientific Edition Almanac Space and Time vol. 4, issue 1 Special issue 'The Earth Planet System'

Elektronische wissenschaftliche Auflage Almabtrieb 'Raum und Zeit' Band 4, Heft 1 Spezialausgabe 'System Planet Erde

Маракушев А.А., Зиновьева Н.Г. Метеориты и планеты Солнечной системы

топный состав их кислорода сближается с изотопным составом кислорода воды, участвующей в вышеприведенных реакциях окисления. Главные окислительные тренды образования углистых и обыкновенных хондритов приводятся на диаграмме изотопного состава кислорода, рис. 8. На ней наглядно выражены окислительные тренды развития углистых и обыкновенных хондритов, которые формировались за счет их эмбриональных типов Mg2SiO4 + (2Fe+Si) и MgSiO3 + Fe, окислившихся до различных ступеней, определяющих типы хондритов.

Рис. 8. Положение главных окислительных трендов образования углистых (С) и обыкновенных (ОС) хондритов (кружки) на диаграмме изотопного состава кислорода по данным [Clayton et al. 1991; Clayton, Mayeda 1999; Koblitz 2010 и др.]. Обозначены эмбриональные ассоциации углистых и обыкновенных хондритов и связывающая их окислительная реакция. Показан изотопный состав кислорода минералов ранних, тугоплавких включений углистого хондрита Allende (штрихи) по [Clayton et al. 1976] и обыкновенных хондритов (кресты) GRO 95545 LL3.1 и ALHA 81251 LL3.2 по [Guan et al. 2000]. Вода хондритов дана звездочками: углистых

— черными по [Clayton, Mayeda 1984, 1999], обыкновенных — белыми по [Robert et al. 1979].

При этом в углистых хондритах, как правило, сохраняются фрагменты эмбриональных хондритов, что определяет их неравновесное состояние, например форстерит с каплями металлической матрицы, рис. 9, из которой происходила его кристаллизация. Окислением до определенного состояния по реакции: Mg2SiO4 + (2Fe+SiC) + 4Н2О = 2MgFeSiO4 + С + 4Н2 характеризуются типы углистых хондритов. Их средние составы (табл. 2) приводятся на рис. 10. Углистым хондритам свойственна неравновесность нахождения в них минералов левой и правой сторон реакции, в том числе парагенезиса муас-санита с мельчайшими зернами алмаза, характерного для эмбриональных ассоциаций, углерод в этом процессе, по видимому, заимствовался из флюидной фазы под огромным водородным давлением 3Н2 + 2СО + SiO2 = 3H2O + SiC + C (алмаз).

Рис. 9. ПерВИЧнЫе ф0рстерит0вые ХОНДРЫ, С0держащие ме- Рис. 10_ С е составы типов углистых хондритов (черные

таллинские кап™ в замещающей их вт°ричн°й олчеш^еюй мат- точки), образующих бимодальную серию: Mg2SIO4 + (2Fe+SiC) рице хондрита Allende. Видно замещение их с краев оливином переменной железистости. Масштаб 100 мкм

Электронное научное издание Альманах Пространство и Время. Т. 4. Вып. 1 • 2013 Специальный выпуск СИСТЕМА ПЛАНЕТА ЗЕМЛЯ

Electronic Scientific Edition Almanac Space and Time vol. 4, issue 1 Special issue 'The Earth Planet System'

Elektronische wissenschaftliche Auflage Almabtrieb 'Raum und Zeit' Band 4, Heft 1 Spezialausgabe 'System Planet Erde

Маракушев А.А., Зиновьева Н.Г. Метеориты и планеты Солнечной системы

Таблица 2

Сопоставление средних составов (в ат. %) главных типов углистых хондритов

Углистые (С) хондриты

Эле-

мен- Cl CR CM CO CV CK

ты (4) 5 (5) 8 (26) 8 (16) 8 (9) 8 (7) 8

Si 13,21 0,31 13,75 0,70 13,55 0,36 13,81 0,34 13,92 0,30 13,59 0,29

Ti 0,03 0,00 0,04 0,01 0,05 0,02 0,04 0,01 0,05 0,01 0,05 0,01

Al 1,33 0,26 1,16 0,18 1,38 0,22 1,53 0,40 1,50 0,21 1,39 0,08

Fe 11,46 0,51 11,71 0,69 11,17 0,37 11,09 0,49 10,57 0,62 10,34 0,18

Mn 0,10 0,02 0,09 0,01 0,09 0,02 0,08 0,02 0,06 0,01 0,07 0,01

Mg 13,64 0,97 14,75 0,52 14,14 0,40 14,67 0,69 14,86 0,40 15,20 0,21

Ca 0,93 0,16 0,90 0,10 1,00 0,14 0,94 0,13 1,05 0,15 1,02 0,10

Na 1,59 1,44 0,33 0,16 0,42 0,20 0,46 0,44 0,33 0,15 0,36 0,10

К 0,10 0,11 0,02 0,00 0,03 0,02 0,04 0,03 0,02 0,01 0,02 0,02

P 0,13 0,06 0,12 0,05 0,11 0,04 0,09 0,03 0,11 0,03 0,07 0,02

Cr 0,13 0,05 0,18 0,02 0,16 0,02 0,17 0,02 0,16 0,01 0,17 0,01

Ni 0,60 0,10 0,58 0,08 0,55 0,15 0,57 0,08 0,46 0,19 0,52 0,10

Co 0,01 0,02 0,03 0,01 0,01 0,01 0,02 0,01 0,02 0,01 0,02 0,00

S 6,25 1,74 1,52 0,81 2,71 1,04 1,46 0,47 1,32 0,66 0,99 0,39

О 50,48 2,38 54,83 1,29 54,64 1,40 55,02 1,48 55,57 1,22 56,18 0,26

f1* 0,46 0,44 0,44 0,43 0,42 0,41

f2 Av= =30,5

f3 max- -29 max- 00 »\ О ^|- II max- -86,6 max- -99,7 max- -80,5 max=39

Примечание. Главные типы углистых хондритов по рис. 10, в скобках — количество анализов, 5 — стандартное отклонение. Исходные данные по [Yanai, Kojima 1995] и базе данных [Koblitz 2010]; Г1* — общая железистость хондритов Fe/(Fe+Mg), исходя из их средних валовых составов; Г2 — средняя железистость силикатов равновесных хондритов Fe/(Fe+Mg); Г3 — максимальная железистость силикатов неравновесных хондритов Fe/(Fe+Mg)

Специфический муассанит-алмазный парагенезис относится к самым ранним образованиям, сохраняясь в хондритах как реликтовый. Поэтому он свойственен только неравновесным хондритам. В обыкновенных хондритах, которые в большинстве своем являются равновесными, он обычно отсутствует. Углистые хондриты являются гетерогенными образованиями, в составе которых обычно объединяются минералы разных поколений (рис. 11).

Рис. 11. Изотопный состав кислорода углистых хондритов и минералов реликтовых включений в них (тугоплавких — известковоглиноземистых, амебовидных и оливиновых) 1—4 — средние изотопные составы кислорода хондритов Allende (1), Murchison (2) и Ефре-мовка (3) и темных включений (4) в них по [Clayton, Mayeda, 1999]. Минералы известковоглиноземистых [CАIs, Wakaki et al. 2010; Petaev et al. 2010 и др.] и амебовидных включений [AOA, Imae, Yurimoto 2003] в углистых хондритах: форстерит (5) и железистый оливин (6), фассаит (7), шпинель (8), нефелин (9), ме-лилит (10), анортит (11); 12 — фаялит матрицы, 13 — вода углистых хондритов по [Clayton and Mayeda 1984, 1999], 14 — материал комет по [McKeegan et al. 2006], 15 — cредние составы главных типов углистых хондритов

Маракушев А.А., Зиновьева Н.Г. Метеориты и планеты Солнечной системы

К наиболее ранним принято относить так называемые тугоплавкие (известково-глиноземистые) включения. Обычно их фрагменты неправильной формы рассеяны в хондритах, но изредка они представлены в виде реликтовых хондр, рис. 12.

Рис. 12. Крупная известковая хондра в ^3-хондрите Ефремовка состоит из наружной пироксе-новой каймы и агрегата минералов в центральных частях, представленного титанистым фассаитом, шпинелью, мелилитом, анортитом, перовскитом и др. Хондра находится в мелкозернистом хондрите, состоящем из богатой железом матрицы (светлосерая) и мелких магнезиальных хондр, в различной мере корродированных матричным материалом. Видно прожилковое проникновение магнезиального хондрита в известковую хондру

Это определяет тугоплавкие включения, как ранние обособления во вмещающих хондритах, отражающих ступени смещения вправо окислительной реакции Мд^Ю4 + (2Fe+SiС) + 4Н2О = 2MgFeSiO4 + С + 4Н2, которая завершается образованием оливиновых хондритов. Самое удивительное то, что они содержатся в углистых хондритах в виде реликтовых фрагментов (описываемых под названием «темные включения»). Этим определяется их принадлежность к обособлениям, предшествующим образованию углистых хондритов.

Генетически углистые хондриты можно подразделить (см. рис. 10) на бедные железом, СК, ^, СО, и богатые железом — СМ, СК(СН), СВ и СІ. Вариации их изотопного состава кислорода показаны на рис. 13. На диаграмме наглядно выражено различие типов тяжелых и легких углистых хондритов по вариациям изотопного состава кислорода. В легких хондритах окислительный тренд фиксируется образованием хондритов соответствующего типа, их хондрами и матрицей. В тяжелых углистых хондритах окислительная реакция стремительно смещается (без хондрообразования) до уровня, свойственного данному типу, так что хондриты при фиксированном окислительном потенциале приблизительно располагаются на диаграмме вдоль изолинии ^да = 0,5). Рассмотрим эти два типа образования углистых хондритов на конкретных примерах.

Рис. 13. Изотопный состав кислорода генетических типов углистых хондритов. Средние составы выделены крупными знаками. Окислительный тренд (tga = 1, сплошная линия) показан только для CR-типа, он ограничивается поясом хондритов этого типа (tga ~ 0,5)

Маракушев А.А., Зиновьева Н.Г. Метеориты и планеты Солнечной системы

На рис. 14 представлен наиболее изученный CV-тип углистых хондритов. Его окислительный тренд, ориентированный на легкую воду, ограничивается другим окислительным трендом, ориентированным на более тяжелую воду, к которому в основном приурочены темные включения. Это пример ограничения окислительного тренда, обусловленного утяжелением кислорода воды во флюидах материнских планет-гигантов.

Рис. 14. Система углистых CV-хондритов и боковые окислительные тренды образования оливиновых хондритов (тем-

V/ Л if U U

ных включений). Крупный кружок с точкой — средний состав CV-хондритов. Составы конкретных CV-хондритов (розовые кружки) соединены коннодами со средними составами их темных включений (большие черные кружки). Мелкими черными кружками показаны темные включения хондрита Allende, серыми — других ^-хондритов. Штриховая линия отвечает ряду ^-хондритов на рис. 1З. Использованы данные [Weisberg et al., 2001; Clayton and Mayeda 1984, 1999]

Из числа тяжелых углистых хондритов остановимся на наиболее тесно связанных друг с другом типах СR и CB (бенкуб-бинитах). Сводка по ним, приведенная на рис. 1З, в части хондритовых поясов (tga ~ 0,5), дополнена на рис. 15 боковыми окислительными трендами образования оливиновых хондритов (темных включений), обусловленными, по-видимому, утяжелением воды, вызывающей окислительные процессы. Образованием оливиновых хондритов практически завершаются окислительные процессы в углистых хондритах, тогда как формирование бенкуббинитов (СВ) близко к их началу. Главная же масса CR хондритов, представленная на рис. 1З, определяется промежуточной ступенью развития окислительных процессов. Анализ диаграмм, рис. 1З—15, показывает, что направление эволюции хондритового магматизма определяется взаимодействием с водным компонентом флюидов, с которыми хондриты сближаются по изотопному составу кислорода.

Рис. 15. Система углистых хондритов CR-CB и боковые окислительные тренды образования оливиновых хондритов (темных включений). Крупные знаки с точками — средние составы типов CR и CB, ромбики — составы конкретных хондритов боковых трендов (черные — их темные включения). Штриховые линии отвечают рядам хондритов на рис. 1З. Использованы данные [Clayton, Mayeda 1999; Weisberg et al. 2001]

Маракушев А.А., Зиновьева Н.Г. Метеориты и планеты Солнечной системы

К семейству углистых хондритов принадлежат и уреилиты примитивные пижонит-оливиновые ахондриты с агрессивно наложенной на них алмазосодержащей камасит-графитовой минерализацией [Маракушев и др. 2006], развивавшейся по границам между зернами оливина и пироксена и в виде небольших жил. Развитие ее сопряжено с перекристаллизацией минералов, сопровождающейся понижением их первичной железистости, равной 16—20, практически до нуля и выделением самородного железа, отличающегося от камасита алмазоносных внедрений, содержащего 5—6% никеля, практическим его отсутствием. Алмаз уреилитов во многих отношениях сходен с алмазом углистых хондритов, но отличается более значительным размером зерен и некоторой спецификой состава благородных газов. Изложенные особенности отражают образование уреилитов уже на планетной стадии расслоения исходной планеты углистых хондритов на камаси-товое расплавное алмазоносное ядро, уреилитовую мантию и плагиоклазовую кору. Последующее внедрение в уреили-товую мантию алмазоносного углеродного камаситового расплава, сопровождаемое метастабильным дорастанием алмазных зерен, по существу, и создавало алмазоносность уреилитов — метеоритов совершенно специфической полифа-циальности. Восходящее внедрение алмазоносных камаситовых расплавов сопровождалось потерей легких благородных газов, по содержанию которых отчасти метастабильный алмаз уреилитов уступает алмазу углистых хондритов.

Обыкновенные хондриты и планеты земной группы

Главная специфика планет земной группы состоит в их расслоении на прочные силикатные оболочки и жидкие богатые водородом никель-железные ядра, создававшие их напряженное состояние и эндогенную активность, завершившуюся у Меркурия, Венеры и Марса их полной консолидацией, а у Земли продолжающуюся уже 4,6 млрд. лет. Из этого следует, что они зарождались и расслаивались под огромным флюидным давлением в ядрах планет-гигантов (Прото-меркурий, Протовенера, Протоземля, Протомарс). До того как они потеряли гигантские флюидные оболочки и спутники (кроме Луны, Фобоса и Деймоса) они находились, как самые околосолнечные планеты, в единой системе с планетами-гигантами группы Юпитера, разделяясь планетами-гигантами, породившими Пояс астероидов. Он является источником хондритов, преимущественно обыкновенных, представляющих собой обломки примитивных планет, в том числе железосиликатных — ближайших аналогов хондритовых планет, с расслоением которых на флюидно-металлические ядра и силикатные оболочки было связано образование планет земной группы.

Рассмотрим положение их в общей системе хондритов и соответствующих им примитивных планет. Все разнообразие хондритов укладывается в две бинарные системы, связанные друг с другом реакцией Mg2SiO4 + (2Fe+Si) + 2Н2О = 2MgSiO3 + 2Fe + 2Н2. Они представляют основу окислительных процессов образования хондритов с окислительными трендами сближения изотопного состава кислорода хондритов и воды, вызывающей окисление. Типы хондритов обычно завершают развитие окислительных трендов или представляют ступени их окислительного развития. Они объединяют родственные хондриты, формировавшиеся в близких окислительных условиях (аналогичные по железистости минералов) и близкие по Fe/Si отношению. Эти величины, согласно правилу Прайора, находятся в обратной корреляции в хондритах, но только в образовавшихся при постоянстве изотопного состава кислорода воды (относящихся к одному окислительному тренду). Реально же изотопный состав кислорода широко варьирует, как показано на рис. 16, в последовательности его утяжеления 16О + 17О ^ 18О, в которую вписываются и земные изверженные горные породы: Я (Румурути) — НН, Н, L, LL (обыкновенные) — Е (энстатитовые) — С (углистые). Каждый из перечисленных окислительных трендов развивался за счет

Рис. 16. Систематика хондритов в последовательности утяжеления состава воды, участвующей в окислительных реакциях их образования. 1 — типы хондритов (Румурути R — обыкновенные ОС: НН-Н-L-LL — энстатитовые Е — углистые С), 2 — земные изверженные породы по данным [Koblitz 2010; Cayton, Mayeda 1999; Weisberg et al. 2001; Robert et al. 1992 и др.]. Штриховые линии — железистость минералов

Электронное научное издание Альманах Пространство и Время. Т. 4. Вып. 1 • 2013 Специальный выпуск СИСТЕМА ПЛАНЕТА ЗЕМЛЯ

Electronic Scientific Edition Almanac Space and Time vol. 4, issue 1 Special issue 'The Earth Planet System'

Elektronische wissenschaftliche Auflage Almabtrieb 'Raum und Zeit' Band 4, Heft 1 Spezialausgabe 'System Planet Erde

Маракушев А.А., Зиновьева Н.Г. Метеориты и планеты Солнечной системы

возрастания Н2О/Н2 отношения во флюидных оболочках их материнских протопланет за счет потери водорода. Можно полагать, что при этом в миграцию водорода вовлекалась и преимущественно легкая вода, последовательно утяжеляясь. Отделившийся водород рассеивался, а вода формировала ледяные кольца в экваториальной плоскости планет-гигантов. R (Румурути) и обыкновенные хондриты относятся к одной бинарной системе MgSiO3 + Fe (рис. 17, см. средние составы их типов в табл. 3).

Fe

Рис. 17. Средние составы типов обыкновенных хон-дритов (черные точки), образующих бимодальную серию MgSiO3 + Fe

МдЭЮз Мд28Ю4 Б1/2 Первичные хондры Са+Мд

Таблица 3.

Сопоставление средних составов (в ат. %) главных типов обыкновенных хондритов

Элементы Обыкновенные (ОС) хондриты

НН Нечаево (1) Н (172) 5 L (166) 5 LL (60) 5 R (4) 5

Si 14,71 14,75 0,33 15,44 0,29 15,42 0,42 14,02 0,16

Ti 0,07 0,03 0,01 0,03 0,01 0,03 0,01 0,03 0,01

Al 0,97 1,13 0,22 1,15 0,21 1,22 0,22 1,56 0,43

Fe 16,61 12,52 0,91 9,59 0,67 8,65 0,71 10,45 0,55

Mn 0,13 0,10 0,02 0,11 0,02 0,11 0,02 0,10 0,02

Mg 13,31 14,75 0,29 15,06 0,26 14,99 0,38 13,88 0,39

Ca 0,80 0,73 0,09 0,76 0,08 0,76 0,05 0,80 0,09

Na 0,67 0,60 0,07 0,68 0,08 0,70 0,09 0,74 0,14

K 0,11 0,04 0,01 0,05 0,01 0,05 0,01 0,05 0,00

P 0,21 0,08 0,04 0,09 0,04 0,09 0,04 0,13 0,06

Cr 0,21 0,14 0,13 0,15 0,14 0,15 0,03 0,13 0,03

Ni 1,16 0,64 0,1 0,45 0,07 0,36 0,11 0,42 0,11

Co 0,05 0,02 0,01 0,02 0,01 0,01 0,01 0,02 0,00

S 1,15 1,71 0,36 1,76 0,30 1,63 0,39 2,18 0,56

O 49,84 52,75 1,03 54,66 0,62 55,81 0,64 55,49 0,61

f1* 0,56 0,46 0,39 0,37 0,43

f2 15 19 16-21 24 21-27 29 26-32 39 36-41

Примечание. Главные типы обыкновенных хондритов по рис. 17, в скобках — количество анализов, 5 — стандартное отклонение. Исходные данные по [Yanai/ Kojima 1995] и базе данных [Koblitz 2010]; — общая железистость хондритов — Fe/(Fe+Mg), исхо-

дя из их средних валовых составов; ^ — средняя железистость силикатов равновесных хондритов Fe/(Fe+Mg) и ее диапазоны

С развитием окислительных процессов они разделились на два окислительных тренда, далеко отстоящих друг от друга. Я-хондриты уникальны по самому высокому 17О/18О отношению во флюидах. Реакция образования MgSiO3 + 0,82Ре + 0,82Н20 = 0,18Mgo,55Feo,45SiOз + 0,82Мд1ДРео^Ю4 + 0,82Н определяет их очень железистый состав, сходный с составом темных включений углистых хондритов, от которых они отличаются принципиально иными условиями образования (см. рис. 16).

Маракушев А.А., Зиновьева Н.Г. Метеориты и планеты Солнечной системы

В отличие от них равновесные обыкновенные хондриты отвечают последовательным ступеням смещения вправо стандартной реакции. На каждой ступени между матрицей и хондрами достигалось равновесие, фиксирующееся вы-равненностью железистости их силикатов. Хондры и матрица различаются, главным образом, по содержанию металлической фазы, как это схематически показано на рис. 18.

Рис. 18. Модель формирования равновесных обыкновенных хондритов из исходного расплава MgSiO3+Fe под флюидным H2O/H2 воздействием. Серые кружки — средние валовые составы хондритов, черные точки — составы их хондр и матрицы (соединяются коннодами). Символы обыкновенных хондритов: HH, H, L, LL

Рис. 19. Петрохимическая диаграмма (атомные отношения металлов) хондритов в сопоставлении с расчетным составом Земли 1-4 - обыкновенные хондриты: 1 — LL, 2 — L, 3 — H, 4 — HH (силикатные включения HH-хондрита Hечаево); 5 — углистые хондриты (C); 6 — энстатитовые хондриты (E), 7 — состав Земли по данным 1 — [Маракушев, Безмен 1983]; 2 — [Javoy et al. 2010]; 3 — [McDonough, Sun 1995]; 4 — [Kargel, Lewis 1993]; Б — [Morgan, Anders 1980]; 6 — [Murthy, Hall 1970]. Крупными знаками обозначены средние составы хондритов

Соответственно, возникали типы обыкновенных равновесных хондритов, расположенных в последовательности возрастания железистости оливинов (Fe-100/(Fe+Mg): 14—15(HH) — 16—20(H) — 22—26.5(L) — 26—32(LL)). Ниже приводятся реакции, соответствующие ступеням смещения общей реакции вправо:

HH: MgSiO3+ 0,17Fe + 0,17H2O = 0,83Mgo,85Feo,15SiO3 + 0,17Mg1,7Feo,3SiO4 + 0,17H2

H: MgSiO3 + 0,25Fe + 0,25H2O = 0,75Mg0,8Fe0,2SiO3 + 0,25Mg1,eFe0,4SiO4 + 0,25H2

L: MgSiO3 + 0,33Fe + 0,33H2O = 0,67Mg0,75Fe0,25SiO3 + 0,33Mgi,5Fe0,5SiO4 + 0,33H2

LL: MgSiO3 + 0,43Fe + 0,43H2O = 0,57Mg0,yFe0,3SiO3 + 0,43Mg1,4Fe0,6SiO4 + 0,43H2.

Приведенный ряд отвечает дискретному возрастанию Н2О/Н2 отношения флюидов. В состав воды в хондритах входит тяжелый кислород, так что в образовании средних составов главных типов хондритов аномально (tg а = 1) создавались все более высокие уровни фракционирования изотопов кислорода между минералами, рис. 16. При кристаллизации хондр обыкновенных хондритов каждый их тип (HH—H—L—LL) характеризуется свойственным только ему трендом нормального массфракционирования изотопов кислорода между минералами (tg а = 0.5). Кислород в каждом типе утяжеляется в последовательности оливин-пироксен-плагиоклаз.

Несмотря на то, что обыкновенные хондриты характеризуются широким разбросом возраста, измеряемым миллиардами лет (см. рис. 6), их окислительный тренд выглядит единым, подчиняющимся правилу Прайора. Понижение степени окисления рассмотренных типов коррелируется с возрастанием в них железа (Fe/Si отношения, рис. 19: LL — 0,55; L —

0,62; H — 0,85; HH — 1,13), с одновременным возрастанием в их составе роли металлической фазы. На диаграмму сведены приблизительные оценки Fe/Si отношения состава Земли различных авторов. Они примерно отвечают НН-хондритам. К ним близки еще более приблизительные оценки этого отношения Венеры и Марса. Однако Меркурий ха-

Электронное научное издание Альманах Пространство и Время. Т. 4. Вып. 1 • 2013 Специальный выпуск СИСТЕМА ПЛАНЕТА ЗЕМЛЯ

Electronic Scientific Edition Almanac Space and Time vol. 4, issue 1 Special issue 'The Earth Planet System'

Elektronische wissenschaftliche Auflage Almabtrieb 'Raum und Zeit' Band 4, Heft 1 Spezialausgabe 'System Planet Erde

Маракушев А.А., Зиновьева Н.Г. Метеориты и планеты Солнечной системы

рактеризуется несравнимо более высоким Fe/Si отношением. По-видимому, у Протомеркурия была более развита система спутников, чем у других протопланет. Крайнее околосолнечное нахождение Меркурия допускает такое предположение, так как число спутников планет-гигантов увеличивается с приближением к Солнцу.

Приведенные сопоставления и корреляции на диаграмме, рис. 19, убеждают в том, что примитивные планеты, отвечающие обыкновенным хондритам НН-типа, в наибольшей мере родственны хондритовым планетам, с расслоением которых было связано образование планет земной группы. Их высокое Fe/Si отношение определило высокую долю металлической фазы, что вызвало расслоение планет на силикатные оболочки и большие флюидные никель-железные ядра.

С повышением степени окисления H—L—LL хондритовые планеты теряли способность подобного рода расслаивания.

НН-хондритовое магматическое расщепление предшествовало, таким образом, магматическому расслоению планет земной группы. Этим объясняется железистость пород первичных силикатных оболочек, близкая к 15. В работе [Javoy et al. 2010] к разработке хондритовых моделей происхождения Земли привлекаются энстатитовые хондриты (Е). Железистость земных изверженных пород существенно выше, чем Е и НН хондритов и, в какой-то мере, сопоставима с хондрами Н-хондритов, как это наглядно показано на корреляционных графиках, рис. 20 и 21. Хондры Н-хондритов на них сопоставляются со средними составами земных изверженных пород. Высокая железистость последних отражает эволюционную

Рис. 20. Петрохимические диаграммы Н-хондритов (1 —

хондры, 2 — средний состав). Расходящимися стрелками обозначено хондро-матричное расщепление расплавов

Рис. 21. Средние составы изверженных земных пород (1 — кислых, 2 — средних, 3 —

основных, 4 — ультраосновных) в сопоставлении с Н-хондритом (5 — средний состав) Заштрихованное поле — составы хондр по рис. 20

продвинутость Земли, по сравнению с примитивными хондритовыми планетами, в ходе эндогенного развития под воздействием флюидов, исходящих из ее жидкого ядра. В мантии Земли предполагается наличие только реликтовых фрагментов первичных силикатных оболочек, рис. 22, тогда как магматические очаги развивались под воздействием восходящих флюидов, получивших название трансмагматических, обеспечивающих миграцию легких изотопов гелия и кислорода, которые утяжеляются с уменьшением возраста пород. Первичное вещество мантии и земной коры недоступно для изучения и возможно оно ближе по рассмотренным выше характеристикам к веществу хондр хондритов. Представление о распространении в мантии примитивного вещества получило название "blob model" [Becker et al. 1999, Kellogg et al. 1999,

Маракушев А.А., Зиновьева Н.Г. Метеориты и планеты Солнечной системы

Пущаровский, Пущаровский 2010]. Согласно этой модели первичное примитивное вещество находится в мантии в виде огромных разрозненных масс (blobs) в новообразованном веществе, (см. рис. 22). Согласно цитируемым авторам его образование связано с мантийной конвекцией, свидетельствующей об участии флюидных плюмов, исходящих из ядра.

Рис. 22. Схема глубинной конвекции в мантии [Kellogg et al. 1999]

1 — сложные конвективные движения; 2 — блоки примитивного вещества (blobs), которые располагаются преимущественно в ядрах конвективных ячей; 3 — утолщенные полосы, идущие в глубину от краев континентов, — пути проникновения слэбов

Петрохимически земные изверженные горные породы сходны с хондрами, но отличаются от них более железистым составом (см. рис. 21). Еще более существенно их геохимическое отличие, например, по изотопному составу гелия, рис. 23, и кислорода, рис. 24. Это различие создавалось эндогенной активностью Земли, которая продолжается уже 4,6 млрд. лет. На протяжении всего этого времени флюидные потоки, исходящие из земного ядра, порождали в земной коре и мантии очаги сложной дифференциации магм, внедрявшихся в земную кору или изливавшихся на поверхность. Производные этих магм, а не первичное глубинное вещество и представляют земные горные породы на рис. 21.

Рис. 23. Изотопы гелия в метеоритах, лунных и земных горных породах

1—З — метеориты: 1 — хондриты; 2 — железные метеориты и палласиты; З — антарктические микрометеориты; 4—7 — породы: 4 — лунные; Б—7 — земные (Б — базальты и габбро, б — перидотиты, 7 — граниты и гнейсы). По данным [He et al., 2011, Parai et al., 2009, Jackson et al., 2009; Stuart et al., 1999] и по сводке [Маракушев, Безмен 1983]

Рис. 24. Изотопные составы кислорода земных магматических горных пород (1—З: 1 — докембрийских, 2 — меловых, З — современных) в сопоставлении со средними составами хондритов (4 — обыкновенных ОС и энстатитовых Е) и валовыми составами хондр H-хондритов (Б); б — средние составы обыкновенных хондритов (LL, L ,H, HH). По данным [Robert et al. 1992; Clayton et al. 1991]

Из изложенного ясно, что переход от метеоритов к земным горным породам является сложным и во многом условным. В результате эндогенного развития планет земной группы генерировались и преобразовывались горные породы, не имеющие отношения к метеоритам (хондритам), в которых, тем не менее, содержатся признаки их зарождения и раннего развития до хондритового уровня, предшествующего расслоению на флюидные металлические ядра и силикатные оболочки. Именно в обыкновенных хондритах запечатлена самая важная особенность Земли — сосредоточенность в ее флюидном никель-железном ядре всех рудных металлов, определявшая ее металлогеническую специализацию на про-

МАРАКУШЕВ А.А., ЗИНОВЬЕВА Н.Г. МЕТЕОРИТЫ И ПЛАНЕТЫ СОЛНЕЧНОЙ СИСТЕМЫ

тяжении геологической истории. На рис. 25 (табл. 4) показано распределение в хондритах золота и металлов платиновой группы между матрицей (металлами и сульфидами) и хондрами (силикатами) в обыкновенных хондритах.

Рис. 25. Распределение золота и платиновых металлов между силикатной (силикаты), никель-железной (металл) и сульфидной (троилит) фазами по [Вистелиус, 1978]. См. табл. 4

Таблица 4

Распределение золота и платиновых металлов между силикатной (силикаты), никель-железной (металл) и сульфидной (троилит) фазами

Ru Pd Os Ir Pt Au

Металл 2,2 5,44 1,7 2,44 3,7 0,672

Троилит 2,1 3,5 1,6 1,2 2,9 0,6

Силикат 0,2 0,1 0,1 0,2 0,7 0,04

Металл 2,7 1,93 2,3 1,49 10,51 0,46

Троилит 1,6 2,4 1,5 1,5 2,7 1,5

Силикат 0,3 0,24 0,25 0,3 0,16 0,02

Металл 3,6 3,85 3,09 7,09 13,37 1,43

Троилит 2,4 0,8 1,4 2,1 2,8 0,3

Силикат 0,3 0,02 0,04 0,3 0,1 0,004

Металл 5,4 5,95 4,16 4,74 10,89 1,55

Троилит 2,6 1 1,2 1,2 2 0,13

Силикат 0,3 0,02 0,04 0,2 0,1 0,001

Металл 6,0 6,73 3,6 3,36 11,65 1,76

Троилит 1,6 0,9 1,3 1,4 1,6 0,3

Силикат 0,2 0,02 0,04 0,3 0,1 0,02

Металл 6,4 3,0 3,2 5,0 17,6 1,9

Троилит 2,0 0,3 0,53 1,0 5,0 0,4

Силикат 0,4 0,05 0,008 0,055 0,26 0,0004

Металл 4,3 5,36 4,09 5,86 13,37 1,34

Троилит 2,9 6,4 0,8 1,0 4,8 1,6

Силикат 0,3 0,08 0,06 0,3 0,8 0,002

Металл 4,3 4,92 2,24 1,95 6,85 0,448

Троилит 2,7 4,6 1,8 1,8 5,3 0,7

Силикат 0,2 0,044 0,2 0,7 0,1 0,008

Металл 6,4 5,77 5,57 6,14 12,47 1,68

Троилит 2,4 1,2 0,7 0,8 2,4 0,2

Силикат 0,5 0,05 0,05 0,2 0,1 0,003

Металл 5,3 3,01 1,24 3,29 9,01 1,13

Троилит 3,1 2,3 0,8 0,2 3,0 1,1

Силикат 0,7 0,5 1,0 0,03 0,1 0,03

Аналогично рудные металлы концентрируются и в металлической матрице углистых хондритов (бенкуббинитов) (мас.%): Fe — 93, N — 6, Со — 0,3, Р — 0,3, Сг — 0,2; (г/т): Си — 108, Pd — 3,2, Мо — 5,9 , Pt — 5,7, Яи — 4,5, As - 4,3, Os — 3,4, 1г — 3,2, W — 0,7, Яе — 0,3, Ge — 0,76, Sn — 0,2, Sb — 0,2, Аи — 0,5 [СатрЬеІІ et аі. 2002]. Богатая рудными металлами металлическая матрица сочетается в них с силикатными хондрами, практически не содержащими рудных металлов (цифры в скобках, г/т): Pt=13,0(0,3), Pd = 5,3(0,4), 1г=5,4(0,3), Яи=4,6(0,3), 0s=3,6(0,05), Аи = 1,5(0,01) [Мара-

Маракушев А.А., Зиновьева Н.Г. Метеориты и планеты Солнечной системы

кушев, Безмен 1992]. При первичном расслоении Земли рудные металлы концентрировались в ее флюидном никель-железном ядре, а силиктатные оболочки были стерильными в отношении рудных металлов, обогащение их рудными металлами, также как и магматических очагов, связано с флюидами, восходящими из жидкого земного ядра.

Железные метеориты, ахондриты и происхождение Луны

Хондриты являются только гелеоцентрическими метеоритами, а железные метеориты и ахондриты подразделяются на гелеоцентрические и планетоцентрические. Гелеоцентрические представляют обломки планет, как бы промежуточных между нерасслоенными хондритовыми планетами и расслоенными планетами земной группы, относясь к планетам, расслоение которых на железные ядра и силикатные оболочки имело место, но было недостаточным для предотвращения их взрывного распада. Их обломки совместно с обломками хондритовых планет слагают Пояс астероидов и порождают гелеоцентрические метеориты, представленные, наряду с хондритами, примитивными железными метеоритами и примитивными ахондритами (иге, Аса, Lod и др.), входящими по изотопии кислорода в семейства хондритов. Алмазоносность ахондритов (уреилитов, иге) и железных метеоритов, особенно подчеркивает родственность их хондритам. На диаграммах кислорода 5170 - 5180 они образуют аномальные тренды ^да = 1), отвечающие обыкновенным или углистым хондритам. В этом отношении гелеоцентрические ахондриты принципиально отличаются от планетоцентрических железных метеоритов и ахондритов, следующих на изотопных диаграммах кислорода трендам нормального массфракционирования ^да = 0,5).

На диаграмме, рис. 26, это различие железных метеоритов (совместно с палласитами) гелеоцентрического и планетоцентрического типов выражено особенно наглядно. На ней составы примитивных гелеоцентрических железных метеоритов приводятся с названиями, чтобы отличить их от планетоцентрических железных метеоритов, образующих вместе с палласитами свое собственное семейство (1+Ра1). Гелеоцентрические железные метеориты следуют на диаграмме аномальному тренду обыкновенных хондритов (Н^^), см., например, Нечаево, Эльга, представляя ядра соответствующих хондритовых планет. В отличие от них в семейство 1+Ра1 объединены железные метеориты и палласиты, представляющие ядра, сходных с Луной спутников Протоземли, подвергшихся взрывному распаду. Наряду с ними на Землю падали ахондриты, в том числе сходные с лунными породами. Семейства железных метеоритов (1+Ра1) и ахондритов образуют на диаграмме тренд нормального массфракционирования изотопов кислорода вдоль показанного штриховой линией тренда,

Рис. 26. Различие по изотопным трендам кислорода железных метеоритов - гелеоцентрических ^ечаево, Эльга и др.), сходных с хондритами, и планетоцентрических, образующих совместно с палласитами собственное генетическое семейство (I + Pal). Штриховая линия отвечает лунным и земным породам

1—4 - хондриты: 1 - HH, 2 - H, З - L, 4 - LL, Б — планетоцентрические железные метеориты и палласиты. Средние составы хондритов показаны более крупными знаками

объединяющего земные и лунные породы. Этим доказывается и родственность Земли и Луны, определяемая их порожде-

V/ V/ V/ |—I V/ />> V/ и I V/

нием единои материнской планетои-гигантом — Протоземлеи. С потерей гигантскои флюиднои оболочки она потеряла и спутниковую систему, от которой сохранилась только Луна, удаляющаяся от Земли со скоростью 4 см в год, и обломки потерянных спутников, выпадающих на Землю в виде планетоцентрических метеоритов. Обломки спутников Марса представляют собой и Фобос и Деймос. Спутники подвергались взрывному распаду или приобретали напряженное состояние, которое реализовывалось вулканической активностью, преимущественно на сторонах, обращенных к материнским планетам-гигантам. У Луны вулканическая активность происходила 4,6—3,2 млрд. лет тому назад, когда Луна обладала магнитным полем, устанавливаемым по остаточной намагниченности лунных пород. Оно генерировалось ее флюидным жидким ядром, отделявшимся в результате расслоения первичной ахондритовой Луны. Соответственно, Луна, как и ее более молодой аналог Ио (спутник Юпитера) и, вероятно все остальные массивные спутники планет-гигантов, сформировалась в две стадии — первичного расслоения на флюидное жидкое железное ядро, ультраосновную мантию и основную кору и обновления первичной коры в вулканических депрессиях («морях») на стороне, обращенной к Протоземле.

Маракушев А.А., Зиновьева Н.Г. Метеориты и планеты Солнечной системы

Рис. 27. Петрохимические диаграммы выделенных штриховкой коры (шпинелевые троктолиты, троктолитовые анортозиты, троктолиты, анортозитовые нориты, нориты, габбронориты; железистые анортозиты; граниты/фельзиты; монцогабб-ро, кварцевые монцодиориты) и мантии Луны (дуниты и перидотиты) в сопоставлении с составами ахондритов — диогени-тов (1), говардитов (2) и эвкритов (3), средним составом лунных пород (4) и валовым составом Луны (5). Различие их составов обусловлено отделением в Луне железного ядра, что выражается расходящимися вертикально стрелками. Расходящимися горизонтальными стрелками показано базит-гипербазитовое разделение Луны на кору и мантию. Валовый состав Луны и состав ее силикатной составляющей по [Wanke and Dreibus 1988]. Серым цветом выделены породы депрессий

Развитие коры и мантии Луны характеризуется диаграммой, рис. 27, составленной по валовым составам лунных пород. Магматические породы Луны подразделяются на две формации — древнейшую, составляющую ее первичную кору, и более молодую, связанную с наложенными на кору депрессиями («морями»). К древнейшим породам относятся дуниты и перидотиты, выносимые вулкананическими лавами в виде ксенолитов из глубины и представляющие, по-видимому, мантию Луны. На петрохимической диаграмме, рис. 27, составы древнейших лунных пород выделяются штриховкой. Они сопоставляются с близкими им по возрасту планетоцентрическими ахондритами — диогенитами (Dio), говардитами (How) и эвкритами (Euc), которые отличаются от пород лунных возвышенностей более высоким содержанием железа. По этой особенности можно полагать, что они являются обломками слабо дифференцированных спутниковых планет. В отличие от них, Луна эволюционировала дальше и в ней выделилось небольшое железное богатое флюидами ядро, что и определило относительно магнезиальный состав ее силикатных оболочек (рис. 28, табл. 5). Это отражено на диаграмме расходящимися стрелками, показывающими механизм образования более бедных железом первичных силикатных лунных пород, отличающихся от ахондритов.

Q, Fo, En, Di

Mg Si/2

Рис. 28. Породы лунных возвышенностей (1—12, по табл. 5) по данным [Papike et al. 1998; Zeigler et al. 2006; Войткевич и др., 1977; Cohen et al., 2004 и др.]. Штрих-пунктиром показан ахондритовый тренд (по рис. 27). Валовый состав Луны (кружок с точкой) и состав ее силикатной составляющей (большой открытый кружок) по [Wanke, Dreibus, 1988]:

1—7 — магнезиальные плутонические породы (1 — дуниты, 2 — шпинелевые троктолиты, 3 — троктолитовые анортозиты, 4 — троктолиты, 5 — анортозитовые нориты, 6 — нориты, 7 — габбронориты); 8 — железистые анортозиты; 9 — фельзиты; 10

— монцогаббро, 11 — кварцевые монцодиориты; 12 — KREEP базальты

МАРАКУШЕВ A.A., ЗИНОВЬЕВА Н.Г. МЕТЕОРИТЫ И ПЛАНЕТЫ СОЛНЕЧНОЙ СИСТЕМЫ

Таблица 5

Средние анализы пород лунных возвышенностей (в ат. %), в скобках — число использованных анализов

l 2 З 4 Б б 7

(4) 5 (1) (4) 5 (Б) 5 (2) 5 (8) 5 (Б) 5

Si 13,89 0,58 13,58 15,41 0,12 15,51 0,38 16,34 0,83 17,99 0,51 17,34 1,09

Ті 0,00 0,00 0,07 0,01 0,00 0,02 0,02 0,01 0,02 0,11 0,13 0,25 0,25

Al 0,68 0,70 6,27 11,75 0,39 10,10 1,29 11,13 0,24 7,42 1,79 6,37 1,94

Fe 3,43 0,04 1,94 0,80 0,11 1,28 0,28 1,04 0,29 2,23 0,88 3,19 1,18

Mn 0,04 0,00 0,00 0,01 0,00 0,01 0,01 0,01 0,00 0,03 0,02 0,04 0,01

Mg 24,21 1,52 17,81 5,42 0,83 7,56 2,11 4,71 1,50 6,99 1,32 7,88 3,77

Ca 0,49 0,45 1,86 5,69 0,33 5,02 0,58 5,53 0,14 4,01 0,68 3,96 1,10

Na 0,01 0,01 0,10 0,29 0,03 0,19 0,03 0,28 0,04 0,23 0,18 0,45 0,20

K 0,00 0,00 0,01 0,03 0,00 0,01 0,01 0,02 0,03 0,06 0,07 0,08 0,08

P 0,00 0,01 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,01 0,01 0,06 0,14

Cr 0,10 0,09 0,00 0,02 0,02 0,03 0,01 0,03 0,02 0,07 0,03 0,07 0,03

O 57,14 0,33 58,36 60,57 0,14 60,25 0,37 60,90 0,47 60,86 0,31 60,32 0,89

Age* 4,47 4,51— 4,16 4,53— 4,08 4,23— 4,18

з 9 10 11 12 1З 14 15

(Б) 5 (4) 5 (1) (б) 5 (4) 5 (9) 5 (11) 5 (4) 5

Si 16,39 0,83 24,27 1,18 17,57 19,70 1,71 18,66 0,54 16,45 0,54 16,10 0,28 16,20 0,33

Ті 0,06 0,13 0,29 0,14 0,71 0,55 0,19 0,53 0,10 0,16 0,12 0,11 0,04 0,09 0,02

Al 13,33 1,33 5,25 0,22 5,59 4,58 1,09 6,48 0,41 11,24 2,29 11,82 0,80 11,47 0,51

Fe 0,59 0,64 1,75 0,75 4,13 4,76 0,66 3,51 0,80 1,61 1,25 1,46 0,23 1,63 0,32

Mn 0,01 0,01 0,02 0,01 0,07 0,07 0,01 0,05 0,00 0,02 0,02 0,00 0,01 0,02 0,01

Mg 0,99 1,32 0,33 0,64 4,87 2,98 1,20 4,76 0,66 3,05 1,84 3,10 0,83 3,14 0,72

Ca 6,61 0,82 1,54 0,70 4,15 4,05 0,75 3,88 0,23 5,99 1,01 6,06 0,38 6,15 0,18

Na 0,55 0,48 0,86 0,34 0,83 0,64 0,24 0,48 0,18 0,34 0,08 0,30 0,06 0,28 0,08

K 0,07 0,12 2,00 1,24 0,52 0,66 0,32 0,25 0,09 0,05 0,05 0,05 0,03 0,03 0,02

P 0,00 0,00 0,46 0,53 0,69 0,57 0,59 0,14 0,10 0,02 0,04 0,00 0,00 0,01 0,01

Cr 0,01 0,01 0,01 0,01 0,11 0,06 0,03 0,10 0,02 0,04 0,04 0,03 0,00 0,04 0,00

O 61,40 0,30 63,22 0,34 60,75 61,39 0,39 61,16 0,38 61,04 0,34 60,98 0,13 60,95 0,20

Age* 4,56— 4,36 4,11 — 4,04 4,34-4,02 4,31—4,30 4,04— ■3,82

Примечание. Age* — возраст пород, в млрд. лет, 5 — стандартное отклонение. 1— 15 — породы лунных возвышенностей: 1-7

- магнезиальные плутонические породы (1 — дуниты, 2 — шпинелевые троктолиты, 3 — троктолитовые анортозиты, 4 — троктолиты, 5 - анортозитовые нориты, 6 — нориты, 7 — габбронориты); 8 — анортозиты; 9 — граниты/фельзиты; 10 — монцогаббро, 11

— кварцевые монцодиориты; 12 — KREEP базальты; 13—15 — брекчии (13 — обломочные, 14 — стекловатые, 15 — «гранулито-вые»). Составы лунных пород приведены по [Papike et al., 1998; Cohen et al. 2004]

Жидкое лунное ядро являлось источником флюидов, обеспечивавших эндогенное развитие Луны, продолжавшееся в интервале 4,6—3,2 млрд. лет. Самым ярким его проявлением было образование громадных депрессий лунной коры, сопровождаемое образованием встречных воздыманий ее мантии, фиксируемых аномалиями силы тяжести (маскона-ми). Вулканические депрессии, как отмечалось, сосредоточены на стороне Луны, обращенной к ее материнской гигантской планете — Протоземле, сильное гравитационное поле которой определяло не только направление развития эндогенной активности Луны, но и влияло на ее первичное расслоение: массивность лунной коры на видимой стороне существенно выше (80 км), чем на обратной (60 км). Наложенные на первичную кору вулканические депрессии развивались с привносом железа, источником которого служило лунное ядро. Железистость слагающих их вулканических пород существенно выше железистости первичной лунной коры. Их разнообразные вулканические породы сопоставляются на диаграмме (рис. 29, табл. 6) с древнейшими лунными породами, рассмотренными выше. Этими данными обусловлена специфика пород лунных депрессий, представленных контрастной ассоциацией кислых стекол (титанистых и бедных титаном) и ультражелезистых дифференциатов. На диаграмме штриховыми контурами определяются

Маракушев А.А., Зиновьева Н.Г. Метеориты и планеты Солнечной системы

составы так называемых «лунных метеоритов» — ахондритов, совершенно сходных с лунными породами. Они являются обломками подобных Луне спутников Протоземли, подвергавшихся взрывному распаду.

Рис. 29. Породы лунных депрессий (16—23, по табл. 6) по данным [Papike et al., 1998; Zeigler et al., 2006; Войткевич и др., 1977; Cohen et al., 2004 и др.] на петрохимической диаграмме коры и мантии Луны (рис. 28). Штрих-пунктиром показан ахондритовый тренд (по рис. 27), большим открытым кружом — состав коры и мантии Луны по [Wanke, Dreibus, 1988], штриховыми контурами - составы так называемых «лунных метеоритов»

16—17 — титанистые базальты (16 — калиевые и 17 — бедные калием); 18—22 — низко-титанистые базальты (18 — иль-менитовые, 19 — оливиновые, 20 — пижонитовые, 21 — богатые глиноземом, 22 — богатые натрием); 23 — очень бедные титаном базальты и 24 — пикритовые стекла (поле, залитое серым)

Средние составы (в ат. %) пород наложенных лунных депрессий, в скобках число использованных анализов

Таблица 6

16 17 18 19 20 21 22 23 24

(5) 5 (14) 5 (4) 5 (12) 5 (13) 5 (3) 5 (3) 5 (9) 5 (51) 5

Si 15,91 0,12 15,63 0,52 16,77 0,67 17,10 0,37 18,19 0,31 17,15 0,34 17,17 0,54 17,92 0,37 15,99 1,29

Ti 3,47 0,12 3,29 0,41 1,26 0,31 0,74 0,07 0,71 0,25 0,97 0,39 0,60 0,11 0,22 0,07 1,77 1,71

Al 4,04 0,32 4,51 0,37 3,84 0,97 3,76 0,29 4,41 0,30 5,73 0,67 5,22 0,73 5,10 0,61 3,20 0,67

Fe 6,32 0,15 6,12 0,30 6,92 0,26 6,94 0,27 6,40 0,09 5,72 0,46 5,21 0,48 6,20 0,66 6,90 0,81

Mn 0,08 0,00 0,09 0,01 0,09 0,01 0,09 0,01 0,09 0,00 0,08 0,01 0,28 0,36 0,09 0,01 0,10 0,02

Mg 4,41 0,18 4,60 0,85 6,86 3,22 7,41 1,40 4,82 0,46 5,23 1,49 6,72 1,53 5,43 1,39 8,63 1,18

Ca 4,51 0,08 4,76 0,33 3,91 0,93 3,70 0,36 4,42 0,18 4,26 0,27 3,97 0,34 4,43 0,51 3,31 0,28

Na 0,39 0,03 0,31 0,06 0,21 0,07 0,18 0,03 0,22 0,02 0,27 0,05 0,27 0,03 0,12 0,05 0,23 0,14

K 0,16 0,01 0,04 0,01 0,03 0,01 0,03 0,01 0,05 0,09 0,05 0,02 0,32 0,06 0,01 0,00 0,02 0,04

Cr 0,11 0,01 0,12 0,05 0,16 0,06 0,20 0,04 0,15 0,03 0,12 0,03 0,17 0,01 0,14 0,07 0,19 0,07

O 60,59 0,05 60,53 0,12 59,95 0,66 59,86 0,25 60,52 0,05 60,44 0,25 60,08 0,38 60,35 0,18 59,66 0,23

Возраст, млрд. лет Калиевые 3,55 Бедные K 3,79—3,55 3,29—3,08; 3,37—3,21 (для разных Apollo); неразличимы по возрасту 4,2- 3,4; 3,9; 3,1

Возраст, млрд. лет Титанистые базальты 3,9—3,6 Низко-Ti базальты 3,37 — -3,08 Низко-Ti базальты 4,3—3,1 Низко-Ti базальты Очень низ-ко-Ti баз, 4,0—3,3 Высоко-Ti стекла 3,3; 3,48

Примечание. Номера (16—23) отвечают средним составам лунных пород, 5 — стандартное отклонение. Валовые составы лунных пород приведены по [Рар/ке еЬ а!., 1998 Zeigler еЬ аI. 2006; Войткевич и др., 1977]

16—24 - породы наложенных депрессий: 16—17 — титанистые базальты (16 — калиевые и 17 — бедные калием); 18—22 — низко-титанистые базальты: (18-ильменитовые, 19 — оливиновые, 20 — пижонитовые, 21 — глиноземистые, 22 — богатые натрием); 23

- очень бедные титаном базальты и 24 — пикритовые стекла.

Электронное научное издание Альманах Пространство и Время. Т. 4. Вып. 1 • 2013 Специальный выпуск СИСТЕМА ПЛАНЕТА ЗЕМЛЯ

Electronic Scientific Edition Almanac Space and Time vol. 4, issue 1 Special issue 'The Earth Planet System'

Elektronische wissenschaftliche Auflage Almabtrieb 'Raum und Zeit' Band 4, Heft 1 Spezialausgabe 'System Planet Erde

Маракушев А.А., Зиновьева Н.Г. Метеориты и планеты Солнечной системы

По петрохимической специфике лунный вулканизм был эвкритовым, характеризующимся образованием пород с би-товнит-анортитовым составом плагиоклаза. Эти породы, распространенные на поверхности Луны, отражают крайне контрастную дифференциацию расплавов, которая прослеживается даже в мельчайших стекловатых пепловых частицах лунного реголита. Они обычно имеют угловатую обломочную форму и напоминают пепловые частицы вулканической тефры, реже представлены сферулами, эллипсоидами, гантелями, каплевидными выделениями и другими формами, сходными с вулканическими лапиллями и микролапиллями. Обычно стекла имеют пузырчатое строение и неоднородны по составу. Многие стекла, особенно пузырчатые, состоят из потоков и прослойков, иногда ритмично чередующихся, неодинаковых по окраске, показателям преломления и составу. В большинстве неоднородных стекол содержатся пузырьки газов и мельчайшие сферулы никелистого железа, концентрирующиеся вдоль отдельных потоков. Флюидальность стекол в частично раскристаллизованных образцах может подчеркиваться также параллельным расположением лейст плагиоклаза. Флюидальная текстура и магматическая расслоенность срезаются ограничениями стекловатых частичек (обломков, сферул и др.). Очевидно, магматическая неоднородность возникла до разбрызгивания магматического материала в ходе его эксплозивного извержения на поверхность Луны. Об этом свидетельствует также петрохимическое исследование стекловатых частиц лунного реголита, которым выявляется закономерное изменение их нормативного минерального состава, соответствующее главному тренду дифференциации лунных вулканических пород от составов, близких к анортозиту, через лейкократовые долериты, долериты и меланократовые долериты до пироксенитов, богатых железом и титаном. Это расслоение магмы может быть настолько тонким и контрастным, что его удается проследить в пределах небольших стекловатых частиц, расслоенных на плагиоклазовую, существенно пи-роксеновую и ряд промежуточных (пироксен-плагиоклазовых) составных частей. Поскольку это расслоение прослеживается в пределах полностью стекловатых частиц и соответствует в то же время главному тренду дифференциации лунных пород, оно проливает свет на природу лунного петрогенезиса, в развитии которого доминировали процессы жидкостного (докристаллизационного), как скрытого (постепенного), так и явного (дискретного) расщепления магм, связанного с развитием жидкостной несмесимости. Все лунные породы являются тонкозернистыми (типичная крупность зерен 20—100 мкм) с порфировой структурой, нередко с вулканическим стеклом. Встречаются стекловатые, нераскристаллизованные и очень слабо раскристаллизованные разновидности. Составляющие их минералы — также типичные образования вулканических пород, слагающие зональные кристаллы: высокотемпературные (разупорядо-ченные) основные плагиоклазы, пижониты, бедные кальцием авгиты. Для них более подходящи названия лейкоба-зальты (для стекловатых), лейкодолериты и микроанортозиты (для полностью раскристаллизованных). Полностью стекловатые типы пород близки по составу раскристаллизованным лейкодолеритам.

Флюидный характер лунных лав устанавливается по наличию в них пузырьков газа, хотя высокая восстановленность флюидов (существенно водородный состав) способствовала их легкой миграции при вулканических извержениях. Текстуры жидкостной несмесимости в стекловатых базальтах Луны выражаются наличием в них каплевидных обособлений вулканического стекла или пород, раскристаллизованных в различной степени. Как и в ахондритах, встречаются Ni—Fe-металлические и сульфидно-металлические неправильные выделения и шарики. На спутнике Юпитера планете Ио, как и на Луне, на стороне, обращенной к ее материнской гигантской планете — Юпитеру располагаются депрессии, заполненные базальтовыми лавами (лавовое озеро Локи и др.) и устанавливаются термические аномалии, приуроченные к действующим эксплозивным вулканам.

Луна и планета Ио представляют образцы примитивного развития не только спутниковых планет, которому следовали и другие массивные спутники (Титан, Тритон), но и всех железо-каменных планет, обладающих флюидными жидкими ядрами, в том числе планет земной группы на начальных стадиях развития. Судя по космическим снимкам, на их поверхности обнажаются вулканические формации горных пород, сходные с лунными. Они представляют древнюю кору и слагают плоские возвышенности, испещренные метеоритными кратерами, и базальтовые депрессии, сходные с лунными морями, почти не содержащими метеоритных кратеров. Щелочные базальты, богатые калием, редкими землями и фосфором, представлены отдельными образцами в вулканических депрессиях, фиксируя зарождение щелочного магматизма.

Заключение

Метеориты являются обломками железо-каменных планет, в которых в существенной мере запечатлена история их формирования. Генетически метеориты подразделяются на гелеоцентрические, источником которых служит Пояс астероидов, и планетоцентрические, представляющие обломки массивных спутников, потерянных Протоземлей.

Пояс астероидов, характеризуемый метеоритами (в основном хондритами), представлен обломками самых примитивных нерасслоенных (хондритовых) планет. Они формировались в ядрах материнских планет-гигантов и подвергались взрывному распаду (автобрекчированию) на астероиды после потери ими своих гигантских флюидных оболочек. Хондритовые планеты, сложенные силикатными каплями (хондрами) и металлической (никель-железной) матрицей, эволюционировали в результате хондро-матричного взаимодействия MgSiO3 + Fe + H2O = MgFeSiO4 + H2 с вытеснением металлической матрицы силикатной матрицей. На ранней ступени этой эволюции металлическая матрица доминировала над силикатной, затем их капельное (хондритовое) строение уступало место разделению на флюидные никель-железные ядра и прочные

Электронное научное издание Альманах Пространство и Время. Т. 4. Вып. 1 • 2013 Специальный выпуск СИСТЕМА ПЛАНЕТА ЗЕМЛЯ

Electronic Scientific Edition Almanac Space and Time vol. 4, issue 1 Special issue 'The Earth Planet System'

Elektronische wissenschaftliche Auflage Almabtrieb 'Raum und Zeit' Band 4, Heft 1 Spezialausgabe 'System Planet Erde

Маракушев А.А., Зиновьева Н.Г. Метеориты и планеты Солнечной системы

силикатные оболочки, которые защищали планеты от взрывного распада на астероиды. В результате образовались планеты земной группы, пояс которых расположен ближе к Солнцу, чем Пояс астероидов. Оба они образовались в результате развития околосолнечных планет-гигантов, потерявших свои гигантские флюидные оболочки, начиная с хондритовых планет, которые эволюционировали с удалением от Солнца с вытеснением металлической матрицы силикатной и потерей способности к расслаиванию. По времени эта эволюция охватывала миллиарды лет, фиксируемые возрастом хондритов.

Протопланетным развитием под огромным флюидным давлением была обеспечена эндогенная активность планет земной группы, которая у Земли находится в расцвете и в настоящее время. С потерей их протопланетами гигантских флюидных оболочек, протопланеты потеряли и спутниковые системы (сохранились только Луна, Фобос и Деймос), которые были несравнимо древнее и совершеннее спутниковой системы Юпитера. Тем не менее, открытие их магнитных полей и современной вулканической активности на стороне спутника Ио, обращенной к Юпитеру, со всей очевидностью напоминает развитие Луны в период вулканической активности 4,6—3,2 млрд. лет и ее взаимоотношения с материнской планетой-гигантом Протоземлей. Определенную роль при этом сыграли и находки ее планетоцентрических метеоритов, особенно так называемых лунных, аналогичных по возрасту и составу породам Луны.

ЛИТЕРАТУРА

1. Бинцель Р.П., Баруччи А., Фульчиньони М. Происхождение астероидов // В мире науки. 1991. № 12. С.

54-61.

2. Вистелиус А. Б. Платиноиды и золото в силикатной, троилитовой и металлической фазах хондритов / /

Записки ВМО. 1978. № 3. C. 257-270.

3. Войткевич Г.В. Проблемы космохимии. Ростов н/Д: Изд-во Ростовск. ун-та, 1987. 336 с.

4. Космос: альманах / Под рук. Капицы С.П. М.: В мире науки, 2006. 224 с.

5. Ксанфомалити Л.В. Парад планет. М: Наука, 1997. 256 с.

6. Маракушев А.А., Безмен Н.И. Минералого-петрологические критерии рудоносности изверженных по-

род. М.: Недра. 1992. 317 с.

7. Маракушев А.А., Безмен Н.И. Эволюция метеоритного вещества, планет и магматических серий. М:

Наука, 1983. 184 с.

8. Маракушев А.А., Грановский Л.Б., Зиновьева Н.Г., Митрейкина О.Б., Чаплыгин О.В. Космическая петро-

логия. М.: Наука, 2003. 387 с.

9. Маракушев А.А., Зиновьева Н.Г., Грановский Л.Б. Полифациальность изверженных горных пород и ме-

теоритов // ДАН. 2006. № 407 (4). С. 521-524.

10. Остапенко А. Плутон и Харон / / Наука и жизнь. 1998. № 3. С. 89.

11. Пущаровский Ю. М., Пущаровский Д. Ю. Геология мантии Земли. М.: GEOS. 2010. 140 с.

12. Рускол Е.Л. Естественные спутники планет. М.: ВИНИТИ, 1986. 115. с. (Итоги науки и техники. Астроно-

мия. Т. 28).

13. Becker T.W., Kellogg L.H., O'Connell R.J. "Thermal Constraints on the Survival of Primitive Blobs in the Lower

Mantle." Earth and Planet. Sci. Lett. 171.3 (1999): 351 — 365.

14. Brearly A.J. and Jones Rh.H. "Chondritic Meteorites." Mineralogical Society of America Reviews in Mineralogy, Vol-

ume 36:" Planetary Materials. Ed. J.J. Papike. 1998, chapter 3, pp. 1 — 370.

15. Butler P. Upsilon Andromedae Multiple-Planet Systems. Washington: Carnegie Inst., 1999, pp. 110 — 112.

16. Campbell A.J., Humayun M., Weisberg M.K. "Siderophile Element Constraints on the Formation of the Metal-

Rich Chondrites Bencubbin, Wetherford, and Guiba." Geochim. et Cosmochim. Acta 66.1 (2002): 647—660.

17. Charbonneau D. "Atmosphere out of That World." Nature 422 (2003): 124 — 125.

18. Clayton R.N., Mayeda T.K. "Oxygen Isotope Studies of Carbonaceous Chondrites." GCA 63.13/14 (1999):

2089 — 2104.

19. Clayton R.N., Mayeda T.K. "The Oxygen Isotope Record in Murchison and Other Carbonaceous Chondrites."

EPSL 67 (1984): 151 — 161.

20. Clayton R.N., Mayeda T.K., Goswami J.N., Olsen E.J. "Oxygen Isotope Studies of Ordinary Chondrites." Geo-

chim. et Cosmochim. Acta 55(1) (1991): 2317—2337.

21. Clayton R.N., Onuma N., Mayeda T.K. "A Classification of Meteorites Based on Oxygen Isotopes." Earth and

Planet. Sci. Lett. 30 (1976): 10 — 18.

22. Cohen B.A., James O.B., Taylor L.A., Nazarov M.A., and Barsukova L.D. "Lunar Highland Meteorite Dhofar 026

and Apollo Sample 15418: Two Strongly Shoked, Partially Melted, Granulitic Breccias." M&Ps 39.9 (2004):

1419 — 1447.

23. Guan Y., McKeegan D.K., McPhersom G.J. "Oxygen Isotopoc Composition in Two Calcium-Aluminum-Rich In-

clusions from Unequalibrated Ordinary Chondrites." M&Ps 35 (2000): A67, supplements.

24. He H., Zhu R., Saxton J. "Noble Gas Isotopes in Corundum and Peridotite Xenoliths from the Eastern North

Маракушев А.А., Зиновьева Н.Г. Метеориты и планеты Солнечной системы

China Craton: Implication for Comprehensive Refertilization of Lithospheric Mantle." Physics of the Earth and Planetary Interiors 189 (2011): 185 — 191.

25. Imai H. and Yurimoto H. "Oxygen Isotopic Distribution in an Amoeboid Olivine Aggregate from the Allende

CV Chondrite: Primary and Secondary Process." GCA 67.4 (2003): 765 — 772.

26. Jackson M.G., Kurz M.D., Hart S.R. "Helium and Neon Isotopes in Phenocrysts from Somoan lavas: Evidence for

Heterogenity in the Terrestrial High 3He/4He Mantle." EPSL 287 (2009): 519 — 528.

27. Javoy M., Kaminski E., Guyot F., Andrault D., Sanloup C., Moreira M., Labrosse S., Jambon A., Agrinier P., Da-

vaille A., Jaupart C. "The Chemical Composition of the Earth: Enstatite Chondrite Models." Earth and Planet. Sci. Lett. 293 (2010): 259 — 268.

28. Kargel J.S., Lewis J.S. "The Composition and Early Evolution of Earth." Icarus 105 (1993): 1 — 25.

29. Kellogg L. H., Hager B.H., Van der Hilst R.D. "Compositional Stratification in the Deep Mantle." Science

283(5409) (1999): 1881 — 1884.

30. Koblitz J. MetBase. Meteoritic Data Retrieval Software. Bremen, 2010.

31. Manuel O., Katragada A. "The Sun's Origin and Composition: Implications from Meteorite Studies." Proceedings

of Asteroids, Comets, Meteors - ACM 2002. Noordwijk: ESA Publications Divisions, 2003, pp. 787—790.

32. Marcy G.W., Butler R.P. "Detection of Extrasolar Giant Planet." Ann. Rev. Astron. and Astrophys. 36 (1998): 57—98.

33. Mayor M., Queloz D.A. "Jupiter-Mass Companion to a Solar-type Star." Nature. 378(6555) (1995): 355.

34. McDonough W.F., Sun S. "The Composition of the Earth." Chem. Geol. 120 (1995): 223 — 253.

35. McKeegan K.D, Aleon J., Bradley J., Brownlee D., Busemann H., Butterworth A., Chaussidon M., Fallon S., Floss

C., Gilmour J., Gounelle M., Graham G., Guan Y., Heck P.R., Hoppe P., Hutcheon I.D., Huth J., Ishii H., Ito M., Jacobsen S.B., Kearsley A., Leshin L.A., Liu M-C., Lyon I., Marhas K., Marty B., Matrajt G., Meibom A., Messenger S., Mostefaoui S., Mukhopadhyay S., Messenger K.N., Nittler L., Palma R., Pepin R.O., Papanastassiou D.A., Robert F., Schlutter D., Snead C.J., Stadermann F.J., Stroud R., Tsou P., Westphal A., Young E.D., Ziegler K., Zimmermann L., Zinner E. "Isotopic Compositions of Cometary Matter Returned by Stardust." Science 314 (2006): 1724 — 1728.

36. Morgan J.W., Anders E. "Chemical Composition of the Earth, Venus, and Mercury." Proc. Natl. Acad. Sci. USA.

77(12) (1980): 6973 — 6977.

37. Murthy V.R., Hall H.T. "The Chemical Composition of the Earth's Core: Possibility of Sulfur Core/" Phys. Earth

Planet. Interiors. 2 (1970): 276 — 282.

38. Noyes R.W, Jha S., Korzennik S.G., Krockenberger M., Nisenson P., Brown T.M., Kennelly E.J., Horner S.D. "A

Planet Orbiting the Star Rho Coronae Borealis." Astrophys. J. Lett. 483 (1997): 111.

39. Papike J.J., Ryder G., Shearer C.K.. "Lunar Samples." Reviews in Mineralogy. Volume 36: Planetary Materials. Ed. J.J.

Papike. 1998, chapter 5, pp. 1 — 234.

40. Petaev M.I., Nagashima K., Krot A.N., Jacobsen S.B. "Oxygen Isotopic Compositions of the Allende FoB CAI

SJ101." 41st LPSC. 2010, p. 1818.

41. Robert F., Merlivat L., Javoy M. "Deuterium Concentration in the Early Solar System: Hydrogen and Oxygen

Isotope Study." Nature 282 (1979): 785 — 789.

42. Robert F., Rejou-M.A., Javoy M. "Oxygen isotopic Homogenity of the Earth: New Evidence." EPSL 108 (1992): 1 — 9.

43. Schulz L., Kruse H. "Helium, Neon, and Argon in Meteorites — A Data Compilation." Meteoritics. 24 (1989):

155 — 172.

44. Stuart F.M., Harrop P.J., Knott S., Turner G. "Laser Extraction of Helium Isotopes from Antarctic Micrometeor-

ites: Source of Helium and Implications of the Flux of Extraterrestrial 3He to Earth." GCA 63.17 (2009): 2653 — 2665.

45. Vidal-Madjar A., Lecavelier des Etang A., Desert J.-M., Ballester G., Ferlet R., Hebrard G., Mayor M. "An Ex-

tended Upper Atmosphere Around the Extrasolar Planet HD209458b." Nature 422 (2003): 143 — 146.

46. Wakaki S., Itoh S., Tanaka T., Yurimoto H. "Petrology, Rare Earth Element Composition and Oxygen Isotopic

Composition of a Compound CAI-Chondrule Inclusion from Allende." 41st LPSC. 2010, p. 2057.

47. Wanke H., Dreibus G. "Chemical Compositions and Accretion History of Terrestrial Planets." Philos. Trans. R.

Soc. Lond. A 235 (1988): 545 — 557.

48. Wasson J. T., Wang S. "The Histories of Ordinary Chondrite Parent Bodies: U, Th-He Age Distributions." Meteor-

itics 26 (1991): 161 — 167.

49. Weisberg M.K., Prinz M., Clayton R.N., Mayeda T.K., Suigura N., Zashu S., Ebihara M. "A New Metal-rich

Chondrite Grouplet." Meteoritics and Planet. Sci. 36 (2001): 401—418.

50. Yanai K., Kojima H. Catalogue of the Antarctic Meteorites. Tokyo: Nat. Inst. Polar Res., 1995. 230 p.

51. Zeigler R. A., Korotev R. L., Haskin L. A., Jplliff B. L., and Gillis J. "Petrology and Geochemistry of Five New

Apollo 16 Mare Basalts and Evidence for Post-Basin Deposition of Basaltic Material and the Site." M&Ps

41.2 (2006): 263 — 284.

Электронное научное издание Альманах Пространство и Время. Т. 4. Вып. 1 • 2013 Специальный выпуск СИСТЕМА ПЛАНЕТА ЗЕМЛЯ

Electronic Scientific Edition Almanac Space and Time vol. 4, issue 1 Special issue 'The Earth Planet System'

Elektronische wissenschaftliche Auflage Almabtrieb 'Raum und Zeit' Band 4, Heft 1 Spezialausgabe 'System Planet Erde

МАРАКУШЕВ A.A., ЗИНОВЬЕВА Н.Г. МЕТЕОРИТЫ И ПЛАНЕТЫ СОЛНЕЧНОЙ СИСТЕМЫ

Цитирование по ГОСТ Р 7.0.11—2011:

Маракушев, А. А., Зиновьева, Н. Г. Метеориты и планеты Солнечной системы [Электронный ресурс] / А.А. Маракушев, Н.Г. Зиновьева // Электронное научное издание Альманах Пространство и Время. — 2013. — Т. 4. — Вып. 1: Система планета Земля — Стационарный сетевой адрес: 2227-9490e-aprovr_e-ast4-1.2013.11

METEORITES AND PLANETS IN THE SOLAR SYSTEM

Alexey A. Marakushev, D.Sc. (Geology and Mineralogy), Academician of Russian Academy of Sciences, RAS Institute of Experimental Mineralogy (Chernogolovka, Russia), Head of the Laboratory of Thermodynamics of minerals, Professor at Lomonosov Moscow State University

E-mail: belova@iem.ru

Nina G. Zinovieva, D.Sc. (Geology and Mineralogy), Geological Faculty of Lomonosov Moscow State University, Petrology Chair, Head of the Laboratory of High Spatial Resolution Analytical Techniques

E-mail: nzinov@mail.ru

The latest data of astronomy and cosmic petrology come in conflict with the traditional hypothesis that planets were produced by the accretion of stony (meteoritic) planetesimals. The accretion hypothesis fails to explain such very important features of planets as their endogenic activity, which is fuelled by fluids ascending from the molten cores of the planets and continues until the complete solidification of the latter. For example, the endogenic activity of the Earth continues for 4.6 Ga. These considerations are at variance with the hypothesis that accretion was the leading mechanism that produced planets, and they were obviously more closely related to giant planets than it is now commonly believed. The iron-silicate material of the Solar System occurs as massive bodies (planets and their satellites) and fragmentary objects (meteorites). All fragmentary material of the Solar System was produced as a result of the breakup (mostly explosive) of planets and their satellites. This is important to emphasize because according to erroneous cosmologic concepts and hypotheses, which nevertheless were prevalent for a long period of time, iron-stony material accreted and gave rise to planetesimals, planets, and meteorites. No such process has, in fact, ever occurred in the Solar System. Fragmentary material is accumulated first of all in the asteroid belt and is then either lost from the Solar System or is captured by planets in the form of meteorites. We suggest a principally new theory for the origin of planets. The starting point of this theory is the chemical composition of the Solar System, which was completely inherited from a giant star. The latter had exploded as a supernova and gave rise to a rapidly rotating gas disk. As it cooled, icy planetesimals with iron-silicate dust were formed. They consisted of hydrogen in the central part of gas disk and water in its peripheral parts. They produced the mass of the Sun surrounded by rapidly rotating giant planets^ the latter generated iron-silicate derivatives of planets (in their cores) and satellites. Upon reaching its star state, the Sun induced the dissipation of the giant disk, in which it was formed along with giant planets, to space. The near-Sun giant planets later lost their fluid envelopes and satellite systems (the only preserved satellites are the Moon, Pho-bos, and Deimos), whereas the iron-silicate cores gave rise to individual planets: (i) layered ones (which are the closest to the Sun), the terrestrial planets, and (ii) primitive unlayered (chondritic) planets, which eventually exploded and produced asteroids. Asteroids compose a belt from which meteorites (chondrites) originate. Information obtained on meteorites provides insight into the endogenic evolution of the giant planets, including those lost by the Solar System, which were parental for the terrestrial and chondritic planets. The latter eventually broke up into asteroids. The endogenic activity of the giant planets was of "centrifugal" nature and became progressively younger with increasing distance from the Sun. This activity was of irreversible oxidative character and was controlled by the selective loss of hydrogen from the planets and a corresponding increase in the H2O/H2 ratio in their fluid envelopes. This predetermined the position of the terrestrial planets closer to the Sun, and these planets could be produced only via the layering of primitive chondritic planets with a metallic matrix. Away from the Sun, chondrule-matrix oxidative interaction proceeded in chondrites and resulted in the replacement of their metallic matrix by a silicate one and the corresponding loss of their ability to layer.

This theory was formulated based on the detailed petrological study of major types of meteorites, with the application of scanning electron microscopy, X-ray microanalysis, and the analysis of mineral assemblages, and with the comparison of these results with data on terrestrial and lunar rocks.

Keywords: Solar system, giant planets, terrestrial planets, meteorites, chondrites, achondrites, terrestrial and lunar rocks

Электронное научное издание Альманах Пространство и Время. Т. 4. Вып. 1 • 2013 Специальный выпуск СИСТЕМА ПЛАНЕТА ЗЕМЛЯ

Electronic Scientific Edition Almanac Space and Time vol. 4, issue 1 Special issue 'The Earth Planet System'

Elektronische wissenschaftliche Auflage Almabtrieb 'Raum und Zeit' Band 4, Heft 1 Spezialausgabe 'System Planet Erde

Маракушев А.А., Зиновьева Н.Г. Метеориты и планеты Солнечной системы

References:

1. Becker T.W., Kellogg L.H., O'Connell R.J. "Thermal Constraints on the Survival of Primitive Blobs in the Lower

Mantle." Earth and Planet. Sci. Lett. 171.3 (1999): 351 — 365.

2. Binzel R.P., Barucci M.A., Fulchignoni M., "The Origins of the Asteroids." In the World of Science 12 (1991): 54 — 61.

(In Russian).

3. Brearly A.J. and Jones Rh.H. "Chondritic Meteorites." Mineralogical Society of America Reviews in Mineralogy, Vol-

ume 36:" Planetary Materials. Ed. J.J. Papike. 1998, chapter 3, pp. 1—370.

4. Butler P. Upsilon Andromedae Multiple-Planet Systems. Washington: Carnegie Inst., 1999, pp. 110 — 112.

5. Campbell A.J., Humayun M., Weisberg M.K. "Siderophile Element Constraints on the Formation of the Metal-

Rich Chondrites Bencubbin, Wetherford, and Guiba." Geochim. et Cosmochim. Acta 66.1 (2002): 647—660.

6. Charbonneau D. "Atmosphere out of That World." Nature 422 (2003): 124 — 125.

7. Clayton R.N., Mayeda T.K. "Oxygen Isotope Studies of Carbonaceous Chondrites." GCA 63.13/14 (1999):

2089 — 2104.

8. Clayton R.N., Mayeda T.K. "The Oxygen Isotope Record in Murchison and Other Carbonaceous Chondrites."

EPSL 67 (1984): 151 — 161.

9. Clayton R.N., Mayeda T.K., Goswami J.N., Olsen E.J. "Oxygen Isotope Studies of Ordinary Chondrites." Geo-

chim. et Cosmochim. Acta 55(1) (1991): 2317—2337.

10. Clayton R.N., Onuma N., Mayeda T.K. "A Classification of Meteorites Based on Oxygen Isotopes." Earth and

Planet. Sci. Lett. 30 (1976): 10 — 18.

11. Cohen B.A., James O.B., Taylor L.A., Nazarov M.A., and Barsukova L.D. "Lunar Highland Meteorite Dhofar 026

and Apollo Sample 15418: Two Strongly Shoked, Partially Melted, Granulitic Breccias." M&Ps 39.9 (2004):

1419 — 1447.

12. Guan Y., McKeegan D.K., McPhersom G.J. "Oxygen Isotopoc Composition in Two Calcium-Aluminum-Rich In-

clusions from Unequalibrated Ordinary Chondrites." M&Ps 35 (2000):. A67, supplements.

13. He H., Zhu R., Saxton J. "Noble Gas Isotopes in Corundum and Peridotite Xenoliths from the Eastern North

China Craton: Implication for Comprehensive Refertilization of Lithospheric Mantle." Physics of the Earth and Planetary Interiors 189 (2011): 185 — 191.

14. Imai H. and Yurimoto H. "Oxygen Isotopic Distribution in an Amoeboid Olivine Aggregate from the Allende

CV Chondrite: Primary and Secondary Process." GCA 67.4 (2003): 765 — 772.

15. Jackson M.G., Kurz M.D., Hart S.R. "Helium and Neon Isotopes in Phenocrysts from Somoan lavas: Evidence for

Heterogenity in the Terrestrial High 3He/4He Mantle." EPSL 287 (2009): 519 — 528.

16. Javoy M., Kaminski E., Guyot F., Andrault D., Sanloup C., Moreira M., Labrosse S., Jambon A., Agrinier P., Da-

vaille A., Jaupart C. "The Chemical Composition of the Earth: Enstatite Chondrite Models." Earth and

Planet. Sci. Lett. 293 (2010): 259 — 268.

17. Kapitsa S.P, ed. Almanac Cosmos. Moscow: In the World of Science Publisher, 2006. 224 p. (In Russian).

18. Kargel J.S., Lewis J.S. "The Composition and Early Evolution of Earth." Icarus 105 (1993): 1 — 25.

19. Kellogg L. H., Hager B.H., Van der Hilst R.D. "Compositional Stratification in the Deep Mantle." Science

283(5409) (1999): 1881 — 1884.

20. Koblitz J. MetBase. Meteoritic Data Retrieval Software. Bremen, 2010.

21. Ksanfomaliti L.V. Parade of Planets. Moscow: Nauka Publisher, 1997. 256 p. (In Russian).

22. Manuel O., Katragada A. "The Sun's Origin and Composition: Implications from Meteorite Studies." Proceedings

of Asteroids, Comets, Meteors - ACM 2002. Noordwijk: ESA Publications Divisions, 2003, pp. 787 — 790.

23. Marakushev A.A., Bezmen N.I. Mineralogical and Petrological Criteria of Igneous Rocks' Ore Content . Moscow:

Nedra Publisher. 1992. 317 p. (In Russian).

24. Marakushev A.A., Bezmen N.I. The Evolution of Meteoritic Matter, Planets and Magmatic Series. Moscow: Nauka

Publisher, 1983. 184 p. (In Russian).

25. Marakushev A.A., Granovsky L.B., Zinovieva N.G., Mitreykina O.B., Chaplygin O.V. Cosmic Petrology. Moscow:

Nauka Publisher, 2003, 387 p. (In Russian).

26. Marakushev A.A., Zinovieva N.G., Granovsky L.B. "Poly-facies Nature of Igneous Rocks and Meteorites". Dokla-

dy Akademii nauk [Reports of the Academy of Sciences] 407(4) (2006): 521 — 524. (In Russian).

27. Marcy G.W., Butler R.P. "Detection of Extrasolar Giant Planet." Ann. Rev. Astron. and Astrophys. 36 (1998): 57—98.

28. Mayor M., Queloz D.A. "Jupiter-Mass Companion to a Solar-type Star." Nature. 378(6555) (1995): 355.

29. McDonough W.F., Sun S. "The Composition of the Earth." Chem. Geol. 120 (1995): 223 — 253.

30. McKeegan K.D, Aleon J., Bradley J., Brownlee D., Busemann H., Butterworth A., Chaussidon M., Fallon S., Floss

C., Gilmour J., Gounelle M., Graham G., Guan Y., Heck P.R., Hoppe P., Hutcheon I.D., Huth J., Ishii H., Ito M., Jacobsen S.B., Kearsley A., Leshin L.A., Liu M-C., Lyon I., Marhas K., Marty B., Matrajt G., Meibom

Маракушев А.А., Зиновьева Н.Г. Метеориты и планеты Солнечной системы

A., Messenger S., Mostefaoui S., Mukhopadhyay S., Messenger K.N., Nittler L., Palma R., Pepin R.O., Papanastassiou D.A., Robert F., Schlutter D., Snead C.J., Stadermann F.J., Stroud R., Tsou P., Westphal A., Young E.D., Ziegler K., Zimmermann L., Zinner E. "Isotopic Compositions of Cometary Matter Returned by Stardust." Science 314 (2006): 1724 — 1728.

31. Morgan J.W., Anders E. "Chemical Composition of the Earth, Venus, and Mercury." Proc. Natl. Acad. Sci. USA.

77(12) (1980): 6973 — 6977.

32. Murthy V.R., Hall H.T. "The Chemical Composition of the Earth's Core: Possibility of Sulfur Core/" Phys. Earth

Planet. Interiors. 2 (1970): 276 — 282.

33. Noyes R.W, Jha S., Korzennik S.G., Krockenberger M., Nisenson P., Brown T.M., Kennelly E.J., Horner S.D. "A

Planet Orbiting the Star Rho Coronae Borealis." Astrophys. J. Lett. 483 (1997): 111.

34. Ostapenko A. "Pluto and Charon." Science and Life 3 (1998): 89. (In Russian).

35. Papike J.J., Ryder G., Shearer C.K.. "Lunar Samples." Reviews in Mineralogy. Volume 36: Planetary Materials. Ed. J.J.

Papike. 1998, chapter 5, pp. 1—234.

36. Petaev M.I., Nagashima K., Krot A.N., Jacobsen S.B. "Oxygen Isotopic Compositions of the Allende FoB CAI

SJ101." 41st LPSC. 2010, p. 1818.

37. Pushcharovsky Yu.M., Pushcharovsky D.Yu. Geology of the Earth's Mantle. Moscow: GEOS Publisher. 2010. 140 p.

(In Russian).

38. Robert F., Merlivat L., Javoy M. "Deuterium Concentration in the Early Solar System: Hydrogen and Oxygen

Isotope Study." Nature 282 (1979): 785 — 789.

39. Robert F., Rejou-M.A., Javoy M. "Oxygen isotopic Homogenity of the Earth: New Evidence." EPSL 108 (1992): 1 — 9.

40. Ruskol E.L. "Natural Satellites of the Planets." Itogi Nauki i Tekhniki, Tom 28: Astronomiya [Results of Science and

Technology, Volume 28: Astronomy]. Moscow: VINITI Publisher, 1986. 115 p. (In Russian).

41. Schulz L., Kruse H. "Helium, Neon, and Argon in Meteorites — A Data Compilation." Meteoritics. 24 (1989):

155 — 172.

42. Stuart F.M., Harrop P.J., Knott S., Turner G. "Laser Extraction of Helium Isotopes from Antarctic Micrometeor-

ites: Source of Helium and Implications of the Flux of Extraterrestrial 3He to Earth." GCA 63.17 (2009): 2653 — 2665.

43. Vidal-Madjar A., Lecavelier des Etang A., Desert J.-M., Ballester G., Ferlet R., Hebrard G., Mayor M. "An Ex-

tended Upper Atmosphere Around the Extrasolar Planet HD209458b." Nature 422 (2003): 143 — 146.

44. Vistelius A.B. "Platinum and Gold in the Silicate, Troilite and Metal Phases of Chondrites." Notes of the All-Union

Mineralogical Society 3 (1978): 257—270. (In Russian).

45. Voytkevich G.B. Problems of Space Chemistry. Rostov na Donu: Rostov Publisher. 1987. 336 p. (In Russian).

46. Wakaki S., Itoh S., Tanaka T., Yurimoto H. "Petrology, Rare Earth Element Composition and Oxygen Isotopic

Composition of a Compound CAI-Chondrule Inclusion from Allende." 41st LPSC. 2010, p. 2057.

47. Wanke H., Dreibus G. "Chemical Compositions and Accretion History of Terrestrial Planets." Philos. Trans. R.

Soc. Lond. A 235 (1988): 545 — 557.

48. Wasson J.T., Wang S. "The Histories of Ordinary Chondrite Parent Bodies: U, Th-He Age Distributions." Meteor-

itics 26 (1991): 161 — 167.

49. Weisberg M.K., Prinz M., Clayton R.N., Mayeda T.K., Suigura N., Zashu S., Ebihara M. "A New Metal-rich

Chondrite Grouplet." Meteoritics and Planet. Sci. 36 (2001): 401—418.

50. Yanai K., Kojima H. Catalogue of the Antarctic Meteorites. Tokyo: Nat. Inst. Polar Res., 1995. 230 p.

51. Zeigler R. A., Korotev R. L., Haskin L. A., Jplliff B. L., and Gillis J. "Petrology and Geochemistry of Five New

Apollo 16 Mare Basalts and Evidence for Post-Basin Deposition of Basaltic Material and the Site." M&Ps

41.2 (2006): 263 — 284.

Cite MLA 7:

Marakushev, A. A., and N. G. Zinovieva. "Meteorites and Planets in the Solar System.” Elektronnoe nauchnoe izdanie Al'manakh Prostranstvo i Vremya, Spetsialny vypusk Sistema planeta Zemlya [Electronic Scientific Edition Almanac Space and Time. Special issue 'The Earth Planet System'] 4.1 (2013). Web. <2227-9490e-aprovr_e-ast4-1.2013.11>.

(In Russian).