Raman spectroscopy of high-pressure phases in shocked L6 chondrite NWA 5011

Cover Page

Cite item

Abstract

In the paper we present results of studies of thick shock melt veins in NWA 5011 L6 chondrite. The veins contain a wide variety of high-pressure phases that correspond to contrast values of pressure-temperature parameters on equilibrium phase diagrams. Olivine was transformed to ringwoodite and wadsleyte, orthopyroxene to majorite, akimotoite, and bridgmanite glass, maskelenite is converted to jadeite (+SiO2) and lingunite, apatite to tuite, and chromite to the phase with the calcium ferrite (mCF-FeCr2O4) structure. ) The peak PT shock parameters for NWA 5011 seem highest among the ones for other shocked chondrites according to wide occurrence of lingunite and bridgmanite glass and are considerable higher than 25 GPa and 2500 K. Akimotoite crystals in a quenched matrix of shock melt veins were found for the first time. Probably, they initially crystallized as bridgmanite, since akimotoite is not a liquidus phase in related systems. Plagioclase-chromite aggregates have been established, which characterize the late stages of the shock process and are formed during successive crystallization from isolated pockets of the impact melt.

Full Text

ВВЕДЕНИЕ

Хондритовые метеориты содержат ударно-расплавные жилы (shock melt veins, SMV) толщиной до нескольких сантиметров, в которых сохраняются минералы сверхвысоких давлений. Фазы высокого давления образуются за счет всех основных минералов хондритов. По оливину образуются рингвудит и вадслеит, по ортопироксену – мэйджорит, акимотоит и бриджманит (или стекло с составом бриджманита), по плагиоклазу – маскелинит, жадеит (+SiO2) и лингунит, по апатиту и мерриллиту – туит, по хромиту – ксиит (Ohtani et al., 2004; Gillet, El Goresy, 2013; Tomioka, Miyahara, 2017). Из основных минералов, только клинопироксен не имеет высокобарических аналогов, так как при высоком давлении он разлагается на составляющие компоненты (Tomioka, Kimura, 2003). Ряд других минералов высокого давления обнаружен в лунных и марсианских метеоритах (Fritz, Greshake, 2009; Baziotis et al., 2013; Miyahara et al., 2013), а также в железных метеоритах (Holtstam et al., 2003; Litasov, Podgornykh, 2017). Несмотря на большое количество накопленных данных, практически каждый новый исследованный образец несет важную дополнительную информацию о характере ударных процессов и позволяет дополнить первичную информацию для разработки теоретических моделей ударных событий на ранних стадиях образования Солнечной системы (Sharp, DeCarli, 2006; Gillet, El Goresy, 2013).

Образование высокобарических минералов в SMV связано как с твердофазными переходами при ударном воздействии на первичные минералы вокруг жилы, так и с прямой кристаллизацией из ударного расплава. Одним из основных методов идентификации высокобарических минералов в метеоритах является рамановская спектроскопия (или спектроскопия комбинационного рассеяния). В данной работе приведены результаты спектроскопического исследования ударно-расплавных жил в хондритовом метеорите группы L6 Northwest Africa 5011 (NWA 5011), который отличается широким развитием микроагрегатов по ортопироксену, и сделаны выводы о распределении давлений и температур, зафиксированных в этом метеорите после ударного события.

МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ

Для изучения был выбран полированный шлиф метеорита NWA 5011 размером 3×4 см, который содержит крупные участки SMV толщиной до 15 мм. Исследование микроструктуры выполнено на сканирующем электронном микроскопе (СЭМ) Tescan MYRA 3 LMU с ускоряющим напряжением 15 кВ и током 1.5 нА. Химический состав минералов определяли с помощью энергодисперсионной рентгеновской приставки INCA Energy 450 X-Max 80 Oxford Instruments, совмещенной с СЭМ, и программы микроанализа Oxford Instruments INCA 5.05. Время накопления сигнала спектра составляло 30 секунд. При определении химического состава фаз плагиоклазового состава использовался растровый режим, позволяющий снизить разрушающее воздействие электронного пучка на объект исследования и уменьшить искажения при определении концентраций оксидов щелочных металлов.

Состав главных фаз метеорита определялся с помощью микрозонда JEOL SUPERPROBE 8200 (Университет г. Оулу, Финляндия) при ускоряющем напряжении 15 кВ и токе пучка 15 нА с использованием стандартов в виде окислов и силикатов. Коррекция данных проводилась с помощью программы ZAF JEOL.

Спектры комбинационного рассеяния получены на рамановском спектрометре Horiba Jobin Yvon HR800, оснащенном 1024-пиксельным CCD-детектором с 1800 г/мм решеткой, совмещенном с микроскопом Olympus (объективы 50× и 100× LMPLFLN), и с использованием твердотельного лазера с длиной волны 532 нм. Для фаз плагиоклазового состава с жадеитом и маскелинита мощность лазерного излучения на образце составляла 8 мВ, для прочих фаз – 15 мВ, диаметр лазерного пучка 1–2 мкм. Калибровка спектров проводилась относительно линии кремния 520.5±1 см-1.

РЕЗУЛЬТАТЫ

Исследованный образец состоит из непрозрачных пересекающихся ударных прожилков с отдельными участками первичного хондрита (рис. 1). Жилы состоят из мелкозернистого агрегата, представленного мэйджоритом, рингвудитом, металлом троилитом, а также содержат крупные обломки первичных минералов, полностью преобразованных в высокобарические фазы (за исключением хромита). Текстура более крупных образцов метеорита NWA 5011 исследована в работе (Nagy et al., 2011), где отмечается, что максимальные размеры зерен оливина в зернистой матрице достигают 10 мм, а размер хондрул находится в пределах 0.5–4.0 см. Составы минералов хондрита NWA 5011 приведены в табл. 1–3.

 

Рис. 1. Изображения ударно-расплавных жил (SMV) в хондрите NWA 5011 в отраженных электронах: (а) мелкокристаллическая матрица жилы, состоящая в основном из мэйджорита и рингвудита; (б) фрагмент жилы с обломками фаз высокого давления; (в) хондрула на контакте жилы с минералами, полностью преобразованными в рингвудит, лингунит и акимотоит с бриджманитовым стеклом. Rgt – рингвудит, Lin – лингунит, Ol – оливин, BrdG – бриджманит (стекло), Opx – ортопироксен. Шкала – 100 мкм.

 

Первичные минералы основной массы хондрита, вмещающей SMV, представлены оливином (75 мол.% форстерита, далее Fo75), ортопироксеном (энстатит (En) – 76-79 мол.%, ферросилит (Fs) – 21–23 мол.%, волластонит (Wo) – 1–2 мол.%, Al2O3 = 0.15–0.4 мас.%), клинопироксеном (En47 Fs9Wo44, Al2O3 = 0.5–0.7 мас.%), стеклом плагиоклазового состава (маскелинитом) (альбит (Ab) – 82-83 мол.%, анортит (An) – 9-10 мол.%, ортоклаз (Or) – 7–8 мол.%), хромитом (Mg#=100Mg/(Mg+Fe)= 12–14, Al2O3 = 5.4–6.3 мас.%), фосфатами (хлор-апатит и мерриллит) (табл. 1, 2), троилитом и камасит-тэнитовыми включениями (табл. 3).

 

Таблица 1. Представительные составы железо-магнезиальных минералов (мас.%) хондрита NWA 5011. Все железо представлено в виде FeO

Оксид

Ol-1

Rgt-2

Rgt-3

Rgt-3

OPx-1

Akm-2

Akm-3

BrdG-2

BrdG-2

Maj-3

BrdG-3*

SiO2

38.49

38.57

36.28

35.17

55.80

55.67

54.83

53.35

54.92

53.17

52.39

TiO2

0.18

0.17

0.05

0.25

0.19

0.11

0.14

Al2O3

0.11

0.21

0.23

0.18

0.14

3.32

0.18

0.15

4.35

3.71

Cr2O3

0.13

0.11

0.14

0.11

0.11

0.60

0.17

0.16

0.64

0.66

FeO

22.13

26.57

33.93

38.55

13.50

12.54

8.01

18.96

13.82

10.39

11.33

NiO

0.09

0.61

0.09

0.10

0.11

0.22

0.07

MnO

0.41

0.13

0.21

0.21

0.51

0.44

0.21

0.95

0.64

0.34

0.82

MgO

38.93

33.02

29.07

24.73

28.57

29.26

31.12

22.76

26.71

28.19

26.81

CaO

0.06

0.24

0.34

0.38

0.95

0.66

0.67

0.92

0.74

1.89

2.22

Na2O

0.11

0.18

0.51

0.33

1.92

2.51

0.50

1.89

Сумма

100,1

99.31

100.35

99.69

99.81

99.50

99.25

99.46

99.84

99.80

100.04

Mg#

75.8

68.9

60.4

53.4

79.0

80.6

87.4

68.2

77.5

82.9

80.8

 

Таблица 2. Представительные составы минералов (мас.%) хондрита NWA 5011. Все железо представлено в виде FeO

Оксид

CPx-1

Msk-1

Ln-2

Msk-4

Msk-3

Chr-1

Chr-4

Ap-1

Tu-2

Tu-2

Mer-2

SiO2

54.43

65.53

65.15

65.27

65.04

0.03

0.32

0.38

0.19

0.29

0.16

TiO2

0.38

2.18

2.88

Al2O3

0.54

21.02

21.27

21.22

21.13

6.41

6.13

Cr2O3

0.83

57.06

54.85

FeO

5.22

0.54

0.64

0.54

0.69

30.00

29.31

1.15

0.44

0.75

0.78

MnO

0.23

0.84

0.39

0.08

MgO

16.49

0.03

0.07

0.11

2.23

4.78

0.10

0.11

0.13

3.53

CaO

21.56

2.05

2.29

2.01

4.08

0.11

51.71

52.64

52.47

46.16

Na2O

0.59

9.64

9.79

9.70

7.64

0.42

0.19

0.21

2.81

K2O

1.37

0.88

1.40

1.12

0.06

VO2

0.75

0.64

ZnO

0.47

0.17

Cl

5.43

1.00

0.12

F

0.76

0.05

1.07

P2O5

40.94

44.99

45.17

46.09

Сумма

100.4

100.2

100.1

100.3

99.70

99.97

99.58

100.9

99.61

100.2

99.67

O-

 

1.55

0.25

0.48

Примечания. 1 – основная масса хондрита, 2 – ударно-расплавная жила (зерна), 3 – то же (мелкокристаллическая основная масса), 4 – маскелинитовые обособления с включениями хромита и других минералов. Ol – оливин, Rgt – рингвудит, Opx – ортопироксен, Ак – акимотоит, BrdG – бриджманитовое стекло (* – по мэйджориту), Maj – мэйджорит, CPx – клинопироксен, Msk – маскелинит, Ln – лингунит, Chr – хромит, Ap – апатит, Tu – туит, Mer – мерриллит. Mg# = 100Mg/(Mg+Fe). В колонках Ol-1, Rgt-2, Opx-1, CPx-1 и Chr-1 приведены микрозондовые анализы, для остальных – данные ЭДС.

 

Таблица 3. Состав камасита, тэнита и троилита (мас.%) из хондрита NWA 5011

Элемент

Камасит

Тэнит

Тэнит

Троилит

Fe

90.30

72.06

64.06

62.97

Co

1.33

0.77

0.75

0.16

Ni

7.45

26.51

34.83

0.02

S

0.01

0.01

36.46

Si

0.05

0.05

0.07

0.13

Cr

0.03

0.01

0.01

O

0.11

0.21

0.23

0.76

Сумма

99.30

99.62

99.94

100.6

 

В основной массе SMV бо`льшая часть силикатов представлена мэйджоритовым гранатом (En79–81 Fs16–18Wo3–4, Al2O3 = 3.5–5.4 мас.%, Na2O = 0.5–0.9 мас.%) и железистым рингвудитом (Fo38–49), однако в некоторых участках вместо мэйджорита обнаружены удлиненные кристаллы акимотоита (рис. 2а-б). Они имеют состав En85.9Fs12.8Wo1.3, а также содержат 3.4–4.1 мас.% Al2O3 и 0.1–0.4 мас.% Na2O. Морфология кристаллов сходна с кристаллами бриджманита, полученными в статических экспериментах при 24–25 ГПа (например, Litasov et al., 2003). Как мэйджорит, так и акимотоит местами преобразован в стекловатый витрифицированный агрегат, который достаточно надежно указывает на первичную кристаллизацию в виде бриджманита (рис. 2б). Стекло по мэйджоритовым кристаллам имеет состав En75–77 Fs19–20Wo4–5 и содержит Al2O3 = 3.5–3.9 мас.%, Na2O = 1.7–2.2 мас.% (табл. 1). Стекло по акимотоиту имеет состав En82.5Fs14.2Wo3.3 и содержит Al2O3 = 3.0–3.2 мас.%, Na2O = 0.3–0.5 мас.%, то есть оба стекла соответствуют по составу первичным минералам закалочных агрегатов SMV.

Крупные выделения высокобарических минералов встречаются как в пределах самих жил (рис. 1б), так и по их краям, где они замещают основные минералы хондритов. На рис. 1с представлена хондра, в которой все минералы (оливин, ортопироксен, плагиоклаз) полностью преобразованы в высокобарические фазы – рингвудит, акимотоит-бриджманит и лингунит.

Микрокристаллические агрегаты рингвудита имеют фиолетовый цвет и размер до 400 мкм и легко диагностируются в проходящем свете. Рингвудит в основном полностью замещает оливин в обломках породы внутри SMV, хотя изредка присутствуют агрегаты, состоящие из оливинового ядра и рингвудитовой мантии. В оливин-рингвудитовых агрегатах оливиновое ядро имеет менее железистый состав (Fo75–80), чем рингвудитовая мантия (Fo52–68). Также рингвудит замещает краевые зоны зерен оливина вдоль жил, проникая на глубину до 1–2 мм. Рингвудит всегда имеет более железистый состав по отношению к первичному оливину (Fo69–73).

 

Рис. 2. Фрагменты ударно-расплавных жил (SMV) в отраженных электронах: (а, б) закаленные кристаллы рингвудита (Rgt) и акимотоита (Akm) с участками бриджманитового стекла (BrdG); (в, г) зерна ортопироксена, перекристаллизованные в акимотоит-бриджманитовый агрегат. Lin – лингунит.

 

Кристаллы ортопироксена частично или полностью замещены микро- или скрытокристаллическими агрегатами акимотоита и витрифицированного стекла по бриджманиту, изредка в подобных агрегатах встречается мэйджорит. По границам зерен акимотоита видны включения металлической фазы (рис. 2г), что свидетельствует не только о твердофазных переходах внутри зерен ортопироксена, но и об их подплавлении и привносе компонентов в процессе изменения первичного пироксена. Акимотоит имеет состав En77–80 Fs19–20Wo1.1–1.5 и содержит Al2O3 = 0.1–0.2 мас.%, Na2O = 0.4–0.6 мас.% (табл. 1). Бриджманитовое стекло имеет состав En74–77 Fo78– 762Wo1.1–1.9 и содержит Al2O3 = 0.1–0.2 мас.%, Na2O = 2.0–2.9 мас.%. Изредка встречаются более железистые выделения стекла (En65–67Fs31–33Wo1.7–2.2) при том же составе акимотоита (табл. 1). Состав стекла свидетельствует о значительном привносе Na2O из SMV.

Бо`льшая часть зерен плагиоклазового состава внутри и вблизи SMV представлена мелкокристаллическими агрегатами лингунита (рис. 2). Жадеит встречается очень редко. Включения лингунита (Ab84An11Or5) соответствуют по составу первичному маскелиниту. Маскелинитовое стекло наблюдается в пределах хондр и зернистой массы хондрита. Кроме этого, встречаются скрытокристаллические подплавленные зерна маскелинита в пределах SMV. Они характеризуются повышенным содержанием анортитового компонента (до 22 мол.%) (табл. 2). Вблизи SMV часто встречаются интерстиционные выделения маскелинита с обильными включениями хромита (рис. 3а-б). По составу маскелинит соответствует первичному минералу хондрита (табл. 2). Хромит имеет округлую или ограненную, а не угловатую форму, что указывает на его плавление.

 

Рис. 3. (а) Переплавленные участки маскелинита (Msk) с обильными включениями мелкозернистого хромита (Chr); (б) то же, в контакте с зернами ортопироксена (Opx), содержащими ламели хромита; (в) фрагменты туита (Tu) и (г) неизмененных фосфатов – апатита (Ap) и мерриллита (Mer) в ударно-расплавных жилах (SMV). Rgt – рингвудит, Maj – мэйджорит.

 

Хромитовые включения внутри SMV часто имеют мелкокристаллическую или сетчатую структуру, которая наблюдается в высокобарических ксиитсодержащих агрегатах (Chen et al., 2008). Состав всех зерен хромита достаточно однороден и соответствует первичному хромиту, отмеченному выше (табл. 2). Хромит микровключений в маскелинитовых обособлениях характеризуется повышенным содержанием MgO (до 4.9 мас.%) и Al2О3 (до 7.1 мас.%) (табл. 2). Кроме этого, хромит установлен в качестве ламелей в ортопироксене (рис. 3б). Его состав не определяли из-за мелкого размера зерен.

Первичный апатит внутри SMV обычно преобразован в высокобарическую фазу – туит (рис. 3в). Изредка внутри жил встречаются зерна неизмененного апатита (рис. 3г). Чистого туита практически не встречается, о чем можно судить по присутствию небольшого количества F(до 1.5 мас.%) и Cl (до 1.2 мас.%) во всех анализах микрокристаллических агрегатов, содержащих туит (табл. 2). Мерриллит встречается довольно редко и также не преобразован в высокобарические модификации (рис. 3г). Он имеет близкий к стехиометрическому состав с небольшими примесями FeO (0.6–1.1 мас.%) (табл. 2).

На рис. 4–8 показаны представительные рамановские спектры минералов хондрита NWA 5011. Спектры рингвудита содержат основные линии 799 и 847 см-1. Почти всегда на них присутствуют слабые линии вадслеита 712–715 и 920 см-1 (рис. 4). Широкие пики в области 108 и 220 см-1 (рис. 4), скорее всего, являются результатом частичного разложения рингвудита (которое происходит даже при съемке с пониженной мощностью лазера). Основные пики оливина 822 и 854 см-1 также иногда идентифицируются в составе спектров рингвудита (рис. 4).

 

Рис. 4. Рамановские спектры оливина и рингвудита. Спектр рингвудита содержит слабые линии вадслеита при 712 и 920 см-1.

 

Витрифицированное стекло по бриджманиту имеет широкие линии в области 665 и 970 см-1 (рис. 5), что хорошо согласуется с предыдущими измерениями (Baziotis et al., 2013; Feng et al., 2017). Акимотоит хорошо определяется по ряду характерных линий на 345, 409, 476, 678 и 799 см-1 (рис. 5). Мэйджорит имеет две выраженных линии на 594 и 930 см-1 (рис. 5). Многие спектры имеют смешанный характер и показывают наличие двух или трех минералов, а также остатков первичного ортопироксена (рис. 5).

 

Рис. 5. Рамановские спектры апопироксеновых агрегатов. BrdG – стекло бриджманитового состава. Пунктирные линии показывают основные пики ортопироксена (Opx) (1012 см-1), мэйджорита (Maj) (930 см-1) и акимотоита (Akm) (799 см-1).

 

В спектрах зерен плагиоклазового состава внутри SMV и по их краям практически всегда четко идентифицируются линии лингунита, главная из которых расположена на 760–770 см-1 (рис. 6). Жадеит имеет основную линию на 694–700 см-1 (рис. 6). Спектры маскелинита также достаточно хорошо идентифицируются по наличию широких линий на 500 и 1050 см-1. Широкая линия в области 688 см-1 в некоторых спектрах маскелинита (рис. 6), вероятно, свидетельствует о присутствии жадеита.

 

Рис. 6. Рамановские спектры высокобарических фаз по плагиоклазу. Курсивом показаны неидентифицированные линии.

 

Нами было снято около 100 рамановских спектров хромита с целью поиска высокобарической фазы ксиита (СT-FeCr2O4 – со структурой CaTi2O4), обнаруженного ранее в других хондритовых метеоритах. Однако ни в одном спектре не удалось обнаружить характерной линии ксиита на 605 или 626 см-1 (Chen et al., 2008; Zhang et al., 2017). Большинство спектров соответствуют обычному хромиту основной массы хондрита с линиями на 221, 286, 401 и 682 см-1 (рис. 7). Вместе с тем внутри SMV встречаются зерна с линией, смещенной в область низких частот (670 см-1), что может отвечать планарным деформациям кристаллов хромита, а также с линией на 655 см-1 (рис. 7). Спектры с этой линией могут отвечать высокобарической фазе mCF (с модифицированной структурой CaFe2O4), спектр которой приведен в работе (Rout et al., 2017).

 

Рис. 7. Рамановские спектры хромита из матрицы хондрита (Х) и включений в ударно-расплавных жилах (А и Б). Спектр Б, возможно, отвечает фазе высокого давления mCF, спектры которой приведены для сравнения по данным (Rout et al., 2017). Серой пунктирной линией показано положение основной линии ксиита при 605 см-1 (Chen et al., 2008).

 

Рис. 8. Рамановские спектры фосфатов (а). Справа показано положение основных линий поглощения фосфат-иона при 900-1050 см-1 в увеличенном масштабе (б). Курсивом показаны линии апатита.

 

Основные пики апатита хорошо отличаются от основных линий туита. Симметричные колебания фосфат-иона ν1 соответствуют линии 962 см-1 для апатита и 980 см-1 для туита. В области деформационных колебаний ν2 основные линии апатита соответствуют 445 и 483 см-1, а туита – 415 см-1. В области деформационных колебаний ν4 основные линии апатита – 579 и 616 см-1, а для туита – 579 и 642 см-1. В области асимметричных колебаний ν4 основные линии апатита – 1018, 1040 и 1057 см-1, а для туита – 1005 и 1098 см-1 (рис. 8). В основном эти минералы встречаются вместе и образуют микрокристаллические агрегаты. Почти всегда в спектре присутствуют линии обоих минералов, поэтому нам не удалось снять спектр чистого туита. Мерриллит имеет основные линии на 411, 448 (ν2), 554, 598, 605, 623 (ν4), 959, 975 (ν1), 1026 и 1080 (ν3) см-1 (рис. 8).

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Минеральные ассоциации хондрита NWA 5011 свидетельствуют о высоких пиковых параметрах ударного воздействия в SMV в области стабильности бриджманита (>25 ГПа и >2500 K) (рис. 9). Основные ассоциации минералов высокого давления отмечены на рис. 9. Кристаллизация мэйджорита и бриджманита из ударного расплава свидетельствует о температурах не менее 2600 K (поле 1 на рис. 9). Вместе с тем как в самих жилах, так и в продуктах замещения ортопироксена широко распространен акимотоит, поле стабильности которого ограничено температурами 2000-2200 K при 18–22 ГПа, что на 800 K ниже солидуса. Некоторые агрегаты акимотоита несут явные признаки кристаллизации из расплава, что вряд ли возможно согласно фазовой диаграмме MgSiO3 (рис. 9). Очевидно, что удлиненные кристаллы акимотоита в SMV изначально были представлены бриджманитом, который кристаллизовался из расплава. По-видимому, кинетика превращения бриджманита в акимотоит допускает быстрый обратный переход при снижении температуры и давления. В результате образуются кристаллы акимотоита и акимотоитовые агрегаты с витрифицированным стеклом после бриджманита (поле 2). Характерной особенностью бриджманитового стекла является повышенное содержание Na2O как в стекле, сосуществующем с акимотоитом, так и в стекле по мэйджориту. Высокие содержания Na2O характерны для субликвидусных фаз, кристаллизовавшихся из расплава (Bindi et al., 2017; Sirotkina et al., 2018). Таким же образом образуются мэйджорит-акимотоитовые агрегаты со следами плавления. В них акимотоит является вторичной фазой по мэйджориту или бриджманиту (поле 3). Широкое распространение лингунита (поле 4) также напрямую указывает на пиковые давления в области устойчивости бриджманита. Важно отметить, что работе (Tschauner et al., 2014), где был охарактеризован бриджманит из L6 хондрита Tenham (и дано название минерала), доказательства его присутствия недостаточны. На рентгенограммах авторы выделили 11% бриджманита в зерне из SMV, игнорируя возможное присутствие мэйджорита. Поэтому 1–2 линии бриджманита, которые видны на рентгенограмме, вряд ли можно считать однозначным доказательством находки этого минерала.

 

Рис. 9. PT-условия образования фаз высокого давления по данным статических экспериментов. Цифрами показаны основные ассоциации в хондрите NWA 5011: 1 – мэйджорит-бриджманит; 2 – акимотоит-бриджманит; 3 – мэйджорит-акимотоит; 4 – лингунит; 5 – оливин-рингвудит и рингвудит-вадслеит; 6 – туит; 7 – mCF-хромит. (а) черные сплошные линии – солидус, ликвидус и переход рингвудит (Rgt) = бриджманит (Brd) + ферропериклаз (Fper) для перидотита KLB-1 (Herzberg, Zhang, 1996); черные точечные линии – фазовые границы Ol/(Ol+Rgt) и (Rgt+Wds)/Rgt для состава Fo75 (Akaogi et al., 1989); серые сплошные линии – поля стабильности мэйджорита (Maj) и акимотоита (Akm) в системе MgSiO3 (Gasparik, 2003); черные пунктирные линии – фазовые границы в системе NaAlSi3O8 (Bell, Roseboom Jr, 1969; Liu, 2006; Zhou et al., 2017). (б) черные сплошные и пунктирные линии – границы стабильности F- и OH-апатита соответственно (Murayama et al., 1986); черные точечные линии – поля стабильности апатита и туита в Р-содержащем перидотите (Konzett et al., 2012); серые сплошные линии – фазовые границы в системе FeCr2O4(Ishii et al., 2014); серым жирным шрифтом показаны параметры синтеза хромитовых фаз CF, CT (Chen et al., 2003) и mCF (Rout et al., 2017); серая пунктирная линия – граница коэсит (Coe) – стишовит (Sti) в системе SiO2 (Zhang et al., 1996). Ab – альбит; Jd – жадеит; Lin – лингунит; Ca-Prv – Ca-перовскит; Esk – эсколаит; хромит со структурой титаната кальция (CT), феррита кальция и его модифицированного аналога (CF и mCF); mLd – Fe2Cr2O5 со структурой модифицированного людвигита.

 

Поле чистого рингвудита и ассоциации вадслеит + рингвудит (поле 5) ограничивает РТ-параметры интервалом 13–18 ГПа и 2000–2200 K. Свидетельств разложения рингвудита на бриджманит и ферропериклаз не обнаружено, как и в ранее исследованных хондритах (Ohtani et al., 2006; Feng et al., 2017; Литасов и др., 2019). Это может указывать на траекторию сброса пиковых давлений и температур сразу из области плавления в область стабильности рингвудита. Образование туита соответствует давлениям выше 15 ГПа (поле 6), при этом следы подплавления зерен указывают на температуры не менее 2200–2400 K.

В отличие от остальных минералов зерна хромита остаются неизменными в составе SMV. Лишь в нескольких зернах рамановский спектр соответствует фазе mCF. Фаза mCF получается при закалке CF-FeCr2O4 cо структурой феррита кальция. Соответственно, сама CF-фаза не закаливается (Ishii et al., 2014). Так как mCF/ CF – это низкотемпературная фаза, можно предположить, что она образовалась за счет ксиита (стрелка и поле 7 на рис. 9) при сбросе давлений и температур. Вместе с тем опыты в ячейке с алмазными наковальнями показали стабильность CF-фазы (с составом, характерным для хондритовых метеоритов) в интервале давлений 12–20 ГПа и 2273 K (рис. 9б) (Chen et al., 2003). Таким образом, наличие дополнительных компонентов может стабилизировать CF-фазу, и она может быть ликвидусной в хромитовой системе при ударном событии.

Маскелинит с включениями хромита (рис. 3в-г) также представляет собой высокобарическую ассоциацию, однако кристаллизация проходила в стороне от SMV при небольших давлениях. Согласно работе (Rubin, 2003), в результате ударного воздействия происходит плавление зерен хромита в SMV, и они попадают в интерстиционные обособления, заполненные плагиоклазовым расплавом. Хромит кристаллизуется первым, образуя агрегаты, похожые на эмульсионную взвесь. Однако в хондрите NWA 5011 при этом не происходит существенного изменения состава хромита или плагиоклаза. Поэтому нельзя исключать возможность попадания хромита в плагиоклазовый расплав в твердом виде. Такая возможность указывалась в работе (Xie et al., 2011). Экспериментально система плагиоклаз-хромит не изучена.

Таким образом, для хондрита NWA 5011 характерно широкое развитие высокобарических минералов, связанных с SMV, которые отвечают самым различным полям на РТ-диаграмме (рис. 9). Образование контактовых ассоциаций минералов, отвечающих разным давлениям (например, рингвудит и лингунит, рингвудит и бриджманитовое стекло), связано с разными термоупругими и реологическими свойствами минералов, так же как и границ зерен, поэтому в результате ударного события может формироваться огромный градиент давлений и температур на малых расстояниях в образце (Gillet, El Goresy, 2013). При оценке пиковых РТ-параметров необходимо ориентироваться на наиболее высокобарическую ассоциацию.

Отметим, что сравнение ассоциаций высокобарических минералов в метеоритах с полями термодинамической стабильности фаз на равновесных фазовых диаграммах несет косвенный характер. Однако сравнение с ударными экспериментами еще менее информативно, так как формирование высокобарических минералов в них практически не происходит, даже при давлениях в 60-100 ГПа (например, Stoffler et al., 1991), из-за короткой длительности ударного импульса (~10-7 сек). Длительность ударных процессов в метеоритах составляет 10-3–100секунд (Sharp, DeCarli, 2006; Gillet, El Goresy, 2013). Этого времени достаточно для формирования высокобарических фаз из ударного расплава или при твердофазном переходе первичных минералов. Тем не менее моделей, учитывающих в полной мере кинетику процессов, протекающих при ударном событии, пока не предложено.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Методами рамановской спектроскопии исследованы минеральные ассоциации SMV в хондритовом метеорите NWA 5011. Было установлено широкое разнообразие высокобарических фаз, которые отвечают контрастным значениям РТ-параметров на равновесных фазовых диаграммах. По оливину образуются рингвудит и вадслеит, по ортопироксену – мэйджорит, акимотоит и бриджманитовое стекло, по маскелиниту – жадеит (+SiO2) и лингунит, по апатиту – туит, по хромиту – фаза со структурой феррита кальция (mCF-FeCr2O4).

Пиковые параметры для хондрита NWA 5011 являются одними из самых высоких среди исследованных хондритов, судя по широкому развитию лингунита и бриджманитового стекла, и составляют существенно выше 25 ГПа и 2500 К. Впервые описаны кристаллы акимотоита в закаленной матрице SMV. Вероятно, они первоначально кристаллизовались в виде бриджманита, так как акимотоит не является ликвидусной фазой в равновесных системах MgSiO3, пиролит, базальт или хондрит.

Установлены плагиоклаз-хромитовые агрегаты, которые характеризуют поздние стадии ударного процесса и образуются при последовательной кристаллизации хромита и маскелинита из изолированных порций ударного расплава.

Источник финансирования

Работа выполнена при поддержке Российского фонда фундаментальных исследований (№ 17-05-00851). Д.Д. Бадюков частично поддержан Программой 28 Президиума РАН.

×

About the authors

K. D. Litasov

V.S. Sobolev Institute of Geology and Mineralogy, Siberian Branch of the Russian Academy of Sciences; Novosibirsk State University

Author for correspondence.
Email: klitasov@igm.nsc.ru
Russian Federation, Novosibirsk

D. D. Badyukov

V.I. Vernadsky Institute of Geochemistry and Analytical Chemistry, Russian Academy of Sciences

Email: badyukov@geokhi.ru
Russian Federation, Moscow

References

  1. Литасов К.Д., Бадюков Д.Д., Похиленко Н.П. (2019) Параметры образования минералов высокого давления в хондритовых метеоритах Dhofar 717 и 864. ДАН, 485(3), 346-350.
  2. Akaogi M., Ito E., Navrotsky A. (1989) Olivine‐modified spinel‐spinel transitions in the system Mg2SiO4‐Fe2SiO4: Calorimetric measurements, thermochemical calculation, and geophysical application. J. Geophys. Res. 94(B11), 15671-15685.
  3. Baziotis I.P., Liu Y., DeCarli P.S., Melosh H.J., McSween Jr. H.Y., Bodnar R.J., Taylor L.A. (2013) The Tissint Martian meteorite as evidence for the largest impact excavation. Nature Comm. 4, 1404.
  4. Bell P.M., Roseboom Jr. E.H. (1969) Melting relationships of jadeite and albite to 45 kilobars with comments on melting diagrams of binary systems at high pressures. Min. Soc. Amer. Spec. Paper 2, 151-169.
  5. Bindi L., Tamarova A., Bobrov A.V., Sirotkina E.A., Tschauner O., Walter M.J., Irifune T. (2017) Incorporation of high amounts of Na in ringwoodite: possible implications for transport of alkali into lower mantle. Amer. Mineral. 101(2), 483-486.
  6. Chen M., Shu J., Mao H.-K. (2008) Xieite, a new mineral of high-pressure FeCr2O4 polymorph. Chinese Sci. Bull. 53(21), 3341-3345.
  7. Chen M., Shu J.F., Mao H.K., Xie X.D., Hemley R.J. (2003) Natural occurrence and synthesis of two new postspinel polymorphs of chromite. Proc. Nat. Acad. Sci. 100(25), 14651-14654.
  8. Feng L., Miyahara M., Nagase T., Ohtani E., Hu S., El Goresy A., Lin Y. (2017) Shock-induced P-T conditions and formation mechanism of akimotoite-pyroxene glass assemblages in the Grove Mountains (GRV) 052082 (L6) meteorite. Amer. Mineral. 102(6), 1254-1262.
  9. Fritz J., Greshake A. (2009) High-pressure phases in an ultramafic rock from Mars. Earth Planet. Sci. Lett. 288(3-4), 619-623.
  10. Gasparik T. (2003) Phase diagrams for geoscientists. An atlas of the Earth’s interior. Springer. 459 p.
  11. Gillet P., El Goresy A. (2013) Shock events in the Solar System: The message from minerals in terrestrial planets and asteroids. Ann. Rev. Earth Planet. Sci. 41, 257-285.
  12. Herzberg C., Zhang J. (1996) Melting experiments on anhydrous peridotite KLB‐1: Compositions of magmas in the upper mantle and transition zone. J. Geophys. Res.: Solid Earth 101(B4), 8271-8295.
  13. Holtstam D., Broman C., Soderhielm J., Zetterqvist A. (2003) First discovery of stishovite in an iron meteorite. Met. Planet. Sci. 38(11), 1579-1583.
  14. Ishii T., Kojitani H., Tsukamoto S., Fujino K., Mori D., Inaguma Y., Tsujino N., Yoshino T., Yamazaki D., Higo Y., Funakoshi K., Akaogi M. (2014) High-pressure phase transitions in FeCr2O4 and structure analysis of new post-spinel FeCr2O4 and Fe2Cr2O5 phases with meteoritical and petrological implications. Amer. Mineral. 99(8-9), 1788-1797.
  15. Konzett J., Rhede D., Frost D.J. (2012) The high PT stability of apatite and Cl partitioning between apatite and hydrous potassic phases in peridotite: an experimental study to 19 GPa with implications for the transport of P, Cl and K in the upper mantle. Contrib. Mineral. Petrol. 163(2), 277-296.
  16. Litasov K., Ohtani E., Langenhorst F., Yurimoto H., Kubo T., Kondo T. (2003) Water solubility in Mg-perovskites and water storage capacity in the lower mantle. Earth Planet. Sci. Lett., 211(1-2), 189-203.
  17. Litasov K.D., Podgornykh N.M. (2017) Raman spectroscopy of various phosphate minerals and occurrence of tuite in the Elga IIE iron meteorite. J. Raman Spectr. 48(11), 1518-1527.
  18. Liu X. (2006) Phase relations in the system KAlSi3O8-NaAlSi3O8 at high pressure-high temperature conditions and their implication for the petrogenesis of lingunite. Earth Planet. Sci. Lett. 246(3-4), 317-325.
  19. Miyahara M., Kaneko S., Ohtani E., Sakai T., Nagase T., Kayama M., Nishido H., Hirao N. (2013) Discovery of seifertite in a shocked lunar meteorite. Nature Comm. 4, 1737.
  20. Murayama J.K., Nakai S., Kato M., Kumazawa M. (1986) A dense polymorph of Ca3(PO4)2 – a high-pressure phase of apatite decomposition and its geochemical significance. Phys. Earth Planet. Inter. 44(4), 293-303.
  21. Nagy S., Józsa S., Gyollai I., Bérczi S., Bendő Z., Stehlik H. (2011) Ringwoodite microstructures in L-chondrite NWA 5011: implications for transformation mechanism and source region in L parent body. Central Eur. Geol. 54(3), 233-248.
  22. Ohtani E., Kimura Y., Kimura M., Kubo T., Takata T. (2006) High-pressure minerals in shocked L6-chondrites: constraints on impact conditions. Shock Waves 16(1), 45-52.
  23. Ohtani E., Kimura Y., Kimura M., Takata T., Kondo T., Kubo T. (2004) Formation of high-pressure minerals in shocked L6 chondrite Yamato 791384: constraints on shock conditions and parent body size. Earth Planet. Sci. Lett. 227(3-4), 505-515.
  24. Rout S.S., Heck P.R., Zaluzec N.J., Ishii T., Wen J., Miller D.J., Schmitz B. (2017) Shocked chromites in fossil L chondrites: A Raman spectroscopy and transmission electron microscopy study. Met. Planet. Sci. 52(9), 1776-1796.
  25. Rubin A.E. (2003) Chromite-plagioclase assemblages as a new shock indicator; implications for the shock and thermal histories of ordinary chondrites. Geochim. Cosmochim. Acta, 67(14), 2695-2709.
  26. Sharp T.G., DeCarli P.S. (2006) Shock effects in meteorites. In Meteorites and the Early Solar System II (Eds. Lauretta D.S., McSween Jr. H.Y.). Tucson: University of Arisona Press, 653-677.
  27. Sirotkina E.A., Bindi L., Bobrov A.V., Tamarova A.P., Pushcharovsky D.Yu., Irifune T. (2018) X-ray single-crystal structural characterization of Na2MgSiO4 with cristobalite-type structure synthesised at 22 GPa and 1800 °C. Eur. J. Mineral., 30(3), 485-489.
  28. Stoffler D., Keil K., Scott E.R.D. (1991) Shock metamorphism of ordinary chondrites. Geochim. Cosmochim. Acta 55(12), 3845-3867.
  29. Tomioka N., Kimura M. (2003) The breakdown of diopside to Ca-rich majorite and glass in a shocked H chondrite. Earth Planet. Sci. Lett. 208(3-4), 271-278.
  30. Tomioka N., Miyahara M. (2017) High‐pressure minerals in shocked meteorites. Met. Planet. Sci., 52(9), 2017-2039.
  31. Tschauner O., Ma C., Beckett J.R., Prescher C., Prakapenka V.B., Rossman G.R. (2014) Discovery of bridgmanite, the most abundant mineral in Earth, in a shocked meteorite. Science 346, 1100-1102.
  32. Xie X., Chen M., Wang C. (2011) Occurrence and mineral chemistry of chromite and xieite in the Suizhou L6 chondrite. Sci. China Earth Sci. 54(7), 998-1010.
  33. Zhang J., Li B., Utsumi W., Liebermann R.C. (1996) In situ X-ray observations of the coesite-stishovite transition: reversed phase boundary and kinetics. Phys. Chem. Miner.23(1), 1-10.
  34. Zhang Y., Jin Z., Griffin W.L., Wang C., Wu Y. (2017) High-pressure experiments provide insights into the Mantle Transition Zone history of chromitite in Tibetan ophiolites. Earth Planet. Sci. Lett. 463, 151-158.
  35. Zhou Y., Irifune T., Ohfuji H., Shinmei T., Du W. (2017) Stability region of K0.2Na0.8AlSi3O8 hollandite at 22 GPa and 2273 K. Phys. Chem. Miner. 44(1), 33-42.

Supplementary files

Supplementary Files
Action
1. Fig. 1. Images of shock-melt veins (SMV) in NWA 5011 chondrite in reflected electrons: (a) fine-crystalline core matrix, consisting mainly of majorite and ringwoodite; (b) a fragment of a core with fragments of high-pressure phases; (c) chondrule at the core contact with minerals completely converted to ringwoodite, lingunite and akimotoite with bridgmanite glass. Rgt - ringwood, Lin - lingunite, Ol - olivine, BrdG - bridgmanite (glass), Opx - orthopyroxene. The scale is 100 microns.

Download (667KB)
2. Fig. 2. Fragments of shock-melt veins (SMV) in reflected electrons: (a, b) tempered crystals of ringwoodite (Rgt) and akimotoite (Akm) with patches of bridgmanite glass (BrdG); (c, d) orthopyroxene grains recrystallized into akimotoit-bridgmanite aggregate. Lin is lingunite.

Download (591KB)
3. Fig. 3. (a) Remelted areas of maskeline (Msk) with abundant inclusions of fine-grained chromite (Chr); (b) the same in contact with orthopyroxene (Opx) grains containing chromite lamellas; (c) fragments of tuite (Tu) and (d) unchanged phosphates - apatite (Ap) and merrillite (Mer) in shock-melt veins (SMV). Rgt - ringwood, Maj - major.

Download (729KB)
4. Fig. 4. Raman spectra of olivine and ringwood. The ringwoodite spectrum contains weak wadsleite lines at 712 and 920 cm-1.

Download (125KB)
5. Fig. 5. Raman spectra of apopyroxene aggregates. BrdG - glass bridgmanite composition. The dashed lines show the main peaks of orthopyroxene (Opx) (1012 cm-1), majorite (Maj) (930 cm-1) and akimotoite (Akm) (799 cm-1).

Download (181KB)
6. Fig. 6. Raman spectra of high pressure phases by plagioclase. Unidentified lines are shown in italics.

Download (139KB)
7. Fig. 7. Raman spectra of chromite from the matrix of chondrite (X) and inclusions in shock-melt veins (A and B). Spectrum B probably corresponds to the high-pressure phase mCF, the spectra of which are given for comparison according to the data (Rout et al., 2017). The gray dashed line shows the position of the xiite main line at 605 cm-1 (Chen et al., 2008).

Download (134KB)
8. Fig. 8. Raman spectra of phosphates (a). The right side shows the position of the main absorption lines of the phosphate ion at 900-1050 cm-1 on an enlarged scale (b). Italic lines of apatite are shown.

Download (152KB)
9. Fig. 9. PT-conditions for the formation of high pressure phases according to static experiments. Numbers show the main associations in chondrite NWA 5011: 1 - majorit-bridgmanit; 2 - akimotoit-bridgmanite; 3 - major-akimotoit; 4 - lingunitis; 5 - olivine-ringwoodite and ringwoodite-wadsleite; 6 - tuit; 7 - mCF chromite. (a) solid black lines — solidus, liquidus, and ringwoodite transition (Rgt) = bridgmanite (Brd) + ferropericlase (Fper) for peridotite KLB-1 (Herzberg and Zhang, 1996); black dotted lines are the phase boundaries Ol / (Ol + Rgt) and (Rgt + Wds) / Rgt for the composition Fo75 (Akaogi et al., 1989); gray solid lines are the stability fields of majorite (Maj) and akimotoite (Akm) in the MgSiO3 system (Gasparik, 2003); black dashed lines are the phase boundaries in the NaAlSi3O8 system (Bell, Roseboom Jr, 1969; Liu, 2006; Zhou et al., 2017). (b) black solid and dashed lines are the stability boundaries of F- and OH-apatite, respectively (Murayama et al., 1986); black dotted lines are the stability fields of apatite and tuite in P-containing peridotite (Konzett et al., 2012); solid gray lines are the phase boundaries in the FeCr2O4 system (Ishii et al., 2014); gray bold letters indicate the synthesis parameters of chromite phases CF, CT (Chen et al., 2003) and mCF (Rout et al., 2017); the gray dashed line — the coesite (Coe) –stishite (Sti) boundary in the SiO2 system (Zhang et al., 1996). Ab is albite; Jd is jadeite; Lin is lingunite; Ca-Prv — Ca-perovskite; Esk - escolite; chromite with the structure of calcium titanate (CT), calcium ferrite and its modified analogue (CF and mCF); mLd - Fe2Cr2O5 with a modified ludwigite structure.  

Download (218KB)

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