P-bearing olivines of lunar rocks: sources and localization in the lunar crust

Cover Page

Cite item

Abstract

Fragments of P-bearing olivine have been studied in lunar highland, mare and mingled meteorites and in «Apollo-14», «Luna-16, -20, -24» lunar samples. Olivine contains up to 0.5 wt.% P2O5 and has variable MG# number. It is associated with anorthite, pyroxene and accessory spinel group minerals, Ti and Zr oxides, phosphates, troilite and Fe-Ni metal. Three possible sources of P-bearing olivine were found in lunar material: 1) highland anorthositic-noritic-troctolitic rocks enriched in incompatible elements and thought to be related to high-Mg suite rocks: 2) late-stage products of mare basalts crystallization; 3) unusual olivine-orthopyroxene intergrowths either of meteoritic or lunar origin. Enrichment in incompatible elements may be resulted from both crystallization processes (source 2) and KREEP assimilation (sources 1 and 3). However following metasomatic processes can lead to some addition of phosphorus and other elements.

The rarity of P-bearing olivines points either to the low abundance or local distribution of their sources in the lunar crust. Association with mare basalts specifies the highland-mare boundary. The presence of the evolved rocks in the studied breccias suggests possible connection of some sources with recently discovered granitic domes in Procellarum Ocean. That means the P-bearing sources are mainly localized on the visible side of the Moon.

Full Text

Оливин является распространенным минералом как материковых, так и морских лунных пород. В материковых породах оливин в различных пропорциях присутствует в породах серии АНТ (анортозит-норит-троктолит), в редко встречающихся шпинелевых троктолитах и в исключительно редких ультраосновных породах серии дунит-пироксенит. Кроме того, оливин является важным минералом глубинных пород, так называемых шпинелевых катаклазитов. Среди морских пород оливин присутствует в низкотитанистых оливиновых базальтах. В KREEP базальтах (породах, обогащенных несовместимыми элементами К, р.з.э. и P) оливин практически отсутствует. Известно, что этот минерал характеризуется обеднением несовместимыми элементами. Единственным исключением является фосфор, который имеет более высокий коэффициент распределения в оливине, чем в пироксене (DPol/расплав > DPpx/расплав) (Witt-Eickschen, O’Neill, 2005). В лунных породах фосфор чаще всего присутствует в меррилите, апатите, реже шрейберзите и Fe-Ni металле. Находка оливина, содержащего до 0.5 мас.% P2O5, в некоторых лунных породах (Демидова и др., 2015, 2018), и тот факт, что подобные оливины присутствуют в типичных магматических оливинсодержащих породах Земли и Марса – ультраосновных породах, базальтах, андезитах, дацитах (Milman-Barris et al., 2008; Shearer et al., 2013), послужило причиной проведения тщательного поиска и детального исследования таких фрагментов в различных типах лунных пород. Основной целью являлось определение возможных источников фосфорсодержащих оливинов, изучение их геохимических особенностей и условий образования. С другой стороны, их поиск в популяции лунных метеоритов, представляющих собой материал случайного опробования лунной коры (Демидова и др., 2007), и в образцах с известным местоположением, доставленных АЛС (автоматическими лунными станциями) «Луна» и миссиями «Apollo», дает возможность оценить распространенность и пространственно ограничить их присутствие на поверхности Луны.

ОБРАЗЦЫ И МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ

Методами стандартной оптической микроскопии в отраженном свете детально исследованы плоскополированные шлифы и аншлифы, содержащие фрагменты реголита «Луны-16, -20 и -24» из фракций размером более 200 мкм, 2 шлифа образца 14321 «Apollo-14» (14321,34 и 14321,35), шлифы и аншлифы лунных метеоритов: Dhofar (здесь и далее Dho) 025, 287, 733, 961, 1442, 1436 и метеоритов группы Dho 302 (Dho 302, 303, 305, 306, 307, 310, 311, 730, 731, 950). Химический состав минеральных фаз лунных пород определялся на приборах JEOLJXA-8530F (Венский музей естественной истории), Сameca SXFive FE (Венский университет) и Сameca SX-100 (ГЕОХИ РАН, Венский университет) при напряжении 15 кВ и силе тока 10–20 нА. Большая часть анализов химического состава оливинов была выполнена с увеличенным (до 30–40 мс) временем накопления сигнала для ряда второстепенных элементов (Al, Cr, Ca, Ti, P, Ni).

Содержание редких и ряда главных элементов в оливинах «Луны-16» определялось методом лазерной абляции (LA-ICP-MS) на масс-спектрометре с индуктивносвязанной плазмой Element-XR (Thermo Finnigan) с лазерной системой UP-213 (New Wave Research) (ГЕОХИ РАН). Все анализы выполнены in situ в шлифе, размер лазерного пучка составил 30 мкм, частота 4 Гц. Ошибка 1 σ для главных элементов составляет 3–4%, за исключением FeO – 10%; для редких и рассеянных элементов (Ti, Cr, Mn, Sr, Ba, La, Ce, Pr, Nd) – 4–8%, для остальных – 10–15%. В качестве внешних стандартов использовались стекла NIST 610 и ML3B (Jochum et al., 2011), для некоторых оливинов использовался стандарт оливина MongOl Sh11-2 (Batanova et al., 2017). В качестве внутреннего стандарта для оливинов и пироксенов использовался Mg, для плагиоклазов – Са, предварительно определенный в этих минералах методом электронно-зондового микроанализа. Результаты обрабатывались с помощью программ Glitter и Isoplot. Детали методики анализа опубликованы в работе (Назаров и др., 2012). Всего методом LA-ICP-MS исследовано 39 зерен оливина, плагиоклаза и пироксена (всего 48 анализов).

Валовый состав центральной части объекта R25 метеорита Dho 025 был получен в результате усреднения 98 микрозондовых анализов, выполненных в виде сеточного анализа с шагом 9 мкм на площади 70×90 мкм.

РЕЗУЛЬТАТЫ ИССЛЕДОВАНИЯ

Фосфорсодержащие оливины были найдены во фрагментах реголита «Луны-16, -20, -24», образце 14321 «Apollo-14», морском метеорите Dho 287, материковом метеорите Dho 025 и метеоритах Dho 961, 1442 (табл. 1, рис. 1а-з). Два последних относятся к группе так называемых смешанных метеоритов, которые наряду с материковыми содержат морской и KREEP материал, но в различных пропорциях. Краткие описания фрагментов пород представлены в табл. 2, а изображения некоторых из них показаны на рис. 1а-м.

Минералого-петрографическая характеристика пород, содержащих фосфористые оливины

По химическому составу и структуре можно выделить 3 типа фосфорсодержащих лунных оливинов, встречающихся в лунном веществе в 3 различных ассоциациях.

Фосфорсодержащий оливин (Fo51–88) (1-й тип). Фаза была обнаружена во фрагментах пород анортозит – норит (габбро-норит) – троктолитового (АНТ) состава образцов «Луны-16, -20, -24», образца 14321 миссии «Apollo-14» и метеорита Dho 961. Размеры пород варьируют в пределах от сотен микрон до нескольких миллиметров. Они имеют различные соотношения главных минералов. Малые размеры обломков пород лунного реголита и неравномернозернистая структура часто не позволяют их точно классифицировать, поэтому в данной работе мы учитываем лишь особенности минерального состава и структуры обломков.

 

Таблица 1. Распространенность фрагментов пород с фосфорсодержащими оливинами в лунных образцах и метеоритах

Тип

Оливин

Фрагменты пород

Л16

Л20

Л24

A14

Dho 1442

Dho 287

Dho 961

Dho 025

1

Fo51–88

<0.4мас.% P2O5

Анортозиты – нориты (габбро-нориты) – (шпинелевые) троктолиты

10

14

3

1

0

0

1

0

2

Fo2–52

<0.4мас.% P2O5

Низкотитанистые базальты

1*

0

2

0

2

1

0

0

3

Fo69–95

<0.5 мас.% P2O5

Оливин-ортопироксеновые объекты

0

0

0

0

0

0

1

1

* – Фаялит-анортитовая порода #5002 (табл. 2).

 

Рис. 1. Фрагменты пород с фосфорсодержащим оливином 1-го типа: фрагменты анортозитового троктолита #44R (а), троктолитового анортозита #48R «Луны-20» (б); класта перекристаллизованного ударного расплава оливин-норитового состава #961 метеорита Dho 961 (в); фрагменты троктолитового анортозита с реликтами оливина #5008 (г), шпинелевого троктолита #422 «Луны-16» (д); класт оливин-норитового анортозита #14321 «Apollo-14» (е); 2-го типа: фрагмент фаялит-кремнезем-плагиоклазовой породы #5002 «Луны-16» (ж); обломок оливинового долерита «Луны-24» (з); фрагмент оливин-ильменитового базальта #287 метеорита Dho 287 (и); класт оливинового долерита #2 метеорита Dho 1442 (к); 3-го типа: фрагменты оливина с включениями низкокальциевого пироксена: объект R22 в класте оливинового норита #961 в метеорите Dho 961 (л); объект R25 в матрице метеорита Dho 025 (м). Все изображения в обратно-рассеянных электронах. Кругами показаны точки анализов методом лазерной абляции.

 

Таблица 2. Минералого-петрографическая характеристика пород с фосфорсодержащими оливинами 1, 2 и 3-го типов в лунных образцах и метеоритах

Тип

Обр.

Порода

Описание

Ol

Px

Pl

Акцессор.

1

Л16

АНТ породы (550×600 до 660×760 мкм)

8 фрагментов обломочных и ударно-расплавных брекчий cразличной степенью кристаллизации основной массы

Fo6–95

En8–71Wo4–39

An82–98

Me, Tr

1

Л16

#5008 – троктолитовый анортозит

(250×450 мкм)

Обломок неполнокристаллической породы с порфиритовой интерсертальной структурой, содержащей 2 крупных (50×80 мкм) округлых реликта P-оливина

Fo69–76реликты

Fo84–86осн. масса

-

An95–97

Me, Tr, si

1

Л16

#422 – шпинелевый троктолит

(280×320 мкм)

Фрагмент неполнокристаллической среднезернистой породы с субофитовой структурой

Fo69–94

-

An95–98

Spl,стекло

1

Л20

АНТ породы, г.о. оливиновые (габбро)-нориты

(от 120×450 до 520×560 мкм)

11 фрагментов ударно-расплавных брекчий, либо обломков ударного расплава c различной степенью кристаллизации

Fo64–72

En50–76Wo3–36

An91–98

Ilm, Me, Tr, Chr, Bd, Ru

1

Л20

#44R, #53Rтроктолитовые анортозиты

(120×450 и 200×370 мкм)

Фрагменты пород со средне-крупнозернистой офитовой структурой, в которой оливин и второстепенный пироксен заполняют интерстиции между крупными лейстами плагиоклаза, содержат поздний мезостазис

Fo75–81

En50–73Wo7–36

An92–95

si, K-Siстекло,Mer илиAp, Ilm,Ca-Fe Px,Zr-фаза

1

Л20

#48Rанортозитовый троктолит

(180x250 мкм)

Неполнокристаллическая порода cинтерсертальной структурой, в которой интерстиции между крупными лейстами плагиоклаза занимают ксеноморфные выделения оливина, ассоциирующего со стеклом

Fo77–82

-

An95–97

Me

1

A14

Фрагмент темной микробрекчии образца 14321 (1.8×2.5 мм)

Обломочная микробрекчия содержит:

#14321 – фрагмент (180×700 мкм) оливинового норитового анортозита с гранулитовой структурой,

#14321i – плагиоклаз-оливиновый сросток (200×300 мкм)

#14321f – крупные минеральные фрагменты (от 40×60 до 280×400 мкм) в матрице

Fo15–91

Fo87–88

Fo81–87

Fo62–88

En12–86Wo1–42

En87–88Wo2

-

An71–98

An94–95

An96

Tr, Ilm,Me, Chr,К-Fsp,

Mer, Ap

и Ti- Zr-фаза

1

Л24

АНТ породы

(от 150×250 до 230×650 мкм)

2 фрагмента агглютинатов и перекристаллизованная ударно-расплавная брекчия

Fo63–91

En34–73Wo3–22

An84–96

Ilm

1

Dho 961

#961оливиновый норит (2.2×3.3 мм)

Фрагмент раскристаллизованного ударного расплава с порфирокластовой структурой, в которой обломки оливина и плагиоклаза (50×150 мкм), находятся в микрозернистой субофитовой плагиоклаз-пироксеновой основной массе. Содержит объектR22 (см. ниже)

Fo51–64

En54–68Wo8–12

An91–96

Or0–1

Ilm, Chr

2

Л16

#5002 фаялит- кремнезем-плагиоклазовая порода

(260×290 мкм)

Фрагмент породы с крупнозернистой субофитовой структурой, в которой фаялит, фаза кремнезема и Сa-Fe пироксен заполняют интерстиции между крупными лейстами плагиоклаза

Fo4–5

En2Wo35

An87–93

Сa-Fe Px,Me, Tr,Ilm, Ap,K-Siстекло

2

Л24

#6, #8, #10 – оливиновые долериты и габбро

(от 0.4×0.9 до 1.2×1.4 мм мкм)

Фрагменты #6, #10 с офитовой неравномерно среднезернистой структурой, в которой фенокристы оливина находятся в плагиоклаз-пироксеновой основной массе

#8 обладает микрогранобластовой структурой

Fo2–60

En7–47Wo9–36

An90–96

si, Tr,Arm, Uv

2

Dho 287

#287A – оливин-ильменитовый базальт

(2.3×3.6 см)

Порода, в которой фенокристы оливина (1-2 мм) и пироксена находятся в тонкозернистой плагиоклаз-пироксеновой матрице, имеющей офитовую структуру, обогащена поздним мезостазисом (<3 %)

Fo0–72

En2–56Wo7–42

An70–88

Ilm, Fa,K-Siстекло,Ap, Mer,Chr, Uv,Tr, Me

2

Dho1442

#2, #7 – оливиновые долериты

(0.3×0.4 2×2.9 мм)

Породы обладают средне-крупнозернистыми офитовыми и субофитовыми структурами, #7 содержит поздний мезостазис

Fo30–58

En6–52Wo4–36

An77–94

Ilm, Chr, Tr

3

Dho 961

R22 – фрагмент зонального кристалла оливина (370×370 мкм)

В оливине наблюдается множество параллельно ориентированных ламелей пироксена (толщиной 1–4 мкм в ядре и до 7 мкм в кайме), что напоминает структуру распада

Fo84

в ядре

Fo68–78

в кайме

En90Wo1

в ядре

En54–77Wo4–24

в кайме

-

Ca-Al-Si фаза

3

Dho025

R25 – фрагмент зонального кристалла оливина (150×300 мкм)

В оливине наблюдается множество червеобразных включений (толщиной 1-3 мкм) пироксена и приуроченных к ним мельчайших (<1 мкм) включений Ca-Al-Siфазы

Fo92–95

в ядре

Fo81–90

в кайме

En94, Wo1

-

Ca-Al-Siфаза

Примечания. Ol – оливин; Px – пироксен; Pl – плагиоклаз; Me - Fe-Ni-металл; Ilm – ильменит; Tr – троилит; Mer – меррилит; Chr – хромит; Uv – ульвашпинель; Spl – шпинель; meso – мезостазис; si – фаза кремнезема; Fa – фаялит; Ap – апатит; Bd - бадделеит, Ru – рутил; К-Fsp – калиевый полевой шпат.

 

Структуры АНТ пород чрезвычайно разнообразны: встречаются как магматические (офитовые, субофитовые, порфиритовые, интерсертальные), так и метаморфические (пойкилобластовые, порфиро-/гранобластовые и брекчиевые) породы. Последние значительно преобладают. В лунном реголите следует различать породы с магматической средне-, крупнозернистой структурой, которые могут быть не затронуты ударными процессами, и более мелкозернистые породы, также обладающие признаками кристаллизации из расплава, но ударного происхождения. И первичные, и вторичные (образованные в результате ударных процессов) породы могли, в свою очередь, претерпеть отжиг и последующую перекристаллизацию. В результате таких процессов образуются породы с пойкилобластовыми и гранобластовыми структурами.

Большинство фосфорсодержащих оливинов представлено обломками в ударно-расплавных или обломочных брекчиях преимущественно АНТ состава. Кроме оливина, брекчии содержат фрагменты других минералов, главным образом плагиоклаза и пироксена, иногда фрагменты стекол и других пород. Соответственно, наблюдаются значительные вариации состава слагающих фаз (плагиоклаз An71–98, оливин Fo6–91, пироксен En8–86Wo1–42) (рис. 2, 3), а также большое разнообразие акцессорных минералов (табл. 2). Размеры обломков фосфорсодержащих оливинов варьируют в значительных пределах. Самые крупные зерна фосфорсодержащего оливина обнаружены во фрагменте микробрекчии образца 14321 «Apollo-14», где их размер достигает сотен микрон. Интересно отметить, что некоторые крупные обломки содержат мельчайшие включения (<1 мкм) кальциевого фосфата, обогащенного Y и легкими р.з.э., а также Zr-Ti фаз. Они располагаются вдоль трещин или в виде участков в зернах оливина и были идентифицированы с помощью метода лазерной абляции (рис. 4a,б).

 

Рис. 2. Зависимость содержания P2O5 от магнезиальности в лунных оливинах реголита «Луны-16» (д), «Луны-20» (а), «Луны-24» (ж), образца 14321 «Apollo-14» (в), метеоритов Dho 025 (г), 287 (е), 961 (б), 1442 (з). Цифрами 1,2,3 показаны оливины первого, второго и третьего типов.

 

Рис. 3. Вариации составов минеральных фаз в породах с фосфорсодержащим оливином первого (1), второго (2) и третьего (3) типов: (а) – пироксены; (б) –плагиоклазы.

 

Помимо обломков в брекчиях фосфорсодержащий оливин обнаружен во фрагментах АНТ пород с магматической структурой (#5008, #44R, #53R, #48R, #961) в образцах «Луны-16, - 20», метеорите Dho 961 и во фрагменте микробрекчии образца 14321, в том числе в единственном фрагменте шпинелевого троктолита «Луны-16» (#422) (рис. 1, табл. 2). Необходимо отметить, что не все оливины в отдельно взятой породе обогащены фосфором. Кроме того, неравномерное распределение фосфора наблюдается и в пределах единичных зерен оливина. В некоторых магматических породах (например, #5008, #961) обогащенные фосфором оливины представлены ксенокристами и неравновесны с вмещающей породой (табл. 2). Вариации состава минералов таких пород несколько уже, чем в брекчиях (плагиоклаз An91-98, оливин Fo55–94, пироксен En50–88Wo2–36). В большинстве пород в интерстициях присутствует небольшое количество позднего мезостазиса, в котором в виде тонкой смеси присутствуют K-Si стекло, Ca-Fe пироксен, ильменит, Са-фосфат, Zr-фаза. Также в качестве акцессорных присутствуют фаза кремнезема, минералы группы шпинели, Fe-Ni металл, троилит.

Железистый фосфорсодержащий оливин (Fo2–52) (2-й тип). Минерал обнаружен в морском базальтовом метеорите Dho 287, во фрагменте фаялит-анортитовой породы «Луны-16» (Demidova et al., 2017), в трех фрагментах базальтового состава «Луны-24» и двух – в метеорите Dho 1442 (табл. 2). Большинство этих пород представлено оливиновыми долеритами (рис. 1з-к). Они обладают офитовой (субофитовой) неравномерно- средне-, крупнозернистой структурой, в которой фенокристы оливина (достигающие в базальте Dho 287A 1–2 мм) находятся в плагиоклаз-пироксеновой микрозернистой основной массе. Интересно отметить, что более магнезиальные центральные части фенокристов оливина не содержат фосфора выше пределов обнаружения, а повышенные содержания фосфора обычно наблюдаются в более железистых краевых частях зерен (фрагменты #6, #10 «Луны-24» и #2 Dho 1442) или оливине мезостазиса (фрагмент #287A метеорита Dho 287). Для всех этих пород характерны широкие вариации составов минеральных фаз (рис. 2, 3). Пироксены в целом железистые (магнезиальность ~8–50 ат. %), изменяются по составу от авгита и пижонита до ферроавгита (En2–56Wo7–42), хотя встречается и ортопироксен (En48Wo4). Оливин (Fo0–72), плагиоклаз (An70–96) и фаза кремнезема являются второстепенными минералами. В качестве акцессорных минералов наблюдаются ильменит, минералы группы шпинели, троилит, Fe-Ni металл. В большинстве описываемых обломков встречается поздний мезостазис, наиболее обогащен которым фрагмент Dho 287А (>3%). Мезостазис состоит преимущественно из фаялита (Fo0–14), K-Si стекла, с редкими кристаллами фторапатита и меррилита.

 

Рис. 4. Включения Ca-фосфата (а) и Ti-Zr фазы (б) во фрагментах фосфорсодержащего оливина образца 14321 (изображения в проходящем свете).

 

Фрагмент #5002 образца 1639 «Луны-16» отличается от пород этого типа своим исключительно железистым составом (табл. 2). Он обладает крупнозернистой субофитовой структурой и состоит из фаялита Fo4–5 (<0.31 мас.% P2O5), фазы кремнезема и Сa-Fe пироксена En2Wo35, которые заполняют интерстиции между крупными лейстами плагиоклаза An87-93 (рис. 1ж). В фаялите имеются округлые включения неоднородного K-Si стекла размером от 5 до 20 мкм. В акцессорных количествах присутствуют Fe-Ni металл, троилит, ильменит и апатит.

Фосфорсодержащий оливин (Fo69–95) (3-й тип). Обогащение фосфором было отмечено в двух необычных оливин-ортопироксеновых объектах, обнаруженных в полевошпатовых метеоритах Dho 025 и 961, которые содержат примесь как базальтового, так и KREEP материала (в случае Dho 025 эта примесь незначительна) (Демидова и др., 2015, 2017). Это крупные (размером от 150×300 до 370×370 мкм) зональные кристаллы оливина округлой формы, в которых присутствуют параллельно ориентированные (объект R22 в Dho 961) или червеобразные (объект R25 в Dho 025) включения (толщиной 1–3 мкм) низкокальциевого пироксена (рис. 1л, м). Кроме того, в оливине наблюдаются мельчайшие (<1 мкм) включения Ca-Al-Si фазы и фаз, содержащих Ti, Cr, P, Fe, S, р.з.э., Zr, которые не удалось идентифицировать (детальное описание объекта R22 – Демидова и др., 2015). Объект R25 находится в матрице метеорита Dho 025. В метеорите Dho 961 объект R22 находится в класте раскристаллизованного ударного расплава состава оливинового норита (#961 в табл. 2). Единичные оливины вмещающего класта имеют повышенные содержания фосфора и отнесены нами к 1 типу, поскольку не обладают подобными структурами и, кроме того, отличаются по составу (рис. 2б).

Поиск фосфорсодержащего оливина в материковых брекчиях метеоритов Dho 733, Dho 1436 и метеоритов группы Dho 302, в которых оливинсодержащие породы представлены не только широкораспространенными породами серии АНТ, но и редкими фрагментами шпинелевых троктолитов, ультраосновных пород серии дунит-пироксенит и глубинного материала (шпинелевыми катаклазитами), положительных результатов не дал. Ни в одном из фрагментов вышеперечисленных пород этих метеоритов не было обнаружено оливина, обогащенного фосфором.

Химический состав фосфорсодержащих оливинов и ассоциирующих фаз

Оливин. Представительные составы оливинов 1, 2 и 3-го типов даны в табл. 3.

 

Таблица 3. Представительные составы фосфорсодержащего оливина (мас.%) в лунных образцах и метеоритах

Компо-ненты

Оливины 1-го типа

Оливины 2-го типа

Оливины 3-го типа

#5008*

#422*

#44*

#14321*

#14321i*

#961*

#5002*

#10*

#287*

#1442*

R22*

R25*

SiO2

37.1

39.8

38.4

40.9

40.55

35.4

29.3

28.9

29.3

33.5

39.2

41.4

TiO2

0.06

0.15

0.11

0.03

0.06

0.10

0.16

0.02

0.40

0.31

0.05

0.13

Al2O3

0.02

0.10

0.02

0.05

н.п.о.

н.п.о.

0.04

0.07

0.07

0.05

0.01

0.35

Cr2O3

0.15

0.02

0.39

0.06

0.07

0.09

н.п.о.

0.04

н.п.о.

0.04

0.08

0.19

FeO

25.3

13.5

18.1

12.1

13.4

37.2

65.1

67.5

67.5

45.7

15.3

5.28

MnO

0.29

0.18

0.24

0.16

0.10

0.33

0.93

0.83

0.62

0.52

0.19

0.08

MgO

35.9

45.3

41.4

47.6

46.3

26.3

1.64

0.74

0.97

18.9

43.9

53.0

CaO

0.19

0.17

0.26

0.14

0.13

0.23

0.74

0.79

0.80

0.11

0.11

0.41

P2O5

0.17

0.07

0.27

0.10

0.09

0.26

0.23

0.13

0.39

0.23

0.37

0.10

Сумма

99.1

99.3

99.1

101.2

100.9

99.8

98.3

99.0

100.1

99.3

99.2

101.0

Si

0.989

0.989

1.001

1.001

1.000

0.995

0.994

0.984

0.981

0.993

0.994

0.986

Ti

0.001

0.002

0.001

0.001

0.001

0.002

0.004

0.000

0.010

0.007

0.001

0.002

Al

0.001

0.000

0.006

0.001

0.000

0.003

0.002

0.003

0.003

0.002

0.000

0.010

Cr

0.003

0.008

0.006

0.001

0.001

0.002

0.000

0.001

0.000

0.001

0.002

0.004

Fe

0.565

0.389

0.358

0.247

0.277

0.876

1.846

1.923

1.890

1.132

0.323

0.105

Mn

0.007

0.005

0.005

0.003

0.002

0.008

0.027

0.024

0.018

0.013

0.004

0.002

Mg

1.427

1.588

1.590

1.734

1.703

1.102

0.083

0.038

0.048

0.834

1.657

1.880

Ca

0.005

0.007

0.012

0.004

0.003

0.007

0.027

0.029

0.029

0.003

0.003

0.011

P

0.004

0.006

0.004

0.002

0.002

0.006

0.007

0.004

0.011

0.006

0.008

0.002

Сумма

3.002

2.996

2.988

2.994

2.998

2.995

2.992

3.007

2.991

2.991

2.992

3.002

Fo

71.6

85.7

80.3

88.0

86.0

55.7

4.3

1.9

2.5

42.4

83.7

94.7

* – Обозначения фрагментов пород в табл. 2

 

Рис. 5. Зависимость содержания СаO (а), Cr2O3 (б) от магнезиальности в оливинах первого (1), второго (2), третьего (3) типов. Линиями показаны поля составов оливинов: I – первичных материковых пород магнезиальной серии (HMS); II – морских базальтов; III – гипотетических ранних глубинных кумулатов, образовавшихся при кристаллизации лунного океана магмы (из работ Elardo et al., 2011; Shearer et al., 2015).

 

Оливины 1-го типа являются самой многочисленной группой. Они характеризуются довольно магнезиальным составом (Fo51–88) и содержат до 0.4 мас.% P2O5. Широко варьируя по составу в пределах группы, оливины 1-го типа тем не менее имеют довольно узкие вариации состава в отдельно взятом метеорите или доставленных образцах одного района (рис. 2а-з). Самые высокомагнезиальные оливины (Fo78–88) этого типа встречаются в образцах «Apollo-14» и «Луны-16» (рис. 2 в,д). В этих и остальных образцах и метеоритах присутствуют и более железистые оливины с повышенным содержанием фосфора, достигая самых высоких значений железистости в класте оливинового норита метеорита Dho 961 (рис. 2б). Отношение FeO/MnO большинства оливинов АНТ пород находится в пределах 60-120, что соответствует лунным породам. Однако фосфорсодержащие оливины образца 14321 и метеорита Dho 961 демонстрируют значительные вариации этого отношения, достигая значения ~180. Содержание CaO в исследованных оливинах 1-го типа в целом не отличается от наблюдаемых значений для материковых пород и не превышает 0.5 мас.% (рис. 5а). Самое низкое содержание СaO отмечено в оливинах образца 14321, где оно редко превышает 0.2 мас.%. Еще одним важным примесным элементом оливина является хром. На графике зависимости содержания хрома от магнезиальности оливина (рис. 5б) большинство оливинов 1-го типа обеднены хромом (<0.2 мас.% Сr2O3), тогда как некоторые оливины «Луны-20» и «Луны-16», напротив, обогащены им (0.2–0.5 мас.% Сr2O3). Ранее было показано, что в образцах «Луны-20» они приурочены к разным структурным типам пород: оливины пород с магматической крупно-среднезернистой структурой (#44R, #53R, #48R) обогащены хромом (0.2–0.5 мас.% Cr2O3), тогда как оливины пород с метаморфизованной структурой обеднены им (до 0.25 мас.% Cr2O3) (Демидова и др., 2018а). Удивительно, что в образце «Луны-16» такое обогащение хромом оливина наблюдается лишь в одной породе, которая представляет собой фрамент раскристаллизованного ударного расплава троктолитового состава cместами сохранившейся реликтовой брекчиевой структурой. При этом фосфором (а также кальцием) обогащено большинство оливинов этого фрагмента. Содержание титана в изученных оливинах 1-го типа редко превышает 0.2 мас.% TiO2.

Оливин 2-го типа имеет более железистый состав и образует два кластера, различающиеся по магнезиальности. Один из них представлен фаялитом (Fo2–4) в породах образцов «Луны-16, -24» и метеорите Dho 287 и наиболее обогащен фосфором (до 0.4 мас.% P2O5), а другой – оливином гортонолит-феррогортонолитового состава (Fo30–52) с более низким содержанием фосфора (до 0.2 мас.% P2O5) в двух фрагментах оливиновых долеритов метеорита Dho 1442 (рис. 2д-з). Интересно отметить, что эти два кластера отличаются не только по железистости и содержанию фосфора, но и по содержанию СaO: в исследованных оливинах Dho 1442 оно такое же низкое, как в оливинах 1-го типа, тогда как в фаялитах содержание CaO определенно выше и составляет 0.6–0.9 мас.% (рис. 5а). Содержание титана такое же, как в оливинах 1-го типа. Исключение составляет лишь фаялит метеорита Dho 287, который содержит 0.2–0.4 мас.% TiO2. Отношение FeO/ MnOбольшинства оливинов 2-го типа находится в пределах 70-105. Содержание хрома в большинстве оливинов этого типа не превышает 0.1 мас.% Cr2O3 (рис. 5б).

Оливины 3-го типа обладают высокой магнезиальностью Fo68–95, что сближает их с оливинами 1-го типа, однако структурные особенности не позволяют их рассматривать вместе (рис. 1л, м). Существуют различия в составе между оливинами объектов R22 и R25. Оливин центральной части объекта R25 характеризуется самой высокой магнезиальностью среди исследованных оливинов (Fo92–95) и лишь в некоторых участках содержит до 0.1 мас.% P2O5. Напротив, более железистый оливин R22 имеет постоянный состав в ядре (Fo84) и богаче фосфором (0.4–0.5 мас.% P2O5) (рис. 2б, г). Как в первом, так и во втором случае магнезиальность снижается к кайме, достигая значений Fo68-78 в кайме объекта R22 и Fo81–90 в кайме объекта R25. При этом содержание P2O5 также снижается (до 0.1–0.3 мас.% в R22 и до 0.05 мас.% в R25). Содержание CaO не отличается от оливинов 1-го типа и составляет 0.1–0.3 мас.% (рис. 5а). FeO/MnO отношение в оливинах объекта R22 находится в пределах (81–116) и широко варьирует в оливинах R25 (67–199). Как было показано ранее, валовый состав объекта R22 метеорита Dho 961 тождественен дегидратированному серпентину и соответствует формуле Mg2.5Fe0.4Si2.0O7, (Демидова и др., 2015). Валовый состав центральной части объекта R25 имеет сходный состав (в мас.%: 45.0 SiO2, 0.55 TiO2, 1.52 Al2O3, 0.26 Cr2O3, 4.66 FeO, 46.8 MgO, 1.07 CaO) и также соответствует формуле дегидратированного серпентина, отличаясь лишь более высокой магнезиальностью и присутствием алюминия – Mg2.9Fe0.1Si1.9Al0.1O7.

Методом лазерной абляции в индуктивно-связанной плазме (LA-ICP-MS) было изучено содержание редких элементов фосфорсодержащих оливинов 1-го и 2-го типов. Крупные (>30 мкм) зерна оливина 1-го типа были исследованы в троктолитовом анортозите #5008 «Луны-16» (описание – табл. 1, рис. 1г) и класте микробрекчии #14321 «Apollo-14», где они представлены обломками. Оливин 2-го типа был исследован в железистой породе #5002 (табл. 1, рис. 1ж) «Луны-16» и фрагменте оливинового долерита #2 метеорита Dho 1442 (табл. 1, рис. 1к). Результаты анализов даны в табл. 4.

Установлено, что исследованные оливины 1-го типа помимо Р в целом обогащены Zr, Hf, р.з.э. и Y, но обеднены V, Co и Сr в различной степени. Изученные оливины «Луны-16» содержат больше V и Cr, но меньше Со и несовместимых элементов, чем оливины образца 14321 (рис. 6). Содержание легких р.з.э. значительно различается и в пределах фосфористых оливинов одного района.

Оливины 2-го типа обогащены Sc и Ti, но обеднены V, Cr и Сo, как и оливины 1-го типа. Однако содержание несовместимых элементов в этой группе значительно различается. Исследованный оливин в метеорите Dho 1442 содержит такое же количество тяжелых р.з.э., как и оливины 1-го типа (2–8xCI), но в целом обладает сравнительно низкими содержаниями несовместимых элементов. Напротив, фаялиты породы #5002 наиболее обогащены тяжелыми р.з.э. (50–100xCI) среди всех изученных оливинов, но не имеют Eu аномалии. Кроме того, они содержат больше Sc, Ti и меньше V и Cr, чем оливины Dho 1442 (рис. 7).

Пироксены в породах с фосфорсодержащим оливином представлены как низко-, так и высококальциевыми разновидностями и значительно варьируют по железистости (рис. 3а). Пироксен в ассоциации с P-содержащими оливинами 1-го типа был исследован в образцах «Луны 20», «Apollo-14» и в метеорите Dho 961 (класт #961). Он обладает довольно магнезиальным составом (магнезиальность 63–89 ат.%) и представлен в основном пижонитом, реже авгитом (En50–76Wo3–36). В образце оливинового норитового анортозита 14321 пироксен представлен энстатитом (En87– 88Wo2). Пироксены брекчированных пород обладают более широкими вариациями состава (табл. 2). Пироксен, ассоциирующий с оливинами 2-го типа, имеет более железистый состав и представлен преимущественно ферроавгитом, а также пижонит-авгитом (En2–56Wo4–42) (рис. 3а). Очевидно, что сингенетичны оливинам 2-го типа будут лишь высокожелезистые разновидности. В центре оливинов 3-го типа пироксеновые ламели представлены энстатитом. (En90–94Wo1). В кайме пироксен становится более железистым, и в нем увеличивается содержание Ca. Пироксены в ассоциации с оливинами 1, 2 и 3-го типов обладают широкими вариациями содержаний Al2O3, TiO2 и Cr2O3 (0.2–5.7, 0.1–3.0 и до 1.2 мас.% соответственно), что не позволяет определить отличительные особенности между группами.

 

Рис. 6. Содержание редких и некоторых главных элементов в фосфорсодержащих оливинах первого типа образца 14321 – 1; реликтах магнезиальных оливинов анортозитового троктолита #5008 «Луны-16» – 2. Пунктиром показаны относительные содержания элементов ниже указанного на графике значения.

 

Рис. 7. Содержание редких и некоторых главных элементов в фосфорсодержащих оливинах второго типа: оливинового долерита #2 метеорита Dho 1442 – 1;анортозитового троктолита #5002 «Луны-16» – 2. Пунктиром показаны относительные содержания элементов ниже указанного на графике значения.

 

Содержание редких элементов определялось в пироксене норитового анортозита #14321 (с оливином 1-го типа), и в долерите #2 Dho 1442 (с оливином 2-го типа). Данные пироксены обогащены Sc, Ti, V и несовместимыми элементами (табл. 4). В целом р.з.э. демонстрируют типичное для пироксенов обогащение тяжелыми р.з.э. относительно легких и негативную Eu аномалию (рис. 8а). Однако пироксены породы #14321 несколько беднее р.з.э., чем пироксены породы #2, за исключением Yb и Lu, которые демонстрируют обратную картину. Однако представители обеих групп обладают сходным содержанием Y (29–39 мкг/г), что характерно для первичных материковых пород магнезиальной серии (HMS – High-Mg Suite).

 

Рис. 8. Содержание редких и некоторых главных элементов в плагиоклазах (а) и пироксенах (б), ассоциирующих с фосфорсодержащими оливинами первого (1) и второго (2) типов. Пунктиром показаны относительные содержания элементов ниже указанного на графике значения.

 

Таблица 4. Содержания главных и редких элементов в фосфорсодержащих оливинах 1-го (a) и 2-го (б) типов и ассоциирующих пироксенах и плагиоклазах образцов «Луны-16», «Apollo-14» (14321) и метеорита Dhofar 1442

(а)

Компо-

ненты

«Луна-16» #5008*

«Apollo-14» #14321i*

«Apollo-14» #14321f*

«Apollo-14» #14321*

оливин

оливин

оливин

пироксен

плагиоклаз

MgO, мас.%

34.5

35.8

35.8

34.3

45.9

43.3

45.2

45.9

43.8

39.6

39.4

45.0

44.8

43.2

44.9

43.5

43.2

43.2

33.9

33.6

0.07

0.08

SiO2

34.1

н.о.

н.о.

н.о.

36.1

35.7

37.2

36.8

37.7

37.2

35.0

37. 0

36.0

36.3

34.4

40.1

41.7

37.8

49.7

51.1

47.3

46.1

Al2O3

0.09

0.47

0.01

0.01

0.01

0.01

0.05

0.02

0.003

0.01

0.001

0.001

0.01

0.04

0.02

0.02

0.06

0.02

0.74

0.88

38.8

36.4

CaO

0.36

0.33

<0.15

<0.13

<0.06

0.07

<0.09

<0.07

<0.06

<0.09

0.15

0.07

<0.07

<0.07

<0.08

<0.09

<0.09

0.12

0.65

0.82

19.5

19.5

TiO2

0.07

0.05

0.05

0.03

0.01

0.01

0.04

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.04

0.02

0.01

0.36

0.35

0.02

0.02

Cr2O3

0.13

0.13

0.15

0.11

0.03

0.03

0.04

0.03

0.03

0.003

0.001

0.01

0.03

0.02

0.03

0.02

0.03

0.03

0.26

0.26

н.п.о.

н.п.о.

P2O5

0.06

0.02

0.10

0.01

0.12

0.07

0.10

0.15

0.03

0.13

0.07

0.27

0.05

0.04

0.03

0.10

0.13

0.03

0.01

0.01

0.01

0.01

MnO

0.26

0.26

0.27

0.29

0.16

0.18

0.15

0.15

0.16

0.20

0.19

0.15

0.16

0.19

0.16

0.19

0.21

0.17

0.13

0.14

0.002

0.003

FeO

30.7

28.6

29.8

30.9

12.6

14.6

11.9

11.9

15.5

20.0

19.7

14.9

12.4

14.9

12.2

17.3

19.1

17.1

7.56

7.54

0.07

0.05

Sc, мкг/г

12.6

5.9

9.3

5.6

5.31

5.46

7.21

6.12

4.94

7.3

5.7

5.7

17.7

5.3

5.5

6.0

5.6

2.8

19.0

17.4

<1.4

<1.3

V

29.5

31.7

37.9

24.5

15.6

12.6

19.2

17.1

11.8

4.0

5.2

7.9

64.8

11.5

14.4

13.9

12.0

7.2

105

99

1.5

1.6

Co

47.8

44.9

55.2

52.7

45.3

41.5

49.4

51.1

41.5

36.1

36.3

42.1

34.7

47.4

49.7

49.8

50.7

24.8

27.2

23.6

<0.9

<1.0

Rb

<0.21

<0.18

<0.16

<0.15

0.20

0.24

<0.19

0.17

<0.17

0.28

<0.13

<0.15

0.15

<0.15

<0.21

0.31

0.61

<0.11

<0.14

0.27

0.52

0.76

Y

2.02

н.о.

н.о.

н.о.

1.1

1.27

2.29

3.47

0.9

1.65

1.8

27.4

14.4

1.03

1.07

2.03

1.0

0.54

28.0

27.4

80.4

<24

Zr

5.21

4.69

3.12

1.58

<6.5

<6.4

<8.6

<7.5

<5.8

<8.9

<6.8

<7.3

<24.1

<7.3

8.5

11.9

8.4

<4.3

<4.9

8.6

<11

<10

Ba

1.65

2.46

<0.83

0.76

0.33

<0.42

<0.57

<0.43

<0.45

1.62

<0.48

<0.99

0.91

0.48

<0.41

0.43

0.70

<1.84

0.49

9.1

228

240

La

0.143

0.246

<0.03

0.08

0.11

0.03

<0.05

0.47

0.04

0.30

<0.04

<15.2

<0.08

0.08

<0.05

0.27

0.06

0.13

<0.04

1.30

5.31

5.32

Ce

0.415

0.65

0.03

<0.03

0.27

<0.02

0.20

1.47

<0.04

0.66

0.04

<36.2

0.12

0.19

<0.04

0.77

0.14

0.24

0.18

3.09

12.8

12.8

Nd

0.48

0.43

0.02

0.03

0.25

<0.18

0.27

1.17

<0.16

0.25

0.26

17.7

<0.27

<0.23

<0.33

0.68

0.19

<0.18

0.22

2.34

6.81

6.40

Sm

<0.07

<0.00

<0.00

<0.00

<0.14

<0.19

0.18

0.29

0.06

<0.18

<0.15

<3.63

0.17

<0.19

0.13

0.10

0.16

<0.07

0.50

1.46

1.25

1.07

Eu

<0.04

0.051

<0.05

<0.04

<0.04

<0.03

0.11

<0.07

<0.43

<0.08

0.08

0.09

<0.06

<0.03

<0.09

<0.07

<0.06

<0.06

<0.04

0.03

2.81

2.29

Gd

<0.13

0.60

0.15

<0.17

<0.35

<0.13

<0.3

0.51

0.21

<0.25

<0.26

<4.11

0.25

0.19

<0.34

0.78

0.25

0.48

1.10

1.19

0.81

1.77

Tb

<0.01

0.05

0.02

<0.00

<0.03

<0.03

<0.02

0.01

<0.01

0.08

<0.03

0.04

0.20

<0.02

<0.07

<0.03

0.03

0.11

0.31

0.45

0.07

0.18

Yb

0.93

0.71

1.23

0.42

0.85

1.09

1.21

0.98

0.7

1.27

1.14

4.91

3.80

0.69

0.82

0.78

0.65

0.41

7.5

6.5

0.29

0.23

Lu

0.33

0.22

0.24

0.19

0.39

0.36

0.37

0.28

0.30

0.23

0.29

0.89

0.68

0.16

0.12

0.24

0.21

0.06

1.10

1.0

<0.04

<0.02

Hf

0.06

<0.00

0.07

0.042

<0.10

<0.15

н.п.о.

<0.10

<0.14

<0.20

<0.28

<0.16

0.52

н.п.о.

<0.17

0.31

н.п.о.

<0.08

0.33

0.48

0.22

н.п.о.

N

1

1

1

1

1

1

1

1

1

1

1

1

2

1

1

2

2

2

1

1

1

1

 

Таблица 4. Окончание

(б)

Компо-

ненты

Dhofar 1442 #2*

«Луна-16» #5002*

оливин

пироксен

плагиоклаз

оливин

плагиоклаз

MgO, мас.%

19.0

21.3

21.5

19.1

18.5

18.9

10.3

13.3

13.2

0.21

0.43

1.70

1.60

1.85

0.10

0.08

0.07

SiO2

35.8

35.1

32.2

35.3

32.8

33.6

41.2

48.1

49.8

55.4

56.9

28.3

н.о.

н.о.

н.о.

н.о.

57.9

Al2O3

0.04

0.11

0.14

0.13

0.17

0.06

2.11

2.83

2.70

33.8

29.7

0.06

0.11

0.81

33.2

31.5

36.6

CaO

0.19

0.34

0.34

0.40

<0.17

<0.18

11.0

13.1

13.1

18.0

16.6

0.50

0.70

0.83

19.5

18.3

19.0

TiO2

0.07

0.07

0.07

0.07

0.05

0.07

1.42

1.40

1.50

0.02

0.05

0.12

0.13

0.10

0.04

0.04

0.05

Cr2O3

0.01

0.16

0.01

0.03

0.02

0.01

0.51

0.85

0.74

н.п.о.

0.001

0.01

0.01

0.01

н.п.о.

н.п.о.

0.002

P2O5

0.03

0.02

<0.01

<0.01

<0.01

0.04

0.02

0.01

0.01

н.п.о.

0.03

0.08

0.19

0.07

н.п.о.

н.п.о.

н.п.о.

MnO

0.48

0.44

0.45

0.47

0.50

0.50

0.31

0.36

0.37

0.005

0.004

0.76

0.96

0.88

0.01

0.01

0.01

FeO

55.9

51.2

50.9

51.6

51.6

52.7

16.3

16.1

16.4

0.29

0.43

74.7**

78.6**

73.4**

0.53

0.56

0.64

Sc, мкг/г

13.8

14.1

16.4

13.5

13.0

18.9

129

177

174

2.1

<1.5

20.0

23.8

14.2

<0.80

<0.9

4.9

V

5.25

7.51

5.46

7.88

6.05

5.11

216

350

322

5.3

3.4

1.02

1.6

2.06

3.2

2.0

2.5

Co

50.9

46.4

47.3

46.5

52.5

39.0

17.6

20.1

21.9

8.9

5.3

26.0

23.2

27.8

<1.8

<2.6

1.7

Rb

<0.15

0.23

<0.14

<0.15

<0.18

0.36

1.31

<0.11

0.12

1.06

1.85

0.48

<0.12

0.46

0.72

0.42

<0.42

Y

1.03

2.85

1.51

1.92

1.77

0.75

37.1

26.3

27.7

<90

68.9

40.7

н.о.

н.о.

н.о.

н.о.

<132

Zr

0.98

<1.16

1.37

3.84

0.79

<1.03

62.3

21.6

21.8

28.2

<1.4

132.4

21.2

22.0

<1.6

3.5

14.8

Ba

11.0

1.02

<0.23

<0.37

0.50

1.39

19.5

0.86

0.71

153

203

198

4.1

46.9

188

220

127

La

0.15

0.22

0.12

0.24

0.19

0.10

1.77

0.45

0.50

4.25

0.56

0.67

0.13

1.62

1.33

2.60

1.51

Ce

0.11

0.22

0.32

0.43

0.40

0.26

5.39

2.30

1.94

9.22

1.46

1.82

0.29

3.08

2.28

4.66

4.54

Nd

0.04

0.10

0.23

0.27

<0.08

0.21

6.41

2.58

3.44

3.49

0.37

0.97

0.53

1.17

0.95

1.44

2.27

Sm

<0.10

0.135

н.п.о.

н.п.о.

н.п.о.

0.08

2.46

1.49

1.47

0.49

0.28

0.20

0.19

0.87

0.50

0.34

<0.12

Eu

0.03

0.02

0.03

<0.02

н.п.о.

<0.04

0.08

0.14

0.15

4.93

2.89

0.129

0.26

0.18

4.21

5.51

3.76

Gd

<0.08

<0.09

0.27

0.89

<0.12

<0.07

4.12

3.75

2.53

1.17

<0.09

1.33

0.62

0.59

н.п.о.

0.44

0.18

Tb

н.п.о.

0.03

н.п.о.

0.067

н.п.о.

н.п.о.

0.87

0.53

0.68

0.60

<0.02

0.442

0.67

0.305

0.012

0.058

0.113

Yb

1.02

1.19

0.6

0.61

0.82

0.65

5.0

2.9

3.37

1.42

0.07

12.3

21.1

11.5

0.02

0.14

0.11

Lu

0.22

0.19

0.15

0.31

0.19

0.22

0.78

0.55

0.47

0.19

<0.01

1.41

3.86

0.89

0.03

0.01

<0.01

Hf

<0.07

<0.11

н.п.о.

н.п.о.

н.п.о.

н.п.о.

2.82

1.01

0.97

0.37

0.16

4.6

0.89

0.87

0.07

0.35

0.41

N

2

2

1

1

1

1

1

1

1

1

1

1

1

1

1

1

1

* – Обозначения фрагментов пород в табл. 2; ** – в железистых оливинах содержание Fe переоценивается, но находится в пределах погрешности метода;

н.п.о. – содержание ниже предела обнаружения;

н.о. – не определялся;

N – число анализов.

 

Плагиоклаз в ассоциации с фосфорсодержащим оливином 1-го типа имеет анортитовый состав, преимущественно (An91–98) (рис. 2в). Большинство плагиоклазов содержит до 0.5 мас.% FeO, и на графике зависимости содержания FeO от содержания анортитового компонента в плагиоклазе (рис. 9) образуют компактную группу, попадающую главным образом в поле пород материкового состава. Плагиоклаз, ассоциирующий с оливином 2-го типа, характеризуется более кислым составом (An70–96) и чуть более высоким содержанием ортоклазового компонента (рис. 3б). Такие плагиоклазы обладают в целом более высоким содержанием FeO (>0.5 мас.%), попадая в поле типичных морских базальтов (рис. 9). Ca-Al-Si фаза, присутствующая в оливинах 3-го типа, имеет состав, близкий плагиоклазу (An81–89), но может быть стеклом, так как содержит примесь Ti, Cr и P и в точности не соответствует стехиометрии плагиоклаза (Демидова и др., 2015).

 

Рис. 9. Содержание FeO в плагиоклазе, ассоциирующем с оливинами первого (1) и второго (2) типов. Области составов плагиоклаза в материковых породах (I) и в морских базальтах (II) взяты из работ (Stöffler D., Knöll, 1977) и (Papp et al., 1978).

 

Cодержание редких элементов было изучено в плагиоклазах в ассоциации с фосфорсодержащими оливинами 1-го типа в оливиновом норитовом анортозите образца 14321 и в ассоциации с оливинами 2-го типа в породах #5002 «Луны-16» и #2 метеорита Dho 1442 (табл. 4). В целом распределение р.з.э. характеризуется повышенным содержанием легких р.з.э относительно тяжелых р.з.э. (La/Yb>10) и положительной аномалией Eu. Исключение составляют плагиоклазы породы #2 метеорита Dho 1442, в которых это значение ниже (La/Yb<10). Но в целом содержание р.з.э. в изученных плагиоклазах, ассоциирующих с оливинами 1-го типа, несколько выше, чем в плагиоклазах пород с оливинами 2-го типа (рис. 8б, табл. 4). Исключение составляет Eu, который демонстрирует обратную зависимость. Все изученные плагиоклазы обладают высокими содержаниями Ba (127–240 мкг/г). Содержание Y значительно варьирует в плагиоклазах в ассоциации с оливинами 2-го типа (0.6–10.6 мкг/г), оставаясь практически постоянным (2–3 мкг/г) в изученных плагиоклазах в ассоциации с оливинами 1-го типа (в норитовом анортозите #14321).

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Источники фосфорсодержащих оливинов в лунном веществе

Как было сказано выше, фосфорсодержащий оливин имеет три потенциальных источника в лунном веществе: 1) материковые породы серии анортозит-норит-троктолит (АНТ); 2) морские базальты; 3) оливин-ортопироксеновые объекты спорного генезиса.

Материковые АНТ породы. Породы с фосфор-содержащим оливином относятся к наиболее распространенной в лунной коре материковой серии АНТ пород, однако эта фаза встречается в них крайне редко. Это связано прежде всего с брекчированной природой большинства материковых образцов, претерпевших мощную ударную переработку. То есть фрагменты фосфорсодержащего оливина получены при дезинтеграции ранее существовавших пород, микрообломки некоторых из них мы наблюдаем в изученных лунных брекчиях. Но даже в породах с первичной магматической структурой распределение фосфора в оливинах неоднородно. Ранее было показано, что оливины лунных пород демонстрируют сложную зональность по содержанию фосфора. Ее в целом можно отнести к осцилляторному типу (Welsch etal., 2014; Демидова и др., 2018а), подобно описанному в земных и марсианских магматических оливинах (Milman-Barris et al., 2008; Fabrizzioet al., 2010; Batanova et al., 2015; McCanta et al., 2016; Щербаков, Плечов, 2018). Считается, что такое распределение фосфора возникает в результате медленной скорости диффузии фосфора в силикатных расплавах. В условиях быстрого роста оливина в граничном слое расплава возникает локальное пересыщение фосфором, и в неравновесных условиях захват примесей растущим кристаллом ведет к появлению обогащенных и обедненных фосфором зон (Grant, Kohn, 2013). Таким образом, важнейшим фактором для обогащения фосфором оливина является высокая скорость роста кристалла (Goodrich, 1984; Tropper et al. 2004; Milman-Barris et al., 2008; Boesenberg, Hewins, 2010). Другими важными факторами для появления фосфористых оливинов считают низкую фугитивность кислорода, высокое содержание фосфора в расплаве, низкую активность кремнезема (Milman-Barris et al., 2008 и ссылки в статье).

Для лучшего понимания природы источника фосфорсодержащих оливинов рассмотрим детально изученный образец 14321 (см. напр., Meyer, 2009 и ссылки в ней), в котором преобладают KREEP породы и высокоглиноземистые морские базальты, и, кроме того, описаны фрагменты разнообразных материковых пород, варьирующих по составу от дунитов до гранитов (Lindstrom et al., 1984). Последние приурочены к фрагментам наиболее древнего компонента брекчии, кластам так называемой «темной» микробрекчии, которые резко обогащены р.з.э. (Lindstrom et al., 1972; Duncan et al., 1975). Именно в одном из таких кластов и обнаружены фосфорсодержщие оливины. Редкие оливиновые фенокристы низкотитанистых базальтов не содержат фосфор выше предела обнаружения, хотя в популяции базальтов образца 14321 ранее отмечалось присутствие базальтов, обогащенных р.з.э. (Neal, Kramer, 2006). Большинство изученных фрагментов фосфорсодержащих оливинов образца 14321 имеют магнезиальный состав, обогащены несовместимыми элементами, но обеднены Co и Cr(рис. 6), что является характеристическим признаком первичных материковых пород магнезиальной серии. Этот вывод подтверждается высокими содержаниями Ba и Y в ассоциирующих плагиоклазах норитового анортозита #14321 (рис. 10). Уоррен и Линдстром с соавторами описали в образцах “Apollo-14” серию магнезиальных пород, представленных дунитом, троктолитами и анортозитами, имеющую примитивный состав, но при этом в различной степени обогащенными р.з.э. (Warren et al., 1981; Lindstrom et al., 1984). Было предположено, что эти породы взаимосвязаны и могут представлять фрагменты расслоенного интрузивного комплекса троктолитового состава (Lindstrom etal., 1984). Сходство химического состава фосфорсодержащих оливинов и ассоциирующих с ним фаз образца 14321 с таковыми магнезиальных анортозитов и троктолитов с большой вероятностью указывает на их родство.

 

Рис. 10. Зависимость содержаний Y и Ba в плагиоклазе, ассоциирующем с оливинами первого (1)и второго (2) типов; в морских базальтах (3); в ферроанортозитах (4); в породах магнезиальной серии (HMS) (5); в KREEP базальтах (6). Точки составов 3–6 взяты из работы (Shearer et al., 2015).

 

На графике зависимости магнезиальности мафических фаз и доли альбитового компонента в плагиоклазе представлены поля составов трех известных типов первичных материковых пород. Большинство изученных пород с магматической структурой попадают в область HMSпород, либо в промежуток между ферроанортозитами (FAN) и HMS породами. Лишь оливиновый норит метеорита Dho 961 по этим параметрам несколько тяготеет к ферроанортозитам и породам щелочной серии (рис. 11). Низкое содержание хрома в большинстве оливинов 1-го типа также свидетельствует о связи с HMS породами. Таким образом, связь большинства оливинов 1-го типа с HMS породами очевидна, однако ударно-инициированное смешение и плавление могло впоследствии сыграть значительную роль, как, например, в случае оливинового норита Dho 961, оливины которого имеют более железистый состав, а также других брекчий.

 

Рис. 11. График зависимости соотношения Na/ (Na+Ca) и магнезиальности в породах с фосфор-содержащим оливином с магматической структурой (табл. 4). Средний состав оливинов (1) и пироксенов (2) в породе. Серым цветом показаны поля составов первичных материковых пород: I – ферроанортозитов (FAN), II – пород магнезиальной серии (HMS), III – дифференцированных пород (включают граниты, фельзиты, кварцевые монцодиориты и KREEP базальты) из работы (Warren, 2003 и ссылки в ней). Фактически Mg/(Mg+Fe) и Na/(Na+Ca) отражают магнезиальность нормативных мафических силикатов и состав нормативного плагиоклаза в породе, и значению Na/(Na+Ca) = 0.01 соответствует An99.

 

Считается, что HMS породы являются продуктом начальной стадии формирования лунной коры после первичной дифференциации, но высокое содержание в них несовместимых элементов, которое многие авторы связывают с высоким модальным содержанием богатых р.з.э. фосфатов, не соответствует их примитивному составу (напр., Warren et al., 1983; Shervais et al., 1984; Lindstrom et al., 1984; Neal, Taylor, 1989, 1991). Ряд исследователей полагали, что это обогащение явилось следствием метасоматических процессов в лунной коре под воздействием флюидов, богатых р.з.э. и фосфором (Neal, Taylor, 1989, 1991; Shervais, Vetter, 1991), а с открытием обогащения лунного реголита летучими элементами (H, Сl, F) стала рассматриваться гипотеза фосфат-галогенового метасоматизма (Treiman et al., 2014). В качестве альтернативы предполагалось, что высокие содержания несовместимых элементов представляют характерную черту их родительских магм, а для объяснения обогащения несовместимыми элементами источников разными авторами привлекался целый ряд причин (см., напр., обзор Shearer et al., 2015 и ссылки в ней), в числе которых рассматривалась ассимиляция KREEP материала (Warren, Wasson, 1977; Longhi, 1981; James, Flohr, 1983; Papike et al., 1994, 1996; Shervais, McGee, 1998).

Находка включений Са-фосфатов и Ti-Zr фаз в некоторых зернах магнезиального фосфорсодержащего оливина образца 14321 удивительна, так как в кристаллизационном процессе эти фазы не являются сингенетичными. Одно из возможных объяснений их сосуществования заключается в сегрегации примесей в ходе отжига после кристаллизации оливина из расплава, богатого P, Ti, Zr и р.з.э., но такой процесс кажется маловероятным вследствие крайне медленной скорости диффузии фосфора. Характерное расположение включений вдоль цепочек или в некоторых плоскостях указывает на то, что эта минерализация является наложенной, и мы, по-видимому, наблюдаем“залеченные” трещины в оливине. Ранее подобные цепочки включений фосфата были обнаружены в кристаллах основного плагиоклаза в образце 14305,400 (Shervais, Vetter, 1991). Кроме того, в матрице образца 14321 наблюдались дискретные интерстициальные участки, обогащенные Ti, P, K (Grieve et al., 1975; Neal, Taylor, 1991). Таким образом, возможным объяснением присутствия таких включений в ранних фазах является инфильтрация богатого P, Zr, Ti, р.з.э. ударного расплава через оливинсодержащую породу. Подобный процесс был предложен для объяснения структуры и состава очень высококалиевых базальтов «Apollo-14» (Gawronska et al., 2018). В качестве альтернативы могут быть предложены метасоматические процессы с участием газовой фазы, которые, согласно последним изотопным данным, были предположительно распространены на видимой стороне Луны 4 млрд лет назад (Potts et al., 2018). Из этого следует, что в образцах «Apollo-14» часть фосфора и других несовместимых элементов могла быть привнесена в ходе наложенных процессов, однако химический состав изученных оливинов образца 14321 свидетельствует о том, что их первичный источник уже был обогащен фосфором и другими несовместимыми элементами. В оливинах других лунных образцов и метеоритов не наблюдается признаков вторичной P, Ti, Zr, р.з.э. минерализации. Напротив, присутствие осцилляторного типа зональности фосфора в некоторых фосфорсодержащих оливинах «Луны-20» и структуры пород указывают на их кристаллизацию из расплава (Демидова и др., 2018а). То есть родительские магмы таких оливинов должны бы быть обогащены фосфором и другими несовместимыми элементами и, вероятно, имеют гибридный состав. Однако на примере пород «Луны-20» ранее было показано, что обогащение фосфором не должно быть значительным (Демидова и др., 2018а) и может быть связано как с кристаллизацией обогащенного несовместимыми элементами расплава, так и с метасоматическими процессами.

Морские базальты. Оливин является распространенной ликвидусной фазой морcких базальтов, однако ранние магнезиальные оливины морских базальтов не содержат фосфор выше пределов обнаружения (рис. 2е). Железистый оливин формируется на поздних стадиях кристаллизации морских базальтов вместе с Са-Fe-пироксеном и фазой кремнезема (напр., Papike et al., 1991). Последние экспериментальные работы свидетельствуют о том, что при фракционировании расплава коэффициент распределения P в оливине может значительно увеличиваться, что приводит к совместимому поведению P в оливине (Grant, Kohn, 2013). Этим, по-видимому, и объясняется присутствие фосфористых фаялитов на краях оливиновых фенокристов в долеритах «Луны-24» и в позднем мезостазисе морского базальта Dho 287A. Ранее моделирование фракционной кристаллизации низкотитанистых базальтов «Луны-16» и очень низкотитанистых базальтов «Луны-24» показало, что на поздних этапах (степень кристаллизации 80–90%) фаялит будет кристаллизовываться из расплава, содержащего 1–2 мас.% P2O5 при температуре от 985 до 1040°С (Демидова и др., 2018б). При этом считается, что фосфаты, присутствующие в поздних продуктах кристаллизации морских базальтов (напр., Papike et al., 1991), начинают формироваться, когда 95% расплава уже кристаллизовалось (McCubbin et al., 2010).

Железистая ассоциация, подобная наблюдаемой во фрагменте #5002 «Луны-16», представляет собой типичный продукт поздней стадии кристаллизации морских базальтов (напр., Papike et al., 1991). Но низкое содержание хрома и кобальта в фаялитах «Луны-16» не характерно для оливинов морских пород (рис. 7). Тем не менее обеднение этими элементами может возникать, если в источнике присутствовали сера и/или углерод. При высокой температуре и низкой фугитивности кислорода их наличие может привести к сидерофильному поведению хрома и кобальта и обеднению ими силикатного расплава. О присутствии серы свидетельствует наблюдаемый в породе троилит. Недавние исследования показали, что сера присутствует и в лунных апатитах, что авторы связали с влиянием S-Cl-содержащего флюида в некоторых морских базальтах (Konecke et al., 2017). Отсутствие Eu аномалии в фаялитах #5002 может быть связано с твердофазным переуравновешиванием р.з.э. в ассоциирующих фазах, то есть в данном случае Eu мог диффундировать в фаялит из сосуществующего плагиоклаза. Такой процесс считается распространенным в природных оливинах (Sun, Liang, 2014; Stead et al., 2017).

Несмотря на то, что оливиновые долериты #2 и #7 метеорита Dho 1442 по составу соответствуют низкотитанистым базальтам и отличаются по структуре и составу от большинства материковых пород этого метеорита (Демидова и др., 2014), низкое содержание Cr в оливинах #2 нетипично для морских базальтов (рис. 5б). Интересно, что ассоциирующие плагиоклазы обладают таким же высоким содержанием Ba, как HMS породы и KREEP базальты, а по содержанию Y в плагиоклазах имеют даже больший разброс значений (рис. 10). В отличие от морских KREEP базальты обогащены несовместимыми элементами и содержат до 0.7 мас.% P2O5 (Rhodes, Hubbard, 1973), но оливин в этих породах встречается крайне редко, что, как показано экспериментально, может являться результатом влияния фосфора на процесс кристаллизации KREEP базальтов (Toplis et al., 1994). Другим возможным объяснением являются процессы земного выветривания, в ходе которых могут значительно изменяться концентрации таких элементов, как Ba, Sr и др. (напр., Nazarov et al., 2003).

Источник оливин-ортопироксеновых объектов спорного генезиса. Что касается фосфористых оливинов 3-го типа, то аналогичные оливин-ортопироксеновые объекты ранее были обнаружены в образцах «Apollo-16». Авторы работы (Joy et al., 2012) предположили, что они представляют собой фрагменты магнезиальных хондр ударника хондритового состава, хотя обогащения фосфором оливинов в этих объектах не отмечалось. Однако ранее отдельные авторы отмечали обогащение фосфором некоторых оливинов обыкновенных и углистых хондритов (Wang et al., 2006; Baziotis et al., 2016; McCanta et al., 2016). В качестве альтернативной гипотезы было предложено, что подобные объекты могут представлять продукты десерпентинизации, что подтверждается соответствием валового состава внутренней части изученных оливин-ортопироксеновых объектов формуле дегидратированного серпентина (Демидова и др., 2015 и данная работа). Однако метеоритные серпентины обладают высокими содержаниями Fe и Ni, которые вряд ли существенно уменьшились в ходе дегидратации серпентина. Это делает метеоритный источник изученных объектов маловероятным, и типичные лунные отношения FeO/MnO в оливине объекта R22 свидетельствуют в пользу его лунного происхождения. Вариации FeO/MnO отношения в оливине объекта R25 значительны, но превышают большинство наблюдаемых в хондритах значений (Joy et al., 2012 и ссылки в ней). На основании модельных расчетов Кусков с соавторами предположили, что аномалии сейсмических свойств в верхней мантии могли быть следствием сосуществования ультраосновных пород с водосодержащими фазами (Кусков и др., 1995). Действительно, некоторые оливины 3-го типа объекта R25 обладают составом, предсказанным для ранних кумулатов лунного океана магмы (рис. 5б), но в отличие от глубинных пород ассоциирующий с ними ортопироксен не является алюмоэнстатитом. Однако обогащение оливинов фосфором, а также присутствие примеси других несовместимых элементов, свидетельствуют о том, что серпентиновые предшественники этих объектов должны бы формироваться в источнике, обогащенном несовместимыми элементами. Очевидно, что такие объекты являются минералогической редкостью.

Распределение и распространенность источников фосфорсодержащих оливинов в лунной коре

Несмотря на распространенность в лунной коре материковой серии АНТ пород и на то, что фосфорсодержащий оливин широко проявлен в целом ряде метеоритов и районах посадки АЛС «Луна» и «Apollo», эта фаза все же встречается чрезвычайно редко. В метеоритах Dho 733, 1436 и группы Dho 302 с удивительно разнообразным набором пород, в том числе и HMS серии, не было обнаружено оливинов, обогащенных фосфором. Его отсутствие в оливинсодержащих (в том числе глубинных) породах районов выброса этих метеоритов свидетельствует либо о локальном распределении источников фосфористых оливинов в лунной коре, либо об их малой распространенности. Анализ компонентного состава реголита районов посадки, а также метеоритов позволяет несколько ограничить их области распространения на поверхности Луны.

Очевидно, что источники фосфорсодержащих оливинов могли ассимилировать KREEP материал, который принято связывать с гигантским ударным бассейном Моря Дождей. Действительно, в ходе миссии «Apollo-14» на Землю были доставлены преимущественно образцы пород формации Фра Мауро – литифицированные выбросы кратерного бассейна Моря Дождей, где может встречаться и древнее коровое вещество (см., напр., Grieve et al., 1975). В метеоритах Dho 1442 и 961 KREEP материал определенно присутствует, хотя нет доказательств, что район их выброса находится рядом с Морем Дождей. Однако районы посадки АЛС «Луна» располагаются далеко от Моря Дождей, и образцы «Луны-16, -20 и -24» практически не содержат KREEP материала, хотя имеются редкие свидетельства присутствия компонента, богатого несовместимыми элементами (Павленко и др., 1974; Cameron et al., 1973). В образцах «Луны-16, -20 и -24», отобранных как в материковой области между Морями Изобилия и Кризисов («Луна-20»), так и в Море Изобилия («Луна-16») и Море Кризисов («Луна-24»), количество материкового компонента значительно различается (Тарасов и др., 1974; Флоренский и др., 1979; Bence, Grove, 1978). Источниками материкового материала в образцах «Луны-16» считается материковая область в 70-80 км к северу и кратера Лангрен, в 300 км к юго-востоку от района отбора образцов (Тарасов и др., 1974). От места бурения колонки «Луны-24» ближайшая материковая область располагается в 40 км (Флоренский и др., 1980). Наибольшее количество фрагментов пород с фосфорсодержащим оливином обнаружено в образцах «Луны-20», среди которых встречаются и породы с довольно крупнозернистой магматической структурой. Количество таких пород в образцах «Луны-16» меньше, а в образцах «Луны-24» еще меньше, и лишь один образец «Луны-16» (#422) обладает магматической структурой, все остальные породы представлены брекчиями и агглютинатами, а фосфорсодержащий оливин 1-го типа представлен либо реликтами, либо единичными обломками в брекчиях (табл. 1, 2). Если изученная нами выборка представительна, то это может отражать количество материкового компонента в образцах этих областей, либо свидетельствовать о наибольшей близости района посадки «Луны-20» к источнику фосфорсодержащих оливинов. Возможно, характерной чертой этого источника является обогащение оливин-нормативных расплавов хромом, о чем свидетельствует обогащение хромом оливинов пород с магматической структурой «Луны-20» и фрагмента «Луны-16», что отличает их от первичных материковых HMS пород, но характерно для некоторых оливинов морских базальтов и предсказано для самых ранних глубинных кумулатов, сформировавшихся при кристаллизации лунного океана магмы (Elardo et al., 2011) (рис. 5б). Однако довольно высокая магнезиальность обогащенных хромом оливинов отличает их от морских базальтов, в то время как недостаточно высокая магнезиальность не позволяет отнести их к глубинным кумулатам. Это подтверждается несоответствием как реально наблюдаемым (Назаров и др., 2011), так и модельным глубинным ассоциациям (Кусков и др., 2015). Ранее было показано, что содержание хрома в оливине может изменяться в процессе отжига (Демидова и др., 2018а). Кроме того, низкое содержание хрома в оливинах HMS пород может быть связано с образованием в них хромит-ортопироксеновых симплектитов (Elardo et al., 2012; Хисина, Лоренц, 2015), и не является первичным признаком источника HMS пород (Elardo et al., 2012). В любом случае очевидно, что по крайней мере один из источников фосфорсодержащих оливинов должен располагаться в восточной части видимой стороны Луны, и в этой области возможно присутствие ранее не описанного типа оливинсодержащих материковых пород, обогащенных несовместимыми элементами.

Для всех районов посадки АЛС «Луна» и «Apollo-14», где были обнаружены фосфорсодержащие оливины, характерно распространение низкотитанистых или очень низкотитанистых морских базальтов. В метеоритах Dho 961, 1442 и 025 помимо распространенного материкового материала присутствуют единичные класты пород базальтового состава. Можно предположить, что источники фосфорсодержащих оливинов тяготеют к областям море-материк.

Неслучайным кажется и присутствие единичных фрагментов пород кислого состава, которые были обнаружены в класте микробрекчии 14321 (Lindsrom et al., 1984), метеоритах Dho 1442, 961 (Демидова, 2014, 2015). В материковом метеорите Dho 025 были найдены единичные зерна циркона – характерного минерала кислых пород, хотя самих фрагментов пород и не было найдено (Леонтьева и др., 2005). Согласно орбитальным данным, редкие купола, сложенные породами кислого состава, локализованы в районе кратеров Груйтуйзена, Ханстен, Аристарх, Лассел, Майран, Комптон и Белкович (Glotch et al., 2010, 2011; Greenhagen et al., 2011; Jolliff et al., 2011). Большинство этих районов приурочено к Океану Бурь, исключение составляет лишь область Комптон-Белкович на обратной стороне Луны. Полагают, что эти кислые образования представляют собой либо продукт глубокой дифференциации силикатных расплавов (Jolliff et al., 2011), либо продукт частичного плавления, обогащенного несовместимыми элементами источника, например KREEP-содержащего материала, перекрытого чехлом базальтовой магмы (Hagerty et al., 2006), либо продукт жидкостной несмесимости этих расплавов, микроскопические признаки которого наблюдаются в лунных образцах (Roedder, Weiblan, 1970; Rutherford et al., 1974; Morris et al., 1990; Jolliff et al., 1999) и в изученном фрагменте #5002 «Луны-16». Известно, что при ликвации расплава на ферробазальтовую и гранитную жидкости фосфор концентрируется в ферробазальтовом расплаве, в котором его растворимость может достигать нескольких процентов (Watson, 1979; Harrison, Watson, 1984). Добавление такого расплава в источник HMS пород или обычно сопровождающие кислый магматизм метасоматические процессы могут значительно влиять на состав источника в частности, обогащать его фосфором и другими несовместимыми элементами. Интересно отметить недавно обнаруженное проявление магнезиальных пород (содержащих магнезиальную шпинель) в районе кислых вулканических построек в районе кратера Ханстен Альфа (Dhingra et al., 2017). Однако примесь таких расплавов не должна быть значительной, так как экспериментально показано сильное влияние фосфора на кристаллизационную последовательность силикатных расплавов основного состава, приводящее к исчезновению оливина (Toplis et al., 1994). Таким образом, потенциальным районом распространения могут быть некоторые области Океана Бурь.

Морские базальты являются еще одним потенциальным источником фосфорсодержащих оливинов, но их количество в них не должно быть значительным. Моделирование фракционной кристаллизации составов некоторых базальтов «Луны-16, -24» показало, что нормативное содержание фаялита в породе не превышает 1% (Демидова и др., 2018б). Cамое высокое количество позднего мезостазиса (>3 %) наблюдается во фрагменте базальта Dho 287, обогащенном несовместимыми элементами (Anand et al., 2003). Фаялит в мезостазисе является преобладающей фазой, но обогащение фосфором наблюдается не во всех зернах (рис. 2е). Таким образом, количество фосфорсодержащего фаялита в морских базальтах не должно превышать первые проценты.

Из всего вышесказанного можно сделать вывод, что источники фосфорсодержащих оливинов могут иметь как морское, так и материковое происхождение, но проявлены они главным образом на видимой стороне Луны.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Фосфорсодержащие оливины были найдены во фрагментах реголита «Луны-16, -20, -24», образце 14321 «Apollo-14», морском (Dho 287), материковом (Dho 025) и смешанных метеоритах (Dho 961, 1442). По химическому составу и структуре выделяются 3 типа фосфорсодержащих лунных оливинов, которые имеют три потенциальных источника в лунном веществе: 1) магнезиальный оливин (Fo51–88) присутствует в материковых породах серии АНТ, обогащенных несовместимыми элементами и, вероятно, связанных с первичными материковыми породами магнезиальной серии (HMS), о чем свидетельствуют содержания редких элементов в оливине и сопутствующих фазах; 2) железистый оливин (Fo2–52) обнаружен в самых поздних продуктах кристаллизации низкотитанистых и очень низкотитанистых морских базальтов; 3) магнезиальный оливин (Fo68–95) найден в необычных оливин-ортопироксеновых объектах, источник которых может иметь как метеоритное, так и лунное происхождение. Обогащение источников несовместимыми элементами может быть связано либо с процессами кристаллизации (тип 2), либо с процессами ассимиляции компонента, богатого несовместимыми элементами (типы 1 и 3).Присутствие вторичных включений Са-фосфатов и Ti-Zr фаз в некоторых зернах магнезиального фосфорсодержащего оливина образца 14321 свидетельствует о том, что часть фосфора и других несовместимых элементов могла быть привнесена в ходе наложенных метасоматических процессов.

Отсутствие фосфорсодержащих оливинов в метеоритах Dho 733, 1436 и группы Dho 302 свидетельствует о том, что в районе выброса этих метеоритов ни распространенные АНТ породы, ни редкие характеристические породы, а именно шпинелевые катаклазиты (представляющие глубинный коровый материал), шпинелевые троктолиты и ультраосновные породы не содержат обогащенных фосфором оливинов. Таким образом, можно говорить либо о локальном распределении источников фосфорсодержащих оливинов, либо об их малой распространенности в лунной коре.

Анализ компонентного состава реголита районов посадки, а также метеоритов позволяет ограничить области проявления источников фосфорсодержащих оливинов главным образом видимой стороной Луны. Ассоциация с морскими базальтами, возможно, указывает на приуроченность к границе море-материк. Присутствие в изученных брекчиях фрагментов кислых пород позволяет предположить связь некоторых источников оливинов с недавно описанными проявлениями кислых пород в Океане Бурь и области Комптон-Белкович на обратной стороне Луны. Но в районе посадок АЛС «Луна» возможно присутствие ранее не описанного типа оливинсодержащих материковых пород, для которых помимо обогащения несовместимыми элементами характерно обогащение хромом.

Источник финансирования

Работа выполнена при поддержке гранта РФФИ №16-05-00695.

×

About the authors

S. I. Demidovaa

Vernadsky Institute of Geochemistry and Analytical Chemistry, Russian Academy of Sciences

Author for correspondence.
Email: demidova.si@yandex.ru
Russian Federation, Moscow

M. O. Anosova

Vernadsky Institute of Geochemistry and Analytical Chemistry, Russian Academy of Sciences

Email: demidova.si@yandex.ru
Russian Federation, Moscow

N. N. Kononkova

Vernadsky Institute of Geochemistry and Analytical Chemistry, Russian Academy of Sciences

Email: demidova.si@yandex.ru
Russian Federation, Moscow

T. Ntaflos

Departament für Lithosphärenforschung, Universität Wien Althanstrasse

Email: theodoros.ntaflos@univie.ac.at
Austria, Österreich

F. Brandstätter

Naturhistorisches Museum

Email: franz.brandstaetter@nhm-wien.ac.at
Austria, Burgring

References

  1. Демидова С.И., Назаров М.А., Лоренц К.А., Курат Г., Брандштеттер Ф., Нтафлос Т. (2007) Химический состав лунных метеоритов и лунной коры. Петрология15(4), 416-437.
  2. Демидова С.И., Назаров М.А., Аносова М.О., Костицын Ю.А., Нтафлос Т., Брандштеттер Ф. (2014) U-Pb датирование циркона лунного метеорита Dhofar 1442. Петрология 22(1), 1-17.
  3. Демидова С.И., Назаров М.А., Нтафлос Т., Брандштеттер Ф. (2015) Возможные реликты серпентина в лунных метеоритах. Петрология 23(2), 129-140.
  4. Демидова С.И., Назаров М.А., Рязанцев К.М., Аносова М.О., Нтафлос Т., Брандштеттер Ф. Загадочные катодолюминесцирующие объекты лунного метеорита Dhofar 025: их происхождение и источники (2017) Петрология 25(2), 1-13.
  5. Демидова С.И., Нтафлос Т., Брандштеттер Ф. (2018a) Фосфор-содержащие оливины образцов «Луны-20», их источники и возможные механизмы замещения фосфора в лунном оливине. Петрология 26(3), 317-332.
  6. Демидова С.И., Бадеха К.А., Кононкова Н.Н. (2018б) Моделирование условий кристаллизации фосфор-содержащих фаялитов лунных морских базальтов. ВЕСЭМПГ-2018. Мат. конф., 302-306. Demidova S.I., Badekha K.A., Kononkova N.N. (2018b)
  7. Кусков О.Л., Шапкин А.И., Сидоров Ю.И. (1995) О возможности существования гидросиликатов в мантии Луны. Геохимия (11), 1539-1550.
  8. Kuskov O.L., Shapkin A.I., Sidorov Yu.I. (1995) On the possible existence of hydrosilicates in the lunar mantle. Geochem. Int. (11), 1539-1550.
  9. Кусков О.Л., Кронрод В.А., Кронрод Е.В. (2015) Термохимические ограничения на тепловой режим, состав и минералогию верхней мантии Луны по сейсмическим моделям. Астрономический вестник 49(2), 83-99.
  10. Леонтьева Е.М., Матуков Д.И., Назаров М.А., Сергеев С.А., Шуколюков Ю.А., Брандштеттер Ф. (2005) Первое определение изотопного возраста лунного метеорита уран-свинцовым методом по акцессорному циркону. Петрология 13(2), 213-217.
  11. Назаров М.А., Аранович Л.Я., Демидова С.И., Нтафлос Т., Брандштеттер Ф. (2011) Алюмоэнстатиты лунных метеоритов и глубинные породы Луны. Петрология19(1), 14-26.
  12. Назаров М.А., Демидова С.И., Аносова М.О., Костицын Ю.А., Нтафлос Т., Брандштеттер Ф. (2012) Самородный кремний и силициды железа в лунном метеорите Дофар 280. Петрология. 20(6), 560-573.
  13. Павленко А.С., Тарасов Л.С., Шевалеевский И.Д., Иванов А.В. (1974) Петрология лунных пород из Моря Изобилия. В сб. Лунный грунт из Моря Изобилия (Под ред. Виноградова А.П.). М.: Наука., 56-64.
  14. Тарасов Л.С., Шевалеевский И.Д., Назаров М.А. (1974) Петрографо-минералогическое исследование магматических пород из Моря Изобилия. В сб. Лунный грунт из Моря Изобилия (Под ред. Виноградова А.П.). М.: Наука, 129-147.
  15. Флоренский К.П., Полосухин В.П., Базилевский А.Т., Конопихин А.А. (1979) Геология и геоморфология района посадки автоматической станции «Луна-20». В сб. Грунт из материкового района Луны (Под ред. Барсукова В.Л., Сурков Ю.А.). М.: Наука, 41-51.
  16. Флоренский К.П., Пронин А.А., Базилевский А.Т. (1980) Геология места посадки станции «Луны-24». В сб. Лунный грунт из Моря Кризисов (Под ред. БарсуковаВ.Л.). М.: Наука, 7-18.
  17. Хисина Н.Р., Лоренц К.А. (2015) Дегидрогенизация как механизм образования ориентированных шпинель-пироксеновых симплектитов и магнетит-гематитовых включений в оливинах земного и внеземного происхождения. Петрология 23(2), 195-208.
  18. Щербаков В.Д., Плечов П.Ю. (2018) Фосфор-содержащий оливин из лавового потока 2012-2013 гг. вулкана Толбачик. Новые данные о минералах 52(1), 15-17.
  19. Anand M., Taylor L.A., Misra K.C., Demidova S.I., Nazarov M.A. (2003) KREEPy lunar meteorite Dhofar 287A: A new lunar mare basalt. Meteorit. Planet. Sci. 38(4), 485-499.
  20. Batanova V., Sobolev A.V., Kuzmin D.V. (2015) Trace element analysis of olivine: High precision analytical method for JEOL JXA-8230 electron probe microanalyser. Chem. Geol. 419, 149-157.
  21. Batanova V., Sobolev A.V., Thompson J.M., Danyushevsky L., Goemann K., Portnyagin M., Garbe-Schoenberg D., Hauri E., Kimura J.-I., Chang Q., Senda R., Chauvel C., Campillo S., Ionov D. (2017) Preliminary data on new Olivine reference material MongOl Sh11-2 for in-situ microanalysis. Goldschmidt Conf., Abs. 259.
  22. Baziotis I., Ferrière L., Asimow P.D., Topa D., Brandstätter F. (2016) P-rich olivines in the impact melt lithology of the Chelyabinsk meteorite. Lunar Planet. Sci. Conf. 47th, Abs. #1437.
  23. Bence A.E., Grove T.L. (1978) The Luna 24 highland component. In Mare Crisium: The View from Luna 24, 429-444.
  24. Boesenberg J.S., Hewins R.H. (2010) An experimental investigation into the metastable formation of phosphoran olivine and pyroxene. Geochim. Cosmochim. Acta 74, 1923-1941.
  25. Cameron K.L., Papike J.J., Bence A.E., Sueno S. (1973) Petrology of fine-grained rock fragments and petrologic implications of single crystals from the Luna 20 soil. Geochim. Cosmochim. Acta. 37, 775-793.
  26. Dhingra D., Glotch T.D., Prissel T.C., Parman S.W., Pieters C.M., Greenhagen B.T. (2017) Mg-spinel exposures within silica rich setting on Hansteen Alpha: Probing the geologic context. Lunar Planet. Sci. Conf. 48th, Abs. 2104.
  27. Duncan A.R., McKay S.M., Stoeser J.W., Lindstrom M.M., Lindstrom D.J., Fruchter J.S., Goles G.G. (1975) Lunar polymict brecia 14321: a compositional study of its principal components. Geochim. Cosmochim. Acta 39, 247-260.
  28. Elardo S.M., Draper D.S., Shearer C.K. Jr. (2011) Lunar Magma Ocean crystallization revisited: Bulk composition, early cumulate mineralogy, and the source regions of the highlands Mg-suite. Geochim. Cosmochim. Acta 75, 3024-3045.
  29. Elardo S.M., McCubbin F.M., Shearer C.K.Jr. (2012) Chromite symplectites in Mg-suite troctolite 76535 as evidence for infiltration metasomatism of a lunar layered intrusion. Geochim. Cosmochim. Acta 87, 154-177.
  30. Fabbrizio A., Beckett J.R., Baker M.B., Stolper E.M. (2010) Phosphorus zoning in olivine of Kilauea Iki lava lake, Hawaii. Geophys. Res. Abstracts 12, EGU2010-1418-1.
  31. Gawronska A.J., Cronberger K., Neal C.R. (2018) Implications of bimodal olivine compositions in VHK basalts. Lunar Planet. Sci. Conf 49th, Abs. 1821.
  32. Glotch T.D., Lucey P.G., Bandfield J.L., Greenhagen B.T., Thomas I.R., Elphic R.C., Bowles N., Wyatt M.B., Allen C.C. Donaldson Hanna K.L., Paige D.A. (2010) Highly silicic compositions on the Moon. Science 329, 1510-1513.
  33. Glotch T.D., Hagerty J. J., Lucey P.G., Hawke B.R., Giguere T.A., Arnold J.A., Williams J.-P., Jolliff B.L., Paige D.A. (2011) The Mairan domes: Silicic volcanic constructs on the Moon. Geophys. Res. Letters 38, L21204.
  34. Grant T.B., Kohn S.C. (2013) Phosphorus partitioning between olivine and melt: An experimental study in the system Mg2SiO4-Ca2Al2Si2O9-NaAlSi3O8-Mg3(PO4)2. Amer. Miner. 98, 1860-1869.
  35. Greenhagen B.T., Lucey P.G., Wyatt M.B., Glotch T.D., Allen C.C., Arnold J.A., Bandfield J.L., Bowles N.E., Donaldson Hanna K.L., Hayne P.O., Song E., Thomas I.R., Paige D.A. (2010) Global Silicate Mineralogy of the Moon from the Diviner Lunar Radiometer. Science 329, 1507-1509.
  36. Grieve R.A., McKay G.A., Smith H.D., Weill D.F. (1975) Lunar polymict breccia 14321: a petrographic study. Geochim Cosmochim Acta 39, 229-245.
  37. Goodrich C.A. (1984) Phosphoran pyroxene and olivine in silicate inclusions in natural iron–carbon alloy, Disko Island, Greenland. Geochim. Cosmochim. Acta 48, 1115-1126.
  38. Hagerty J. J., Lawrence D. J., Hawke B. R., Vaniman D.T., Elphic R.C., Feldman W.C. (2006) Refined thorium abundances for lunar red spots: Implications for evolved, nonmare volcanism on the Moon. J. Geophys. Res. 111, E06002.
  39. Harrison T.M., Watson E.B. (1984) The behavior of apatite during crustal anatexis: equilibrium and kinetic considerations. Geochim. Cosmochim. Acta 48, 1467-1477.
  40. James, O.B., Flohr, M.K. (1983) Subdivision of the Mg-suite noritic rocks into Mg-gabbronorites and Mg-norites. J. Geophys. Res. 88 (Suppl.), A603-A614.
  41. Jochum K.P., Weis U., Stoll B., Kuzmin D., Yang O., Raczek I., Jacob D.E., Stracke A., Birbaum K., Frick D.A., Gunther D., Enzweiler J. (2011) Determination of reference values for NIST SRM 610-617 glasses folliwing ISO guidelines. Geostand. Geoanal. Res. 35, 397-429.
  42. Joy K.H., Zolensky M.E., Nagashima K. (2012) Direct Detection of Projectile Relics from the End of the Lunar Basin–Forming Epoch. Science 336, 426-1429.
  43. Jolliff B.L., Wiseman S.A., Lawrence S.J., Tran T.N., Robinson M., Sato H., Hawke B.R., Scholten F., Oberst J., Hiesinger H., Van Der Bogert C.H., Greenhagen B.T., Glotch T.D., Paige D.A. (2011) Compton Belkovich: Non mare silicic volcanism on the Moon’s farside. Nature Geosci. 4, 566-571.
  44. Jolliff B. L., Floss C., McCallum I. S., Schwartz J. M. (1999) Geochemistry, petrology, and cooling history of 14161,7373: A plutonic lunar sample with textural evidence of granitic-fraction separation by silicate liquid immiscibility. Amer. Miner. 84, 821-837.
  45. Konecke B.A., Fiege A., Simon A.C., Holtz F. (2017) Cryptic metasomatism during late-stage lunar magmatism implicated by sulfur in apatite. Geology 45 (G39249), 1.
  46. Lindstrom M.M., Duncan A.R., Fruchter J.S., McKay S.M., Stoeser J.W., Goles G.G., Lindstrom D.J. (1972) Compositional characteristics of some Apollo 14 clastic materials. Proc. Lunar Planet. Sci. Conf. 3rd, 1201-1214.
  47. Lindstrom M.M., Knapp S.A., Shervais J.W., Taylor L.A. (1984) Magnesian anorthosites and associated troctolites and dunite in Apollo 14 breccias. Proc. Lunar Planet. Sci. Conf. 15th. J. Geophys. Res., C41-C49.
  48. Longhi, J. (1981) Preliminary modeling of high-pressure partial melting: Implications for early lunar differentiation. Proc. Lunar Planet. Sci. Conf. 12th, 1001-1018.
  49. McCanta M.C., Beckett J.R., Stolper E.M. (2016) Correlations and zoning patterns of phosphorus and chromium in olivine from H chondrites and LL chondrite Semarkona. Meteorit. Planet. Sci. 51, 520-546.
  50. McCubbin F.M., Steele A., Hauri E.H., Nekvasil H., Yamashita S., Hemley R.J. (2010) Nominally hydrous magmatism on the Moon. Proc. Nation. Acad. Sci. USA 107, 11223-8.
  51. Meyer С. (2009) 14321. The Lunar sample compendium, https://www.lpi.usra.edu/lunar/samples/atlas/compendium/14321.pdf
  52. Milman-Barris M.S., Beckett J.R., Baker M.B., Hofmann A.E., Morgan Z,m Crowley M.R., Vielzeuf D., Stolper E. (2008) Zoning of phosphorus in igneous olivine. Contrib. Mineral. Petrol 155, 739-765.
  53. Morris R.W., Taylor G.J., Newsom H.E., Keil K. (1990) Highly evolved and ultramafic lithologies from Apollo 14 soils. Proc. Lunar Planet. Sci. Conf. 20th, 61-75.
  54. Nazarov M.A., Demidova S.I., Taylor L.A. (2003) Trace element chemistry of lunar highland meteorites from Oman. Lunar Planet. Sci. 34th, Abs. 1636.
  55. Neal C.R., Kramer G.Y. (2006) The petrogenesis of the Apollo 14 high-Al mare basalts. Amer. Miner. 91, 1521-1535.
  56. Neal C.R., Taylor L.A. (1989) Metasomatic products of the lunar magma ocean: The role of KREEP dissemination. Geochim. Cosmochim. Acta 53, 529-541.
  57. Neal C.R., Taylor L.A. (1991) Evidence for metasomatism of the lunar highlands and the origin of whitlockite. Geochim. Cosmochim. Acta 55, 2965-2980.
  58. Papike, J.J., Fowler, G.W., Shearer, C.K. (1994) Orthopyroxene as a recorder of lunar Mg-suite norite petrogenesis: an ion microprobe investigation of Mg suite norites. Amer. Miner. 79, 796-800.
  59. Papike J.J., Fowler G.W., Shearer C.K., Layne, G.D. (1996) Ion Microprobe investigation of plagioclase and orthopyroxene from lunar Mg-suite norites: Implications for calculating parental melt REE concentrations and for assessing postcrystallization REE redistribution. Geochim. Cosmochim. Acta 60, 3967-3978.
  60. Papike J., Taylor L., Simon S. (1991) Lunar minerals. In Lunar sourcebook: A users guide to the Moon (Ed. Heiken G. H. et al.) Cambridge University Press, 121-182.
  61. Papp H. A., Steele I. M., Smith J. V. (1978) Luna 24: 90–150 micrometer fraction: Implication for remote sampling of regolith. In Mare Crisium: The view from Luna 24 (Ed. Merril R.B., Papike J.J.) New York: Pergamon Press, 245-264.
  62. Potts N. J., Barnes J. J., Tartese R., Franchi I.A., Anand M. (2018) Chlorine isotopic compositions of apatite in Apollo 14 rocks: Evidence for widespread vapor-phase metasomatism on the lunar nearside ~4 billion years ago. Geochim. Cosmochim. Acta 230, 46-59.
  63. Rhodes J.M., Hubbard N.J. (1973) Chemistry, classification, and petrogenesis of Apollo 15 mare basalts. Proc. Lunar Planet. Sci. Conf. 4th, 1127-1148.
  64. Roedder Ed., Weiblan P.W. (1970) Lunar petrology of silicate melt inclusions Apollo 11 rocks. Proc. Apollo 11 Lunar Sci. Conf., Geochim. Cosmochim. Acta (Suppl. 1), 801.
  65. Rutherford M.J., Hess P.C., Daniel G.H. (1974) Experimental liquid line of descent and liquid immiscibility for basalt 70017. Proc. Lunar Planet. Sci. Conf. 5th, 569-583.
  66. Shearer C.K., Aaron P.M., Burger P.V., Guan Y., Bell A.S., Papike J.J. (2013) Petrogenetic linkages among fO2, isotopic enrichments-depletions and crystallization history in Martian basalts. Evidence from the distribution of phosphorus in olivine megacrysts. Geochim. Cosmochim. Acta 120, 17-38.
  67. Shearer C.K., Elardo M.E., Petro N.E., Borg L.E., McCubin F.M. (2015) Origin of the lunar highlands Mg-suite: An integrated petrology, geochemistry, chronology, and remote sensing perspective. Amer. Miner. 100, 294-325.
  68. Shervais J.W., McGee J.J. (1998) Ion and electron microprobe study of troctolites, norites, and anorthosites from Apollo 14: Evidence for urKREEP assimilation during petrogenesis of Apollo 14 Mg-suite rocks. Geochim. Cosmochim. Acta 62, 3009-3023.
  69. Shervais, J.W., Taylor, L.A., Laul, J.C., Smith, M.R. (1984) Pristine highland clasts in consortium breccia 14305: Petrology and geochemistry. Proc. Lunar Planet. Sci. Conf. 15th. J. Geophys. Res. 89, C25-C40.
  70. Shervais J.W., Vetter S.K. (1991) Auto-metasomatism of the western lunar highlands: Result of closed system fractionation and mobilization of a KREEPy trapped liquid. Lunar Planet. Sci. 22nd, 1237-1238.
  71. Stead C.V., Tomlison E.L., McKenna C.A., Kamber B.Z. (2017) Rare earth element partitioning and subsolidusexchange behaviour in olivine. Chem. Geol. 475, 1-13.
  72. Stöffler D., Knöll H. D. (1977) Composition and origin of plagioclase, pyroxene, and olivine clasts of lunar breccias 14006, 14063, 14066, 14311, 14320, and 14321. Proc. Lunar Planet. Sci. Conf. 8th, 1849-1867.
  73. Sun C., Liang Y. (2014) An assessment of subsolidus re-equilibration on REE distribution among mantle minerals olivine, orthopyroxene, clinopyroxene, and garnet in peridotites. Chem. Geol. 372, 80-91.
  74. Toplis M.J., Libourel G., Carroll M.R. (1994) The role of phosphorus in crystallization processes of basalt: An experimental study. Geochim. Cosmochim. Acta 58, 797-810.
  75. Treiman A.H., Boyce J.W., Gross J., Guan Y., Eiler J.M., Stolper E.M. (2014) Phosphate-halogen metasomatism of lunar granulite 79215: impact-induced fractionation of volatiles and incompatible elements. Amer. Miner. 99, 1860-1870.
  76. Tropper P., Recheis A., Konzett J. (2004) Experimental investigations on the pyrometamorphic formation of phosphorous-bearing olivines in partially molten metapelitic gneisses. Eur. J. Mineral. 16, 631-640.
  77. Wang Y., Hua X., Hsu W. (2006) Phosphoran-olivine in opaque assemblages of the Ningqiang carbonaceous chondrite: implication to their precursors. Lunar Planet. Sci. Conf. 37th, Abs. 1504.
  78. Watson E.B. (1979) Apatite saturation in basic to intermediate magmas. Geophys. Res. Lett. 6, 937-940.
  79. Warren P.H. (1983) Seventh foray: Whitlockite-rich lithologies, a diopside-bearing troctolitic anorthosite, ferroan anorthosites, and KREEP. J. Geophys. Res. 88 (Supp. 1), B151-B164.
  80. Warren P.H., Taylor G.J., Keil K., Marshall C., Wasson J.T. (1981) Foraging westward for pristine nonmare rocks: Complications for petrogenetic models. Proc. Lunar Planet. Sci. Conf. 12th, 21-40.
  81. Warren, P.H., Wasson, J.T. (1977) Pristine nonmare rocks and the nature of the lunar crust. Proc. Lunar Planet. Sci. Conf. 8th, 2215-2235.
  82. Welsch B., Hammer J., Hellebrand E. (2014) Phosphorus zoning reveals dendritic architecture of olivine. Geology 42, 867-870.
  83. Witt-Eickschen G., O’Neill H.St.C. (2005) The effect of temperature on the equilibrium distribution of trace elements between clinopyroxene, orthopyroxene, olivine and spinel in upper mantle peridotite. Chem. Geol. 221, 65-101.

Supplementary files

Supplementary Files
Action
1. Fig. 1. Fragments of rocks with phosphorus-containing olivine of the 1st type: fragments of anorthosite troctolite # 44R (a), troctolite anorthosite # 48R “Moon-20” (b); a cluster of recrystallized impact melt of olivine-norite composition # 961 of the Dho 961 meteorite (c); fragments of troctolite anorthosite with relics of olivine # 5008 (g), spinel troctolite # 422 "Moon-16" (d); clav olivine-noritic anorthosite # 14321 Apollo-14 (e); Type 2: fragment of fayalite-silica-plagioclase rock # 5002 "Moon-16" (g); fragment of olivine dolerite “Moon-24” (h); fragment of olivine-ilmenite basalt # 287 meteorite Dho 287 (s); clad of olivine dolerite # 2 meteorite Dho 1442 (k); Type 3: olivine fragments with inclusions of low-calcium pyroxene: object R22 in the olivine norite cluster # 961 in the Dho 961 meteorite (l); Object R25 in the Dho 025 meteorite matrix (m). All images are backscattered electrons. The circles show the points of analysis by laser ablation.

Download (1MB)
2. Fig. 2. The dependence of the content of P2O5 on magnesia in the lunar olivines of the regolith “Moon-16” (e), “Moon-20” (a), “Moon-24” (g), sample 14321 “Apollo-14” (c), meteorites Dho 025 (d), 287 (e), 961 (b), 1442 (h). The numbers 1,2,3 show olivines of the first, second and third types.

Download (386KB)
3. Fig. 3. Variations in the composition of the mineral phases in rocks with phosphorus-containing olivine of the first (1), second (2) and third (3) types: (a) pyroxenes; (b) plagioclases.

Download (95KB)
4. Fig. 4. Inclusions of (a) Ca-phosphate and (b) Ti-Zr phase in fragments of phosphorus-containing olivine of sample 14321 (images in transmitted light).

Download (355KB)
5. Fig. 5. Dependence of the content of CaO (a), Cr2O3 (b) on magnesianity in olivines of the first (1), second (2), and third (3) types. The lines show the olivine composition fields: I — primary continental rocks of the magnesian series (HMS); II - marine basalts; III - hypothetical early deep cumulates formed during crystallization of the lunar ocean of magma (from Elardo et al., 2011; Shearer et al., 2015).

Download (157KB)
6. Fig. 6. The content of rare and some major elements in phosphorus-containing olivines of the first type of sample 14321 - 1; relicts of magnesian olivines of anorthosite troctolite # 5008 “Moon-16” - 2. The dashed line shows the relative abundances of elements below the value indicated on the graph.

Download (63KB)
7. Fig. 7. The content of rare and some major elements in phosphorus-containing olivines of the second type: olivine dolerite # 2 meteorite Dho 1442 - 1, anorthosite troctolite # 5002 "Moon-16" - 2. The dotted line shows the relative contents of elements below the value indicated on the graph.

Download (65KB)
8. Fig. 8. The content of rare and some major elements in (a) plagioclases and (b) pyroxenes, associated with phosphorus-containing olivines of the first (1) and second (2) types. The dotted line shows the relative contents of the elements below the value indicated on the graph.

Download (134KB)
9. Fig. 9. FeO content in plagioclase associating with olivines of the first (1) and second (2) types. The regions of plagioclase compositions in mainland rocks (I) and in marine basalts (II) were taken from (Stöffler D., Knöll, 1977) and (Papp et al., 1978).

Download (100KB)
10. Fig. 10. Dependence of the contents of Y and Ba in plagioclase associated with olivines of the first (1) and second (2) types; in marine basalts (3); in ferroanorthosites (4); in rocks of the magnesian series (HMS) (5); in KREEP basalts (6). Points of compositions 3–6 are taken from the work (Shearer et al., 2015).

Download (55KB)
11. Fig. 11. Graph of the relationship between the Na / (Na + Ca) ratio and magnesianity in rocks with a phosphorus-containing olivine with a magmatic structure (Table 4). The average composition of olivines (1) and pyroxenes (2) in the rock. The compositional fields of primary mainland rocks are shown in gray: I — ferroanorthorthites (FAN), II — rocks of the magnesian series (HMS), III — differentiated rocks (include granites, felsites, quartz monzodiorites and KREEP basalts) from (Warren, 2003 and references in her). In fact, Mg / (Mg + Fe) and Na / (Na + Ca) reflect the magnesia of normative mafic silicates and the composition of normative plagioclase in the rock, and the value Na / (Na + Ca) = 0.01 corresponds to An99.

Download (70KB)

Copyright (c) 2019 Russian Academy of Sciences

This website uses cookies

You consent to our cookies if you continue to use our website.

About Cookies