Геохимия, 2023, T. 68, № 8, стр. 757-894

1.1. Типы тугоплавких Ca,Al-включений

СAIs – сложные по своему образованию объекты (Иванова, 2016; Ivanova et al., 2021). Сначала предполагалось, что это простые первичные агрегаты высокотемпературных конденсатов, но на сегодняшний момент ясно, что в истории формирования они подвергались взаимодействию с небулярным газом, неоднократному нагреванию, приводящему к разным эпизодам полного и неполного плавления и испарению в разной степени, ударным преобразованиям, а также вторичной минерализации в солнечной туманности и/или на родительском астероиде (MacPherson, 2014). Это и отражается в их строении, разных типах оболочки, сложных генерациях отдельных фаз и ассоциации первичных и вторичных минералов.

Первичные минералы CAIs – это те, которые образуются первыми в определенном процессе, например, при конденсации, при кристаллизации расплава, или при перекристаллизации в твердом состоянии. Вторичными фазами являются такие минералы, которые образуются в результате замещения при реакциях с газом или расплавом, обычно на краях первичной фазы. Например, в тонкозернистых нерасплавленных мелилитовых включениях встречается замещение анортитом и кальциевым пироксеном, но в то же время во включениях, которые однозначно кристаллизуются из капель расплава, анортит и кальциевый пироксен являются первичными фазами.

Схематично наиболее типичное мелилитовое включение из СV3 хондрита представлено на рис. 1. Внутренняя часть, как правило, сложена первичными минералами мелилита, которые вмещают более мелкие кристаллы шпинели, гибонита, иногда перовскита. Тонкозернистые вторичные минералы замещают мелилит по границам зерен. Окружает все включение кайма Варк-Ловеринга, названная в честь ее исследователей (Wark, Lovering, 1977), представляющая последовательность мономинеральных слоев тех же минералов, что находятся и во внутренней части включений – мелилита, шпинели, пироксена, но образование которых происходило уже после формирования ядра включений. Хотя принято считать, что кайма WL образовывалась во время коротких периодов нагрева, который испытали CAIs, место, время, механизмы их формирования и возраст остаются малоизученными. Предлагаемые механизмы включают конденсацию (Wark, Lovering, 1976), высокотемпературные метасоматические реакции с газом солнечной туманности (Ruzicka, 1997), испарение (Wark, Boyton, 2001) и сочетание этих процессов (Simon et al., 2005).

Окружает кайму Варка–Ловеринга аккреционная кайма, состоящая из тонкозернистого агрегата оливина и пироксена, подобная материалу матрицы хондрита, но отличная от него по структуре.

Размеры и морфология CAIs разнообразны. Среди них встречают крупные разновидности (более 2 см), в основном, в CV и CM хондритах, а самые маленькие – в СВв и СН хондритах (<100 мкм). По морфологии выделяются амебовидные, округлые, эллипсоидные и компактные включения. Размеры и морфология включений во многом свидетельствует об их транспорте в протосолнечном диске (Boss et al., 2020).

Среди CAIs различают тонкозернистые и грубозернистые разновидности. По минеральному составу среди тонкозернистых CAIs выделяются рыхлые типа А (FTA) и шпинелевые тонкозернистые включения (Brearley, Jones, 1998). Среди грубозернистых CAIs по минеральному составу выделяются компактные A (CTA), B (B1 и B2) и C типы (MacPherson, Huss, 2005). Подразделение на типы основано на вариациях в модальном составе включений, основными минералами которых являются мелилит, шпинель, богатый Al- и Ti-пироксен, анортит и форстерит. Остальные минералы – гибонит, гроссит, перовскит и другие – являются, как правило, акцессорными в этих типах CAIs. Например, включения А типа состоят в основном из мелилита и шпинели; В тип сложен главным образом Al,Ti-пироксеном и шпинелью, содержит анортит; С тип, или богатые плагиоклазом включения, состоят в основном из анортита и Al,Ti-пироксена; тонкозернистые шпинелевые CAIs обогащены шпинелью.

Однако в других типах углистых хондритов (CH и CB) богатых металлом (Weisberg et al., 2001; Krot et al., 2002) по сравнению с остальными типами углистых хондритов, кроме вышеупомянутых включений, чаще всего встречаются гросситовые и гибонитовые включения из-за преобладания этих минералов в модальном составе. Эти включения имеют небольшой размер, но являются наиболее тугоплавкими по сравнению с общей выборкой включений CV3 хондритов, так как состоят в основном из наиболее тугоплавких минеральных фаз и представляют большой интерес для исследователей.

Среди большого многообразия типов CAIs обнаружены включения особого типа – FUN-включения (Fractionated and Unidentified Nuclear effect), характеризующиеся сильным масс-зависимым фракционированием изотопных систем Mg, Si и O, нелинейными неидентифицированными изотопными аномалиями нескольких элементов (Ca, Ti, Sr, Ba, Nd, Sm) и низким содержанием короткоживущего ²⁶Al (период полураспада 0.7 млн лет) (Wasserburg et al., 1977). Причем по минералогическому типу FUN-включения не отличаются от обычных. Предполагалось, что этот тип CAIs, возможно, образовался до привнесения и гомогенного распределения короткоживущего ²⁶Al (Lee et al., 1980; Sahijpal, Goswami, 1989) или после его распада. Таким образом, FUN-включения, возможно, содержат информацию о составе первичной пыли Солнечной туманности и самых ранних процессах, или свидетельствуют о разном фракционировании в разных условиях, например, при низких и высоких давлениях в протопланетном диске. Известно, что FUN-включения крайне редки среди общего числа разнообразных видов включений. Однако согласно наиболее современным представлениям FUN-включения возможно образовались в условиях отличных от обычных CAIs, в физико-химической обстановке, допускающей образование неидентифицированных изотопных аномалий.

Многие CAIs разных типов содержат металлические зерна, представляющие собой смесь железоникелевого сплава со сплавом металлов платиновой группы (MacPherson, 2014). Также в CAIs из окисленной подгруппы CV3 хондритов можно встретить фремдлинги, представляющие собой ассоциацию различных минералов: металла, сульфидов, оксидов и фосфатов, которые были детально описаны и изучены в работе (El Goresy et al., 1978). Сейчас считается, что фремдлинги – это результат вторичных изменений, сульфидизации первоначально металлических зерен, которые наблюдаются в восстановленной подгруппе CV3 хондритов (MacPherson, 2014).

В последнее время были обнаружены сложные или составные включения, содержащие ультратугоплавкие нодули (UR CAI). Поскольку они крайне малы по размеру, проводить комплексное минералого-геохимическое и изотопное исследования до настоящего времени было невозможно. Только единичные исследования ранее были выполнены, например, такие, как работы (Palme, 1982; Davis, 1984; Hinton et al., 1988; Weber et al., 1995; Simon et al., 1996; El Goresy et al., 2002; Hiyagon et al., 2003; Ushikubo et al., 2004; Uchiyama et al., 2008; Aleon, 2010). В этих работах было показано присутствие ультратугоплавких минералов, таких как Sc-пироксен, Y-перовскит и Zr,Sc-оксиды, и их аномальный химический состав, обогащенный Zr, Y, Sc и Ti относительно не только СI (солнечного состава), но и относительно обычных типов CAIs (Типа A, B и C). В некоторых работах приводится изотопный состав кислорода отдельных минералов, который продемонстрировал, в основном, обедненность ¹⁶О ультратугоплавких минералов.

1.2. Химический состав минералов Ca,Al-включений

Как упоминалось выше, основных минералов Ca,Al-включений СМ, СО и CV3 хондритов всего четыре – это шпинель, мелилит, пироксен и анортит, важен также и перовскит. В ассоциации Ca,Al-включений СН-СВ хондритов основыми минералами, помимо вышеназванных, могут быть алюминаты кальция, наиболее тугоплавкие минералы, такие как гибонит и гроссит.

Мелилит в CAIs представляет бинарный твердый раствор геленита Ca₂Al₂SiO₇ и акерманита Ca₂MgSi₂O₇. Это постепенный переход составов между крайними членами ряда, геленитом и акерманитом с минимумом, соответствующим составу мелилита – акерманит ~72 мас. %. По обе стороны бинарной системы от минимума состав кристаллизующегося мелилита является функцией температуры, чем выше температура, тем более глиноземистый мелилит. Соответственно, с понижением температуры в системе мелилит становится более магнезиальным, формируется магматическая зональность кристаллов – центр богат алюминием, края – магнием. Такая зональность формируется при кристаллизации мелилита из высокоглиноземистого расплава и называется “нормальной” (Stolper, 1982). В отличие от нормальной зональности в кристаллах мелилита некоторых включений встречается обратная зональность – центр кристалла более магнезиальный, а края – глиноземистые. Такая обратная зональность возникает, в основном, при испарении включений и встречается в типе А CAIs. При прямой конденсации газа солнечного состава сначала должен формироваться глиноземистый мелилит, поскольку температура конденсации оксида Al гораздно выше, чем Мg, и поэтому центр мелилита конденсационных CAIs всегда обогащен Al по сравнению с краями.

Шпинель MgAl₂O₄ является универсальной по составу для всех видов включений. Химический состав ее варьирует, в основном, по содержанию железа и детально изучен (Brearley, Jones, 1998), но, в основном, большие различия наблюдаются в составе шпинели кайм Варк–Ловернга и центральной части включений. Шпинель является наиболее устойчивым минералом в отношении сохранности первичной характеристики изотопного состава кислорода, а также Al–Mg-систематики, ввиду того, что температурные события не перезапускают эту изотопную систему.

Пироксен в Ca,Al-включениях в основном высоко-кальциевый, с разным содержанием алюминия и титана. Минерал в основном кристаллизуется из расплава включений, как это наблюдается в CAIs типа В. Его состав существенно отличается в центральной и краевой части CAIs, особенно во включениях типа В и имеет разное отношение Ti³⁺/Ti⁴⁺, связанное с окислительно-восстановительными условиями кристаллизации пироксена. Как правило, во внешней кайме Варк-Ловеринга встречается Al,Ti-диопсид. Высоко-титанистый и высоко-глиноземистый пироксен, названный фассаитом, может находиться как в центральной, так и в периферийной части включений и характеризоваться зональностью состава по Al и Ti. Также среди разновидностей пироксена встречается гроссманит CaTi³⁺AlSiO₆, кушироит CaAl₂SiO₆ и девисит CaScAlSiO₆ (Ma, Rossman, 2009).

Хотя появление корунда, как первого основного конденсата из газа солнечного состава, и предсказано термодинамическими расчетами равновесной конденсации, встречается он крайне редко. Чаще всего корунд встречается во включениях СМ и СО хондритов (Bodenan et al., 2020). А наиболее распространенным минералом среди кальциевых алюминатов в CAIs является гибонит CaAl₁₂O₁₉, который впоследствии может быть замещен на (Fe,Mg) Al₁₂O₁₉. Перовскит очень часто встречается во включениях типа А и В и имеет постоянный химический состав, отвечающий формуле CaTiO₃.

CAIs богатые гибонитом были известны в СМ хондритах, а позже обнаружены в СН-СВ хондритах, где они относительно многочисленны. Они были всесторонне изучены в СМ хондритах (Macdougall, 1979, 1981; MacPherson et al., 1983, 1984; Hinton et al., 1988; Fahey et al., 1987; Ireland, 1988, 1990; Ireland et al., 1988; Sahijpal et al., 2000; Liu et al., 2009, 2012). Эти CAIs, в основном, состоят только из гибонита или гибонита со шпинелью и перовскитом. Гибонит варьирует по форме от одиночных изолированных кристаллов, находящихся в матрице метеоритов (пластинчатые кристаллы гибонита, PLACs, Ireland, 1988), до рыхлых агрегатов кристаллов и компактных сферул, которые, вероятно, кристаллизовались из капель расплава. Редкие образцы помимо гибонита содержат корунд (Bar-Matthews et al., 1982; MacPherson et al., 1984; Simon et al., 2002).

Гроссит CaAl₄O₇ встречается крайне редко в CAIs СМ, CO, CV хондритов, в основном он широко распространен во включениях СН-СВ хондритов (Weisberg et al., 1995; Krot et al., 2002).

Анортит в CAIs обычно не содержит ни натрия, ни калия в химическом составе. Он может быть, как первичной магматической фазой, во включениях типа В, так и вторичным минералом, образованным в результате замещения мелилита, во включениях типа А. Богатые анортитом и кальциевым пироксеном CAIs по химическому составу являются, возможно, связующим звеном между алюминиевыми хондрами и богатыми силикатом CAIs.

Уникальными являются минералы ультратугоплавких включений, они содержат Y-перовскит, Sc-пироксен и Zr,Y,Sc-оксиды (Simon et al., 1996; El Goresy et al., 2002), об изучении которых будет подробно изложено в главе 4. Были обнаружены также совсем экзотические минералы, квазикристаллы, в ассоциации с CAIs частиц углистого хондрита Khatyrka, но их внеземное происхождение вызывает сомнение (Ivanova et al., 2017a, 2018).

1.3. Валовый химический состав Ca,Al-включений

Ca,Al-включения по химическому составу выделяются в группы на диаграмме CaSiO₃–Al₂O₃–Mg₂SiO₄ (MacPherson, Huss, 2005) (рис. 2). Эта диаграмма представляет собой грань Ca₂SiO₄–Al₂O₃–Mg₂SiO₄ тетраэдра Ca₂SiO₄–Al₂O₃–Mg₂SiO₄–MgAl₂O₄, вершина которого является шпинелью в системе СMAS (CaO–MgO–Al₂O₃–SiO₄) (рис. 2).

На диаграмме имеются поля составов типичных включений А, В, С типов и богатых форстеритом включений В типа, а также показано для сравнения поле богатых Al хондр и амебовидных агрегатов, которые совпадают с составами Fe,Mg-хондр и на рис. 2 не выделяются. Предполагается, что богатые Al хондры могли образоваться в результате смешения вещества CAIs с обычными оливин-пироксеновыми хондрами, а составы амебовидных агрегатов совпадают с составами обычных оливин-пироксеновых хондр. Тонкозернистые шпинелевые CAIs образуют свое поле составов на диаграмме между составами включений С типа и форстерит-содержащими включениями типа В (рис. 2).

Хотя разные типы включений в основном и попадают в соответствующие поля составов, но остается много неясных вопросов в поведении химических элементов на самой ранней стадии эволюции вещества в разных процессах. Например, богатые форстеритом включения типа В находятся в поле форстерит + шпинель на диаграмме, что означает, что эти минералы первыми кристаллизуются из расплава, а за ними следуют пироксен, мелилит или анортит (Bullock et al., 2012). Однако состав мелилита в центральной зоне включений магнезиальный (больше Ak75), что находится по одну сторону от температурного минимума бинарной системы акерманит–геленит, а мелилит внешней оболочки включения имеет геленитовый, более глиноземистый состав и, таким образом, состав мелилита находится по разные стороны от минимума на ликвидусе, что не согласуется с простой фракционной кристаллизацией минералов из расплава. Скорее всего, форстеритовые включения В типа подверглись испарению после плавления в небулярных условиях, что отразилось на составе их мелилита.

Недавние исследования показали, что химический состав многих CAIs является промежуточным между разными типами, например, А и В (Lin et al., 2006) и часто перекрывается. Это предполагает непрерывный ряд между этими типами, что может указывать на последовательный переход химического состава вещества-предшественника CAIs, либо на разную степень испарения или ре-конденсации во время их плавления (Krot et al., 2007). Например, переход состава от включений А типа, не содержащих анортит, к богатым анортитом включениям В типа требует дополнительной компоненты, обогащенной кремнеземом. Это возможно в результате замещения мелилита вторичным анортитом до процесса плавления включения, в результате чего и образуется состав в переходной области между включениями А и В. Эти наблюдения требуют подтверждения исследованиями большой выборки включений.

Валовые химические составы гросситовых и шпинель-гибонитовых включений находятся далеко за пределами известных типов CAIs на тройной диаграмме в поле составов гроссита и гибонита. Они отличаются несолнечным Ca/Al отношением от типичной выборки CAIs CV3 хондритов, имеющих солнечное Ca/Al отношение (Krot et al., 2008b).

1.4. Распределение редкоземельных элементов в CAIs

Важной характеристикой химического состава CAIs является характер распределения редкоземельных элементов (РЗЭ). В основном распределение согласуется с летучестью элементов – CAIs обогащены туговплавкими РЗЭ относительно солнечного состава (cреднего состава CI хондритов) и обеднены наиболее летучими РЗЭ. Выделяется несколько схем распределения РЗЭ, которые в основном имеют плоский вид, с пиками, характеризующими обогащение или обеднение относительно летучих элементов – европия и иттербия. И хотя CAIs обогащены РЗЭ, отношения между элементами в основном солнечные.

Впервые был обнаружен особенный тип распределения РЗЭ, так называемая группа распределения – II (Boynton, 1975; Mason, Martin, 1977), которая характеризуется большим фракционированием РЗЭ, обеднением тугоплавкими РЗЭ (тяжелыми РЗЭ за исключением Tm) относительно среднелетучих и летучих РЗЭ (рис. 3). Авторы работы (Davis, Grossman, 1979) показали, что такое поведение связано с фракционной конденсацией, при которой фаза, содержащая наиболее труднолетучие РЗЭ, была удалена из области реакции с газом, а из оставшегося газа конденсировались остальные РЗЭ, за исключением наиболее летучих (европия и иттербия). Такой фазой мог быть перовскит или гибонит.

Группой II распределения РЗЭ в основном характеризуются нерасплавленные тонкозернистые шпинелевые включения CV3 хондритов и гибонитовые включения СМ хондритов. Комплементарная группе II картина распределения РЗЭ должна характеризовать ультратугоплавкие включения (Simon et al., 1996; El Goresy et al., 2002). “Ультратугоплавкое” распределение РЗЭ показывает обогащение труднолетучими РЗЭ по сравнению с летучими, и представляет наиболее высокотемпературную фракцию конденсатов, удаленных из протопланетного диска до конденсации вещества, характеризующего группу II (рис. 3). В последнее время получены данные о РЗЭ новых, детально ранее не исследованных ультратугоплавких CAIs, о которых будет изложено в главе 4 (Ivanova et al., 2013, 2014).

Последние данные по изотопному фракционированию РЗЭ (Ce, Nd, Sm, Eu, Gd, Dy, Er, Yb) в CAIs указывают на то, что каноническая фракционная конденсация не вполне объясняет поведение РЗЭ, а распределение РЗЭ группы II лучше объясняется термальными процессами, которые испытала пылевая составляющая протопланетного диска (Hu et al., 2021). Вопреки ожиданиям распределения изотопов РЗЭ, характерного для равновесной конденсации, были обнаружены значительные вариации изотопного состава для наиболее тугоплавких РЗЭ и умеренные изотопные вариации для наименее тугоплавких РЗЭ, свидетельствующие о неравновесном процессе. Формирование группы II CAIs можно объяснить двухэтапным процессом, включающим испарение с последующей реконденсацией. На первой стадии вещество-предшественник с хондритовым составом РЗЭ подвергался быстрому испарению. Самые летучие и умеренно летучие РЗЭ полностью испарились в газовую фазу, что мало отразилось на изотопном фракционировании. Наиболее труднолетучие РЗЭ были испарены лишь частично, что привело к их обеднению и значительному изотопному фракционированию в газе. На второй стадии газ был изолирован от твердого вещества и затем конденсировался с образованием CAIs типа II в условиях, близких к равновесным. Наиболее труднолетучие и среднелетучие РЗЭ на этом этапе полностью конденсировались и унаследовали характер изотопного распределения в газе. Наиболее летучие РЗЭ только частично конденсировались и, следовательно, обедняли CAIs.

Отсутствие фракционирования среди летучих РЗЭ, указывает на то, что охлаждение, вызывающее конденсацию, должно быть достаточно медленным, чтобы поддерживать состояние близкое к равновесию. Таким образом, распределение РЗЭ группы II не является моментальным отражением последовательности конденсации, а, скорее всего, является свидетельством комплексной термальной обработки пылевой составляющей диска.

Ультратугоплавкие включения крайне редки и, в основном, входят в состав сложных или составных CAIs (El Goresy et al., 2002). Об условиях их формирования, изотопном составе кислорода и составе РЗЭ до настоящего времени было известно немного. Отдельные редкие анализы были сделаны для UR CAIs (Simon et al., 1996; El Goresy et al., 2002), которые показали “ультратугоплавкий” характер распределения РЗЭ.

1.5. Изотопный состав кислорода Ca,Al-включений

В основном все CAIs из CV3 хондритов располагаются вдоль линии с наклоном ~0.95 на трехизотопной диаграмме кислорода (Clayton et al., 1977) (рис. 4), называемой линией безводных минералов углистых хондритов (ССAM), и характеризуются независимым от массы обогащением ¹⁶О (относительно ¹⁷О и ¹⁸О). Большинство процессов разделяют изотопы по массе, то есть ¹⁸O фракционирует в два раза больше, чем ¹⁷O относительно ¹⁶O. В CAIs ¹⁷O и ¹⁸O почти одинаково фракционированы, что подразумевает принципиально другой механизм.

Хотя общепринято считать, что линия CCAM возникла в результате смешения двух изотопно различных резервуаров, богатых ¹⁶O и бедных ¹⁶O, природа этих резервуаров плохо изучена. Они могли быть (1), как показано авторами работы (Krot et al., 2010), изначальными и возникли в результате: (i) галактической химической эволюции (GCE) твердых тел и газа или (ii) недавнего вброса в протосолнечное молекулярное облако массивной звезды; сверхновой или (2) возникли в солнечной туманности в результате (i) эффекта самоэкранирования CO, при котором в результате фотодиссоциации CO под воздействием ультрафиолетовых волн произошло образование молекул кислорода, обогащенных ¹⁷О и ¹⁸О (Clayton, 2002; Lyons, Young, 2005), (ii) в результате других плохо изученных процессов.

Некоторые минералы, такие как шпинель, гибонит и анортит, обогащены ¹⁶О (δ¹⁸О = −40‰), пироксен и мелилит могут иметь широкий диапазон составов, что связано с процессами смешения изотопного состава резервуаров, обедненного и обогащенного кислородом ¹⁶O. Вторичные минералы включений, такие как нефелин и содалит, в основном, бедны ¹⁶О и располагаются в конце линии ССAM, ниже линии земного масс-фракционирования с наклоном 0.5, что предполагает флюидный процесс на родительском теле.

Изотопная зональность кислорода CAIs CV хондритов и кайм WL вокруг включений, состоящих из анортита, мелилита и перовскита, часто обедненных ¹⁶O относительно шпинели, гибонита, Al,Ti-диопсида и форстерита, интерпретируется как доказательство неоднократного переноса CAIs между солнечной и планетарной областями диска (Simon et al., 2012, 2013, 2014; Needham et al., 2015). Однако, поскольку хондриты CV испытали метасоматические изменения на их родительском астероиде (Brearley, Krot, 2012), посткристаллизационный изотопный обмен кислорода в каймах Варк–Ловеринга CAIs во время взаимодействия в системе флюид–порода не могут быть полностью исключены (Cosarinsky et al., 2005a, b; Yoshitake et al., 2002; Matzel et al., 2011; Keller et al., 2014, Simon еt al., 2014, Krot et al., 2021). Также многие углистые хондриты испытали нагрев после водного преобразования, что существенно отразилось на их изотопном составе кислорода (Ivanova et al., 2010, 2013b).

СAIs из других групп хондритов, например, СВ группы, часто обеднены ¹⁶О, и это относится как к доминирующим наиболее тугоплавким расплавленным включениям, обогащенным гибонитом, гросситом и шпинелью, так и к менее тугоплавким включениям, обогащенным пироксеном и мелилитом (Krot et al., 2001a, 2012; Gounelle et al., 2007). В отличие от СВ хондритов CAIs СR и CH хондритов имеют изотопно однородный состав кислорода, но диапазон значений очень большой (Δ¹⁷O от –35 до –5‰). В целом, включения больше похожи на типичные CAIs в других группах хондритов – менее тугоплавкие, сложенные мелилитом, шпинелью, Al,Ti-диопсидом и анортитом и окаймленные слоями анортита, Al-диопсида и форстерита. Эти CAIs имеют составы с высоким содержанием ¹⁶O (Δ¹⁷O – 24‰). А 10% CH CAIs, текстурно и минералогически расплавные, обеднены изотопом ¹⁶O аналогично обедненным ¹⁶O расплавным CAIs из CB хондритов.

Это резко контрастирует с изотопным составом кислорода, обычно наблюдаемым в CAIs CV3 и CO3 хондритов. Такие данные позволяют предположить (Aleon et al., 2002, 2005), что CR CAIs испытали меньше вторичных изменений, чем CAIs CV и CO хондритов и ясно демонстрируют, что большинство CAIs CV хондритов изначально имели однородный изотопный состав, который был изменен в результате вторичных процессов.

FUN-включения, природа изотопного фракционирования которых не определена, имеют изотопный состав кислорода, обогащенный ¹⁶О (δ¹⁸О −41‰). Этот состав эволюционировал в результате дистилляции расплава, изотопный состав кислорода которого образует линию с наклоном 0.5 (рис. 4), однако авторы работ (Davis et al., 2000; Krot et al., 2008a) показали, что линия их изотопного масс-фракционирования пересекает CCAM тренд, соответствуя разной степени обогащения ¹⁶О.

Последние данные миссии НАСА Genesis (McKeegan et al., 2011) подтвердили, что солнечный изотопный состав кислорода обогащен ¹⁶О (δ¹⁸О ~ −50‰), а кометарные частицы, изученные во время миссии Wild – обеднены ¹⁶О. Существование обогащенного и обедненного ¹⁶О резервуаров на данный момент подтверждено многими современными исследованиями CAIs (Krot et al., 2010). В работе было предложено, что наиболее простой способ объяснить дихотомию изотопного состава кислорода в Солнечной системе, это предположить, что межзвездный газ был обогащен изотопом ¹⁶О, а межзвездная пыль – обеднена ¹⁶О и преобладала в межзвездном пространстве в отличие от модели звездного выброса.

Поскольку последний выброс был существенно обогащен ¹⁷О и ¹⁸О относительно газа межзвездного пространства, как предполагается в работе (McKeegan et al., 2011), то галактическая химическая эволюция должна была привести к обедненному ¹⁶О твердому веществу и к обогащенному ¹⁶О газовому резервуару. Изотопный состав кислорода богатых MgO и FeO хондр и реликтовых минералов, найденных в них, также подтверждает существование двух резервуаров кислорода (Ushikubo, Kimura, 2021).

Изотопный состав кислорода ультратугоплавких включений практически не определялся. Было сделано несколько единичных измерений (Ushikubo et al., 2004; Aleon et al., 2010), которые показали гетерогенный изотопный состав кислорода, что подробно будет обсуждаться в разделе 4.5 главы 4, посвященной ультратугоплавким включениям.

1.6. Условия и время формирования первых твердых образований Солнечной системы

На основании термодинамической теории последовательности конденсации (Grossman, 1972), Ca,Al-включения CV3 хондритов рассматривались как самые ранние тонкозернистые конденсаты. Они образовались в протопланетном диске из газа, обогащенного изотопом кислорода ¹⁶О, приблизительно солнечного химического состава, при температуре >1600K, давлении <10^–4 бар и, следовательно, являются наиболее древними твердыми объектами, окружавшими молодое Солнце (MacPherson, 2014). Особенности минерального, химического и изотопного составов позволяют предполагать, что их образование может быть связано с наиболее ранними событиями в эволюции Солнца и Солнечной системы – испарением, конденсацией и агломерацией.

Многие Ca,Al-включения претерпели испарение и плавление, которое могло протекать в сравнительно узком интервале времени в результате ударных волн, а некоторые включения неоднократно были вовлечены в эти процессы в результате турбулентных потоков и переноса вещества под действием биполярных выбросов (Shu et al., 1996) и вторичным попаданием на диск.

Температурам конденсации элементов было посвящено несколько работ. Самые известные из них – это публикации Wasson (1985) и Lodders (2003, 2010), данные которых используются в настоящей работе. Недавно авторы работы (Wood et al., 2019) опубликовали новые расчетные данные по температурам конденсации, которые уточняют и дополняют результаты Lodders (2003).

Современные геохимические, изотопные и термодинамические данные, полученные в результате исследования Ca,Al-включений из группы СН-СВ хондритов, указывают на иные условия формирования, отличные от условий формирования CAIs из самой распространенной группы CV3 углистых хондритов (Krot et al., 2012b). Было показано, что формирование CAIs из СН-СВ хондритов лучше объясняется моделью конденсации с частичной изоляцией конденсатов (Petaev, Wood, 1998), чем равновесной конденсацией (Grossman, 1972). Альтернативная точка зрения апеллирует все же к процессу конденсации, но предполагает образование нового газо-пылевого резервуара в результате либо локального импактного события на поверхности ранее образовавшегося тела (Wasson, Kallemeyn, 1990), либо столкновения планетезималей в допланетном облаке (ДПО) на поздних стадиях его эволюции до диссипации богатого H₂ газа (Krot et al., 2005). Последняя гипотеза основана на более молодом возрасте хондр CB хондритов, по сравнению с возрастом хондр из углистых хондритов, определенном в этой работе (Connelly et al., 2012). Согласно гипотезе о столкновении планетезималей газопылевой резервуар, из которого проходила конденсации, должен был характеризоваться другими отношениями пыль/газ в системе и, возможно, имел химический состав отличный от солнечного. Об этом свидетельствует несколько популяций тугоплавких включений в СН-СВ хондритах – наиболее тугоплавких, гросситовых и гибонитовых включений, и обычной популяции включений (типа А, В, С, тонкозернистых, рыхлых и форстеритовых из CV3 хондритов) (Krot et al., 2008b; Ivanova et al., 2008). Это требовало подтверждения различий их валовых составов.

Отклонение валовых составов CAIs особенно CH-CB хондритов приводило исследователей к мысли о значительной роли испарения в процессе образования CAIs, и изучалось в течение многих лет (Davis et al., 1990; Floss et al., 1998; Wang et al., 2001; Richter et al., 2002, 2007; Knight et al., 2009; Mendybaev et al., 2013, 2017, 2021). Однако экспериментальный подход не являлся всеобъемлющим и применялся только к конкретным составам CAI, поэтому его следует продолжать и развивать.

Знания об образовании вещества Солнечной системы во многом зависят от точных хронологических данных – времени и скорости преобразования протопланетного диска, состоявшего из газа и пыли, в твердое вещество (Иванова, 2016). Многочисленные данные по изотопным аномалиям указывают на то, что образование тугоплавких включений, как древнейшего вещества Солнечной системы, возможно, связано с последними этапами нуклеосинтеза звезд (McKeegan et al., 2000). Следовательно, Ca,Al-включения являются свидетелями эпохи зарождения Солнечной системы, переноса первого твердого вещества в протопланетном диске в результате биполярных выбросов и диффузии частиц и постаккреционного формирования пород, слагающих астероиды и планеты.

В отличие от тугоплавких Ca,Al-включений, хондры представляют собой коагулированные агрегаты пыли, которые довольно быстро плавились и охлаждались при более низкой температуре, (<1000 K) и при более высоком давлении газа (>10³ бар), что в результате приводило к формированию их магматической порфировой структуры (Scott, 2007). Несмотря на их формирование в результате различных процессов (конденсации и аккреции пыли), которые могли проходить в разной физико-химической обстановке, тугоплавкие включения и хондры имеют общую историю, когда они подвергались высоко-энергетичным событиям.

1.6.1. Al–Mg-изотопная систематика Ca,Al-включений

Современные методы датирования ранних процессов Солнечной системы, как упоминалось выше, базируются на изучении вещества тугоплавких включений и хондр, в основном используя ²⁶Al–²⁶Mg хронометр (Иванова, 2016). В целом, основная выборка CAIs CV3 хондритов формировалась в интервале до 200000 лет (рис. 5). Ранние результаты показывали, что хондры сформировались через 1–2 млн лет после формирования CAIs (Kita et al., 2005). На основании этих данных предполагалось, что источники нагрева для тугоплавких включений и хондр были различны. Однако ²⁶Al–²⁶Mg метод хронологии подвергался существенной критике из-за неясности в распределении материнского ²⁶Al в пространстве и во времени в протопланетном диске (Larsen et al., 2011). Несмотря на то, что последние исследования больше подтверждают однородное распределение ²⁶Al в области формирования CAIs СV3 хондритов, многие спорные вопросы еще остаются. Требуется больше данных для подтверждения интервала образования CAIs.

²⁶Al–²⁶Mg изотопная система служит высокоточным хронометром ранней Солнечной системы, основой которого является распад короткоживущего ²⁶Al с превращением его в ²⁶Mg (период полураспада ~0.72 млн лет).

Разница в возрастах устанавливается по различию в первичном отношении ²⁶Al/²⁷Al, который определяется по наклону изохрон, полученным по разным включениям. Алюминий является труднолетучим элементом, а магний – умеренно летучим элементом в минералах CAIs, поэтому в результате конденсации образуются фазы с высоким соотношением Al/Mg, которые можно использовать для датирования. Al–Mg изотопная систематика четко фиксирует высокотемпературные события в протопланетном диске, а не низкотемпературные астероидальные процессы.

Самый большой вопрос при использовании Al–Mg систематики, как упоминалось выше, – было ли гомогенным распределение ²⁶Al в протосолнечном диске. Такие объекты как FUN-включения, содержащие изотопные аномалии, характеризуются почти неразличимым избытком ²⁶Mg и, следовательно, отсутствием ²⁶Al во время их формирования. Этот результат может указывать на то, что Солнечная система не была гомогенна по отношению к ²⁶Al и поэтому Al–Mg систематика может вызывать сомнение в ее использовании, либо интерпретация должна быть другой. Так, например, авторы работы (MacPherson et al., 1995) проанализировали все имеющиеся данные по первичному ²⁶Al/²⁷Al (²⁶Al/²⁷Al)_о в CAIs и показали бимодальность в распределении первичного отношения (рис. 6). Большинство данных соответствуют пику значений (²⁶Al/²⁷Al)_о ~4.5 × 10^–5, а оставшиеся CAIs, включая FUN-включения, определяют пик значений ~0.7 × 10^–5. Таким образом, небулярная изотопная гетерогенность, в основном, может быть связана с природой CAIs.

Однако, как показали более поздние исследования, CAIs с пиком ~0.7 × 10^–5 на гистограмме свидетельствуют не о гетерогенности распределения ²⁶Al, а о более поздних процессах в истории формирования CAIs в то время, когда большая часть или весь исходный ²⁶Al уже распался. В работе (MacPherson et al., 2012) показано, что те включения, которые никогда не были расплавленными, имеют каноническое первичное отношение (²⁶Al/²⁷Al)_о = (5.2 ± 0.1) × 10^–5. Те CAIs, которые были расплавлены, характеризуются разбросом значений (²⁶Al/²⁷Al)_о = (4.2–5.2) × 10^–5 (рис. 6), а включения, которые были переработаны (неоднократно переплавлены) в районе протопланетного облака, где формировались хондры, имели уже значение (²⁶Al/²⁷Al)_о = 2.8 × 10^–5. Это означает, что процесс преобразования вещества CAIs длился 200 000 лет в протопланетном диске, и каноническое отношение (²⁶Al/²⁷Al)_о = = (5.2 ± 0.1) × 10^–5 соответствует времени начального Al/Mg фракционирования, обусловленного процессами конденсации и/или испарения. Это фракционирование происходило в течение очень краткого периода, <10 000 лет, для всех предшественников CAIs, а последующие преобразования (неоднократное плавление и кристаллизация) могло приводить к перезапуску ²⁶Al–²⁶Mg системы, но не являлось результатом интенсивного повторного фракционирования.

Недавние исследования (Larsen et al., 2020) привели к выводу, что богатые ²⁶Al тугоплавкие включения содержали богатую ²⁶Al пыль, которая образовалась менее, чем за 5 млн лет до формирования Солнца, тогда как включения с низким содержанием ²⁶Al (такие, как CAIs FUN типа) содержали пыль возрастом более 10 млн лет до формирования Солнца. В представлении авторов этой работы схема диска представлена на рис. 7, показывающем транспортировку и рециркуляцию тугоплавкого вещества внутреннего диска в область аккреции планет-гигантов. Богатые ²⁶Al включения CV хондритов попадают в аккреционную область родительского тела CV хондрита вблизи орбиты Юпитера, тогда как включения популяции между аккреционными областями, как CV, так и родительских тел CR хондритов, находятся на большем орбитальном расстоянии. Наиболее ранние тугоплавкие включения с низким содержанием ²⁶Al и самых малых размеров переносятся на большие гелиоцентрические расстояния для аккреции в родительские тела углистых хондритов CH типа. Однако эти выводы неоднозначны, так как не определен возраст CAIs CH-CB хондритов, а CAIs CV3 хондритов имеют как очень малые, так и большие размеры.

Авторы работы Gounelle et al. (2007), действительно, не обнаружили разрешимого избытка ²⁶Mg* в изученных CB CAIs, что также согласуется с предположением (Krot et al., 2012a) о полном плавлении CB CAIs и обширной гомогенизации изотопов Mg в облаке ударного пара, образованного в результате столкновения планетезималей, что хорошо объясняет происхождение Fe,Ni-металла и магнезиальных непорфировых хондр CB хондритов (Rubin et al., 2003; Krot et al., 2005).

В большинстве гроссит- и гибонитовых CAIs CH хондритов также отсутствует разрешимый избыток ²⁶Mg*, и они имеют очень маленькие размеры, по сравнению с CAIs CV хондритами.

Недавно с помощью ²⁶Al–²⁶Mg хронометра были определены значения возраста формирования кайм Варк–Ловеринга, которые окружают тугоплавкие включения (Mane et al., 2015). Результаты показали, что минимальный промежуток времени между формированием внутренней части тугоплавких включений и их каймами Варк–Ловеринга составляет 590 000–690 000 лет и свидетельствует о том, что в этот период времени CAIs еще не аккретировали в родительское тело. Однако более поздние уточненные данные исследования возраста кайм Варк–Ловеринга (Krot et al., 2019a) показали, что более поздний возраст внешней оболочки включений СV хондритов, испытавших изменения на родительском теле, как раз соответствуют времени этих преобразований на родительском теле хондритов, и, на самом деле, минералы слоев каймы Варк–Ловеринга образовались в том же регионе диска, что и CAIs, из газа, обогащенного ¹⁶О. Относительный Al–Mg возраст образования редких форстерит-содержащих включений В типа (Ivanova et al., 2014), которые являлись хорошими кандидатами для поиска FUN CAIs, не были изучены и будут обсуждаться в главе 3.

Самые последние работы по комплексному изучению минералогии, изотопного состава кислорода и Al–Mg изотопной системы CAIs разных типов метеоритов, по-прежнему, противоречивы. Одни авторы подтверждают, а другие – опровергают однородное распределение магния в ранней Солнечной системе, поэтому пока этот вопрос остается открытым (Bodenan et al., 2020; Kawasaki et al., 2020).

1.6.2. ⁵³Mn–⁵³Cr систематика Ca,Al-включений

Возможность датировать вторичные процессы, которые испытали CAIs на родительских астероидах, появилась с развитием Cr–Mn изотопной системы (Hutcheon et al., 1984). Данных по датированию вторичных преобразований до 2015 г. было очень мало (Иванова, 2016). Метод датирования с помощью Mn–Cr изотопной систематики был применен для исследования метасоматических преобразований, в котором анализировался фаялит в нескольких CV3 хондритах (Hutcheon et al., 1998; Hua et al., 2005; Jogo et al., 2009; Doyle et al., 2015). Результаты показали, что метод можно использовать для определения возраста водных и метасоматических преобразований на родительских астероидах хондритов.

В связи с этим интересны последние результаты изучения ⁵³Mn–⁵³Cr систематики некоторых вторичных минералов (геденбергита, кирштейнита) аккреционных кайм, окружающих каймы Варк–Ловеринга вокруг тугоплавких включений, полученные в работе (MacPherson et al., 2017). Они будут представлены в главе 3.

1.6.3. ⁴¹Ca и ¹⁰Be в Ca,Al-включениях

Открытие авторами работ (Srinivasan et al., 1994, 1996) существования вымершего ⁴¹Ca ограничивает временной интервал между звездным нуклеосинтезом и образованием CAIs, так как этот изотоп имеет очень короткий период полураспада (~0.1 млн лет) (Иванова, 2016). Корреляция между ²⁶Al и ⁴¹Ca указывает на то, что оба изотопа имеют одинаковый источник происхождения. Пока технически очень трудно подтвердить существование ⁴¹Ca в ранней Солнечной системе, и эта проблема требует дальнейшего изучения.

Работа (McKeegan et al., 2000) показала существование другого короткоживущего изотопа в веществе CAIs – ¹⁰Be. Этот изотоп не образуется в процессах нуклеосинтеза в звездах, а имеет спалогенное происхождение, и на сегодняшний момент неизвестно, образовался ли он в солнечной небуле под действием космических лучей около прото-Солнца, или образовался до коллапса молекулярного облака в результате галактического излучения в межзвездном пространстве. Другие авторы (Weilandt et al., 2012) предполагают вклад сразу нескольких источников ¹⁰Be. В работе (Shu et al., 1996) был предложен механизм, в результате которого сформировавшиеся вблизи прото-Солнца CAIs были выброшены в протосолнечный диск (по модели “X-wind”), и существование ¹⁰Be в CAIs поддерживает эту модель.

1.6.4. U–Pb возраст тугоплавких включений и хондр

В течение десятилетий CAIs были предметом интенсивного изучения в попытке расшифровать их происхождение (Иванова, 2016) и, в свою очередь, использовать в качестве источника информации о динамике протопланетного диска, который привел к формированию Солнечной системы (Lee et al., 1977). Несмотря на то, что CAIs и хондры – два типа объектов, образовавшихся с помощью разных механизмов (например, конденсации или скопления пыли) в разных средах (Blichert-Toft et al., 2010), они имеют общую историю воздействия кратковременных высокоэнергетических событий и температур. Понимание временной эволюции высокотемпературных событий, о которых свидетельствуют CAIs и хондры, является важным шагом в расшифровке механизмов, которые связаны с формированием Солнца и самой ранней эволюцией протопланетного диска.

Определение относительного времени образования CAIs и хондр, основанное на ²⁶Al–²⁶Mg хронометре, показало, что интервал образования хондр составляет 2 млн лет после CAIs (Kita et al., 2005). Эта разница в возрасте долгое время использовалась в качестве главного наблюдения для моделей образования хондр и, кроме того, интерпретировалась так, что плавление CAIs и хондр было вызвано различными механизмами и/или источниками тепла. Тем не менее, метод датирования по ²⁶Al–²⁶Mg системе, как уже отмечалось выше, зависит от спорного предположения об однородном распределении ²⁶Al в пространстве и во времени, в пределах протопланетного диска (Larsen et al., 2011). Напротив, в датировках, основанных на долгоживущих радиоизотопных системах, используются содержания родительских и дочерних изотопов в образце и, следовательно, эти методы датирования в большей степени свободны от предположений об однородности родительских нуклидов в протопланетном облаке.

Из радиоизотопных систем, основанных на изучении долгоживущих изотопов, метод датирования ²⁰⁷Pb–²⁰⁶Pb (Pb–Pb) является наиболее мощным инструментом для установления хронологии с высоким разрешением в первые 10 млн лет Солнечной системы. Pb–Pb хронометр основан на распаде двух изотопов урана, ²³⁸U и ²³⁵U, которые распадаются по цепочке до стабильных изотопов свинца, ²⁰⁶Pb и ²⁰⁷Pb, соответственно, что приводит к соотношению ²⁰⁷Pb_R/²⁰⁶Pb_R (где R = радиогенный), которое соответствует времени, прошедшего с момента закрытия системы по уравнению (1):

где λ₁ и λ₂ отражают константы распада ²³⁵U и ²³⁸U соответственно; t – время. Отношение ²⁰⁷Pb_R/²⁰⁶Pb_R включений рассчитывается путем экстраполяции измеренных значений изотопов Pb, которые представляют собой различные смеси радиогенного Pb и первичного свинца с иным изотопным составом, чем радиогенный, который должен приближаться к солнечным значениям, определенным для железного метеорита Nantan (Blichert-Toft et al., 2010). Однако попытки датировать CAIs и хондры с помощью этого подхода были неудачными из-за трудностей датирования по небольшим количествам свинца в отдельных хондрах. Кроме того, отношение ²³⁸U/²³⁵U, необходимое для уравнения (1), которое традиционно принималось равным 137.880 для вещества Солнечной системы, изменяется в разных CAIs от 137.409 до 137.885 и соответствует смещениям в расчетных значениях Pb–Pb возраста до 5 млн лет (Brennecka et al., 2010). Выявленная изотопная гетерогенность урана, объяснявшаяся распадом вымершего нуклида ²⁴⁷Cm (²⁴⁷Cm распадается до ²³⁵U с периодом полураспада 15.6 млн лет) привела к аннулированию всех опубликованных данных Pb–Pb возраста вещества Солнечной системы, которые были основаны на предположительном отношении ²³⁸U/²³⁵U (Amelin et al., 2002; Bouvier, Wadhwa, 2010), за исключением работы (Amelin et al., 2010), что вызвало необходимость провести измерения изотопного состава урана каждого отдельного объекта, датируемого Pb–Pb методом.

Если определить возраст тугоплавких включений CV3 хондритов было возможно из-за крупного размера включений, то провести датирование CAIs CH-CB хондритов не представлялось возможным из-за небольшого размера включений и низких концентраций урана. Однако определить возраст хондр из этих богатых металлом углистых хондритов, не содержащих матрицы, оказалось возможным, он получился равным 4562.7 ± 0.70 млн лет (Krot et al., 2005), то есть моложе, чем известные значения возраста хондр СV-CR хондритов.

1.7. Современные проблемы в изучении тугоплавких включений

Как итог исследований тугоплавкого вещества за последние 50 лет, вырисовываются наиболее важные задачи и проблемы, которые необходимо решить современным исследователям.

1. Не был достаточно точно определен возраст представительной выборки включений разных типов и хондр CV хондритов, чтобы определить среднее значение возраста Солнечной системы. Отдельные единичные измерения, хотя и показали самый древний Pb–Pb возраст тугоплавких включений (Bouvier, Wadwha, 2010), как упоминалось выше, но они были сделаны на основе общего валового отношения U²³⁸/U²³⁵ СI хондритов, за исключением работы (Amelin et al., 2010), а не в конкретном объекте измерения, и их следовало уточнить, так как небольшие сдвиги в отношении U²³⁸/U²³⁵ приводили к разнице в возрасте в миллионы лет. Предстояло отобрать и изучить представительную выборку крупных (~1 см) включений и хондр разного типа из неизмененных вторичными процессами хондритов (так как U²³⁸/U²³⁵ отношение сильно варьирует в зависимости от условий среды, окислительно-восстановительных реакций) и измерить в них U²³⁸/U²³⁵ и ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb.

Поскольку интервал формирования тугоплавких включений, определяемый по Al–Mg системе, зависит от первичного однородного распределения ²⁶Al в протопланетной туманности, то необходимо проанализировать разнообразное первичное вещество CV хондритов, определить их первичное ²⁶Al/²⁷Al отношение и получить скоррелированные характеристики изотопных систем, чтобы убедиться в однородности распределения и использовать Al–Mg систематику для датирования длительности формирования раннего вещества.

Время водных преобразований тугоплавких включений на родительских астероидах до сих пор было неизвестно.

2. Появление включений новых типов CAIs по морфологии, структуре, минеральному составу – составных, ультратугоплавких, включений с неизвестной природой изотопных аномалий (FUN) – потребовало их нового поиска и изучения для пополнения коллекций, чтобы исследовать, используя современную приборную базу и современные методы анализа вещества (Ivanova et al., 2012, 2015). Необходимо найти и изучить крупные включения, размер которых позволил бы провести комплексное минералого-петрографическое, геохимическое и изотопное исследование из каждого отдельного объекта. Для новых типов вещества пока мало данных по минералогии, химии и изотопному составу. Например, были проведены только единичные исследования изотопного состава кислорода и не для всех минералов ультратугоплавких включений. Совсем неизвестным остается распределение редкоземельных элементов в отдельных минералах ультратугоплавких CAIs. Поскольку их размер обычно до 10 микрон, удавалось раньше получить оценки только валового состава РЗЭ в UR CAIs (El Goresy et al., 2002).

3. По мере совершенствования расчетных методов, термодинамического моделирования и экспериментальных работ, стало возможным объединить данные минералого-петрографических исследований, геохимических и изотопных с модельными расчетами и экспериментальными результатами, чтобы лучше понять природу процессов, участвовавших в образовании первого твердого вещества.

Особенно много неясного в происхождении CAIs разных типов хондритового вещества, сформированного в разных геохимических обстановках. Представителями этих хондритов, сформированных в совершенно разных условиях, являются СV3 и СН-СВ хондриты. Закономерно возникает вопрос – есть ли генетические связи между включениями разных типов, каково было их перемещение в протопланетном диске, почему популяции включений СН-СВ хондритов так отличаются от включений CV3 хондритов, являются ли они более молодыми объектами Солнечной системы, образованными при соударении уже аккретированных планетезималей или же, наоборот, это результат транспортировки наиболее ранних объектов, но на значительные гелиоцентрические расстояния (Larsen et al., 2020). Таким образом, из вышесказанного очевидно, какие задачи следует решать исследователям и в каких направлениях следует продолжать работать с уникальным веществом – свидетелем образования Солнечной системы.

Помимо тугоплавких включений, амебовидных оливиновых агрегатов и хондр, в протопланетном диске присутствовали досолнечные зерна (MacPherson, 2014). К ним относятся устойчивые соединения карбидов многих металлов, гибонит, лонсдейлит и другие минеральные фазы. Хотя досолнечные зерна и находились в образующейся Солнечной системе, они не рассматриваются в настоящей работе, поскольку их происхождение связано с более ранними процессами, происходящими вне ее пределов. К первому твердому веществу, сформировавшемуся в Солнечной системе, относятся льды, но, так как они не представляют каменный материал, то не рассматриваются в настоящем обзоре.

2.1. Образцы и методы изучения морфологии, петрографии, минералогии и валового химического состава тугоплавких объектов

Всего было изучено 55 тугоплавких объекта из CV3 хондритов Ефремовка, North West Africa 3118 (NWA 3118) и Sayh al Uhaymir 085 (SaU 085). Дополнительно, другими методами изучались CAIs из CV3 хондритов Vigarano и Allende. Из CH хондрита North West Africa 470 (NWA 470) и СН-СВb хондрита Ишеево было исследовано 70 CAIs. Также были изучены некоторые AOAs и хондры разных типов.

Поиск крупных включений (~1 cм) осуществлялся визуально, а также с помощью метода компьютерной микротомографии (CatScan) в МГУ им. М.В. Ломоносова. Это было особенно важно, поскольку вещество углистых хондритов крайне дефицитное, и его расходование при поиске тугоплавких объектов необходимо было свести к минимуму.

Полированные шлифы тугоплавких объектов были приготовлены таким образом, чтобы половина включения была предназначена для петрографо-минералогического изучения, а другая половина сохранена для дальнейших изотопных исследований. Первоначально тугоплавкие объекты были изучены с помощью оптической микроскопии в проходящем и отраженном свете, а затем с использованием растрового электронного микроскопа FEI Nova NanoSEM 600 (SEM), оснащенного энергодисперсионным рентгеновским спектрометром Thermo Electron и программой Noran System Six в Смитсонианском институте (США). Методика работы изложена в статьях (Ivanova et al., 2012, 2015). Использовалось напряжение 15 кВ и ток 2–3 нА. CAIs были закартированы в рентгеновских лучах Kα элементов Mg, Ca, Al, Ti, Na, Cl, Fe, Ni, Sc и Lα – для Zr, Y и Hf. Карты элементов в лучах Mg, Ca и Al Kα были объединены с использованием цветовой схемы RGB (Mg – красный, Ca – зеленый, Al – синий) в программе Adobe Photoshop. Спектры количественно оценивали с помощью Гауссова распределения и с учетом стандартных матричных поправок Phi-Rho-Z. Валовый состав каждого участка (с поправкой на перекрытие) определялся путем суммирования всех пикселей, а затем все участки суммировались для получения валового состава всех объектов. Программное обеспечение позволяло определять валовый состав участков произвольного размера и формы. Таким образом, можно было точно определять валовый состав каждого CAI и каждого составляющего субвключения, исключив матрицу метеорита, трещины и эпоксидную смолу, из которой были изготовлены шлифы.

Валовый состав CAIs и их компонентов также определялся с использованием комбинации модального и химического состава минералов, определенных с помощью электронного микрозонда. Модальные содержания были оценены на основе изображений высокого разрешения в обратно рассеянных электронах с помощью коммерческого программного пакета Adobe Photoshop и с учетом плотности минералов. Результаты, полученные обоими методами (с помощью EDS спектров и модального состава), были очень близки.

Химический состав минералов анализировался с помощью электронного микрозонда JEOL JXA-8900R и JEOL 8530F Hyperprobe (Смитсонианский институт, США) и Cameca SX-100 (Москва, Россия) при ускоряющем напряжении 15 кВ, полностью сфокусированном пучке, токе зонда 20 нА и времени счета пиков 20 с для основных элементов и 40 с для второстепенных элементов. Природные и синтетические кристаллические минералы использовались как в качестве калибровочных стандартов, так и в качестве неизвестных минералов, которые анализировались в начале и в конце каждого цикла измерений. Матричные поправки применялись с помощью программ коррекции ZAF (для JEOL JXA-8900R) и PAP (для Cameca SX-100). Пределы обнаружения в силикатах и оксидах составили (мас. %): SiO₂, TiO₂, Al₂O₃, Cr₂O₃, FeO, MnO, MgO, CaO, NiO – 0.02; K₂O, Na₂O, Sc₂O₃, V₂O₃ – 0.05; ZrO₂ – 0.1; Y₂O₃ – 0.3; HfO₂ – 0.4.

2.2. Определение структуры неизвестного кальциевого алюмината in situ

Кристаллографическая структура неизвестного алюмината кальция была определена in situ с помощью системы ThermoNoran PhaseID EBSD, инсталлированной в электронный микроскоп Hitachi S-4500 FEG-SEM, c приставкой EDS (Университет Токио, Япония) (Mikouchi et al., 2009). Анализ проходил при ускоряющем напряжении 20 кВ и токе 2–3 нA. В используемом методе дифракции обратно-рассеянных электронов (EBSD) шлиф с помощью держателя располагался под наклоном ~70° к люминесцентному экрану, на котором формировались линии Кикучи. Пересечения линий Кикучи соответствуют пересечению кристаллографических осей с люминесцентным экраном, поэтому как линиям Кикучи, так и их пересечениям можно приписать соответствующие индексы. Расчеты линий Кикучи, полученные при анализе EBSD были выполнены с помощью компьютерной программы, разработанной автором работы (Kogure, 2002), и сравнивались с известными характеристиками аналогичного синтетического соединения, для которого кристаллическая структура уже была определена (Mikouchi et al., 2009).

2.3. Рентгено-флуоресцентный анализ с применением синхротронного излучения (SRXRF)

Концентрации РЗЭ в отдельных минералах (Zr,Sc,Y-оксиды, Zr,Sc-пироксен, Y-перовскит, Al-диопсид и шпинель) в изученных CAIs были получены по спектрам XRF с помощью энергодисперсионной установки микро-XRF на канале рентгеновского микро-/нано-зонда P06 прибора Deutsches Elektronen-Synchrotron (DESY) в Гамбурге, Германия (Genzel et al., 2020). Данные были получены с помощью детектора Canberra, состоящего из высокочистого германия (HPGe) (номер модели: GUL0035) площадью 30 мм². Pb-коллиматор с внутренним диаметром 1 мм и длиной 45 мм использовался для минимизации вклада фонового рассеяния и других нежелательных сигналов. Для рентгеновской флуоресцентной спектроскопии синхротронного излучения (SRXRF) размер пучка составлял 13 × 7 мкм при напряжении 69.16 кВ. Пучок рентгеновских лучей попадал в шлиф метеорита под углом 45°, в результате чего исследуемый объем составлял 13 × 7 × 42 мкм³. Из-за относительно большого внутреннего диаметра Pb-коллиматора анализировался весь объем.

Количественное определение РЗЭ проводилось на основе эталонных геологических образцов MPI-DING ATHO-G (Borisova et al., 2010) и NIST SRM 612 (Jochum et al., 2011), измеренных в течение 1000 с в тех же экспериментальных условиях (геометрия, энергия возбуждения и поток фотонов), которые использовались в качестве неизвестных образцов. Поскольку значения концентрации РЗЭ в NIST SRM 612 выше, чем в ATHO-G, первый эталон был выбран для расчета пределов обнаружения (DL) интересующих элементов.

2.4. Определение изотопного состава кислорода

Изотопный состав кислорода отдельных минералов (Zr, Sc, Y-оксиды, Zr, Sc-пироксены, обогащенный Y-перовскит, Al, Ti-диопсид, шпинель, мелилит, девисит, рубинит) в CAIs измеряли in situ с помощью ионного микрозонда UH Cameca SIMS-1280 (Гавайский университет, США). Детальное описание метода представлено в работе (Ivanova et al., 2012). Для подтверждения диагностики минералов размером <10 мкм, использовался прибор SEM UH JEOL 5900LV.

Пучок ионов Cs⁺ ~ 20–30 пА, сфокусированный в точке ~1–2 мкм, использовался для предварительного анализа и сбора данных. Три изотопа кислорода были измерены в мультиколлекторном режиме: ¹⁶O^–, ¹⁷O^– и ¹⁸O^– измерялись одновременно с помощью мультиколлекторного детектора Фарадея (FC) L1, моноколлекторного электронного умножителя (EM) и мультиколлекторного умножителя (ЕМ) H2. Данные были собраны в течение 30 циклов по 20 с каждый. Анализируемые площадки предварительно сканировали в течение 4 мин до получения финальных результатов, чтобы избежать любого влияния посторонних изотопов кислорода, например, от влажности на поверхности образцов.

Изотопный состав кислорода приводится в виде δ¹⁷O and δ¹⁸O относительно стандарта Vienna Standard Mean Ocean Water (VSMOW; ¹⁷O/¹⁶O_VSMOW = = 0.000380; ¹⁸O/¹⁶O_VSMOW = 0.002005; De Laeter et al., 2003) в промилле, где δ^17,18O_SMOW = [(^17,18O/¹⁶O_{образца})/ (^17,18O/¹⁶O_VSMOW) – 1] × 1000, и в виде Δ¹⁷O – отклонения от линии земного масс-фракционирования (Δ¹⁷O = δ¹⁷O – 0.52 × δ¹⁸O). Эффекты инструментального масс-фракционирования (IMF) были учтены с помощью анализов стандартов бирманской шпинели и хром-авгита. Поскольку стандарты для оксидов Zr, Y, Sc и перовскита отсутствуют, только значения Δ¹⁷O могли быть однозначно сопоставлены со значениями Δ¹⁷O для шпинели и пироксенов. Так как все стандарты состояли из минералов земного происхождения, коэффициенты эффективности детектора были изменены таким образом, чтобы средние значения измеренных стандартов попадали на линию земного масс-фракционирования. Коэффициенты эффективности детектора применялись ко всем стандартам и образцам. Погрешности включали как точность измерения для отдельного анализа, так и воспроизводимость измерений во время анализа стандартов. Воспроизводимость множественных анализов стандартов составляла ~2.5‰ (2 стандартных отклонения) как для δ¹⁷O, так и для δ¹⁸O.

2.5. Измерение изотопов свинца, урана, магния, алюминия, марганца и хрома

Методика измерения изотопов свинца для определения возраста образования CAIs подробно представлена в статье (Connely et al., 2012). Каждый образец подвергали постепенному растворению с использованием кислот и длительного нагревания (Connelly, Bizzarro, 2009). Свинец выделяли, дважды пропуская образцы через смесь кислот HBr–HNO₃ и анионной смолы Eichrom (Connelly, Bizzarro, 2009).

Очищенный свинец анализировался на масс-спектрометре с термоионизацией ThermoFisher Triton (Center of Star and Planet Formation, Дания), оснащенном 9 детекторами Фарадея и одним умножителем вторичных электронов (SEM-SI) – системой счета ионов. Содержание Pb в холостом опыте (бланк) варьировало от 0.2 до 0.5 пг. Также была внесена поправка на бланк загрузки – 0.1 пг Pb. Образцы содержали свинец трех источников: а) исходный Pb (Pbi), б) радиогенный Pb (Pbr) и c) свинец земного загрязнения (Pbc). Точный возраст определялся по точкам на изохроне, представляющей смесь Pbi и Pbr. Третий компонент Pbc при этом будет “стягивать” точки изохроны в сторону изотопного состава современного земного свинца. Пошаговый метод растворения для Pb–Pb хронологии был разработан таким образом, чтобы сначала удалить Pbc более слабой кислотой перед разделением оставшегося свинца на аликвоты с различными отношениями Pbr/Pbi для получения изохроны. Все полученные изохроны были удовлетворительными.

Процедура очистки U и метод масс-спектрометрического определения изотопов U опубликованы в работе (Connelly, Bizzarro, 2009) и также подробно изложены в работе (Connelly et al., 2012). Изотопный состав урана в образцах измерялся с помощью прибора Neptune MC-ICP-MS (Center of Star Formation, Дания). Образцы вводились в источник плазмы с разбавленной азотной кислотой с помощью распылителя для десольватации Aridus II. Данные по изотопам урана были получены в статическом режиме с использованием четырех коллекторов Фарадея. Образцы и стандарты анализировали с интенсивностью сигнала не менее ∼40 mV для массы ²³⁵U, и ∼200–500 mV для масс ²³³U и ²³⁶U, чтобы обеспечить точность измерения до 5%. Чувствительность (обычно <5 ppm) и воспроизводимость оксидов (обычно <0.01%) контролировались до и после каждого аналитического сеанса. Анализы образцов чередовались с анализами стандарта CRM. Чувствительность прибора Neptune в режиме среднего разрешения была 400 V/ppm

Обработка всех данных проводилась в автономном режиме с использованием программы Iolite, разработанной Igor Pro (Paton et al., 2011). Для каждого анализа среднее значение и стандартная ошибка измеренных отношений были рассчитаны на уровне 2σ. Отношение урана ²³⁸U/²³⁵U представлено как относительное отклонение от справочного значения стандарта CRM-145 и обозначается ε, которое определяется по формуле 1:

где ²³⁸U/²³⁵U отношения в образце и стандарте, которые были нормализованы к константе ²³³U/²³⁶U 1.01906 трассера IRMM-3636. Относительные значения ε²³⁸U были преобразованы в абсолютные значения ²³⁸U/²³⁵U отношения с использованием принятого отношения ²³⁸U/²³⁵U 137.844 для стандарта CRM-145 (Condon et al., 2010).

Отношение Nd/U определялось методом ICP-MS из аликвот образцов, используемых для измерения изотопов урана. Значения ¹⁴⁴Nd/²³⁸U отношения для CAIs 22E, 31E и 32E составили: 17.9, 26.5 и 12.7, соответственно, с точностью до 5%.

Анализ изотопов магния и алюминия минералов CAIs был выполнен на приборе WiscSIMS Cameca IMS 108 1280 (SIMS) в Университете Висконсин-Мэдисон (США). Использовался моноколлекторный электронный умножитель (ЭМ) и мультиколлекторный детектор Фарадея (FC). В зависимости от величины отношения Al/Mg анализ CAIs проводился за три сеанса: анализы мелилитовой мантии включений осуществлялся в режиме (FC), анализы анортита – в режиме (ЭМ) и анализы трех богатых магнием минералов, мелилита, фассаита и шпинели, как в мантии, так и в ядре СAIs – в режиме (FC) (MacPherson et al., 2017). Методика работы также подробно описана в статье (Davis et al., 2015). Данные были представлены на графиках δ²⁶Mg* vs. ²⁷Al/²⁴Mg, где величина δ²⁶Mg* показывает радиогенный ²⁶Mg за вычетом масс-фракционированного ²⁶Mg, и эта величина определяется с использованием формул:

и

После анализа SIMS каждое углубление от ионного зонда было отображено с помощью SEM на изображениях для проверки перекрытия с другими минеральными фазами или трещинами, которые могли привести к неточным результатам измерения.

Использовался мультиколлекторный FC-анализ. Размеры пучка и величина тока были следующими: ~10 мкм и 1.5–4 нА для анализов оливина, шпинели и некоторых зерен мелилита, 15–20 мкм и 13–18 нА – для большинства анализов мелилита и пироксена, и ~30 мкм и 25 нА для крупнозернистых пироксенов. Стандарты с известным соотношениям изотопов Mg (Kita et al., 2012; Ushikubo et al., 2012) анализировались несколько раз в течение каждого сеанса. Воспроизводимость анализов δ²⁶Mg* на уровне (2SD) обычно составляла 0.1–0.2‰ для всех стандартов за исключением богатого Al мелилита (0.3‰). Воспроизводимость (2SD) величины δ²⁶Mg* составила 0.07−0.15‰ для анализов оливина, шпинели, мелилита с высоким содержанием магния и крупнозернистого пироксена, в то время как точность анализа мелилита с использованием меньшего пучка обычно составляла 0.2–0.3‰ для мелилита, богатого магнием, и ухудшалась до ~0.7‰ для мелилита, богатого Al. Продолжительность каждого анализа составляла ~8 мин.

Анализ анортита (²⁷Al/²⁴Mg ~200–1000) состоял из 50 циклов и длился ~30 мин. Анализ мелилита (²⁷Al/²⁴Mg ~ 10–30) составлял 100–200 циклов каждый и длился 1–2 ч. Точность определения δ²⁶Mg* составляла 2–20‰ для анортита и 1−2‰ для мелилита. Два стандарта анортитового стекла (с содержанием MgO = 0.1 и 1 мас. %) и стандарт мелилитового стекла (Åk15) (Kita et al., 2012) многократно анализировались в течение каждого сеанса измерений.

Анализы изотопов марганца и хрома в кирштейните и геденбергите аккреционных оболочек CAIs проводились in situ в шлифах с помощью масс-спектрометрии вторичных ионов (SIMS) на приборе Cameca IMS-1280 в Гавайском университете (США). Пучок напряжением 13 кВ и током 100 пА фокусировался на площади поверхности минералов размером ∼3–4 мкм². Методика работы подробно описана в статье (MacPherson et al., 2017).

⁵³Mn с периодом полураспада 3.7 ± 0.4 Ma образует ⁵³Cr. Избыток ⁵³Cr может быть измерен с помощью масс-спектрометрии вторичных ионов. На основании измерений и построения изохрон, определялось первичное отношение (⁵³Mn/⁵⁵Mn)₀ и возраст формирования образца (1) относительно образца (2) (Δt_{образец1–образец2}), возраст которого надежно определен:

где λ − период полураспада ⁵³Mn. Отношение ⁵³Cr/⁵²Cr в образцах определяется как δ⁵³Cr или ε(53) = [(⁵³Cr/⁵²Cr)_{образец}/(⁵³Cr/⁵²Cr)_{стандарт} – 1] × 10⁴. Стандартное значение для ⁵³Cr/⁵²Cr отношения принято равным 0.113459 (Papanastassiou, 1986).

Отношение ⁵⁵Mn⁺/⁵²Cr⁺ и отношение изотопов хрома были рассчитаны с использованием общего количества счета (Ogliore et al., 2011). Измеренные ⁵³Cr⁺/⁵²Cr⁺ отношения были скорректированы с учетом инструментального масс-фракционирования, определенного повторными анализами синтетического фаялитового стекла (Fa99), которое имеет земное ⁵³Cr/⁵²Cr отношение 0.113459 (Papanastassiou, 1986). Погрешности (2σ) отношения изотопов хрома и ⁵⁵Mn/⁵²Cr включают точность отдельного анализа и воспроизводимость (при двух стандартных отклонениях 2SD) предыдущих и/или последующих измерений стандартов с аналогичной формой углублений на анализируемой площади.

Различия в эффективности ионизации Mn⁺ и Cr⁺ количественно оценивались с помощью коэффициента относительной чувствительности (RSF) метода SIMS, рассчитанного как [(⁵⁵Mn⁺/⁵²Cr⁺)_SIMS/(⁵⁵Mn/⁵²Cr)_ист]. Коэффициент RSF определялся с помощью стандартов, для которых “истинное” значение (ист.) измерялось независимо методом электронного микрозондового анализа. Было показано, что RSF системы Mn–Cr зависит от химического состава оливина (McKibbin et al., 2013; Doyle et al., 2016). В предварительных анализах, представленных в работе (MacPherson et al., 2015), использовался коэффициент RSF, полученный для фаялитного стекла, содержащего марганец и хром (Fa85La15), поскольку пока не известны ни природные, ни синтетические аналоги марганцевых и хромсодержащих кирштейнитов. Специально для этого исследования был синтезирован марганец- и хром-содержащий кирштейнит и определен для него новый коэффициент RSF, поэтому полученные изотопные данные были скорректированы с учетом нового коэффициента RSF и представлены в данной работе.

Таким образом, в настоящей работе были использованы самые современные методы исследования и разработанные методики, которые позволили всесторонне и точно проанализировать вещество, сохраняя его, по-возможности, для будущих более тонких методов. Например, к сожалению, пока не удалось определить возраст образования CAIs CH-CB хондритов из-за их небольших размеров и низких концентраций урана и свинца, но вполне возможно, что в будущем появятся приборы и методы, которые позволят это сделать.

3.1. ²⁰⁷Pb–²⁰⁶Pb хронология и термальные события в протопланетном диске

Чтобы установить хронологию образования CAIs и хондр CV3 хондритов, были разработаны более совершенные методы точного анализа небольших количеств свинца и урана с помощью термоионизационной масс-спектрометрии и масс-спектрометрии индуктивно-связанной плазмы высокого разрешения (Connelly et al., 2012), результаты которого освещаются в этом разделе. Сначала предстояло определить первичное отношение ²³⁸U/²³⁵U в каждом анализируемом образце.

Были измерены ²³⁸U/²³⁵U отношения трех CAIs из CV хондрита Ефремовка, трех хондр окисленного CV хондрита Allende, нескольких хондритов и дифференцированных метеоритов, чтобы понять разброс значений и происхождение вариаций отношения ²³⁸U/²³⁵U в ранней Солнечной системе (рис. 8 и табл. 1). CAIs Ефремовки демонстрируют разброс отношений ²³⁸U/²³⁵U (табл. 1), что подтверждает изотопную неоднородность урана в тугоплавких включениях. Напротив, анализ метеоритов, пришедших на Землю с хондритовых и дифференцированных астероидов, а также трех отдельных хондр окисленного CV хондрита Allende, в пределах аналитической погрешности показал идентичные отношения ²³⁸U/²³⁵U (рис. 7) со средневзвешенным значением 137.79 ± 0.01. Эти наблюдения указывают на одинаковое ²³⁸U/²³⁵U отношение во внутренней части Солнечной системы, вне области формирования CAIs, что соответствует более раннему исследованию (Stirling et al., 2005), но расходится с первичным значением ²⁴⁷Cm/²³⁵U ~ 1.1 × 10^–4 в Солнечной системе, полученным на основании вариаций отношения ²³⁸U/²³⁵U в CAIs Allende (Amelin et al., 2010). Более того, анализ CAIs Ефремовки не показывает корреляций между Nd/U (предполагаемым аналогом для Cm/U отношения, так как ¹⁴⁷Cm вымер (Blake, Schramm, 1973)) и ²³⁵U/²³⁸U отношениями Allende (Brennecka et al., 2010), как подтвердилось в этом исследовании (Amelin et al., 2010). Таким образом, можно сделать вывод, что гетерогенность ²³⁸U/²³⁵U отношения CAIs в значительной степени отражает масс-фракционирование, связанное с процессом формирования CAIs, а не c распадом Сm.

Был также проанализирован углистый хондрит Ivuna, представитель редкого типа примитивных метеоритов, называемых CI хондритами. Состоящие из матричного вещества с наибольшим содержанием досолнечных зерен, хондриты CI обычно считаются наименее химически фракционированными и наименее термически обработанными: они имеют солнечную распространенность большинства элементов (Asplund et al., 2009) и, соответственно, солнечное Nd/U отношение, поэтому считается, что значение ²³⁸U/²³⁵U, равное 137.79 ± 0.01, полученное для тел внутренней Солнечной системы, является наилучшей оценкой валового ²³⁸U/²³⁵U отношения Солнечной системы.

3.1.1. ²⁰⁷Pb–²⁰⁶Pb возраст формирования CAIs и хондр

Чтобы определить абсолютный возраст CAIs и хондр, были получены данные по изотопам свинца трех CAIs из CV3 хондрита Ефремовка (22E, 31E и 32E), двух ферромагнезиальных порфировых оливин-пироксеновых хондр из CV3 хондрита Allende (C20 и C30) и трех ферромагнезиальных хондр, порфировой (C1) и балочных оливин-пироксеновых хондр (C2 и C3) из неравновесного обыкновенного хондрита NWA 5697. CAI 22E – мелкозернистое включение с рыхлым, почти мономинеральным гибонитовым ядром, окруженным мантией, состоящей из концентрически зональных объектов, содержащих шпинель-гибонит-перовскитовые ядра, окаймленных слоями мелилита, анортита и пироксена. Структура и минералогия 22E указывают на то, что это – нерасплавленный конденсат Солнечной туманности (рис. 9). CAI 31E – крупнозернистое включение типа B1 с пироксен-мелилит-шпинелевым ядром, окруженным мелилитовой мантией и многослойной каймой Варк–Ловеринга, состоящей из шпинели, мелилита, пироксена, и форстерита (рис. 10). CAI 32E – крупнозернистое CAI типа B1 с мелилит-пироксен-анортит шпинелевым ядром, окруженным мелилитовой мантией и тонкими слоями каймы Варк–Ловеринга, состоящей из пироксена и шпинели (рис. 11). Все включение окружено богатой форстеритом аккреционной оболочкой. Оба крупнозернистые CAIs испытали плавление после их образования в результате процессов конденсации и испарения.

Для расчета ²⁰⁷Pb–²⁰⁶Pb (Pb–Pb) возраста CAIs Ефремовки были использованы измеренные ²³⁸U/²³⁵U отношения в диапазоне ε 15 единиц (табл. 1) с составами, которые являются изотопно более тяжелыми и легкими относительно валового солнечного ²³⁸U/²³⁵U отношения 137.786. Три CAIs показали возраст 4567.35 ± 0.28 млн лет (22E), 4567.23 ± 0.29 млн лет (31E) и 4567.38 ± 0.31 млн лет (32E) (табл. 1), с погрешностями, включающими ошибки, связанные как с определением изотопов Pb, так и с измерением изотопов U. Соответствие возраста этих включений, несмотря на широкий диапазон их ²³⁸U/²³⁵U отношений, подтверждает предположение о том, что гетерогенность ²³⁸U/²³⁵U отношения уже существовала во время формирования CAIs и не связана с вторичными событиями, такими как, например, масс-зависимое фракционирование в результате разных окислительно-восстановительных условий во время процессов, происходящих на родительском теле CV хондритов. Возраст, по которому идет отсчет формирования CAIs Ефремовки, перекрываются c возрастом 4567.18 ± 0.50 млн лет, недавно полученным для крупнозернистого CAI SJ101 типа B из Allende (Amelin et al., 2010), что было единственным изотопным возрастом, полученным для CAIs на момент настоящего исследования, для которого измерялось ²³⁸U/²³⁵U отношение. Учитывая возраст, полученный для CAIs Ефремовки, и CAI SJ101 из Allende, был рассчитан средний возраст 4567.30 ± 0.16 млн лет, и интервал формирования CAIs между самым древним и молодым CAI c учетом ошибки измерения, составил всего 160 000 лет (0.16 ± 0.07 млн лет).

Таким образом, полученные данные подтверждают короткий временной интервал формирования CV CAIs и соответствуют периоду конденсации и испарения расплавленных CAIs, полученному по ²⁶Al–²⁶Mg (Al–Mg) систематике (Larsen et al., 2011). Однако предпочтительный возраст для формирования CAIs и формирования Солнечной системы основан на наилучшем определении возраста 4567.35 ± 0.28 млн лет для CAI 22Е (рис. 12a).

Это связано с петрографическими особенностями включения, которое является твердым конденсатом газа солнечного состава, без признаков вторичных изменений, меньшей ошибки по определению возраста из-за большего разброса Pb–Pb данных для определения отношения ²⁰⁷Pb_R/²⁰⁶Pb_R, большого количества точек, определяющих изохрону, приемлемого соотношения образец/холостой и низкого уровня загрязнения земным свинцом.

Из-за отсутствия вариаций ²³⁸U/²³⁵U отношения валового состава Солнечной системы для трех отдельных хондр метеорита Allende (рис. 12) было использовано надежно определенное солнечное ²³⁸U/²³⁵U отношение 137.786 ± 0.013 для расчета их Pb–Pb возраста. В отличие от узкого диапазона возрастов CAIs, возраст хондр имеет более широкий диапазон формирования: от 4567.32 ± 0.42 до 4564.71 ± 0.30 млн лет (табл. 1). Самый древний возраст хондр совпадает с оценкой формирования CAIs и, следовательно, аккреция материала-предшественника хондр и их термальное преобразование должны укладываться в интервал погрешности определения Pb–Pb возраста. Причем возраст древнейшей хондры указывает на то, что хондра не нагревалась до температуры закрытия Pb системы после 4567.32 ± 0.42 млн лет и, следовательно, имела такую же историю образования и термальную историю, как и CAIs.

Эти данные показывают, что формирование хондр началось одновременно с CAIs (в пределах погрешности измерений) и продолжалось не менее ~3 млн лет.

Считается, что большинство хондр образовалось в виде пылевых скоплений, которые впоследствии испытали высокоэнергетичные события, формирующие их порфировые текстуры, которые наблюдались исследователями (Brearley, Jones, 1998).

Тем не менее, наличие реликтовых зерен, кайм вокруг хондр и существование составных хондр предполагают, что некоторые хондры, возможно, образовались в результате столкновений и неоднократного плавления (Krot, Wasson, 1995; Jones et al., 2005). С учетом низкого солнечного ²³⁸U/²⁰⁴Pb отношения (μ ~ 0.15) (Palme, Jones, 2003) изотопный состав Pb значительно не менялся в течение жизни протопланетного диска (~3 млн лет), пока это значение не увеличилось за счет удаления летучего Pb во время температурных событий. Таким образом, внутренние изохроны хондр, как ожидается, демонстрируют исходный изотопный состав Pb, не вовлеченный в процессы преобразования, если хондры не испытали сложной термальной истории с многократным нагревом и плавлением. Изохрона для самой древней хондры из Allende (C30) имеет исходный изотопный состав Pb, который менее радиогенный, чем исходный изотопный состав Pb Солнечной системы (рис. 13), полученный для железного метеорита Nantan (Blichert-Toft et al., 2010).

Низкое значение μ исходного вещества хондры и ее древний возраст, в частности, указывает на то, что изотопный состав Pb железного метеорита Nantan не представлял собой исходный изотопный состав Pb Солнечной системы, но вместо этого соответствовал преобразованному составу, унаследованному после аккреции и дифференциации его родительского тела до формирования ядра. Подобно хондре C30, три из четырех проанализированных более молодых хондр имеют изохроны, соответствующие более примитивному изотопному составу Pb, чем солнечный изотопный состав Pb. Это означает, что материал-предшественник хондр, особенно C3 с высоким значением μ ~ 183, не подвергался термальным событиям до или около вычисленного значения Pb–Pb возраста. Таким образом, диапазон значений возраста отдельных хондр соответствует их первичному возрасту формирования, а не последующим событиям, нарушившим Pb–Pb хронометр. Только самая молодая хондра, C2, имеет изохрону, которая соответствует изотопному составу Pb вещества, подвергшемуся температурному преобразованию достаточно рано, чтобы накопить значительный радиогенный Pb к моменту последнего плавления, происшедшего 4564.71 ± ± 0.30 млн лет.

Хондры метеоритов Allende и NWA 5697 имеют возрастные диапазоны (рис. 14), указывающие на наличие нескольких поколений хондр в отдельных группах хондритов. Чтобы исследовать пространственное значение этого возрастного диапазона, было измерено ⁵⁴Cr/⁵²Cr отношение хондр, потому что вариации ⁵⁴Cr/⁵²Cr отношения в пределах внутренней Солнечной системы отслеживают генетические отношения между ранее сформировавшимися твердыми телами и их соответствующими резервуарами (Trinquier et al., 2009). Пять проанализированных хондр продемонстрировали значительную гетерогенность ⁵⁴Cr (табл. 1), что никак не связано с их возрастом. Большинство хондр имеют ⁵⁴Cr/⁵²Cr отношения, которые отличны от таковых во вмещающих хондритах (Trinquier et al., 2009). Эти наблюдения показывают, что хондры из отдельных групп хондритов сформировались из изотопно гетерогенного вещества-предшественника в разных регионах протопланетного диска и впоследствии были доставлены в область аккреции соответствующих родительских тел. Это согласуется с предположением, что радиальный перенос материала в протопланетном диске, например, в результате радиальной диффузии (Ciesla, 2007) и/или звездного потока (Brownlee et al., 2006), играл важную роль в эпоху образования CAIs и хондр.

Некоторые модели образования хондр – за счет увеличения крутизны магнитного поля (Joung et al., 2004), сталкивающихся планетезималей (Asphaug et al., 2011) и переработки фрагментированных дифференцированных планетезималей (Libourel, Krot, 2007) – основаны на том, что время формирования хондр на 1–2 млн лет более позднее, чем время формирования CAIs, и, следовательно, должны быть несовместимы с одновременным образованием CAIs и самой древней хондры CV3 хондритов, как было показано в работе (Connelly et al., 2012). Более того, дифференцированные планетезимали обычно имеют повышенные значения U/Pb (Connelly et al., 2008), что привело к образованию хондр с исходным радиогенным изотопным составом Pb. Однако исходный изотопный состав Pb отдельных хондр предполагает, что, в большинстве случаев предшественники хондр сохранили солнечное значение U/Pb до процесса хондрообразования.

Небулярные ударные волны в настоящее время являются самым предпочтительным механизмом образования хондр. Предлагаемый источник ударных волн включает падающие на диск скопления пыли (Boss, Graham, 1993), удары, создаваемые зародышами планет (Weidenschilling et al., 1998), спиральные рукава и скопления в гравитационно нестабильном протопланетном диске (Boss, Durisen, 2005) и рентгеновские вспышки (Shu et al., 1996). Модель сталкивающихся планетезималей при образовании хондр требует минимум 1 млн лет, чтобы учесть рост эмбриональных планет адекватного размера и поэтому не может объяснить существование древних хондр. Аккреционные ударные модели, в том числе модели на основании гравитационно нестабильного диска, требуют большой массы и темпа аккреции центральной звезды порядка ~10⁻⁵ солнечной массы (M_☉) год^–1, чтобы быть правдоподобными (Vorobyov, Basu, 2010). Такие высокие темпы аккреции достигаются только в фазу звездообразования класса 0 (Evans et al., 2009), и могут длиться только ~0.1 млн лет. Таким образом, образование хондр ограничивается ранней стадией эволюции диска. Чтобы сформировать хондры, требуется воздействие ударных волн на протяжении ~3 млн лет.

Хронология формирования твердых тел и их температурных преобразований опровергает давний взгляд на временной промежуток между формированием CAIs и хондрами, позволяя полагать, что необходимая энергия для плавления CAIs и хондр могла быть связана с одним и тем же физическим процессом. Статистические исследования молодых звездных объектов в областях звездообразования показали, что средний срок жизни раннего протопланетного диска вокруг звезд малых масс ~3 млн лет (Evans et al., 2009), до стадии обломочного диска. Это время сопоставимо со сроками плавления твердых частиц в диске, полученное с помощью Pb–Pb датирования (рис. 14). Можно предположить, что формирование CAIs и хондр неразрывно связаны с эволюцией протопланетного диска (Salmeron, Ireland, 2012) и не уникально для нашей Солнечной системы. Перенос массы вещества из диска к центральной протозвезде связан с потенциальной энергией этого вещества в течение жизни протопланетного диска. Хотя часть этой энергиии постепенно преобразуется в кинетическую, выраженную в виде магнитных биполярных потоков протозвезды (Zanni et al., 2007), значительная ее часть переходит в тепловую и приводит к высокотемпературному преобразования твердых тел во время аккреции. Действительно, модели внутренней структуры протопланетных дисков прогнозируют температуру выше 1400 K в пределах 1 астрономической единицы для скорости аккреции масс ~10^–6M_☉ год⁻¹ (D’Alessio et al., 2005).

Аналогичные тепловые режимы могут создаваться при разных темпах аккреции на разных радиусах орбиты, в зависимости от темпа аккреции на основании физического принципа сохранения энергии, согласно которому рассеивание энергии на единицу площади диска происходит обратно пропорционально кубу расстояния от центральной звезды.

3.2. ²⁶Al–²⁶Mg систематика датирования форстерит-содержащих CAIs типа В

Как отмечалось в главе 1, форстерит-содержащие включения типа B (FoB) CV3 хондритов представляют собой необычную разновидность магматических, крупнозернистых Ca,Al-включений, которые были обнаружены в основном в CV3 хондритах (Clayton et al., 1984; Wark et al., 1987; Davis et al., 1992; Krot et al., 2001; Petaev, Jacobsen, 2009; Bullock et al., 2012) и которые содержат богатый кальцием форстерит в дополнение к типичной ассоциации минералов CAIs типа B, состоящей из мелилита, богатого Al,Ti-диопсида, анортита и шпинели.

FoB CAIs необычны по нескольким причинам: большее их количество обладает необычными изотопными свойствами (высокая степень масс-фракционирования изотопов O, Mg, и Si) по сравнению с другими CAIs (Clayton et al., 1984; Krot et al., 2014). В работе (Bullock et al., 2012) было показано, что большинство FoB сохраняют петрологические и изотопные признаки испарения расплава, в одних включениях – значительные, а в других – незначительные. Но одно заметное отличительное свойство FoB CAIs – это их валовый состав. Несмотря на такое большое сходство по структуре и минералогии с CAIs типа B, валовый состав большинства FoB CAIs находится ближе к составам богатых алюминием хондр, и они обогащены магнием и обеднены алюминием по сравнению с CAIs типа A и B. Для богатых алюминием хондр, относительно СAIs типов A и B, валовые составы FoB CAIs близки к составам, образующимся в низкотемпературной области равновесной конденсации газа солнечного состава при общем давлении ~3 × 10^–3 атм. Валовые составы CAIs FoB типа следуют тренду равновесной конденсации и поэтому представляют особый интерес для изучения времени преобразования вещества. Например, CAIs типа B более “эволюционировавшие” по составу, чем CAIs типа A в монотонной последовательности конденсации, однако в работе (Kita et al., 2013) показано, что CAIs A и B типа полностью совпадают по возрасту кристаллизации, и что оба типа CAIs испытали температурную обработку в солнечной туманности в течение ~200 000 лет. В этом разделе главы 3 приводятся высокоточные изотопные данные Al–Mg систематики минералов различных CAIs типа FoB, которые были получены с целью определения исходного отношения (²⁶Al/²⁷Al)₀ для каждого включения и сравнения их относительного Al–Mg возраста с возрастом других типов CV3 CAIs на основании работы MacPherson et al. (2017).

3.2.1. Образцы форстеритовых включений В типа

В работе MacPherson et al. (2017a) были проанализированы шлифы семи FoB CAIs: ALVIN, SJ101 и TS35-F1 из CV3 хондрита Allende, E60 и E64 из CV3 хондрита Ефремовка, 3137-2 из CV3 хондрита Vigarano и 4N из CV3 хондрита NWA 3118. CAI 4N представляет собой включение в виде диска, 11 мм в диаметре и толщиной ~2 мм. Шлиф 4N показан на рис. 15. Как и в случае с другими FoB, CAIs, 4N характеризуется очень неоднородным распределением форстерита, и некоторые его участки не содержат оливина. В отличие от некоторых FoB CAIs, описанных в работе (Bullock et al., 2012), неоднородность распределения форстерита в 4N не связана с различиями в ядре и мантии включения. Включение окружено каймой Варк–Ловеринга, состоящей из мелилита, анортита и Al-диопсида с захваченными зернами шпинели и редкими зернами форстерита. 4N содержит большое количество бедного Ti Al-диопсида (Al₂O₃ 7.8–14.8 мас. %; TiO₂ 1.5–3.0 мас. %), шпинели, богатого кальцием форстерита (Fo 97–99, 1.2–1.5 мас. % CaO), мелилита и анортита, а также содержит редкие зерна Fe,Ni-металла и сульфидов. Большинство кристаллов анортита частично замещены нефелином и содалитом. Составы мелилита тримодальны: мелилит, заключенный в скопления шпинели, акерманитовый (Åk 85–87), тогда как кристаллы, не окруженные шпинелью, несколько более геленитовые (Åk 39–69). Мелилит в кайме Варк–Ловеринга имеет самый геленитовый состав (Åk 6–8). С точки зрения преобразования FoB CAIs, включение 4N подвергалось минимальной переработке и наиболее похоже на включение ALVIN.

3.2.2. Результаты исследования Al–Mg систематики

Изотопные данные приведены в табл. 2 и показаны графически в виде изохрон на рис. 16–18, на них также показаны отдельные графики для фаз с низким отношением Al/Mg (слева) и анортита (справа) (MacPherson et al., 2017). Все наклоны изохрон были рассчитаны с использованием программы Isoplot Model-1. На рис. 19, 20 показаны данные масс-фракционирования (δ²⁵Mg) для каждого CAI, а данные для фаз с низким отношением Al/Mg и анортита показаны отдельно слева и справа, соответственно. На всех изохронах на рис. 14 и 15 точки анортита располагаются значительно ниже изохрон, определенных по шпинели и пироксену. Напротив, в некоторых случаях наиболее богатый магнием мелилит располагается выше этой изохроны. Хорошо известно, что анортит более подвержен изотопному обмену, чем некоторые другие минералы CAIs, находящиеся в контакте со шпинелью (MacPherson et al., 2012).

Эти наблюдения указывают на частичный изотопный обмен, описанный в работе (Podosek et al., 1991), при котором фазы с высоким Al/Mg отношением, такие как анортит, обмениваются изотопами магния с фазой с низким Al/Mg отношением – в данном случае с мелилитом, обогащенным магнием. Поскольку анортит постоянно находится ниже изохрон, определяемых другими минералами, он не был включен в расчет наклона изохрон. В случаях, когда точки мелилита с высоким содержанием магния сильно отличаются (в некоторых случаях выходят за пределы погрешности), то исключение этих точек мелилита из расчета также значительно улучшало качество изохрон.

Результаты для каждого CAI приводятся в порядке от наименее испарившихся CAIs до наиболее испарившихся, согласно петрологическим описаниям.

3.2.3. Избыток ²⁶Mg (δ²⁶Mg*) и ²⁷Al/²⁴Mg отношение в CAIs

Во включении SJ101 шпинель и пироксен показывают избыток δ²⁶Mg*, который коррелирует с ²⁷Al/²⁴Mg отношениями. Величина δ²⁶Mg* показывает истинный радиогенный ²⁶Mg (избыток), образующийся именно в результате распада ²⁶Al, попавшего в Солнечную небулу при взрыве сверхновой. Так как в определяемых изотопных составах магния образцов содержится не только радиогенная составляющая, но и масс-фракционированный магний, то, чтобы получить истинное значение радиогенного (δ²⁶Mg*), из общей величины (δ²⁶Mg) вычитают составляющую ²⁶Mg, образованную за счет масс-фракционирования изотопов в результате самых ранних небулярных процессов (см. формулу 2 главы 2). Изохрона, построенная с помощью программы Isoplot по акерманитовому мелилиту и форстериту, показала отношение (²⁶Al/²⁷Al)₀ (5.20 ± 0.53) × 10^–5 с пересечением оси Y (в начальном значении δ²⁶Mg$_{0}^{*}$) − 0.128 ± ± 0.037‰ (рис. 16а).

Средний квадрат взвешенных отклонений, MSWD (СКВО), низкий (0.48; рис. 16а), т.е. разброс точек относительно изохроны определяется только аналитической погрешностью, и, таким образом, изохрона вполне удовлетворительная. Внутри включения нет глиноземистого мелилита или богатого алюминием пироксена, поэтому наклон изохрон в значительной степени определяется шпинелью (²⁷Al/²⁴Mg ~ 2.5), и погрешность относительно велика.

В пределах этой погрешности наклон изохроны неотличим от наклона изохроны CAIs CV3 в целом (5.23 ± 0.13) × 10^–5 (Jacobsen et al., 2008). Также (красным цветом) на рисунке 16a показан изотопный состав SJ101, определенный с помощью MC-ICP-MS (Jacobsen et al., 2008), который близок канонической изохроне. Однако внутренняя изохрона, полученная нами, не проходит через валовое знчение, а смещается на 0.15 ниже. На рис. 16а также показаны значения ²⁷Al/²⁴Mg CAI SJ101, рассчитанные на основе рентгеновского картирования большой площади с помощью EDS и электронно-зондового анализа.

Два последних значения похожи, но отличаются от значений, полученных ICP-MS, в сторону более высоких значений ²⁷Al/²⁴Mg, в пределах ошибки внутренней изохроны. Это может быть связано с неоднородностью такого объекта, как SJ101, в ICP-MS измерениях. Анортит в SJ101 (рис. 16б) имеет избыток δ²⁶Mg*, но данные систематически располагаются ниже изохроны, определяемой фазами с низким значением Al/Mg (рис. 16a). Пересечение внутренней изохроны (δ²⁶Mg₀ = 0.128 ± 0.037, определенное по минералам с низким Al/Mg отношением) значительно ниже, чем у канонического значения, определяемого линией (δ²⁶Mg₀ = 0.040 ± 0.029‰ (Jacobsen et al., 2008)). Это несоответствие обсуждается ниже.

Данные для форстерита, пироксена, шпинели и одного зерна акерманитового мелилита включения ALVIN (рис. 16в, 16г) определяют внутреннюю Al-Mg изохрону (рис. 16в) с (²⁶Al/²⁷Al)₀ (4.17 ± 0.43) × 10^‒5 и исходной величиной δ²⁶Mg* = = 0.092 ± 0.029‰. Как и в случае с SJ101, величина СКВО для ALVIN низкая (0.48), изохрона также считается достаточно удовлетворительной. Наклон изохроны для включения ALVIN значительно ниже канонического значения, как и δ²⁶Mg₀. Анализ анортита не показал избытка δ²⁶Mg* (рис. 16г).

Были проанализированы пироксен, шпинель, форстерит и анортит в CAI 4N (рис. 16д, 16е). Внутренняя изохрона Al-Mg, построенная по оливину, пироксену и шпинели имеет наклон (4.70 ± ± 0.32) × 10^–5 с начальным значением δ²⁶Mg* = = 0.005 ± 0.027‰ (рис. 16г). Величина СКВО также составляет 0.48, поэтому эта изохрона считается удовлетворительной. Выведенное значение (²⁶Al/²⁷Al)₀ немного ниже канонического. Все данные по анортиту показывают избыток δ²⁶Mg*, но расположены ниже изохроны, определенной по фазам с низким отношением Al/Mg (рис. 16е).

Данные Al–Mg системы для форстерита, пироксена, шпинели и мелилита (²⁷Al/²⁴Mg ~ 7) в CAI E64 (рис. 17a, 17б) определяют изохрону с наклоном (5.20 ± 0.35) × 10^‒5 и исходным значением δ²⁶Mg* = 0.089 ± 0.045‰ (рис. 17а). СКВО для E64 составляет 0.63, поэтому изохрона считается удовлетворительной. В пределах погрешностей значение (²⁶Al/²⁷Al)₀ неотличимо от канонического значения. Анализы анортита не показывают избытка δ²⁶Mg* (рис. 17б).

Богатый магнием мелилит имеет значительный разброс значений во включении E60 (рис. 17в). Форстерит, пироксен, шпинель и мелилит определили изохрону со значением (²⁶Al/²⁶Mg)₀ = = (5.14 ± 0.30) × 10^‒5, c MSWD = 1.8. Однако если включить только более глиноземистые глиноземистые мелилиты (²⁷Al/²⁴Mg > ~1), аппроксимация изохроны показывает (²⁶Al/²⁷Al)₀ = (5.30 ± 0.22) × × 10^–5 и δ²⁶Mg₀ = ‒0.081 ± 0.030‰, при СКВО = = 1.1 (рис. 17в).

Это значение (табл. 2) находится в пределах ошибки для канонического значения (Jacobsen et al., 2008). Анализы анортита показывают избыток δ²⁶Mg*, но располагаются значительно ниже изохроны, определяемой минералами с низким отношением Al/Mg (рис. 17г). Включение E60 было ранее изучено в работах (Amelin et al., 2002; Wadhwa et al., 2009). Авторы работы (Amelin et al., 2002) получили внутреннюю Al-Mg изохрону с (²⁶Al/²⁷Al)₀ = (4.63 ± 0.44) × 10^–5. Однако эта изохрона включала данные по анортиту, которые значительно отличались, а ошибки были слишком большие, чтобы дать надежный результат.

В более ранней работе методом LA-ICP-MS авторы (Wadhwa et al., 2009) проанализировали E60, которое показало более низкий наклон изохроны, чем полученные в настоящей работе данные, (²⁶Al/²⁷Al)₀ = (3.2 ± 0.35) × 10^–5 (MacPherson et al., 2017a), и анортит снова показал разброс значений. Тот факт, что полученные нами данные, за исключением анортита, определяют изохрону с более высоким наклоном, и что только анортит значительно отклоняется от нее, позволяет предположить, что разница в предполагаемом (²⁶Al/²⁷Al)₀ отношении между настоящими и предыдущими исследованиями в основном определяется данными по анортиту. Таким образом, данные по анортиту были исключены из расчета значений (²⁶Al/²⁷Al)₀ (MacPherson et al., 2017a). Включение 3137-2 (рис. 17в, 17е): внутренняя изохрона Al-Mg, определенная по оливину, шпинели, пироксену и мелилиту, соответствует (²⁶Al/²⁷Al)₀ = (4.54 ± 0.40) × × 10^‒5 и начальному значению δ²⁶Μg* = 0.055 ± ± 0.035‰, с СКВО = 1.9. Однако данные по мелилиту с высоким содержанием магния слишком отличались, и две точки расположены над линией регрессии за пределами аналитической погрешности. Исключение данных акерманитового мелилита из расчета регрессии определяет изохрону, соответствующую (²⁶Al/²⁷Al)₀ = (4.76 ± 0.35) × 10^–5, величине δ²⁶Μg* = 0.007 ± 0.038‰, с СКВО = 1.30 и вероятностью соответствия 18%. Были использованы значения (табл. 2), которые показаны на рис. 17д вместе с отклоненными точками, обозначенными закрашенными треугольниками.

Наклон изохроны находится в пределах ошибки канонического значения. Анализ анортита не показал разрешимого избытка δ²⁶Mg* (рис. 17е). Ранее это включение изучалось в работе (MacPherson et al., 1992), и тогда также не было обнаружено избыточного δ²⁶Mg* в анортите.

Включение CAI TS35-F1 (рис. 18a–18в ) является форстеритовым CAI типа B (FoB), и это включений больше всех остальных было подвержено испарению расплава, следствием чего является гораздо более геленитовый состав мелилита во внешней мантии (²⁷Al/²⁴Mg до ~26), чем мелилит в любом другом изученном CAI FoB типа. Изохрона, определенная по оливину, шпинели, пироксену и мелилиту (рис. 18a, b), имеет наклон, соответствующий значению (²⁶Al/²⁷Al)₀ = (4.69 ± ± 0.28) × 10^–5 и начальному значению δ²⁶Mg* = = ‒0.068 ± 0.070‰, СКВО составляет 1.01, и изохрона считается удовлетворительной. Угол наклона изохроны ниже канонического значения, как и величина δ²⁶Mg₀. Обращает внимание, что большинство глиноземистого мелилита (с большой погрешностью) находятся на той же изохроне, что и богатый Mg мелилит. Анализы анортита показали, что они не содержат избытка δ²⁶Mg* (рис. 18в).

3.2.4. Характеристика величины δ²⁵Mg

Самым удивительным аспектом масс-фракционирования изотопов магния CAIs является то, что включения чрезвычайно гетерогенные. Рассматривался каждый минерал, а не каждое CAI. Анализы пироксена для всех CAIs выполнялись одновременно, затем анализировался другой минерал и так далее. Таким образом, наблюдению, что все минералы в SJ101 имеют значение δ²⁵Mg близкое к нулю или меньше, тогда как все минералы в 3137-2 показывают δ²⁵Mg значительно больше нуля, не может быть приписан никакой аналитический артефакт.

Все фазы во включении SJ101 (рис. 19), кроме шпинели, имеют δ²⁵Mg < 1‰, при этом значение для мелилита больше, чем для пироксена и оливина. Шпинель имеет разброс значений δ²⁵Mg от –1 до 1‰. Значение δ²⁵Mg для анортита равно нулю.

Включение ALVIN (рис. 19 ) похоже на CAI SJ101, но имеет более высокое (менее отрицательное) значение δ²⁵Mg в целом. Мелилит, пироксен и оливин характеризуются значениями δ²⁵Mg от ‒1 до 0‰, но шпинель имеет положительные значения с 1 < δ²⁵Mg < 4‰. Единичный анализ анортита находится в пределах ошибки и равен нулю.

Включение 4N (рис. 19 ) похоже по значениям на CAI ALVIN, но имеет более высокую величину δ²⁵Mg в пироксене и оливине, близкую к нулю или немного больше нуля. Шпинель также имеет положительные значения, 1 < δ²⁵Mg < 4‰. Значения для анортита, в основном, равны нулю.

CAI E64 (рис. 20 ) не похоже на предыдущие три FoB CAIs. Все фазы, кроме анортита, имеют положительные значения δ²⁵Mg, при этом оливин имеет значение δ²⁵Mg = 11‰, у пироксена δ²⁵Mg = = 10‰, глиноземистый мелилит стабильно ниже, его δ²⁵Mg варьирует от 1 до 4‰, значения δ²⁵Mg в шпинели варьируют в еще большем диапазоне: от 6 до 14‰. Данные для анортита имеют большие погрешности, но значения стабильны около нуля.

Включение E60 (рис. 20в, 20г ), в целом, похоже на CAI E64, но имеет более низкое значение δ²⁵Mg. Оливин находится в диапазоне значений δ²⁵Mg от 4 до 4.5‰, пироксен имеет разброс δ²⁵Mg от 2.5 до 4‰, богатый магнием мелилит имеет значение δ²⁵Mg от 0 до 3‰, а мелилит с высоким содержанием алюминия имеет значение δ²⁵Mg от –1 до 0‰.

Включение 3137-2 (рис. 20д, 20е ) является наиболее однородным FoB по содержанию δ²⁵Mg. Все фазы, включая даже анортит, имеют стабильно положительное значение δ²⁵Mg в довольно узком диапазоне: δ²⁵Mg оливина = ~6‰, δ²⁵Mg пироксена также = ~6‰, мелилит имеет разброс значение δ²⁵Mg от 6.5 до 8‰, шпинель имеет значение δ²⁵Mg ~ 8‰, а анортит (обычно с большими ошибками измерения) ~5‰.

Единственный из проанализированных FoB CAIs, TS35-F1 (рис. 20ж, 20и ), свидетельствует об изотопном масс-фракционировании, которое связано с испарением частично расплавленной капли. Глиноземистый мелилит, встречающийся исключительно во внешней мантии CAI, имеет диапазон δ²⁵Mg от 4 до 7‰; это больше, чем в любых других минералах этого CAI, за исключением шпинели. Большая часть шпинели находится в диапазоне δ²⁵Mg от 2.5 до 3.5‰, но в одной точке значение δ²⁵Mg = 9‰. Пироксен и оливин перекрываются в диапазоне δ²⁵Mg от 0 до 2‰. Анортит находится в диапазоне значений δ²⁵Mg от 0 до 10‰, определенном с большими погрешностями.

3.2.5. Интервал времени образования CAIs, определенный по Al–Mg изотопной системе

На основании построенных изохрон были получены начальные изотопные отношения (26Al/27Al)₀ (табл. 2 ), что позволило определить время формирования CAIs типа FoB и небулярных процессов, которые привели к их формированию. Так как FoB CAIs имеют соверешнно другой химических состав в отличие от других типов CAIs, а по составу они похожи на некоторых хондры, то закономерно возникает вопрос аналогичны ли FoB CAIs по времени образования другим типам CAIs. Изотопные данные указывают на то, что многие хондры, в том числе разновидности, богатые Al, образовались 1–3 млн лет после CAIs (Amelin et al., 2002; Kita et al., 2012). Таким образом, изотопная Al–Mg систематика является очевидным средством проверки того, насколько тесно связаны FoB CAIs с другими CAIs или же с хондрами. В процессе этого исследования было важно также установить, является ли исходное отношение (²⁶Al/²⁷Al)₀ FoB CAIs таким же, как и в CAIs более распространенных разновидностей. В контекст модели равновесной конденсации ранней солнечной туманности (Grossman, 1972), форстерит конденсируется при несколько более низкой температуре, чем любая из обычных минеральных фаз CAIs, таких как мелилит, шпинель и кальциевый пироксен. Если обогащение FoB CAIs форстеритом связано с более низкотемпературными конденсатами по сравнению с другими типами CAIs, то это может свидетельствовать о более поздней аккреции и плавлении предшественников при более низкой температуре.

Во всех случаях минералы с низким отношением Al/Mg (кроме анортита) показывали четко определенные внутренние Al-Mg изохроны с диапазоном начальных отношений (²⁶Al/²⁷Al)₀ [(²⁶Al/²⁷Al₀) от (5.30 ± 0.22) × 10^–5 до (4.17 ± 0.43) × 10^–5], что значительно отличается от значений для хондр (обычно <1 × 10⁻⁵).

Тот факт, что некоторые FoB CAIs сохраняют (²⁶Al/²⁷Al)₀ отношение на уровне ~5.2 × 10^–5, близкие к каноническому значению (5.23 ± 0.13) × 10^–5, полученному на основе валовых измерений изотопов магния CV3 CAIs (Jacobsen et al., 2008), демонстрирует, что FoB CAIs начали формироваться очень рано, одновременно с другими тугоплавкими CAIs, как показали авторы работы (MacPherson et al., 2017а). Диапазон значений (²⁶Al/²⁷Al)₀ показывает, что FoB CAIs продолжали подвергаться переработке на протяжении ~0.2 млн лет небулярной истории, что согласуется с результатами, полученными для других типов, расплавленных CAIs в CV хондритов (рис. 21). Отсутствие какой-либо корреляции между образованием CAIs FoB типа или временем переработки с валовым составом или типом CAIs означает, что не наблюдается временной последовательности формирования различных типов CAIs. Значение δ²⁶Mg* в наиболее примитивном FoB CAI (SJ101) значительно ниже, чем каноническое значение солнечной системы и равно 0.040 ± 0.029‰.

Различий в Al-Mg изохронах между обычными и ультратугоплавкими CAIs также обнаружено не было, а значит, интервал их образования в протопланетном диске совпадает. Однако следует отметить, что эти данные еще требуют уточнения.

3.3. ⁵³Mn–⁵³Cr хронология Ca-Fe силикатов аккреционной каймы CAIs CV3 хондритов

Как было показано в работе (MacPherson et al., 2017b) матрица и мелкозернистые аккреционные каймы вокруг CAIs в углистых хондритах CV3 типа (тип Vigarano) обычно содержат один или несколько Ca-Fe силикатов: богатые кальцием клинопироксены (диопсид [CaMgSi₂O₆] – геденбергит [CaFeSi₂O₆] твердый раствор), андрадит (Ca₃Fe₂Si₃O₁₂), и кирштейнит (CaFeSiO₄), соответствующий железистому миналу твердого раствора кирштейнит – монтичеллит (CaMgSiO₄).

Андрадит встречается в основном в CV3 хондритах окисленной подгруппы (CV3ox), кирштейнит – в восстановленных CV3 (CV3red), а геденбергит присутствует в обеих группах CV3 хондритов. Считалось (MacPherson et al., 1985), что эти минералы имеют небулярное происхождение, но данные работ (Krot et al., 1998, 2001; MacPherson et al., 2014) свидетельствуют, что эти минералы сформировались на родительских астероидах. Система короткоживущих изотопов ⁵³Mn–⁵³Cr (напомним, что ⁵³Mn распадается с образованием ⁵³Cr с периодом полураспада ~3.7 млн лет) оказалась подходящей для изучения хронологии процессов на родительском теле (Hutcheon et al., 1998; Doyle et al., 2016).

В этом разделе главы представлены первые данные ⁵³Mn–⁵³Cr анализа Ca-Fe силикатов, полученные для определения времени их образования относительно других компонентов хондритов, в частности, Ca,Al-включений (MacPherson et al., 2017b). В задачи исследования также входил поиск возможных различий времени образования отдельных измененных процессами преобразования минеральных фаз. Как будет описано ниже, ⁵⁵Mn/⁵²Cr отношение было слишком низким во всех фазах, кроме кирштейнита, чтобы образовать избыток радиогенного изотопа ⁵³Cr и, таким образом, на этой стадии работы невозможно было определить временную последовательность между минеральными фазами. Однако данные по кирштейниту показали достаточный избыток ⁵³Cr, соответствующий его образованию через 3–4 млн лет после формирования CAIs и, таким образом, подтвердили его происхождение на родительском теле. Предполагаемый возраст кирштейнита совпадает с возрастом вторичного фаялита, который был проанализирован в хондрите Asuka CV3ox (Doyle et al., 2016).

3.3.1. CAIs, выбранные для исследования изотопов марганца и хрома

Во всех хондритах CV3 типа присутствуют Ca-Fe минералы в CAIs, хондрах и матрице, но особенно они концентрируются вокруг CAIs, поэтому изучались, в основном, аккреционные каймы, непосредственно окружающие CAIs. В работе (MacPherson et al., 2017b) были изучены Ca-Fe силикаты вокруг шести CAIs в метеоритах Vigarano, Allende, NWA 3118, Ефремовка и Leoville. Поскольку избыток ⁵³Cr в андрадите и геденбергите в окисленном CV3 хондрите Allende зафиксирован не был, значимые оценки ⁵³Mn–⁵³Cr возрастов были получены только для кирштейнита в восстановленных CV3 хондритах – Vigarano и Ефремовка. Ниже будут описаны только те объекты, для которых удалось определить возраст.

Включение Vigarano 1623-5 (рис. 22) представляет собой содержащий форстерит CAI типа B. Оно примечательно тем, что является FUN-включением (содержащим изотопные аномалии неясной природы, не объяснимые эффектом масс-фракционирования). Включение было подробно описано в работе (Davis et al., 1991), а его изотопные характеристики описаны в работе (Loss et al., 1994). Зерна кирштейнита вокруг 1623-56 исключительно крупные и идиоморфные (рис. 22 ) и встречаются как в виде зерен, примыкающих к внешней стороне CAIs, так и в виде участков в аккреционной кайме. Кристаллы резко зональные, в ядре находится почти чистый кирштейнит, а у края – мончителлит в ассоциации с небольшими кристаллами геденбергита неправильной формы, редко встречающимися по краям кристаллов (рис. 22 ). Иногда встречаются зерна металлического железа.

Vigarano 477-5 (рис. 23) – это большое рыхлое включение типа А, которое было описано и изучено в работе (MacPherson et al., 2003). Кирштейнит около этого объекта отличается от такового вокруг Vigarano 1623-5, находясь здесь в виде многочисленных, мелко дисперсных зерен в окружающей аккреционной кайме, локально заполняющих полости внутри самого CAIs (рис. 25).

Включение Ефремовки 48Е (рис. 24) – крупное, богатое гибонитом компактное включение типа А размером 7 × 10 мм. Включение состоит из мелилита преимущественно геленитового состава с вариациями состава (Ак0.9–Ак36), зерен гибонита в ядре включения, шпинели, пироксена (Al₂O₃ до 22 мас. %, TiO₂ – до 11 мас. %) и анортита. Включение окружено неравномерной каймой Варк–Ловеринга (WL), а также аккреционной каймой, содержащей участки кирштейнита и геденбергита. И в Leoville, и в Ефремовке кирштейнит по структуре отличается от такового в Vigarano. Кристаллы в 48Е, в среднем, меньше по размеру, не зональны и образуют скопления. Киршнейнит находится в сростках с небольшими кристаллами кальциевого пироксена, богатыми железом.

На рис. 26 показаны вариации химического состава кирштейнита из хондритов CV3 типа, включая также данные для включений метеорита Leoville и Ефремовки, которые мы изучали в рамках данного исследования. Наиболее поразительной особенностью кирштейнита является то, что в Vigarano он имеет гораздо больший разброс значений по Fe–Mg, чем в Leoville или Ефремовке. Это согласуется с отсутствием какой-либо видимой зональности на изображениях Leoville и Ефремовки, в отличие от заметной зональности в некоторых кирштейнитах Vigarano. Существенных различий в содержании MnO и Cr₂O₃ в кирштейните между Vigarano и другими метеоритами обнаружено не было. Во всех случаях MnO находился на уровне предела обнаружения (около 0.2 мас. % для обоих оксидов).

3.3.2. Результаты изучения Cr–Mn системы вторичных минералов

Избыток ⁵³Cr определяется тогда, когда отношения ⁵⁵Mn/⁵²Cr превышают значение ~1000–2000. Все анализы андрадита и геденбергита метеорита Allende показали гораздо более низкие значения этого отношения, и поэтому среди них не было выявлено никаких явных признаков избытка ⁵³Cr. Напротив, кирштейнит из восстановленных CV3 имеет отношения ⁵⁵Mn/⁵²Cr ~ 21 000 и четкий избыток δ⁵³Cr.

Во всех случаях отношение ⁵⁵Mn⁺/⁵²Cr⁺ сильно варьировало в течение каждых 100 циклов анализа, а в некоторых случаях – со значительными колебаниями. Это изменение отражает реальную химическую неоднородность внутри каждого кристалла, и поэтому некоторые анализы кирштейнита показывали слишком низкие значения отношений ⁵⁵Mn⁺/⁵²Cr⁺, чтобы иметь избыток ⁵³Cr. В результате обнаружилось, что только около половины анализов (всех фаз) имели определенный избыток ⁵³Cr.

В табл. 3 приведены изотопные данные кирштейнита, окружающего CAIs в Vigarano 1623-5, Vigarano 477-5 и Ефремовка 48E. На рис. 27 представлена диаграмма изменения Mn–Cr системы. Наибольшее количество данных было получено в аккреционной кайме, окружающей включение 1623-5, и только несколько анализов двух других метеоритов дали достаточно высокие отношения ⁵⁵Mn/⁵²Cr отношения. Расчет по программе ISOPLOT показал начальное отношение (⁵³Mn/⁵⁵Mn)₀ = (3.71 ± 0.50) × 10^‒6.

Используя данные Mn–Cr и Pb–Pb изотопных пар, полученных для ангрита D’Orbigny в качестве точки отсчета времени (Glavin et al., 2004; Connely et al., 2012; Brennecka, Wadhwa, это отношение соответствовало 3.2 ± 0.8 млн лет после формирования CV3 CAIs. Внутренняя изохрона была построена только для Vigarano 1623-5, и показала немного большее значение ⁵⁵Mn/⁵²Cr < < 4000 и (⁵³Mn/⁵⁵Mn)₀ = (4.46 ± 2.0) × 10^‒6, что соответствует примерно 2.2 млн лет после образования CAIs. Однако, если изохрона для CAI 1623-5 (⁵⁵Mn/⁵²Cr > 4000) проходит через точку пересечения при δ⁵³Cr = 0, то получается наклон, соответствующий (⁵³Mn/⁵⁵Mn)₀ = (3.66 ± 0.61) × 10^‒6, что согласуется с наклоном изохроны, построенной по всем данным.

3.3.3. Время образования Ca-Fe силикатов на родительском теле CV3 хондритов

Авторы работы (Krot et al., 1998, 2001) полагали, что ассоциация магнетит + фаялитовый оливин + Ca-Fe силикаты в хондритах CV3 является продуктом метасоматоза и метаморфизма с участием флюидов на родительском теле астероида. В работе (McKeegan et al., 2011) применялась эта интерпретация и для других типов хондритов, а в работе (MacPherson et al., 2014) представлены дополнительные доказательства этой гипотезы специально для CV3 хондритов.

В работе (Doyle et al., 2015) были представлены изотопные данные Mn–Cr системы чистого фаялита из хондрита Asuka 881317 CV3. Эти данные соответствуют значению (⁵³Mn/⁵⁵Mn)₀ = (3.07 ± ± 0.44) × 10⁻⁶, и, если использовать ангрит (дифференцированный метеорит) D’Orbigny в качестве точки отсчета возраста, то это отношение соответствует образованию фаялита Asuka 881317 4.2 ± 0.8 млн лет после образования CV3 CAIs. Полученная временная оценка убедительно доказывает происхождение фаялита на родительском теле, поскольку аккреция большинства родительских тел хондритов, вероятно, произошла в пределах 1.5–3.0 млн лет после образования CAIs (Krot et al., 2006).

Полученные нами Mn–Cr данные (MscPherson et al., 2017b) опубликованы впервые для Ca-Fe силикатов в метеоритах CV3 типа, а наклон изохроны, расчитанный по всем данным в совокупности, соответствует образованию кирштейнита ~3.2 млн лет после формирования CV CAIs. На рис. 28 показаны полученные в этой работе данные по сравнению с данными по фаялиту Asuka (Doyle et al., 2015). Хотя результаты по фаялиту определяют линию с меньшим наклоном (что соответствует более молодому возрасту, чем данные по кирштейниту), наклон двух изохрон находится в пределах погрешностей.

Таким образом, результаты не только указывают на то, что Ca-Fe силикаты из восстановленных хондритов CV3 типа действительно образовывались во время процессов на родительском теле, но и подтверждают их образование одновременно с фаялитом. Это поддерживает гипотезу, выдвинутую в работах (Krot et al., 1998, 2001) о том, что ассоциация магнетит + фаялитовый оливин + + Ca-Fe силикаты в CV3 хондритах является когенетичной и является продуктом воздействия одного процесса, а именно, метасоматоза и метаморфизма с участием водно-газового флюида на родительском астероиде.

3.3.4. Особенности вещества включений Vigarano

Как отмечалось выше, включение Vigarano 1623-5 является FUN-включением, необычным по изотопным характеристикам, которые выделяют его среди всех других CAIs. Возникает вопрос, могут ли данные по Mn–Cr возрасту кирштейнита в аккреционной оболочке, окружающей Vigarano 1623-5, считаться представительными для всех восстановленных хондритов CV3? И FUN CAIs, и обычные CAIs в конечном итоге аккретировали в один объект, родительское тело CV3, но это не обязательно означает, что все CAIs приобрели аккреционные каймы в одном и том же месте или в одно и то же время.

Также существует вероятность, что находящееся рядом CAI могло повлиять на изотопные характеристики кирштейнита в окружающей аккреционной оболочке. Однако результаты работы (Loss et al., 1994) показали, что изотопы Cr в CAI Vigarano 1623-5 были наименее необычные (по сравнению с другими характеристиками).

Учитывая, что Mn–Cr данные включений Vigarano 1623-5, Vigarano 477-5 и Ефремовки 48E похожи, можно сделать вывод, что кирштейнит из аккреционной оболочки, окаймляющей Vigarano 1623-5, сформировался из того же изотопного резервуара, что и кирштейнит вокруг других CAIs, изученных в этом исследовании.

3.3.5. Условия формирования окисленной (CV3ox) и восстановленной (CV3red) подгруппы CV3 хондритов

Авторы работ (Krot et al., 1998, 2001) показали, что разнообразные вторичные ассоциации, присутствующие в метеоритах CV3ox и CV3red, отражают различные физико-химические условия, в частности, температуру, ${{{\text{P}}}_{{{{{\text{H}}}_{{\text{2}}}}{\text{O}}}}}$ и летучесть кислорода (fO₂). Например, повышенные температуры и/или относительно окисленный флюид стабилизируют магнетит и андрадит по сравнению с геденбергитом и фаялитом (Krot et al., 1998, 2000, 2001).

Высокая активность кальция по отношению к железу (выраженная как отношение Fe/Ca) способствует образованию геденбергита и андрадита по сравнению с фаялитовым оливином и магнетитом. В расчетах вышеупомянутых работ конкретно не учитывалась стабильность кирштейнита, но в работе (Hu et al., 2011) показано, что низкое значение fO₂ стабилизирует кирштейнит по сравнению с магнетитом, а низкое значение активности SiO₂$\left( {{{a}_{{{\text{Si}}{{{\text{O}}}_{{\text{2}}}}}}}} \right)$ способствует образованию кирштейнита по сравнению с геденбергитом. В связи с этим, различия между хондритами CV3red и CV3ox можно интерпретировать исключительно как следствие различий в физико-химических условиях.

Однако петрографические и минералогические данные показывают, что интерпретация может быть не такой простой. Например, хондриты CV3ox содержат четырехфазную ассоциацию андрадит + геденбергит + магнетит + фаялитный оливин, что является неожиданным, если опираться на диаграммы равновесия (Krot et al., 1998, 2001).

Геденбергит и кирштейнит встречаются в восстановленных хондритах CV3 типа, что необычно при низких температурах из-за различных значений ${{a}_{{{\text{Si}}{{{\text{O}}}_{{\text{2}}}}}}}{\text{,}}$ но ожидаемо при повышенных температурах (Hu et al., 2011).

Более того, геденбергит встречается по краям кирштейнита (рис. 25), что предполагает равновесное нахождение обеих фаз. Наконец, в описаниях образцов, приведенных ранее, отмечалось, что кирштейнит встречается в Vigarano в виде химически зональных кристаллов, причем края кристаллов достаточно бедны железом по сравнению с центральными частями, что хорошо заметно на BSE изображениях (рис. 25 а). В кирштейните Ефремовки и Leoville такая зональность настолько незначительна, что ее можно было обнаружить только с помощью количественного анализа. Следствием данных наблюдений является вывод о том, что ассоциации минералов могут быть неравновесными. Они, вероятно, отражают неполные реакции одной ассоциации минералов с другой, вызванные эволюцией физико-химических условий с течением времени. В работе (MacPherson et al., 2017b) не удалось получить изотопные данные для других минеральных фаз, кроме кирштейнита, которые, помогли бы количественно оценить такую временную последовательность. Возможно, в будущем удастся провести подробные исследования представительных образцов методом FIB-TEM, чтобы хотя бы качественно выявить эволюцию химического состава во времени и при разной температуре.

Таким образом, с помощью прецезионного метода SIMS были проанализированы минералы аккреционых кайм вокруг тугоплавких включений, восстановленных СV3 хондритов Vigarano и Ефремовка. Анализ кирштейнита (CaFeSiO₄) показал определенные избытки ⁵³Cr, которые коррелируют с ⁵⁵Mn/⁵²Cr отношением, что связано с распадом вымершего ⁵³Mn in situ. На основании полученных данных (рис. 27 ) начальное отношение (⁵³Mn/⁵⁵Mn)₀ составляет (3.71 ± 0.50) × 10^–6. Если принять точку отсчета возраста, определенного по Pb–Pb системе ангрита D’Orbigny, то это марганцевое изотопное отношение соответствует образованию кирштейнита через 3.2 ± 0.8 млн лет после формирования CV3 CAIs. Данные по кирштейниту согласуются в пределах погрешности с данными для фаялита из хондрита Asuka 881 317 CV3 (Doyle et al., 2015), подтверждая идею о том, что Ca-Fe минералы в CV3 хондритах являются когенетичными с фаялитом (и магнетитом) и образуются во время термальных водных преобразований на родительском теле CV3 хондритов.

Выводы

Впервые была построена наиболее точная временная последовательность процессов формирования твердого вещества Солнечной системы (рис. 29). Оценки абсолютнного возраста CAIs и хондр CV3 хондритов, полученные нами (Connelly et al., 2012) наряду с оценкой абсолютного возраста CAI из работы (Amelin et al., 2010), общепризнаны международным научным сообществом; по ним было рассчитано среднее значение времени образования CAIs (4567.30 ± 0.16 млн лет), а следовательно, возраста зарождения Солнечной системы. Полученные значения возраста не зависят от типа CAIs CV3 хондритов. Процессы преобразования CAIs CV3 хондритов в протопланетном диске продолжались менее 0.2 млн лет, как подтвердили результаты наших исследований с использованием ²⁶Al–²⁶Mg систематики (MacPherson et al., 2017a) , а хондр – 3 млн лет по данным ²⁰⁶Pb–²⁰⁷Pb возраста (Connelly et al., 2012).

Вторичные преобразования CAIs CV3 хондритов происходили после аккреции родительского астероида углистых хондритов СV3 типа под воздействием водных флюидов – 3.37 ± 0.7 млн лет после образования тугоплавких включений CV3 хондритов по данным Cr–Mn системы (MacPherson et al., 2017b). Если сравнить данные по возрасту образования хондр СН-СВ хондритов (Krot et al., 2005) (рис. 29), то можно предположить их более позднее формирование по сравнению с возрастом хондр CV3 хондритов. На данный момент определить возраст CAIs CH-CB хондритов не удается из-за небольших размеров включений и низкого содержания урана. Следует отметить, что образование каменных дифференцированных тел (Dunlap et al., 2018) проходило почти одновременно с формированием хондр CV3 хондритов (рис. 29).

4.1. Морфология включений и процессы пластической деформации в протопланетном облаке

4.1.1. Морфология CAIs

Как показали наши работы (Lorenz et al., 2012, 2019), в результате динамики перемещения и транспорта в протопланетном облаке Ca,Al-включения могут иметь разнообразную морфологию. Встречаются амебовидные включения (рис. 30), шарообразные, каплевидные и эллипсовидные, а также имеющие форму вогнутого диска или “тарелок” (рис. 30). Амебовидные формы в основном имеют конденсационные тонкозернистые рыхлые включения типа А, шпинелевые включения и амебовидные оливиновые агрегаты. А компактной округлой и эллипсоидной формой обладают грубозернистые расплавленные включения. Включения в форме шара и диска выглядят округлыми образованиями в плоскости шлифа, а тарелочные (или в форме вогнутого диска) включения в разрезе имеют форму месяца, если разрез проходит в плоскости перпендикулярной основанию “тарелок” (рис. 31a) и образуют круг с отверстием посередине, если разрез проходит в плоскости параллельной основанию (рис. 31б, 31в). Разновидности CAIs в форме обычных и вогнутых дисков относятся к пластически-деформированным объектам – их генезис некоторое время был не ясен (Lorenz et al., 2012; Ivanova et al., 2014).

Следует отметить, что включения в форме вогнутого диска (или чашеобразные CAI) не были раньше изучены, так как их принимали за включения округлой и шарообразной формы в шлифах метеоритов. В трехмерном пространстве их не изучали, и выводы о связи таких CAIs с пластичной деформацией при транспорте в протопланетном диске опубликованы нами впервые (Lorenz et al., 2012, 2019; Ivanova et al., 2014).

По статистике 12% всех крупных CAIs (1 cм) составляли чашеобразные включения в метеорите NWA 3118. Изученные включения представлены в табл. 4. Сначала они были исследованы визуально и с помощью оптического микроскопа, а затем методами электронной микроскопии и микрозондового анализа.

4.1.2. Результаты исследования включений в форме простого и вогнутого диска

Включение CAI 1N – это круглый объект диаметром ~1.5 см, наблюдаемый на поверхности метеорита NWA 3118. Было сделано несколько шлифов этого включения, распиленного в разных направлениях. Разрез а1–а2 проходил по центру включения, по нему хорошо видно, что включение имеет форму полумесяца (рис. 31a). Разрез b1–b2 (рис. 31б, 31в) проходил перпендикулярно сечению а1–а2, и в этом сечении видно, что CAI имеет форму кольца. Упрощенная 3D-реконструкция CAI показывает его чашеобразную морфологию, которую можно назвать выпукло-вогнутой линзой диаметром 1.5 см и толщиной 0.12 см (рис. 31b). CAI состоит в основном из мелилита, шпинели, Al, Ti-диопсида и перовскита. Оно окружено многослойной оболочкой Варк–Ловеринга (WL), состоящей из почти чистого геленита (внутренний слой), шпинели + гибонита (промежуточный слой) и Al, Ti-диопсида (внешний слой) (рис. 31, 32). Составы мелилита в кайме WL на выпуклой и вогнутой сторонах CAI несколько отличаются: с выпуклой стороны мелилит более геленитовый, чем в вогнутой стороне, Åk_{4.3 ± 2.9} и Åk_{7.9 ± 4.7}, соответственно (рис. 31г). В CAI наблюдались следы хрупких механических деформаций – симметричные ступенчатые блоки, ограниченные субпараллельными трещинами, показаны черными стрелками на рис. 32б.

CAI CVX1 имеет чашеобразную морфологию, которая может напоминать выпукло-вогнутую линзу диаметром ~1 см и толщиной ~0.3 см (рис. 32г, 32д). CAI состоит из мелилита, анортита, Al,Ti-диопсида, шпинели и второстепенного перовскита и Fe,Ni-металла, и окружено многослойной каймой WL, сложенной (от центра к краю) геленитовым мелилитом, шпинелью + гибонитом и Al,Ti-диопсидом (рис. 32). Кроме того, есть слой крупных зерен шпинели, параллельный слоям каймы WL вокруг выпуклой стороны (рис. 32д). Минералогия и толщина каймы WL выпуклой и вогнутой сторон CVX1 различны: на выпуклой стороне кайма WL тоньше и содержит меньше шпинели, но больше тугоплавких гибонита и геленитового мелилита, чем кайма на вогнутой стороне (Åk_{7 ± 2}vs Åk_{30 ± 2}, соответственно) (рис. 33).

CAI 3N имеет форму диска диаметром 1.7 см и толщиной 0.7 см (рис. 34). Это составной объект, содержащий примерно 25 включений, различных по структуре и минералогии (Ivanova et al., 2012, 2015). Вмещающее включение – форстеритовое Типа B (FoB) CAI состоит в основном из шпинели, мелилита, Al,Ti-диопсида и неравномерно распространенных мелких зерен форстерита.

Мелилит в мантии CAI более геленитовый, чем в центре (Åk₄ и Åk_42–86 соответственно). CAI окружено тонкой и прерывистой каймой WL, состоящей из Al-диопсида с небольшим количеством шпинели и анортита. Захваченные CAIs имеют разнообразные размеры, структуру и минералогию и относятся к компактным Типу А, Типу В, Типу С и ультратугопавким включениям (UR CAIs).

CAI типа A, B и C состоят из различных соотношений Al,Ti-диопсида, мелилита, шпинели и анортита. Составное CAI 3N и его UR CAI 3N-24, состоящее из тажеранита, Y-обогащенного перовскита и дэвисита, будет подробно рассмотрено в подразделах 4.3 и 4.4 этой главы.

CAI 4N имеет форму диска диаметром 1.1 см и толщиной ~0.2 см (рис. 35) и состоит из двух литологий: богатой форстеритом и бедной; обе содержат секторно-зональный Al,Ti-диопсид, шпинель, мелилит (Åk_5–86, с пиковым значением Åk₆₈), Fe,Ni-металл и анортит (Ivanova et al., 2014, MacPherson et al., 2017). CAI окружено каймой WL, состоящей из диопсида, шпинели, геленитового мелилита (Åk 5), анортита и вторичного нефелина, замещающих анортит.

Тугоплавкое включение 10N представляет собой фрагмент (размером 2 см) большого составного объекта (рис. 36). Оно состоит из двух CAIs, 10aN и 10bN. CAI 10aN имеет деформированную форму (так как только одна часть этого CAI была доступна для исследования); CAI 10bN имеет неправильную форму. CAI 10aN – это включение типа B1 с ядром, состоящим из анортита, Al,Ti-диопсида и мелилита (Åk_36.3–38.7), и мощной мелилитовой мантией (Åk_45.0–69.3); все минералы содержат мелкозернистую пойкиллитовую шпинель. Включение окружено каймой WL, состоящей из шпинели, мелилита (Åk_35.5), анортита и Al-диопсида.

4.1.3. Деформированные расплавленные объекты в хондритах и их предполагаемое происхождение

В хондритах есть два основных типа магматических объектов: хондры и крупнозернистые CAIs, имеющие деформированные текстуры и образующие сложные объекты, которые также часто деформируются (Wasson et al., 1995; Nakamura et al., 1995; Ivanova et al., 2015).

Несколько механизмов было предложено, чтобы объяснить происхождение деформированных хондр. К ним относятся: 1) уплощение при ударном метаморфизме вмещающего хондрита (Nakamura et al., 1995; Rubin, Swindle, 2011); (2) вращение расплавленных или частично расплавленных капель (Tsuchiyama et al., 2003); (3) столкновение расплавленных и затвердевших хондр (Wasson et al., 1995; Bischoff et al., 2017). Эти механизмы очень важны в происхождении деформированных тугоплавких включений.

Уплощение при ударном метаморфизме CV хондритов (механизм 1) могло образовывать только сплющенные хондры и CAIs. Однако в сильно ударных CV хондритах (ударная стадия >S3), таких, как Efremovka и Leoville (Cleverly, 1986; Nakamura et al., 1995), отношение длинной оси к короткой оси хондр намного меньше (<2), чем у дискообразных и чашеобразных CAIs, описанных здесь (обычно ~ 7–10); единственное исключение – CAI 3N, имеющее соотношение сторон 2 к 4.

Кроме того, хондриты NWA 3118 и NWA 6368 являются метеоритами со слабой ударной нагрузкой (ударная стадия S1–S2). Таким образом, можно сделать вывод, что механизм 1 не отвечает происхождению дисковых и чашеобразных магматических CAIs. По данным Pb–Pb возрастов хондр и CAIs, формирование некоторых хондр, по-видимому, началось одновременно с CAIs (Connelly et al., 2012), что обсуждалось в предыдущей главе 3, посвященной хронологии процессов образования тугоплавких включений. Следовательно, магматические CAIs могли быть подвержены влиянию тех же небулярных процессов, что и хондры. В результате, некоторые механизмы, предложенные для объяснения формирования деформированных хондр (2, 3) могут быть также причиной возникновения деформированных магматических CAIs.

Хотя вращение расплавленных или частично расплавленных капель (механизм 2) могут привести к их деформации (Tsuchiyama et al., 2003), предел Чандрасекара для устойчивости, вращающейся капли жидкости составляет 2.48 (Chandrasekhar, 1965). Обычно для большинства дисковых и чашеобразных CAIs эта величина намного меньше, чем отношение длинной оси включения к короткой. Следовательно, этот механизм не может объяснить происхождение дискообразных магматических CAIs.

Механизм 3 может привести к образованию расплавленных объектов неправильной формы, часто составных. Следовательно, этот механизм может отвечать за формирование деформированного CAI 10aN Type B1 (рис. 36).

Оба механизма, однако, не объясняют симметричную форму дискообразных и чашеобразных расплавленных CAIs, с высоким соотношением длинной/короткой осей и особенности минералогии и состава (рис. 35, 36). Предполагается, что механизмы 2 и 3 хорошо объясняют происхождение деформированных хондр, но не объясняют происхождение дисковых и чашеобразных крупнозернистых расплавленных включений.

4.1.4. Термальная история крупнозернистых расплавленных включений

Поскольку все описанные нами CAIs дисковой и чашеобразной формы являются крупнозернистыми расплавленными включениями (в основном типа B), можно кратко резюмировать их предполагаемое происхождение (Lorenz et al., 2019). CAIs типа B, образуются в результате плавления при температуре 1600 К (часто многостадийного) тугоплавких агрегатов, состоящих из CAIs (расплавленных и нерасплавленных) более ранних генераций и/или газовых конденсатов (Ivanova et al., 2012, 2013, 2015; Bullock et al., 2012; MacPherson, 2014), происходившего при низком давлении (10^–3–10^–4 бар), которое часто сопровождалось испарением, приводящим к химическому и изотопному фракционированию Mg, Si, O и других элементов (MacPherson, 2014). Экспериментальные исследования предполагают, что CAI-подобные расплавы типа B охлаждаются до ~1400 K со скоростью остывания ~0.5–50 K/час. Охлаждение с более высокой скоростью приводит к образованию дендритных кристаллов, не наблюдаемых в CAIs (Beckett et al., 2006; Mendybaev et al., 2006). Одновременно с этими процессами или вскоре после них, в CAIs типа B формировались каймы WL (Needham et al., 2015). В неметаморфизованных хондритах, каймы WL также, как и их CAIs имеют одинаковый изотопный состав кислорода, что предполагает их образование в едином изотопном резервуаре (Krot et al., 2017).

Однако CAIs типа B в CV хондритах часто имеют неоднородный изотопный состав кислорода. Природа этой неоднородности остается спорной: это могло быть смешение с газом переменного изотопного состава при неполном плавлении вещества в протопланетном диске или с обедненным ¹⁶О кислородом водных флюидов при метасоматозе на астероиде CV хондритов (Yurimoto et al., 2008; Kavasaki et al., 2018).

4.1.5. Формирование дисковых и чашеобразных CAIs типа В в результате аэродинамической деформации

Авторы работ (Lorenz et al., 2012, 2019; Liffman et al., 2016) предложили формирование дисковых и чашеобразных CAIs типа B в результате аэродинамической деформации капель силикатного расплава с высоким содержанием кальция и алюминия, движущихся со сверхзвуковой скоростью сквозь протопланетный диск. Этот процесс похож на формирование тектитов аэродинамической формы (Chapman, 1964; Cleverly, 1986) и, возможно, частиц ударного расплава в земных ударных кратерах, например, включения стекла (“flädle”) из кратера (рис. 37). Важные ограничения для аэродинамической модели следующие:

Для образования дисковых и чашеобразных CAIs необходимо, чтобы: (1) предшественники CAIs дисковой и чашеобразной формы нагревались выше температуры ликвидуса в течение относительно короткого времени, потому что расплавленное CAI не стабильно при низких давлениях и в конечном итоге испарится (Davis, Richter, 2014). (2) Аэродинамически деформированная капля силикатного расплава с высоким содержанием кальция и алюминия должна была охладиться довольно быстро ниже солидуса, потому что имеет тенденцию превращаться в сферу из-за поверхностного натяжения за доли секунды (Rubin, Wasson, 2005). (3) Симметричное аэродинамически деформированное CAI может быть сформировано только из невращающейся расплавленной капли. История ускорения, плавления, деформации и охлаждения дисковой и чашеобразной CAI обсуждалась в комплексной модели Лиффмана (Liffman et al., 2016). Следует отметить, что исходные параметры, используемые в этой модели (масса, светимость, радиус прото-Солнца, сила звездного магнитного поля, темп аккреции массы, внутренний радиус аккреционного диска), использовались для протопланетного диска возрастом 1 млн лет, тогда как CAIs, как полагают, сформировались в течение первых 0.3 млн лет эволюции Солнечной системы (Connelly et al., 2012). Поскольку наиболее важные параметры этой модели – температура и давление в области формирования CAI, и они существовали в диске возрастом 0.01–1 млн лет, то исходные параметры не изменялись.

Согласно модели (Liffman et al., 2016), CAI испытали аккреционный нагрев и были выброшены магнитоцентробежной силой из области их образования от Солнца во внешний диск с разными скоростями. CAI сантиметрового размера были выброшены с вертикальной скоростью ${{v}_{{\text{z}}}}$ < 30 км/с и двигались к внутренней части диска на расстоянии ~0.06 а.е. от Солнца.

CAIs, выбрасываемые с вертикальной скоростью 30 < ${{v}_{{\text{z}}}}$ < 100 км/с, проникали за внутреннюю область протопланетного диска (Dullemond, Monnier, 2010) и замедлялись на расстоянии от 0.07 до >2 а.е., в зависимости от ${{v}_{{\text{z}}}}.$ Все удаленные CAIs подверглись торможению во внутренней области диска. CAIs нагревались в диске до 2600–3000 К и полностью расплавлялись за несколько минут. Расплавленные CAIs деформировались, если их скорости относительно газа находились в диапазоне значений, при которых сила аэродинамического сопротивления превалировала над силой поверхностного натяжения расплава (далее “скорости в области образования чашеобразных CAIs”). Для давления газа 10⁻³, 10⁻⁴ и 10⁻⁵ атм, рассчитанные скорости в области формирования чашеобразных CAIs равны ~3–6, 6–20 и 20–70 км/с соответственно.

Морфология деформированного CAI (рис. 37в) будет во многом зависеть от начальной скорости, расплавленной капли и давления газа в протопланетном диске. Это следует из того, что (1) деформация капли расплава, подобного по составу CAI, в потоке газа происходит за долю секунды, (2) поверхностное натяжение расплавов CAIs изменяется незначительно с температурой (Magidson et al., 2010) и (3) расплавленные CAIs охлаждаются до температуры солидуса, сохраняя при этом скорости в области образования чашеобразных включений. Следует отметить, что оценки скоростей небулярных ударных волн в гравитационно нестабильном диске находятся в диапазоне 6–9 км/с (Boss, Durisen, 2005), что близко к нижнему пределу скоростей образования чашеобразных включений. Это предполагает, что ударные волны в протопланетном диске могут быть ответственны за происхождение дисковых и чашеобразных CAIs.

Большинство CAIs типа B демонстрируют положительный эффект масс-фракционирования изотопов Mg и Si, свидетельствующий об испарении расплава; количество испаряемого Mg и Si может составлять десятки процентов (Davis, Righter, 2014; Liffman et al., 2016). Авторы работы (Liffman et al., 2016) посчитали, что расплавленные CAI сантиметрового размера, могут потерять до 90% их массы, а значит, начальные размеры чашеобразных CAI должны были быть больше сантиметра. Диаметр чашеобразного CAI почти вдвое больше диаметра сферы, подобной CAI по массе, а площадь его поверхности в ~1.5 раза больше, чем у сферы. Этот должно было значительно увеличить испарение чашеобразного расплавленного CAI. Из расчетов следует, что деформация CAI, проходящего сквозь протопланетный диск произойдет сразу после того, как оно будет полностью расплавленным. С учетом увеличенной площади фронтальной поверхности дисковых и чашеобразных CAIs, время торможения и остановки движения CAIs уменьшится в 5 раз и уменьшится продолжительность испарения расплава по модели, предложенной авторами в работе (Liffaman et al., 2016).

После достижения максимальной температуры и замедления CAIs, они будут остывать до температуры ~1400 K со средней скоростью ~30–40 К/мин и достигать температуры солидуса раньше, чем их скорость упадает ниже нижней границы скоростей движения чашеобразных CAIs (Liffaman et al., 2016).

Орбиты всех CAIs, выброшенных со скоростью ${{v}_{{\text{z}}}}$ < 100 км/с таковы, что после замедления они начинают двигаться к Солнцу (Liffaman et al., 2016). Те CAIs, которые не были отброшены далеко, могли повторно подвергнуться процессам в высокотемпературной области внутренней области диска.

По структуре и минералогии CAIs дисковой и чашеобразной формы похожи на типичные CAI типа B, которые охлаждались со скоростью остывания ~0.5–50 К/ч и кристаллизовались. Эти скорости охлаждения намного ниже, чем предполагалось в модели (Liffman et al., 2016) для CAIs, входящих во внутреннюю область диска (минимум 30–40 К/мин до 1400 К). Следовательно, ожидалось, что чашеобразные CAIs будут иметь закаленные текстуры, отличные от текстур типичного типа B CAIs. Это несоответствие теоретических расчетов и наблюдений означает, что аэродинамическая модель (Liffaman et al., 2016) требует доработки.

Согласно расчетам (Liffaman et al., 2016), CAIs, выброшенные центробежной силой от Солнца из области их образования со средними вертикальными скоростями (<100 км/с), удаляются из области формирования. CAI с низкими начальными ${{v}_{{\text{z}}}}$ < 30 км/с будут вращаться вокруг внутренней области диска и периодически нагреваться до ~1500 К и охлаждаться до 1400 К за ~100 ч. При 1500 К CAI частично плавились. Частично расплавленное CAI состава типа B при температуре ~1550 K будет содержать ~45 об. % кристаллов шпинели и мелилита (Stolper, 1982). Как было показано экспериментально, кристалл-содержащие расплавы являются более вязкими, чем в отсутствии кристаллов (Vetere et al., 2010). В результате частично расплавленное чашеобразное CAI может сохранять свою деформированную морфологию из-за очень высокой вязкости. При охлаждении до 1400 К со скоростью охлаждения ~2 K/ч, подобно CAIs типа B (1–10 K/ч, (Beckett et al., 2006)) частично расплавленное чашеобразное CAI приобретет крупнозернистую магматическую структуру. Поскольку при испарении теряется масса, чашеобразные CAIs сантиметрового размера могли существовать в таком режиме не более ~500 ч (Liffman et al., 2016), и на чашеобразные CAIs могли повлиять несколько высокотемпературных циклов, а затем включения необходимо было транспортировать в более холодную область протопланетного диска, например, за счет разрежения диска в связи с уменьшением плотности (Boss, 2008).

4.1.6. Каймы Варк–Ловеринга вокруг чашеобразных CAIs

Каймы Варк–Ловеринга (WL, Wark–Lovering) обычно наблюдаются вокруг расплавленных CAIs (MacPherson, 2014). Последовательность слоев оболочки WL следующая (от включения наружу): шпинель + гибонит + перовскит → геленитовый мелилит, часто замещенный анортитом → Al-диопсид с уменьшением содержания Al к периферии → форстерит. В двух внутренних слоях происходило селективное испарение Mg и Si с периферии CAIs с последующей кристаллизацией расплава; слои Al-диопсида и форстерита, а также анортит, замещающий мелилит, скорее всего, образовался в результате конденсации остывающего газа протопланетного диска (Han et al., 2015). Слои оболочки WL обычно имеют одинаковую толщину. Однако чашеобразные CAIs окружены оболочками WL, имеющими асимметричную структуру и наблюдались различия составов выпуклой и вогнутой сторон. Например, (1) оболочка WL на выпуклой стороне 1N имеет более геленитовый слой, чем на вогнутой стороне (рис. 31d). (2) Оболочка WL на вогнутых сторонах 1N и CVX1 имеют более широкий слой шпинель-гибонита, чем на выпуклой стороне (рис. 33). Эти особенности могут быть интерпретированы, как результат более интенсивного испарения и удаление материала с выпуклой стороны чашеобразных CAIs. В этом случае в соответствии с аэродинамической моделью выпуклая сторона должна представлять собой фронтальную часть CAIs, нагретую и деформированную в результате сопротивления газа.

Наблюдаемые различия в текстуре и составе оболочки WL выпуклой и вогнутой сторон могут быть результатом градиента температуры и давления из-за абляции фронтальной части CAI (Lorenz et al., 2019). Внешний диопсидовый слой каймы WL имеет примерно равномерную толщину и покрывает как выпуклую, так и вогнутую стороны чашеобразных CAIs. Предполагается, что этот слой, образовался в результате конденсации газа при ~1435 К (Yoneda, Grossman, 1995) на поверхности уже затвердевших крупнозернистых магматических CAIs.

Таким образом, крупнозернистые расплавленные чашеобразные CAIs в CV хондритах образовались в результате аэродинамической деформации богатого Ca и Al силикатного расплава при давлении и температуре, соответствующих внутренней области диска с радиусом ~0.4 а.е. (D’Alessio et al., 2005), с последующим охлаждением в протопланетном диске и частичным переплавлением в результате орбитального движения к его внутреннему краю. CAIs в виде простого и вогнутого диска были перемещены из области их формирования к внешней области протопланетного диска, и во время транспортировки они не должны были подвергаться плавлению, иначе они снова бы приобрели шарообразную форму.

4.2. Структурно-минералогические типы и валовый химический состав CAIs CV3 хондритов

Различные типы CAIs регистрируют различные события в истории эволюции их вещества, и для их изучения требуются всесторонние исследования каждого отдельного CAI, включая валовый химический состав. Только хондриты CV3 типа содержат включения достаточного размера для достижения этой цели с помощью современных методов исследования, и только CAIs из восстановленных CV3 являются неизмененными, не подвергшимися воздействию вторичных процессов. В данном разделе главы обсуждаются структурно-минералогические типы изученных CAIs СV3 хондритов и их валовый состав.

На рис. 38 изображена диаграмма составов CAIs, на которой показаны валовые состава CAIs. Измеренные нами валовые составы (Ivanova et al., 2021) индивидуальных CAIs из CV3 и CH-CB хондритов нанесены на диаграмму Mg₂SiO₄−Ca₂SiO₄−Al₂O₃, являющейся проекцией шпинели из вершины тетраэдра CMAS (CaO–MgO–Al₂O₃–SiO₂) на плоскость Mg₂SiO₄−Ca₂ SiO₄−Al₂O₃ (MacPherson, Huss, 2005) (см. в разделе 1.3). Литературные данные для CAIs типов A, B, C и содержащих CAIs типа B (FoB) обозначены цветными полями. Эта диаграмма аналогична диаграмме Mg₂SiO₄−Ca₂Al₂SiO₇−CaAl₂Si₂O₈ Столпера (Stolper, 1982), но охватывает гораздо большее пространство составов в системе CMAS, чтобы изобразить более широкий диапазон составов (например, составы с низким содержанием силикатов многих CAIs в хондритах CH-CB типа). На этой диаграмме, для информации, показаны поля устойчивости минералов при насыщении шпинелью для каждой фазы. Такие поля имеют петрологическое значение только для тех объектов, которые когда-то были расплавленными и насыщенными шпинелью или близкие к таковым. На рис. 38 также показана траектория валового состава равновесной конденсации газа солнечного состава при давлении 10^–3 бар (Yoneda, Grossman, 1995). Все данные о валовых составах, показанные на диаграмме и обсуждаемые ниже, приведены в табл. 6–9.

Изученные нами CAIs из CV3 хондритов (табл. 5) включают как непереплавленные, так и расплавленные включения разных типов (Ivanova et al., 2021). Нерасплавленные включения имеют неправильную форму, их текстуры напоминают амебовидные рыхлые агрегаты и не соответствуют характеристикам кристаллизующегося расплава.

Примеры таких объектов включают CAIs пушистого (рыхлого) типа A (FTA), например, 41E и 44E (рис. П1, П2 приложения 1), амебовидные оливиновые агрегаты (AOA) (Krot et al., 2004a), такие, как 52E (рис. 39a), мелкозернистые богатые шпинелью, например, CAI 5aN (рис. 39в) и мелкозернистые богатые шпинелью и гибонитом, например, CAI 54E (рис. 39б).

Валовые составы агрегатов пушистого CAI типа A и амебовидного оливинового агрегата (табл. 6) расположены близко к тренду равновесной конденсации (Yoneda, Grossman, 1995) (рис. 38) и обычно имеют отношение CaO/Al₂O₃ 0.7, что близко к солнечному отношению (~0.79). Напротив, валовые составы богатых шпинелью и богатых шпинелью-гибонитом мелкозернистых CAIs имеют низкое субсолнечное отношение CaO/Al₂O₃ (0.27 для 5aN и 0.33 для 54E, табл. 9) из-за обогащения шпинелью. Их составы обычно находятся в области ликвидуса анортита или вблизи него и не соответствуют тренду равновесной конденсации (рис. 38).

Все расплавленные CAIs имеют округлую сфероидальную форму и компактную структуру. Расплавленные включения представляют компактные включения типа A (CTA) – 9bN (рис. П3 приложения 1, табл. 6), типа B, например, 10N (рис. П4 приложения 1, табл. 7), типа C, такие, как 12N (рис. П5 приложения 1, табл. 8), форстерит-содержащие типа B (FoB), такие, как 4N (рис. 15) (табл. 8), ультратугоплавкие (UR) CAIs, как 3N-24 (рис. 51в, табл. 9) и 40E-1 (рис. 61, табл. 9), а также некоторые составные CAIs, такие, как 3N (рис. 34, 40, табл. 8) и 40Е (рис. 61, табл. 6).

Хотя разные типы включений в основном и попадают в соответствующие поля составов, остается много неясных вопросов в поведении химических элементов на самой ранней стадии эволюции вещества. Например, богатые форстеритом включения типа В находятся на диаграмме в поле форстерита + шпинели. Это означает, что форстерит и шпинель первыми кристаллизуются из расплава, а за ними следуют пироксен, мелилит или анортит (Bullock et al., 2012). Однако состав мелилита в центральной зоне включений более магнезиальный (больше Ak72), и находится по одну сторону от минимума бинарной системы акерманит–геленит, а мелилит внешней оболочки включения имеет геленитовый, более глиноземистый состав и находится по другую сторону минимума. Таким образом, состав мелилита одного и того же включения находится по разные стороны от минимума на ликвидусе, что не согласуется с простой фракционной кристаллизацией из расплава. Скорее всего, как показали наши результаты, форстеритовые включения типа В подверглись испарению после плавления в небулярных условиях, что и отразилось на составе их мелилита.

Что касается валового состава, некоторые CAIs являются переходными между типом A и типом B (рис. 38, табл. 7). Эти CAIs структурно и минералогически разнообразны: 1N и 16N (рис. П7 приложения 1) являются типичными CTA; 13N и 27cE (рис. П8 приложения 1) аналогичны типу B; 50E занимает промежуточное положение между CTA и FTA (рис. П9 приложения 1); и 53E представляет собой CTA CAI, содержащее включения шпинели-мелилита-анортита-гибонита (рис. П10 приложения 1). Включение 27bE (рис. П6 приложения 1) является составным и очень неоднородным, валовый состав которого промежуточный, между типом B и типом C (рис. 38, табл. 8).

Составное CAI (3N) и ультратугоплавкое UR CAI (3N-24) попадают в поля составов, характерных для включения-хозяина (Ivanova et al., 2012). Однако несколько составных CAIs (например, 33E, 40E) и захваченные ими UR-CAI (33E-1, 40E-1) имеют различные составы. Валовый состав UR CAI 40E-1 (табл. 9) находится ниже области состава вмещающего включения CTA CAI 40E, в области диаграммы ранее неизвестной ни для одного типа включений из-за необычно высокого содержания перовскита, что привело к высокому отношению CaO/Al₂O₃ в валовом составе (рис. 38, табл. 9) (Ivanova et al., 2013).

Составным и ультратугоплавким включениям будут посвящены отдельные подразделы этой главы, а валовые составы CAIs CH-CB хондритов будут также рассмотрены в отдельной главе, посвященной изучению включениям из углистых хондритов, богатых металлом СН-СВ типа, сформированных в резервуаре, отличном от такового CV3 CAIs. На рис. 38 валовые составы CAIs CН-СВ хондритов показаны черными треугольниками.

4.3. Составные включения CV3 хондритов

Валовые химические составы, геохимия редких и второстепенных элементов показывают, что CAIs, образованные в результате высокотемпературных процессов, контролируемых летучестью элементов, определяются составом газа Солнечной туманности, который конденсировался в твердое вещество. За конденсацией во многих случаях, как было упомянуто выше, следовали множественные эпизоды плавления и испарения расплава, которые затрудняли реконструкцию исходного состава предшественников включений (Grossman, 1972; Grossman et al., 2000; Richter et al., 2002; MacPherson, 2013). Большинство CAIs в значительной степени являются однотипными образованиями, однородными по текстуре и минералогии. Тем не менее, первичное вещество предшественников CAIs в разной степени смешивалось, а в крупнозернистых расплавленных CAIs свидетельства перемешивания вещества могли быть в значительной степени стерты последующим плавлением.

Исключения составляют составные, полимиктовые CAIs. Как упоминалось в главе 1, такие CAIs встречаются крайне редко и в основном в углистых CV3 хондритах (Noonan et al., 1977; Boynton et al., 1980; Palme et al., 1982; Davis, 1984, 1991; Hinton et al., 1988; Weber et al., 1995 ; Simon et al., 1996; El Goresy et al., 2002; Hiyagon et al., 2003; Kimura et al., 2003; Uchiyama et al., 2008; Ma et al., 2009; Ivanova et al., 2012). Существуют также составные CAIs, которые включают хондры или фрагменты хондр (Wakaki et al., 2013).

Несколько сложных тугоплавких включений было обнаружено среди CAIs (~0.5–2 см) из хондритов Ефремовка и NWA 3118 CV3. Они представляют собой различные комбинации CAIs разных типов, A, B и C с амебовидными оливиновыми агрегатами и ультратугоплавкими включениями (Ivanova et al., 2012, 2015). Структуры и валовые составы этих CAIs дают уникальную возможность расшифровать сложную историю множественных событий плавления, перемежающихся со столкновениями и слияниями частиц. В этом разделе главы представлены результаты минералогических исследований и валовые химические составы сложного CAI 3N из CV3 хондрита NWA 3118.

4.3.1. Петрография и минералогия CAI 3N и составляющих его объектов

Несколько полированных шлифов включения 3N показали, что оно имеет форму диска: диаметром ~1.7 см и толщиной 0.7 см. Вмещающее CAI 3N представляет собой крупнозернистое форстерит-содержащее включение типа B (FoB) (рис. 40). 26 текстурно- и минералогически различных “субвключений” были идентифицированы в пределах одного шлифа. На рис. 40б они пронумерованы от 3N-1 до 3N-25, а одно состоит из двух включений 3N-17a и 3N-17b.

Вмещающее включение состоит из пироксена, шпинели, мелилита и неравномерно распределенных очень мелких зерен форстерита; оно окружено тонкой богатой мелилитом мантией и каймой WL, состоящей из слоев шпинели, мелилита и Al,Ti-диопсида. Скопления шпинели (spinel palisades) в CAI-хозяине многочисленны, но редко встречаются в захваченных включениях. Минералы неоднородно распределены внутри основного CAI: одна половина (левая часть 3N, рис. 40) обогащена пироксеном, а другая, в большей степени, мелилитом. Состав мелилита 3N и захваченных субвключений показан на рис. 41. В центре CAI мелилит богат магнием (Еk71–87), тогда как в мантии и кайме WL мелилит более геленитовый (Еk3–46). Составы пироксена показаны на рис. 42. Al,Ti-диопсид содержит 2.9–17.2 мас. % Al₂O₃ и 0.9–4.6 мас. % TiO₂; самые низкие содержания Al₂O₃ и TiO₂ обнаружены в пироксене каймы WL. Хотя общее содержание TiO₂ в пироксене слишком низкое, чтобы быть уверенными в рассчитанных отношениях Ti³⁺/Ti⁴⁺, во всех анализах для стехиометрии требуется 40–60% Ti³⁺. Когда структурные формулы пироксена рассчитываются с общим четырехвалентным Ti, все суммы катионов получаются ниже 4.0, если рассчитывать на 6 атомов кислорода. Это очень важное наблюдение в контексте условий плавления включений и будет обсуждаться ниже. Плагиоклаз – почти чистый анортит, CaAl₂Si₂O₈. Шпинель в центре CAI – почти чистое соединение MgAl₂O_4, а шпинель в кайме содержит до 2.5 мас. % FeO. Типичный для включений типа FoB форстерит в 3N содержит, в среднем, ~1.3 мас. % CaO.

Захваченные или внедренные в 3N включения разнообразны по размеру, текстуре, модальному, минеральному и валовому химическому составу. Большинство из них состоит из Al,Ti-диопсида, а также мелилита и шпинели; в некоторых встречаются анортит, перовскит, форстерит, а также Fe,Ni-металл.

CAI 3N-24 – это уникальный в минералогическом отношении ультратугоплавкий объект, который содержит большое количество оксидов, богатых Zr, Sc, Y (Ivanova et al., 2012). Некоторые из захваченных CAIs (например, 3N-6, 3N-12, 3N-17, 3N-20, 3N-21, 3N-22, 3N-26) имеют четкие границы с включением-хозяином и обычно окружены каемками шпинели (рис. 43–47). Другие захваченные CAIs (например, 3N-1, 3N-4, 3N-7, 3N-9, 3N-19, 3N-24) не имеют каймы шпинели и плохо очерчены на границе с вмещающим включением (рис. 48, 49). Ниже будет рассмотрена минералогия и петрография нескольких представительных включений разных структурно-минералогических типов.

4.3.1.1. Окаймленные включения, захваченные в CAI 3N

3N-17 (рис. 43) представляет собой компактное включение типа А (СТА) размером 3 × 8 мм². Это самое большое компактное CAI, представленное в шлифе включения, и оно само по себе является составным объектом. Внешняя его часть, обозначенная как 3N-17a на рис. 43б, состоит в основном из мелилита, Al,Ti-диоспида, шпинели, перовскита и редкого анортита. Оно окружено каймой шпинели и перовскита. Кайма в одних участках отсутствует, в других прерывается. Мелилит очень глиноземистый (Ak4) около каймы, но становится все более магнезиальным по направлению к центру CAI (Ak65; рис. 41). Пироксен содержит 14.5 и 22.8 мас. % Al₂O₃; 3.7 и 12.2 мас. % TiO₂ (рис. 42). 3N-17a включает более мелкое по размеру CAI типа B, 3N-17b, которое структурно и минералогически отличается от 3N-17a. Оно состоит в основном из пироксена (9.1–15.4 мас. % Al₂O₃, 2.8–5.0 мас. % TiO₂), богатого магнием мелилита (Ак78–87), шпинели и редких зерен анортита и перовскита.

3N-20 (рис. 44) – еще одно включение СТА неправильной формы размером ~1 мм, состоящее в основном из геленитового мелилита (Ak12-21) и шпинели; пироксен (≤ 25 мас. % Al₂O₃ и ≤16 мас. % TiO₂), перовскит и анортит в этом включении являются второстепенными. Шпинель, пироксен и анортит преимущественно сосредоточены около края CAI, тогда как перовскит находится, в основном, в центре. CAI окружено прерывистым слоем шпинели.

3N-21 (рис. 45) представляет собой мелкое крупнозернистое CAI типа B, диаметром ~2 мм, и состоит из богатого магнием мелилита (Ак68-85), Al,Ti-диопсида (мас. %, Al₂O₃, 12.5–18.7, TiO₂ 2.5–4.3), анортита и второстепенных перовскита и шпинели. Круглое CAI разрезано пополам вдоль субгоризонтальной трещины, как видно на BSE изображении. CAI окружено толстым слоем ксеноморфных зерен шпинели. Более мелкое CAI, 3N-22, расположено близко к 3N-21 и по структуре, и по минералогии аналогично 3N-21.

3N-6 (рис. 46) также представляет собой CAI типа B, размером ~3 × 3 мм, оно более мелкозернистое, чем 3N-21, и состоит из мелилита, Al,Ti- диопсида и анортита; все минералы включают мелкие пойкилитовые зерна шпинели. Лишь несколько участков на периферии включения с вмещающим 3N бедны шпинелью, как и несколько внутренних свободных от шпинели “островков” крупнозернистого пироксена, анортита и мелилита. CAI окружено тонким прерывистым слоем шпинели. Мелилит имеет широкий диапазон состава, который коррелирует с текстурными проявлениями. Мелилит у края и на “островках”, свободных от шпинели, акерманитовый (Åk79–81 и Åk70–80, соответственно), тогда как мелилит в богатом шпинелью ядре – более геленитовый (Åk17–43). Al,Ti-диопсид содержит 13.2–18.6 мас. % Al₂O₃ и 4.4–6.6 мас. % TiO₂. Шпинель и анортит – почти идеальные по составу: MgAl₂O₄ и CaAl₂Si₂O₈.

3N-26 (рис. 47) представляет собой САI типа B размером ~1 × 2 мм, состоящее из крупнозернистого акерманитового мелилита (Ак68-85), анортита, Al,Ti-диопсида (12.5–18.3 мас. % Al₂O₃ и 3.0–4.8 мас. % TiO₂), неравномерно распределенной шпинели и незначительного количества перовскита. Оно окружено толстым прерывистым слоем идиоморфных зерен шпинели. Большая трещина, заполненная продуктами земного выветривания, рассекает 3N-26 пополам.

3N-12 представляет CAI типа B размером ~2 × × 5 мм, состоящее из крупнозернистого мелилита, Al,Ti-диопсида, анортита, очень мелких пойкилитовых зерен шпинели, окруженной силикатами, и небольшого количества перовскита (рис. 48). CAI окаймлено тонким прерывистым слоем шпинели. Состав мелилита варьирует от Ак13 до Ак62, а в центре CAI мелилит обогащен магнием. Пироксен содержит 14.9–21.1 мас. % Al₂O₃ и 4.4–8.4 мас. % TiO₂. Шпинель и анортит представляют собой почти чистые по составу фазы: MgAl₂O₄ и CaAl₂Si₂O₈, соответственно.

4.3.1.2. Включения без каймы, захваченные в CAI 3N

Большинство неокаймленных объектов (3N-1, 3N-2, 3N-3, 3N-4, 3N-5, 3N-8, 3N-9, 3N-10, 3N-11, 3N-13, 3N-14, 3N-15, 3N-16, 3N-18 и 3N-19) (рис. 40) представляют собой включения типа B, которые структурно и минералогически подобны окаймленным включениям, описанным выше, и состоят из мелилита, пироксена, анортита, шпинели с редкими зернами перовскита и FeNi-металла. Составы мелилита и пироксена внутри отдельных включений сильно различаются: например, в 3N-2 мелилит Ак35–84, а пироксен содержит 9.5–16.9 мас. % Al₂O₃ и 1.9–3.4 мас. % TiO₂.

3N-7 – CAI типа C, размером 1 × 1.5 мм² (рис. 49). CAI разнообразно по структуре: местами оно имеет простую офитовую структуру, характерную для большинства включений С типа, с крупными пластинами анортита, включенными в Al,Ti-диопсид (11.5–19.3 мас. % Al₂O₃, 2.5–4.1 мас. % TiO₂) и акерманитовым мелилитом (Åk77–82); все три фазы содержат обильные пойкилитовые мелкие зерна шпинели. В некоторых участках силикатные фазы взаимно прорастают в кружевную структуру включения с необычными структурными взаимоотношениями.

4.3.2. Валовый химический состав CAI 3N и захваченных CAIs

Валовые составы всего включения 3N, вмещающего вещества FoB и отдельных захваченных включений приведены в табл. 10. Эти составы графически показаны на рис. 50 в плоскости Mg₂SiO₄–Ca₂SiO₄–Al₂O_3, в виде проекции из точки шпинели, вершины тетраэдра CMAS (MacPherson, Huss, 2005) по сравнению с полями составов для известных типов CAIs, A, B, C и FoB из хондритов CV3 типа. Поскольку CAI 3N и окружающие его объекты содержат только второстепенные вторичные минералы (в основном нефелин), никаких поправок на изменения валового состава не потребовалось, и измеренные составы очень близки к первичным. На рис. 50 также показана траектория валового состава равновесной конденсации газа солнечного состава (Yoneda, Grossman, 1995). Следует отметить, что на рис. 50 поля составов CAIs (“A”, “B”, “C”, “FoB”) основаны на данных по валовым составам CAIs, полученных ранее.

Состав вмещающего вещества FoB почти соответствует на диаграмме точке реакции Fo + Pyx + + Sp + L → Mel + Pyx’ + Sp’ + L. Это согласуется с присутствием форстерита, но только в виде мелкозернистой и относительно нераспространенной фазы в 3N по сравнению с другими включениями FoB, где он встречается в виде крупных вкрапленников (Bullock et al., 2012). Напротив, средний валовый состав 3N находится в области мелилит + шпинель + расплав, вблизи составов CAIs типа B. Это неудивительно, потому что большинство захваченных CAI относятся к типу B (3N‑6, 3N-12, 3N-21, 3N-22 и 3N-23), состав которых расположен рядом с этим полем на рис. 50. Два включения (3N-17 и 3N-20) представляют CAIs типа CTA, валовый состав которых показан на границе поля составов включений типа A на рис. 50. Таким образом, преобладающая часть включений 3N находится в поле составов вещества, который обогащен мелилитом и не содержит форстерит, и именно поэтому валовый состав 3N отображается в области мелилита. Включение богатое анортитом C типа, 3N-7, находится в поле стабильности анортита.

4.3.3. Составное включение CAI 3N: результат локальной плотности распределения частиц в небуле и происхождение крупных CAIs в CV хондритах

Составное включение CAI 3N минералогически не сильно отличается от большинства больших крупнозернистых расплавленных CAIs CV хондритов: оно состоит в основном из обычного зонального мелилита и Al,Ti-диопсида, анортита и шпинели. Форстерит ограниченивается вмещающей литологией. Однако составная структура включения уникальна и указывает либо на то, что 3N возник как однородная капля расплава FoB, которая столкнулась и захватила множество более мелких твердых CAIs, либо возникла как совокупность многих более мелких (в основном типов A, B, C, и форстерит-содержащего типа B) CAIs, которые были захвачены в богатую форстеритом аккреционную оболочку и испытали частичное плавление целиком. В этом случае вещество могло быть аналогичным амебовидным агрегатам оливина, которые часто захватывают небольшие CAIs (Krot et al., 2004a), разница в этом случае состоит в том, что 3N испытало частичное плавление после агрегации в отличие от АОА. Выбор между двумя моделями затруднителен, но в любом случае требуется высокая концентрация твердых частиц и небольшие относительные скорости движения в области, где происходит аккреция 3N. В частности, если включение 3N возникло как расплавленное CAI типа FoB, которое затем захватило многочисленные твердые CAIs, то эти столкновения произошли в течение очень небольшого временного интервала (1–2 дня), соответствующего затвердеванию при 300–400°C и скорости охлаждения ~10°C/ч. Даже если плотность распределения зерен в небуле была необычно высокой, то fO₂ оставалась низкой, чтобы пироксен во включении-хозяине кристаллизовался со значительным содержанием Ti³⁺.

Составные включения, такие как 3N, указывают на механизм, благодаря которому CAIs в CV3 хондритах могли вырастать до крупных размеров, именно за счет взаимного столкновения и захвата множества CAIs перед тем, как расплавиться. Это не противоречит альтернативному механизму, согласно которому CAIs CV3 хондритов вырастали из очень больших “пылевых скоплений”. Наверняка в природе есть более крупные CAIs CV3 хондритов (1–2 см), которые никогда не плавились.

4.3.4. Валовые химические составы захваченных в CAI 3N включений с высоким содержанием магния

Как отмечалось выше, валовый состав CAI 3N находится в пределах поля мелилита (+ жидкость + + шпинель), несмотря на то, что его различные компоненты (включая богатое оливином вещество включения-хозяина) расположены в значительной области на диаграмме (рис. 50). Если бы 3N полностью расплавилось (за исключением, вероятно, шпинели) и все границы различных захваченных CAIs были бы стерты, оно имело бы минералогические свойства типичного CAI типа B, без следа первичного состава вещества FoB типа.

Наиболее удивительным аспектом 3N в контексте валового химического состава (рис. 50) является то, что большая часть захваченных CAIs типа B располагаются ниже на диаграмме (ближе к богатой форстеритом области) и дальше от полей составов, определяемых “автономными” CAIs типа B. Эти составы сдвигаются намного ближе к тренду равновесной конденсации (Yoneda, Grossman, 1995), чем область составов обычных CAIs B типа.

Даже два захваченных CAIs типа CTA располагаются вдоль богатой форстеритом границы поля, определяемого составами обычных включений типа A. Следует признать, что состав любого отдельного захваченного CAI может выходить за пределы полей известных составов разных типов CAIs, но наблюдаемую тенденцию общего сдвига составов захваченных CAIs к линии равновесной конденсации нельзя не заметить.

Предлагаются три возможных объяснения такого сдвига к линии равновесной конденсации: (1) различия являются аналитическим артефактом; (2) магний из окружающей литологии, богатой форстеритом, диффундировал в частично расплавленные захваченные CAIs во время частичного плавления, (3) различия естественные, и объекты, заключенные в 3N, по составу отличаются от всех известных отдельных CAIs, валовые составы которых были определены. Первую возможность можно исключить из-за способа определения валовых составов, так как составы не были связаны с перекрытием электронного луча с соседними богатыми магнием фазами во время анализа состава. Валовые составы извлекались из полного спектра рентгеновской карты всего CAI, и программное обеспечение позволяло выборочно очерчивать интересующие области (в данном случае, захваченные CAIs) и определять состав конкретных объектов. Любые эффекты перекрытия луча на рентгеновском изображении незначительны по сравнению с валовыми составами самих CAIs. Второй вариант является самым простым и прямым объяснением, но он сталкивается с серьезным препятствием: основная масса 3N (включающая и вмещающее включение, и захваченные CAIs) располагается за пределами поля типа B. Это не может быть связано с какой-либо диффузией магния и приводит к третьей модели, которая является наиболее интересной с космохимической точки зрения, поскольку отклонение валовых составов CAIs (особенно типа B) от предсказанного тренда равновесной конденсации было предметом многочисленных споров на протяжении более 40 лет (MacPherson, 2014).

На первый взгляд, идея о том, что захваченные CAIs типа B могут действительно так сильно отличаться от “нормальных” типов B, кажется крайне маловероятной, потому что для этого необходимо, чтобы вся популяция богатых магнием CAIs была не замечена за все предыдущие исследования валовых составов CAIs. Теоретические и лабораторные исследования (Grossman et al., 2000; Grossman et al., 2000, 2002; Richter et al., 2002, 2006, 2007) показали, что химические и изотопные свойства CAIs типа В требуют различной степени преобразования капель расплава, исходный состав которых был получен путем конденсации. Эти исследования позволили количественно согласовать наблюдаемые обедненные магнием валовые составы CAIs типа B с предсказанными составами равновесной конденсации. Было показано, что, практически, ни одно включение типа B не избежало преобразований.

Изучение CAI 3N и его многочисленных захваченных CAIs позволили сделать вывод: только индивидуальные CAIs типа B были модифицированы таким образом. CAIs, заключенные в 3N, были в значительной степени защищены от испарения расплава и, следовательно, более надежно сохранили свой валовый состав, полученный в результате конденсации, в отличие от отдельных включений. Это не означает, что все объекты внутри 3N или в целом 3N-хазяине избежали каких-либо изменений. Действительно, геленитовый мелилит вдоль внешних границ CAI 3N-12 и само вмещающее включение 3N свидетельствуют, что некоторое испарение расплава действительно имело место, поэтому состав CAI 3N-12 находится ближе к нормальному полю составов CAIs типа B (рис. 50), чем другие захваченные CAIs, но, в целом, захваченные CAIs в пределах вещества 3N должны были испытывать значительно меньшую степень испарения расплава, чем индивидуальные CAIs. В этом смысле захваченные CAIs в пределах 3N представляют собой более раннее поколение расплавленных CAIs, сохраненных благодаря тому, что они были захвачены в более крупный объект до того, как высокотемпературная обработка изменила их валовый состав.

Таким образом, уникальное составное CAI 3N, состоит из FoB CAI, которое включает 26 захваченных CAIs, соответствующих известным типам A, B, C и FoB. Однако несмотря на такое минералогическое и структурное сходство с индивидуальными CAIs, эти захваченные включения систематически обогащены магнием по сравнению с ними. Интерпретируется это систематическое различие как следствие захвата CAIs веществом 3N, защищавшим их от интенсивного испарения расплавов, которое могли испытывать отдельные CAIs в протопланетном облаке, поэтому захваченные CAIs лучше сохранили исходные валовые составы, сформированные в результате конденсации газа протопланетного диска. Существование составных CAIs, таких, как 3N, означает, что локально плотность частиц в протопланетном облаке была высокая, и составные CAIs, наряду с тонкозернистыми шпинелевыми CAIs и AOAs, фиксировали самую раннюю аккрецию тел сантиметрового размера. Столкновения должны были происходить за часы, при условии, что интервал температуры затвердевания расплава для CAI-хозяина составляет 300–400°C и скорость охлаждения ~10°C/ч.

4.4. Ультратугоплавкие включения CV3 хондритов

Как отмечалось в главе 1, валовые химические составы CAIs в различных группах хондритов характеризуются распределением редкоземельных элементов группы II, когда наблюдается обеднение наиболее труднолетучих РЗЭ относительно среднелетучих и летучих РЗЭ (Boynton, 1975; Davis, Grossman, 1979). Поскольку такую закономерность можно объяснить только фракционной конденсацией газа солнечного состава, из которого наиболее тугоплавкие РЗЭ были удалены в виде ранее образовавшихся конденсатов или в виде остатков от испарения, то это еще раз иллюстрирует, насколько важную роль играли процессы испарения и конденсации во время образования CAIs. Хотя CAIs с распределением РЗЭ группы II относительно широко распространены, CAIs с комплементарным, “ультратугоплавким” характером распределением РЗЭ очень редки.

В табл. 11 перечисляются все известные ультратугоплавкие включения CAIs и их характеристики (Ivanova et al., 2012). UR CAIs обычно состоят из очень тугоплавких минералов, включая Zr,Sc-оксиды, Zr,Sc-пироксены и Y-перовскит, и, следовательно, они чрезвычайно важны для понимания химического и изотопного фракционирования вещества ранней Солнечной системы. Около 70% UR CAIs образуют составные объекты с обычными CAIs или амебовидными оливиновыми агрегатами (табл. 11). CAIs, содержащие UR CAIs, потенциально могут внести ограничения на время образования, степень изотопной неоднородности и эволюцию изотопных резервуаров кислорода в ранней Cолнечной системе.

В этой главе обсуждаются результаты по изучению минералогии, петрологии и валового химического состава сложных включений, содержащих UR CAIs, 33E, 40Е и 3N, из CV хондритов Ефремовка и NWA 3118 (Ivanova et al., 2012; Krot et al., 2019).

4.4.1. Минералогия и петрография ультратугоплавких включений CV3 хондритов 3N-24, 33E-1 и 40Е-1

4.4.1.1. Ультратугоплавкое включение (UR CAI) 3N-24 составного CAI 3N из CV3 хондрита NWA 311

Один из объектов, входящий в составное CAI 3N, названный 3N-24, размером ~0.3 × 0.5 мм, представляет собой UR CAI, минералогически отличающееся от всех других включений и вмещающего FoB CAI 3N (рис. 51б, 51в). Включение состоит из зерен оксидов, обогащенных Zr, Sc, Y, неправильной формы, размером до 50 мкм, содержащих микронные включения идиоморфных зерен перовскита с высоким содержанием Y и окруженных, богатым Zr- и Sc- Al,Ti-диопсидом и микронными включениями шпинели (рис. 52). Иногда более крупнозернистый перовскит находится в сростках с Zr, Sc, Y-оксидами (рис. 52б). Микроскопические зерна оксидов, богатых Zr, Sc, Y, обычно образуют ореол вокруг крупных оксидных зерен (рис. 52а).

Рентгеновские элементные карты CAI 3N-24 (рис. 53) показали равномерное распределение циркония и иттрия в зернах оксида, содержание скандия уменьшалось к краям зерен. Пироксены вокруг оксидов были обогащены Zr, Sc, Y, и содержание этих элементов уменьшалось в пироксене по мере удаления от оксидов (рис. 54). Граница между FoB CAI-хозяином 3N и UR CAI 3N-24 неравномерная и прерывистая, но ее можно было распознать, как на рентгеновских элементных картах, так и на BSE изображениях из-за гораздо более высокой яркости Zr,Sc-пироксена в 3N-24 относительно Al,Ti-диопсида во включении-хозяине 3N (рис. 53).

Химические составы основных минералов FoB CAI 3N представлены в табл. 12, а минералов UR CAI 3N-24 – в табл. 13 и 14. На основе химического состава можно выделить два типа оксидов с высоким содержанием Zr, Y, Sc, оксид-1 и оксид-2 (табл. 13; рис. 55). Один оксид по составу подобен таковому, который был ранее описан в работе (Noonan et al., 1977) в тугоплавком включении 1105-42 углистого хондрита Ornans (CO3). Возможно, что эта минеральная фаза близка по составу кальциртиту CaZr₃TiO₉, обогащенному Y (Xiong et al., 2020).

Средний состав оксида-2 (Zr, Ti, Ca, Y, Sc)_0.99O_1.75 аналогичен составу богатого Y-тажеранита (кубического диоксида циркония) в AOA из углистого хондрита Allende (CV3) (Ma, Rossman, 2008). Оксид-2 имеет несколько более высокое содержание ZrO₂, Y₂O₃ и Sc₂O₃ и более низкое содержание TiO₂, чем богатый Y-тажеранит (рис. 55).

Пироксен в 3N-24 содержит 11–19 мас. % Al₂O₃ и 3–7 мас. % TiO₂ (табл. 13; рис. 54). Он обогащен Sc₂O₃ (до 3.1 мас. %), Y₂O₃ (до 1.1 мас. %), HfO₂ (до 0.46 мас. %) и ZrO₂ (до 5.6 мас. %) по сравнению с Al,Ti-диопсидом в CAI Типа B (Simon et al., 1991). Содержания TiO₂ и Sc₂O₃ в пироксенах 3N-24 ниже, чем в других UR CAIs, например, E101.1 из Ефремовки (El Goresy et al., 2002) (TiO₂: 8.4–14.6 мас. %; Sc₂O₃: 3.1–12.9 мас. %), HIB-11 из Murchison (Simon et al., 1996) (TiO₂: 11.5–13.4 мас. %; Sc₂O₃: 9.9–14.6 мас. %) и OSCAR в метеорите Ornans (Krot et al., 2001c) (TiO₂: 6.7 мас. %; Sc₂O₃: 15.0 мас. %) (рис. 57). Содержание ZrO₂ в пироксенах 3N-24 аналогично пироксенам E101.1 (до 5.4 мас. %) и выше, чем в пироксенах в CAI HIB-11 (до 0.93 мас. %) и OSCAR (3.3 мас. %).

Пироксены в 3N-24 имеют самое высокое содержание Y₂O₃ по сравнению с пироксенами других UR CAI, например, в E101.1 (до 0.11 мас. %), HIB-11 (до 0.34 мас. %) и OSCAR (0.52 мас. %) (рис. 57). Расчетное соотношение Ti³⁺/Ti⁴⁺ в пироксенах с TiO₂ > 4 мас. % составляет от 0.4 до 0.8, что близко к таковым в богатом Ti и Al-пироксене (фассаите) CAI типа B (0.5–0.8; Simon et al., 1991), выше, чем в OSCAR (0.1–0.4) и перекрывается с таковыми в HIB-11 (0.2–0.6). Корреляции между MgO, SiO₂, ZrO₂, Y₂O₃ и Sc₂O₃ в пироксенах 3N-24 показаны на рис. 57 и подобны таковым в Ti,Al-пироксене из CAI типа B (Simon et al., 1991). MgO и SiO₂ обратно коррелируют с Sc₂O₃ и ZrO₂, что согласуется с поведением скандия и циркония как совместимых элементов во время фракционной кристаллизации пироксенов из силикатных расплавов богатых Ca и Al (Simon et al., 1991). Хотя иттрий и является несовместимым элементом в Ti-пироксене (Simon et al., 1991), он положительно коррелирует с Sc₂O₃ в пироксене 3N-24. Это может быть связано с плавлением Zr,Sc,Y-оксидов в расплаве пироксена.

Из-за небольших размеров зерен все электронные микрозондовые анализы перовскита содержат захваченные элементы окружающих Zr,Sc,Y-оксидов и Zr-,Sc-,Al,Ti-диопсида, и поэтому они не показаны в табл. 13.

4.4.1.2. Ультратугоплавкое включение 33Е-1 составного CAI 33E из CV3 хондрита Eфремовка

Тугоплавкое включение 33E принадлежит к рыхлым включениям типа А (FTA). Внутри него находится UR CAI 33Е-1 (рис. 56). Оба CAIs окружены общей, богатой форстеритом, аккреционной каймой, которая структурно и минералогически подобна амебовидным оливиновым агрегатам (Krot et al., 2001c). FTA CAI размером 7 × 8 мм состоит из многочисленных нодулей, состоящих из мелилита, шпинели и редкого перовскита.

Модальное содержание мелилита увеличивается по направлению к периферической части включения. Каждый нодуль окружен каймой WL, состоящей из шпинели, мелилита ± анортита, Al,Ti-диопсида и (иногда) форстерита.

UR CAI 33E-1 находится в периферийной части 33E (рис. 58) и состоит из нескольких нодулей, содержащих Zr,Sc,Y-оксиды, металл платиновой группы (PGE) и большого количества Y‑перовскита; Zr-оксиды, окружены Zr,Sc-пироксеном, шпинелью и почти чистым геленитом (рис. 58). Зерна шпинели в кайме CAI имеют решетчатую морфологию (рис. 58б), тогда как зерна в ядре CAI образуют либо субидиоморфные срастания с перовскитом (рис. 58в), либо находятся в виде ксеноморфных зерен (рис. 58г). Решетчатая морфология шпинели была ранее описана в UR CAI HIB-11 (Simon et al., 1991) и нескольких шпинель-гибонитовых CAIs из CM хондритов, в которых шпинель, по-видимому, замещает гибонит (MacPherson, Davis, 1994). Каждый нодуль 33E-1 окружен каймой WL, состоящей из слоев Al,Ti-диопсида и форстерита (рис. 58б–58г).

На основании микрозондового анализа минералов 33E-1 можно выделить два типа Zr,Y,Sc-оксидов (табл. 13; рис. 55). Один оксид аналогичен оксиду-2, обогащенному ZrO₂, Y₂O₃, Sc₂O₃ из 3N-24, но имеет более высокое содержание Sc₂O₃ (до 8.2 мас. %) и V₂O₃ (до 0.77 мас. %) и аналогичен Y‑тажераниту (кубическому диоксиду циркония) в АОА из углистого хондрита Allende (CV3) (Ma, Rossman, 2008) но, как и в оксиде-2 из 3N-24, имеет более высокие содержания ZrO₂, Y₂O₃, Sc₂O₃ и низкие содержания TiO₂, чем богатый Y тажеранит. Второй тип оксида – это Y,Sc-тажеранит. Мелилит в нодулях FTA CAI геленитовый (Åk3.5–9.5) (табл. 12). Мелилит в ядре UR CAI 33E-1 представлен почти чистым геленитом (Åk0.9). Шпинель отвечает по составу MgAl₂O₄ и содержит до 2 мас. % FeO (табл. 12). Шпинель в кайме WL содержит до 1 мас. % FeO. Пироксены каймы WL различаются по составу (6−27 мас. % Al₂O₃ и 1−7 мас. % TiO₂, табл. 14).

Перовскит в 33E-1 имеет высокое содержание Y₂O₃ (до 7.1 мас. %), ZrO₂ (до 1.6 мас. %) и низкое содержание Sc₂O₃ (<0.39 мас. %) (табл. 13). Содержание Y₂O₃ и ZrO₂ (в мас. %) выше, чем в перовските из других CAIs: например, E101.1 (Y₂O₃ – 1,4, ZrO₂ – 1.1; El Goresy et al., 2002), HIB-11 (Y₂O₃ – 1.6, ZrO₂ – 0.21; Simon et al., 1991) и OSCAR (Y₂O₃ – 5.9; Davis, 1984).

Пироксены в центральной части 33E-1 содержат >33 мол. % CaScAlSiO₆ и, следовательно, относятся к девиcиту (Ma, Rossman, 2009a), а пироксены в кайме WL представлены Zr-,Sc-,Al-диопсидом (табл. 14; рис. 57, 59). Содержание TiO₂ (4.7–10.7 мас. %) и Sc₂O₃ (2.8–11.1 мас. %) в девисите аналогично содержанию этих оксидов в пироксенах UR CAIs E101.1, HIB-11 и OSCAR (Simon et al., 1991; El Goresy et al., 2002).

Подобно пироксенам в 3N-24, содержания TiO₂, Sc₂O₃, ZrO₂ и Y₂O₃ в девиcите уменьшаются при удалении от Zr,Sc,Y-оксидов, и зерен перовскита, богатых Y и Zr (рис. 60). В пироксенах с TiO₂ > 4 мас. % расчетное отношение Ti³⁺/ Тi⁴⁺ составляет 0.3–0.6.

4.4.1.3. Ультратугоплавкое включение 40E-1 и вмещающее включение 40Е

CAI 40E – это составное компактное включение типа А, содержащее ультратугоплавкое включение 40Е-1 (рис. 61). CAI 40Е состоит из геленитового мелилита (Åk ~ 20–30), шпинели, перовскита (1.1 мас. % V₂O₃) и гроссманита, содержащего Zr, Sc (мас. %: 0.31 ZrO₂, 0.61 Sc₂O₃, 23.2 Al₂О₃). UR CAI 40E-1 состоит из геленитового мелилита (Åk5–20), перовскита (0.98 мас. % V₂O₃), гроссманита, обогащенного Zr и Sc (мас. %: 1.2 Zr₂O₃, 1.2 Sc₂O₃, до 3.2 V₂O₃, 21.6 Al₂O₃, 18.0 TiO₂) и рубинита. Рубинит (Ca₃Ti$_{2}^{{3 + }}$Si₃O₁₂) – первый гранат предположительно конденсационного происхождения, обнаруженный в этом ультратугоплавком включении.

Рубинит окаймляет гроссманит (рис. 61), в его составе 1.9 мас. % ZrO₂ и 3.6 мас. % Sc₂O₃. Кайма WL представлена слоями шпинели, чистого геленита (Åk ~ 5), гроссманита и Al,Ti-диопсида. Более поздние находки рубинита в расплавленных CAIs могут предполагать также его кристаллизацию из расплава.

4.4.2. Валовый химический состав ультратугоплавких включений

Валовые составы ультратугоплавких UR CAIs 3N-24, 33E-1, 40E-1 и вмещающих FoB CAI 3N, FTA CAI 33E и CTA 40E перечислены в табл. 15 и нанесены на диаграмму Al₂O₃–CaSiO₄–Mg₂SiO₄ – проекцию от шпинели, вершины тетраэдра CMAS на плоскость (рис. 62). Составы 3N-24 и 3N на этой диаграмме похожи, состав 3N находится около тройной точки пироксен-оливин-мелилит (+ шпинель + расплав), тогда как состав 3N-24 расположен вблизи пироксен-анортитовой (+шпинель) линии. Эти составы похожи на составы некоторых FoB CAIs из CV3 хондритов (Bullock et al., 2012).

Напротив, валовый состав FTA 33E находится в области составов CAIs типа A, тогда как состав UR CAI 33E-1 относится к области составов CAIs типа B (рис. 62). Валовый состав UR CAI 40E-1 находится ниже поля CTA CAI и включения-хозяина CTA CAI 40Е, вероятно, из-за необычайно высокого содержания перовскита во включении, что приводит к высокому отношению Ca/Al в валовом составе (Ivanova et al., 2013b).

На рис. 63 представлены графики валовых химических составов UR CAIs 3N-24, 33E-1 и 40Е-1, нормированных к составу хондритов CI, в порядке увеличения летучести элементов. CAIs обогащены Zr (от 3 × 10⁴ до 9 × 10³), Hf (от 3.7 × 10³ до 1.9 × 10³), Y (от 1.5 × 10⁴ до 7 × 10³), Sc (от 2.5 × 10³ до 5.5 × 10³), Ti (от 58 до 156), Al (от 14 до 18), Ca (от 12 до 15) и V (от 43 до 71) относительно CI хондритов. Для сравнения, типичные крупнозернистые CAI из Allende (Тип A, B и C) имеют коэффициенты обогащения для Hf и Sc <20 × CI (Grossman, 1973; Grossman, Ganapathy, 1976).

4.4.3. Являются ли CAIs 3N-24, 33E-1 и 40E-1 действительно ультратугоплавкими CAIs?

“Ультратугоплавкие” включения определяются на основании распределения РЗЭ, характеризующегося обогащением наиболее тугоплавких тяжелых РЗЭ по сравнению с более летучими РЗЭ. Исследованию РЗЭ ультратугоплавких CAIs будет посвящен следующий раздел главы 4. Валовый химический состав изученных включений демонстрирует высокое обогащение цирконием, скандием, иттрием и гафнием, а в составе минеральных фаз этих включений находятся очень тугоплавкие минералы (Zr,Sc,Y-оксиды и пироксены). Это указывает на то, что CAIs действительно являются ультратугоплавкими, что подтверждается обогащением включений Sc,Zr,Y-оксидами, которые отсутствуют в обычных CAI, а встречаются только в “природных” UR CAIs (табл. 13).

4.4.4. Многоступенчатое формирование составных CAIs, содержащих ультратугоплавкие CAIs

Необычный минеральный и валовый химический состав UR CAIs 3N-24, 33E-1 и 40Е-1 и их вмещающих включений, FoB CAI 3N, FTA CAI 33E и CTA 40Е, указывают на то, что эти CAIs образовались из химически и, возможно, изотопно различных предшественников.

Кроме того, что вещество-предшеcтвенник ультратугоплавких включений могло образовываться в разных физико-химических условиях, оно также могло формироваться в разных регионах протопланетного диска и/или в разное время жизни протопланетного диска. Предшественники составных CAIs, FoB 3N и FTA 33E, скорее всего, образованы в результате процессов конденсации и плавления (только CAIs 3N и 40Е), ответственных за происхождение этих типов CAIs.

Предшественники UR CAI, состоящие из ультратугоплавких минералов (Zr,Sc,Y-оксидов, Y‑перовскита, Zr,Sc-пироксена, PGE металлов) и демонстрирующие высокую степень обогащения ультратугоплавкими элементами по сравнению с типичными крупнозернистыми CAIs, вероятнее всего, образуются при гораздо более высоких температурах, чем сосуществующие включения, захватившие UR CAIs. Температуры 50%-ой конденсации оксидов Zr, Sc и Y из охлаждающегося газа солнечного состава составляли 1780, 1644 и 1592 K соответственно (Grossman, Ganapathy, 1976; Wasson, 1985), а по более современным расчетам температуры 50%-ой конденсации оксидов Zr и Hf из охлаждающегося газа солнечного состава составляют 1741 и 1720 K соответственно (Wood et al., 2019). Последние более высокие, чем температуры конденсации оксидов Al, Ti и Ca (1653, 1565 и 1535 K соответственно), а температуры конденсации оксидов Y и Sc (1551 и 1541 К соответственно) соизмеримы с ними (Wood et al., 2019).

UR CAIs характеризуются суперхондритовыми отношениями Zr/Y и Zr/Sc (3.6–6.1; 1–8), тогда как отношения Zr/Y и Zr/Sc в хондритах CI составляют 2.7 и 0.6, соответственно), что указывает на высокую степень фракционирования тугоплавких элементов при очень высоких температурах. Следует отметить, что во всех ранее изученных UR CAIs (табл. 11), изотопный состав титана не обнаружил никаких доказательств обогащения тяжелыми изотопами (что ожидается в остаточных после испарения расплавах) (Simon et al., 1991; Davis et al., 1991). Эти наблюдения подтверждают (но не доказывают) конденсационное происхождение предшественников UR CAIs.

Компактная магматическая текстура включений 3N-24 (рис. 51б, 51в), так же как и 40Е-1 предполагает, что его вещество-предшественник, скорее всего, было расплавлено. Амебовидная форма 3N-24 указывает на то, что плавление было неполным. Поскольку UR CAI 3N-24 находится внутри крупнозернистого магматического FoB CAI, плавление могло происходить до и/или одновременно с плавлением вмещающего предшественника CAI. Валовый химический состав 3N-24, проектируемый из точки шпинели на плоскость диаграммы Al₂O₃–Ca₂SiO₄–Mg₂SiO₄, находится в области пироксен + расплав, вблизи ликвидусного минимума (рис. 62). Валовые составы структурно и минералогически различных включений в CAI-хозяине 3N также располагаются вблизи минимумов ликвидуса, предполагая, что они могли образоваться в результате частичного плавления исходного вещества-хозяина CAI. Возможно, плавление и неполная ассимиляция 3N-24 происходили одновременно. Следы плавления оксидов с высоким содержанием Zr, Sc, Y – небольшие включения, образующие ореол вокруг более крупных зерен Zr,Sc,Y-оксидов неправильной формы (рис. 52a), и зональное распределение циркония, скандия и иттрия в пироксене вокруг оксидов (рис. 54) также согласуются с предполагаемым частичным плавлением 3N-24.

UR CAI 33-1, состоящее из нескольких концентрически-зональных нодулей и содержащее решетчатые кристаллы шпинели, не имеет явных признаков плавления. Его центральная часть, богатая Zr, Sc и Y, окружена каймой WL, состоящей из слоев шпинели, пироксена и форстерита, которые, скорее всего, образовались в результате конденсации газа на поверхность UR CAI. Наблюдаемое обогащение Zr и Sc в пироксеновом слое каймы WL (рис. 60) предполагает, что UR CAI впоследствии испытало термальное воздействие, которое привело к диффузии Zr и Sc из центра включения в пироксен каймы. Предполагаемое термальное событие могло произойти до, во время или после конденсации и нарастания толстой аккреционной оболочки богатой форстеритом, которая окружает как UR CAI 33-1, так и включение-хозяина FTA CAI 33E (рис. 57).

Таким образом, составные включения, содержащие UR CAIs из СV3 хондритов Ефремовка и NWA 3118, испытали многоступенчатую историю формирования. Предшественники UR CAIs образовались в результате испарения/конденсации при температуре выше 1800 К. Предшественники вмещающих включений образовались в результате испарения/конденсации при значительно более низких температурах. Впоследствии предшественники UR CAIs объединились в составные объекты и испытали частичное плавление с последующим термическим отжигом. UR CAI 33E-1 и FTA CAI 33E, по-видимому, избежали какого-либо значительного плавления до и после их слипания. Кайма WL и аккреционная оболочка богатая форстеритом вокруг всего объекта сформировались, вероятно, в результате конденсации, а затем подверглась термальному воздействию (Ivanova et al., 2012).

4.5. Распределение редкоземельных элементов ультратугоплавких включений CV3 хондритов

Особое значение имеет классификация CAIs, основанная на содержаниях редкоземельных элементов. Валовые содержания микроэлементов CAIs связаны с летучестью элементов (MacPherson, 2014). В работе (Mason, Martin, 1977) авторы описали несколько типов распределения РЗЭ в CV CAIs, но все они имеют нефракционированное распределение, которое можно различить по обогащению/обеднению относительно летучих элементов Eu и Yb. CAIs группы II имеют фракционированный состав РЗЭ: они равномерно обогащены умеренно летучими РЗЭ (La-Sm) и обеднены наиболее тяжелыми РЗЭ (Gd-Lu) за исключением Tm и наиболее летучими РЗЭ (Eu и Yb). Считается, что распределение РЗЭ группы II образовалось в результате фракционной конденсации в газовом резервуаре, из которого РЗЭ удалялись либо при конденсации, либо при неполном испарении образующихся фаз (Boynton, 1975). Однако масс-зависимое изотопное фракционирование РЗЭ группы II несовместимо со сценарием одностадийной конденсации, и для его объяснения, по современным представлениям, требуется привлечение сложной термальной обработки твердых частиц в протопланетном диске (Hu et al., 2021).

CAIs, которые имеют картину распределения РЗЭ, комплементарную группе II, считаются ультратугоплавкими и представляют собой высокотемпературную фракцию вещества, которая была удалена из области образования CAIs в протопланетном диске до образования включений с распределением РЗЭ группы II (Noonan et al., 1977; Palme et al., 1982; Davis, 1984). Распределение РЗЭ группы II наблюдается примерно в 20–40% всех измеренных тугоплавких включений (Davis et al., 1991), тогда как UR распределение РЗЭ в CAIs исключительно редко (Noonan et al., 1977; Davis, 1984, 1991; Weber, Bischoff, 1994; Simon et al., 1996; El Goresy et al., 2002, Hiyagon et al., 2003; Kimura et al., 2003; Ushikubo et al., 2003; Ma et al., 2009, 2011; Uchiyama et al., 2008; Aleon et al., 2010). Данных о конкретных минералах-носителях “ультратугоплавкого” распределения РЗЭ не существует. Было показано, что UR CAIs состоят из тугоплавких минералов, Zr,Sc,Hf,Y,Ti-оксидов, Zr,Sc-пироксена, шпинели и Y-перовскита (табл. 51) (Ivanova et al., 2012). Некоторые из этих минералов UR CAIs Al-2-1, 3N-24 и 33Е-1 из CV3 хондритов Allende, NWA 3118 и Ефремовка впервые были проанализированы с помощью рентгено-флуоресцентной спектроскопии с приминением синхротронного излучения (SRXRF) для подтверждения их ультратугоплавкой природы и поиска взаимосвязи между Zr,Sc,Y-минералами и распределением РЗЭ (Genzel et al., 2020).

4.5.1. Проблемы определения РЗЭ в минералах UR CAIs

Места точечных измерений SRXRF были выбраны на основе карт интенсивности элементов SRXRF минералов с высокими концентрациями Zr, Sc и Y (Genzel et al., 2020). Карты интенсивности элементов SRXRF соответствовали участкам на изображениях BSE. Проанализированные минералы и названия точек анализов перечислены в табл. 16. С помощью ЭДС анализов была получена информация о химическом составе поверхности образцов с относительно небольшой глубиной проникновения (около 1 мкм), тогда как используемый луч SRXRF имеет большую глубину проникновения, примерно 42 мкм. В результате информация о химическом составе распространяется на более глубокие слои в тонком сечении образца. Анализируемые минеральные фазы находятся на поверхности, и идентифицируются, в основном, по анализам ЭДС. Местоположение точечных измерений SRXRF соответствовало исследуемым минеральным фазам на поверхности, но распределение фаз на глубине и соответствующий вклад каждой фазы в информацию о химическом составе были неопределенными из-за большей глубины проникновения луча SRXRF.

Таким образом, анализ Zr, Sc, Y и РЗЭ в фазах UR CAIs был возможен, но, к сожалению, концентрация РЗЭ в конкретном минерале все же оставалась неопределенной, и может быть получена только в том случае, если концентрация РЗЭ в интересующей отдельно взятой минеральной фазе намного выше, чем концентрация РЗЭ в окружающем материале. Основываясь на опыте, полученном в результате нашей работы (Genzel et al., 2020) в будущем предлагается другой подход к измерениям для получения картины распределения РЗЭ отдельных фаз – носителей в UR CAIs. Для этого потребуются сверхтонкие срезы образца (толщиной несколько микрон) (Stojic, Brenker, 2010).

Тем не менее, примененный метод SRXRF позволил провести комплексное исследование распределения REE в CAIs, обогащенных минералами с высоким содержанием Zr, Sc, Y, не разрушая вещество и сохраняя уникальный материал для дальнейших изотопных исследований (Genzel et al., 2020).

Полученные графики распределения РЗЭ показаны на рис. 64–66. Приведенные минеральные фазы на диаграммах РЗЭ на этих рисунках соответствуют химическому составу фаз, определенных с помощью ЭДС, но не являются однозначными для анализа SRXRF, так как охват рентгеновского возбуждения может быть все-таки больше по объему, чем минеральное зерно, анализируемое на поверхности шлифа. Результаты SRXRF были получены для всех минералов CAIs, обогащенных Zr, Sc, Y и РЗЭ.

Большие погрешности для легких РЗЭ обусловлены более низкой интенсивностью фона, что может быть результатом влияния фотоэлектронов, образующихся в образце, действующих как вторичный источник и приводящих к дополнительному фоновому сигналу. Такой эффект не был учтен в используемом для обработки данных программном обеспечении (Monte Carlo software).

4.5.2. Распределение РЗЭ в минералах UR CAIs

На рис. 64 показано распределение РЗЭ реликтового UR CAI Al-2-1 (Genzel et al., 2020). Оно демонстрирует сильное обогащение более труднолетучих РЗЭ по сравнению с более летучими РЗЭ.

На рис. 65 показано распределение РЗЭ минералов UR CAI 33E-1 (Genzel et al., 2020), входящего в составное включение 33E (Ivanova et al., 2012). Спектры РЗЭ богатых Zr, Sc, Y минералов в UR CAI 33E-1 также показывают значительное обогащение тяжелыми РЗЭ относительно легких.

На рис. 66 показано распределение РЗЭ минералов UR CAI 3N-24 включения (Genzel et al., 2020), входящего в состав FoB, CAI 3N (Ivanova et al., 2012, 2015). Все результирующие картины распределения богатых Zr, Sc, Y участков во включении 3N-24 демонстрируют тенденцию “ультратугоплавкого” распределения РЗЭ, как и во всех анализируемых UR CAIs.

Из графиков видно, что общий вид распределения РЗЭ в разных минеральных фазах не показывает значительных изменений, указывающих на то, что концентрации РЗЭ были получены именно из этих, богатых Zr, Sc, Y, минералов.

4.5.3. “Ультратугоплавкая” природа UR CAIs СV3 хондритов

Данные, полученные неразрушительным SRXRF методом, подтверждают ультратугоплавкую природу CAIs, содержащих большое количество минералов с высоким содержанием Zr и Sc (Al-2-1, 33E-1 и 3N-24) (Genzel et al., 2020), которые ранее считались ультратугоплавкими исключительно на основании их валового химического состава, обогащенного Zr, Sc, Y, Hf и Ti (Ivanova et al., 2012). Спектры РЗЭ этих CAIs сильно фракционированы по летучести и показывают обогащение тяжелыми РЗЭ по сравнению с легкими, демонстрируют так называемое “ультратугоплавкое” распределение в отличие от РЗЭ распределения группы II в CAIs (MacPherson, 2014).

Поскольку глубина проникновения входящего рентгеновского луча, используемого SRXRF, больше, чем глубина проникновения электронного луча, используемого в микрозондовом анализе (EPMA), результирующие спектры РЗЭ, показанные на рисунках 64–66, необязательно отражают распределение РЗЭ в минералах, находящихся на поверхности, так как рентгеновский луч при синхротронном возбуждении имеет объем возбуждения в некоторых случаях значительно больше, чем размер зерен, анализируемых минералов на поверхности шлифа. Информация о глубине проникновения рентгеновского луча особенно важна, поскольку толщина минеральных зерен неизвестна. Следует принять во внимание, что на подстилающие фазы также воздействовал входящий пучок рентгеновских лучей, и это вносило вклад в измеряемый сигнал XRF, что согласуется с полученными данными, поскольку мы не наблюдаем значительных вариаций в спектрах распределения РЗЭ между отдельными минеральными фазами в пределах CAI.

Хорошим примером являются анализы тажеранита и шпинели в UR CAIs 33E-1 и 3N-24, которые показывают аналогичные закономерности. Тажеранит ((Zr, Ti, Ca)O_2 − x) – очень тугоплавкий минерал, который конденсировался первым из газа солнечной туманности и захватывал относительно большое количество микроэлементов, таких как РЗЭ, тогда как шпинель конденсировалась позже, при более низких температурах и уже не захватывала труднолетучие микроэлементы, кроме Ti и V. Наблюдаемая корреляция РЗЭ спектров тажеранита и шпинели (рис. 65) свидетельствует о том, что невозможно было измерить РЗЭ спектры отдельных минералов, не захватывая другие. Фактически, многофазное рентгеновское возбуждение привело к смешанным сигналам, которые в свою очередь привели к похожим картинам распределения РЗЭ большинства минералов. В случае шпинели это становится особенно очевидным, поскольку ожидалось, что концентрация РЗЭ в этой фазе будет довольно низкой. Поскольку спектры Zr,Sc,Y-минералов, которые ответственны за картину распределения UR CAIs, измерялись, вероятно, вместе с подстилающей или окружающей шпинелью, то спектры шпинели получались такие же, как и для ультрутугоплавких фаз. Таким образом, с помощью применяемой стратегии измерения было невозможно определить, существуют ли определенные фазы–носители спектров UR CAIs. Однако удалось подтвердить UR-природу CAIs, обогащенных Zr,Sc, Y-содержащими минералами (Genzel et al., 2020).

Спектры РЗЭ ультратугоплавких CAIs характеризуются обогащением наиболее тяжелых РЗЭ, за исключением Yb, по сравнению с легкими. Изученные включения обеднены наиболее летучими РЗЭ (Eu и Yb) и поэтому обычно имеют отрицательные аномалии (MacPherson, 2014). Lu, наиболее труднолетучий из РЗЭ, обычно более всех других РЗЭ обогащает спектр РЗЭ ультратугоплавких включений, но не в случае с UR CAIs Al-2-1 и 33E-1, в их спектрах годалиний является наиболее распространенным среди труднолетучих РЗЭ (рис. 64, 65). Это не совсем согласуется с выводами, полученными в ранней работе (Davis et al., 1991), в которой было продемонстировано обогащение UR CAIs не только годалинием, но и Er и Lu. На основании наблюдаемых расхождений наших результатов и полученных ранее, можно сделать вывод, что даже самые тугоплавкие РЗЭ подвергались процессам фракционирования при высоких температурах (>1800 K). Например, это может объясняться частичным удалением Er и Lu в компоненте при конденсации аналогично объяснению распределения РЗЭ в CAIs со спектрами РЗЭ группы II, когда ранний тугоплавкий компонент был удален из области формирования CAIs до конденсации CAIs со спектрами распределения группы II (обогащение легких РЗЭ относительно тяжелых).

Помимо обогащения тяжелых РЗЭ по сравнению с легкими, спектр РЗЭ UR CAIs, описанный в обзоре (MacPherson, 2014), характеризуется обеднением наиболее летучих РЗЭ, Eu, Yb и Ce. Легкие РЗЭ, включая Ce, менее труднолетучие, чем тяжелые РЗЭ, и обладают похожей летучестью (Davis, Richter, 2014). Ce более летучий, чем другие РЗЭ в окислительных условиях, в то время как Eu и Yb становятся более труднолетучими (Davis, 1984). Изученные включения обеднены Сe, но отрицательной аномалии, превышающей погрешность измерений, не наблюдалось. Отсутствие аномалии Се указывает на то, что условия при образовании UR CAIs были крайне восстановленными. Ранее опубликованные спектры UR CAIs также не имели отрицательной аномалии Ce (Davis et al., 1991; Hiyagon et al., 2003; Ushiyama et al., 2008).

Eu и Yb являются наиболее летучими РЗЭ и обычно демонстрируют отрицательные аномалии в спектре распределения РЗЭ UR CAIs и группы II РЗЭ (Davis et al., 1991; Hiyagon et al., 2003; Ushiyama et al., 2008). Оба элемента конденсируются после удаления CAIs с “ультратугоплавким” характером распределением РЗЭ. Заметная отрицательная аномалия Yb наблюдалась во всех проанализированных UR CAIs, а концентрация Eu была ниже предела обнаружения.

Изученные нами участки UR CAI (Ivanova et al., 2012) в основном состоят из минералов Zr, Hf, Sc, Y, Ca и Ti и представлены в виде оксидов и силикатов. Большинство РЗЭ, Sc и Y конденсируются из газа солнечного состава в твердых растворах в виде молекул M₂O₃ за исключением Ce, который растворяется как CeO₂ или Ce₂O₃, Eu как EuO или Eu₂O₃, и Zr как ZrO₂ (Lodders, 2003, 2010). В зависимости от температуры 50%-ой конденсации, оксиды Zr, Sc и Y имеют более высокие или равные температуры конденсации по сравнению с РЗЭ. Это свидетельствует о том, что, когда ультратугоплавкие элементы Zr, Sc и Y конденсируются в оксиды, наиболее труднолетучие РЗЭ одновременно конденсируются в виде твердого раствора. Это означает, что там, где присутствовал тажеранит, спектр РЗЭ был обогащен тяжелыми РЗЭ.

В изученных CAIs также присутствует девисит, содержащий тугоплавкие Sc и Zr, менее тугоплавкие Ca и Al и еще менее тугоплавкий Si. Если предположить, что девисит образуется в результате реакции солнечного газа с ранним конденсированным Sc-содержащим оксидом, обогащенным тяжелыми РЗЭ, то в спектре РЗЭ девисита будет обнаружено аналогичное обогащение тяжелых РЗЭ по сравнению с легкими.

Похожий процесс можно предположить и для перовскита, который обогащен Y. Перовскит менее тугоплавкий, чем оксиды Zr, Sc и Y, при этом температура 50%-й конденсации оксидов Ca и Ti находится в промежутке между температурами 50%-й конденсации оксидов РЗЭ (Yoneda, Grossman, 1995; Davis, Richter, 2014). Богатый Y перовскит, с характерным спектром распределения UR РЗЭ, вероятно, не был первичным конденсатом, а образовался в результате реакции ранних, обогащенных Y оксидов-конденсатов с газом солнечного состава с образованием богатого Y перовскита.

Таким образом, в проведенных исследованиях не удалось пока однозначно идентифицировать минералы-носители РЗЭ “ультратугоплавкого” распределения. Для определения конкретных фаз-носителей РЗЭ и более точного установления процессов образования ультратугоплавких включений, образованных в результате конденсации или испарения, необходимо исследование сверхтонких срезов ультратугоплавких минералов. Однако “ультратугоплавкая” природа исследуемых UR CAIs в данной работе была однозначно подтверждена их униклаьным характером распределения РЗЭ.

4.6. Изотопный состав кислорода минералов ультратугоплавких включений (UR CAIs) и вмещающих их CAIs

Изотопный состав кислорода ультратугоплавких включений практически не изучен и был известен только для двух включений – Romulus из метеорита Murchison (CM2) (Ushicubo et al., 2004) и E101.1 из Ефремовки (CV3) (Aleon et al., 2010). Во включении Romulus все первичные минералы, в том числе Zr, Y, оксид Ti и пироксен богатый Zr и Sc, имели аналогичный состав кислорода, богатый ¹⁶O (Ushikubo et al., 2004). Во включении E101.1 Zr,Sc-пироксены обеднены ¹⁶O по сравнению со шпинелью, Al,Ti-диопсидом и мелилитом, а перовскит имел варьирующий изотопный состав кислорода (Aleon et al., 2010).

В этом разделе главы обсуждаются результаты изучения изотопов кислорода in situ составных включений 3N, 33E и 40Е, содержащих ультратугоплавкие включения, 3N-24, 33Е-1 и 40Е-1, соответственно, из углистого восстановленного CV хондрита Ефремовка и окисленного углистого CV хондрита North West Africa (NWA) 3188 (Ivanova et al., 2012). Результаты представлены в табл. 17–19 и на рис. 67–72.

4.6.1. Изотопный состав кислорода составного СAI 3N, содержащего ультратугоплавкое включение 3N-24 из CV3 хондрита NWA 3118

Изотопный состав кислорода измерялся относительно стандарта VSMOW. Оксиды с высоким содержанием Zr, Sc и Y, пироксен с высоким содержанием Zr и Sc и перовскит с высоким содержанием Y в UR CAI 3N-24 обеднены ¹⁶O (в среднем Δ¹⁷O ± 2 σ (стандартное отклонение) = −4.5 ± ± 2.1‰, −4.8 ± 1.2‰ и −1.5 ± 3.0‰, соответственно) относительно Al, Ti-диопсида (Δ¹⁷O ~ ~ −23 ± 1.7‰) включения-хозяина CAI 3N типа FoB, (табл. 17, рис. 67а), где Δ¹⁷O – это величина, показывающая отклонение от линии земного масс-фракционирования и определяется уравнением: Δ¹⁷O = δ¹⁷O – 0.52δ¹⁸O. Профиль содержания изотопов кислорода в Zr,Sc-пироксене (табл. 18), обогащенном Zr, Sc, Y в UR CAI 3N-24 по направлению к Al,Ti-диопсиду вмещающего CAI 3N, показан на рис. 68а и 69г, а точки анализа основных минералов показаны на рис. 69. Изотопный состав кислорода продемонстрировал резкую ступенчатую границу между пироксенами, бедными ¹⁶O и богатыми ¹⁶O. Три анализа пироксена (№ 2, 7 и 13, табл. 18), имеющие промежуточный изотопный состав кислорода, вероятно, отражают перекрытие составов смеси этих пироксенов. Зерна шпинели, присутствующие в виде включений в обоих пироксенах, имеют одинаковый состав, обогащенный ¹⁶O (Δ¹⁷O = −22.0 ± 1.2‰).

4.6.2. Изотопный состав кислорода минералов составного СAI 33Е, содержащего ультратугоплавкое включение 33Е-1 из CV3 хондрита Ефремовка

Оксиды с высоким содержанием Zr, Sc, Y, девисит и перовскит с высоким содержанием Y в UR CAI 33E-1 имеют аналогичный (в пределах погрешности наших измерений) состав с низким содержанием ¹⁶O (Δ¹⁷O = −3.4 ± 1.5‰, −2.7 ± 1.3‰ и −2.5 ± 1.7‰, соответственно) (табл. 19, рис. 67б). Шпинель в кайме WL обогащена ¹⁶O (Δ¹⁷O = –23.9 ± ± 2.6‰), и составы находятся в нижней части графика вдоль линии CCAM (Carbonaceous Chondrite Anhydrous Minerals) (рис. 67б), тогда как два измерения Zr, Sc-содержащего Al, Ti-диопсида в кайме показывают гетерогенный изотопный состав O (Δ¹⁷O ~ −7 и −18‰) (табл. 19, рис. 67в). Анализируемые точки минералов UR CAI 33-1 показаны на рис. 70.

4.6.3. Изотопный состав кислорода минералов составного СAI 40Е, содержащего ультратугоплавкое включение 40Е-1 из CV3 хондрита Ефремовка

Ультратугоплавкое включение 40Е-1, входящее в состав составного компактного включения типа А 40E, также показывает разброс изотопного состава кислорода (рис. 71). Шпинель и рубинит (новый гранат Ca₃Ti³⁺2Si₃O₁₂) обогащены ¹⁶О (Δ¹⁷O ~ −24 ± 1.8‰ и −21 ± 1.5‰), перовскит показывает разброс составов Δ¹⁷O (от ~–24 до ~−12‰), а пироксен-гросманит и мелилит обеднены ¹⁶О (Δ¹⁷O ~ −5 ± 1.6‰ и −6 ± 1.7‰). Во включении-хозяине 40Е гроссманит и мелилит также обеднены ¹⁶О (Δ¹⁷O от ~−7 до –4 ± 1.6‰).

В кайме WL включения-хозяина 40Е клинопироксен и мелилит показывают разброс Δ¹⁷O (от −21 до –17‰ и от −22 до –12 ± 1.7‰), а кислород шпинели обогащен ¹⁶О (Δ¹⁷O ~ –25 ± 1.7‰), что еще раз подтверждает формирование каймы WL в области богатой ¹⁶О с последующим смещением изотопного состава кислорода при фракционировании в системе расплав–твердое в ходе кристаллизации минералов.

4.6.4. Эволюция изотопного состава кислорода минералов UR CAIs

Для составных включений, содержащих UR CAIs, характерны большие вариации изотопного состава кислорода: Δ¹⁷O составляет от ~–24 до ~2‰. Оксиды с высоким содержанием Zr, Sc, Y, пироксены с высоким содержанием Zr, Sc и перовскит в UR CAIs 3N-24 и 33E-1 обеднены ¹⁶O (Δ¹⁷O ~ –4%) по сравнению с Al,Ti диопсидом и шпинелью включений-хозяев FoB CAI 3N, тонкозернистым шпинелевым CAI 33E и компактным CAI типа А 40Е (Δ¹⁷O – 22‰), а также со слоями кайм WL, состоящими из шпинели и Al,Ti-диопсида (Δ¹⁷O ~ 20‰). Подобная изотопная гетерогенность кислорода ранее была отмечена в UR CAI E101.1 из метеорита Ефремовка, состоящем из мелилита, Al,Ti-диопсида, богатого Zr и Sc Al,Ti-диопсида, который окружает перовскит и содержит зерна металла, обогащенные элементами платиновой группы (PGE) и вторичный нефелин + + анортит, замещающий мелилит (El Goresy et al., 2002; Aleon et al., 2010). Пироксен и нефелин, а также Zr,Sc-пироксен имеют аналогичный состав кислорода с низким содержанием ¹⁶O; Al,Ti-диопсид обогащен ¹⁶O; перовскит и мелилит имеют переменный изотопный состав кислорода.

Изотопная неоднородность состава кислорода является обычным явлением в типичных (т.е., в не ультратугоплавких) крупнозернистых CV3 CAIs. В обычных CAIs пироксены, шпинель, гибонит и форстерит обогащены ¹⁶O, тогда как мелилит, анортит и перовскит бедны ¹⁶O (Yurimoto et al., 2008).

Однако перовскит UR CAI 40E-1 показывает разброс составов Δ¹⁷O (от ~–24 до ~−12‰) (рис. 71). Природа этой неоднородности изотопов кислорода не выяснена. В настоящее время обсуждается смешение изотопного состава во время реакции газ–расплав, газ–твердое и флюид–порода (Aleon et al., 2007; Yurimoto et al., 2008; Simon et al., 2011).

Подавляющее большинство CAIs в неметаморфизованных хондритах (например, CO3.0, CM2, CR2), в том числе UR CAI Romulus из метеорита Murchison, имеют однородный состав, богатый ¹⁶O (Δ¹⁷O ~ 25‰) (Ito et al., 2004; Yurimoto et al., 2008; Makide et al., 2009), аналогичный составу солнечного ветра, проанализированного в результате миссии космического аппарата GENESIS (McKeegan et al., 2011). Эти наблюдения, в целом, согласуются с происхождением богатых ¹⁶O CAIs в результате процессов испарения, конденсации газа солнечного состава и плавления.

Если вещество-предшественник UR CAIs 3N-24, 33E-1 и 40Е-1 представлял собой газо-твердые конденсаты, вполне вероятно, что они также изначально были обогащены ¹⁶O и впоследствии испытали смешение изотопного состава кислорода в газовом резервуаре, обедненном ¹⁶O, скорее всего, в результате термальных событий (плавления и/или высокотемпературного отжига) в солнечной туманности. Если предшественником UR CAIs 3N-24, 33E-1 и 40Е-1 является оставшееся от испарения вещество, то тогда кислород UR CAIs не подвергался последующему смешению с с кислородом резервуара, обедненного ¹⁶O, так как изотопный состав кислорода первичного твердого вещества Солнечной системы (пыли) мог быть изначально бедным ¹⁶O (Krot et al., 2010).

Поскольку диффузия изотопов кислорода в Zr, Sc,Y-оксидах, Y-перовските и обогащенном Zr, Sc,Al,Ti-диопсиде не известна, то и механизм смешения изотопов кислорода в системах газ–твердое и газ–расплав в CV3 UR CAIs не ясен. Однако могут быть ограничения благодаря петрографическим наблюдениям, описанным выше, и некоторым данным по изотопному составу кислорода.

Например, поскольку диффузия кислорода в перовските является быстрой (Gautason, Muehlenbachs, 1993; Sakaguchi, Haneda, 1996) и обедненный ¹⁶O перовскит обычно наблюдается в большинстве гетерогенных по изотопному составу кислорода CV3 CAIs (Yurimoto et al., 2008), то можно сделать вывод о смешении в системе газ–твердое посредством быстрой диффузии кислорода. Кроме того, авторы работы (Krot et al., 2012a) описали идиоморфное богатое ¹⁶O (Δ¹⁷O ~ 20‰) зерно корунда, сросшееся с идиоморфным бедным ¹⁶O (Δ¹⁷O ~ 0‰) оксидом Zr и Sc в метеорите Murchison (CМ2), предполагая, что оксид, вероятно, испытал посткристаллизационное изотопное смешение с корундом. Эти наблюдения могут указывать на то, что диффузия изотопов кислорода в оксидах, богатых Zr, Sc и Y, также является быстрой.

Минералогия и петрография соединения 3N, содержащего UR CAI, позволяют предположить, что богатые Zr и Sc пироксены UR CAI 3N-24, скорее всего, возникли в результате частичного плавления богатых Zr, Sc, Y оксидов в расплаве пироксена. Если плавление происходило в газовом резервуаре с низким содержанием ¹⁶O, то это могло привести к наблюдаемому обеднению ¹⁶O Zr,Sc-пироксена за счет изменения изотопного состава в системе газ–расплав и обеднению ¹⁶O Zr,Sc,Y-оксидов и богатого Y перовскита за счет смешения изотопов кислорода между газом и твердым веществом. Существование газового резервуара с низким содержанием ¹⁶O в солнечной туманности в эпоху формирования CAIs подтверждается многими исследованиями (Aleon et al., 2007; Yurimoto et al., 2008; Simon et al., 2011; Krot et al., 2010, 2012a, 2014).

Петрографические наблюдения не позволяют нам ограничить время и количество эпизодов плавления, которые могло испытать UR CAI 3N-24. Вероятно, последнее событие плавления произошло во время формирования составного объекта, что согласуется с наблюдаемыми срастаниями богатого Sc, Zr, Al,Ti-диопсида 3N-24 и Al,Ti-диопсида включения-хозяина типа FoB CAI 3N (рис. 68, 69). Это плавление, однако, не могло привести к наблюдаемому обеднению ¹⁶O в UR CAI 3N-24, потому что наблюдалась резкая ступенчатая граница в изотопном составе кислорода богатого Sc и Zr Al,Ti-диопсида UR CAI и Al,Ti-диопсида CAI-хозяина (рис. 68).

Основываясь на этих наблюдениях, можно сделать вывод, что если изменения составов в системе газ–расплав было ответственным за наблюдаемый состав 3N-24 с низким содержанием ¹⁶O, то оно должно было произойти до образования составного CAI 3N. Al,Ti-диопсид каймы WL немного обеднен ¹⁶O (Δ¹⁷O = –18.4 ± 2.0‰) по сравнению со слоем шпинели (Δ¹⁷O = –23.9 ± 2.6‰).

Отметим, однако, что если диффузия изотопов кислорода в Zr,Sc,Y-пироксене, перовските и Zr,Sc,Y-оксидах UR CAIs происходила намного быстрее, чем в Al,Ti-диопсиде вмещающего 3N, то плавление в богатом ¹⁶O резервуаре, в которым сформировалось UR CAI, захваченное во включение-хозяина 3N, могло привести к обширному смешению изотопного состава кислорода всех минералов UR CAI 3N-24 с богатым ¹⁶O газом. В таком случае составы минералов в UR CAI 3N-24 с низким содержанием ¹⁶O могли бы сформироваться позже, после образования всего включения, путем смешения состава в системе газ–твердое в газовом резервуаре с низким содержанием ¹⁶O.

UR CAI 33E-1, по-видимому, избежало плавления до и во время образования составного включения. Это согласуется с его морфологией, наличием кайм WL и общей аккреционной каймой, богатой форстеритом, вокруг как UR CAI 33E-1, так и FTA CAI 33Е вмещающего включения (рис. 70). Обе каймы, по-видимому, образовались в результате конденсации из газа солнечного состава, богатого ¹⁶O, что позволяет предположить, что UR CAI 33E-1 подверглось высокотемпературному процессу в газовом резервуаре, богатом ¹⁶O. Этот процесс может объяснить наблюдаемое обогащение цирконием и скандием пироксена каймы WL вокруг UR CAI в результате диффузии в твердом веществе таких тугоплавких элементов, как Zr и Sc, от центра к краю включения. Однако термальное событие в газовом резервуаре, обогащенном ¹⁶O, не может объяснить состав кислорода минералов UR CAIs, имеющих низкое содержание ¹⁶O, что не доказывает их взаимодействия с газом, богатым ¹⁶O. Если предшественники UR CAIs изначально были богаты ¹⁶O, как обсуждалось ранее, то наши наблюдения могут указывать на то, что (1) скорости самодиффузии кислорода для тугоплавких оксидов и пироксена с высоким содержанием Zr и Sc очень высоки, (2) после образования слоев каймы WL и обогащенной форстеритом аккреционной каймы в газе с высоким содержанием ¹⁶O UR CAI 33E-1 испытало термальное событие и изотопное смешение кислорода между фазами UR CAIs и резервуаром с низким содержанием ¹⁶O. Для проверки этой гипотезы необходимы эксперименты по диффузии изотопов кислорода.

В некоторых Ca,Al-включениях отмечалась корреляция химического состава Al,Ti-пироксена и изотопного состава кислорода (рис. 72) (MacPherson et al., 2022). Полученные данные могут свидетельствовать о том, что возможно изменение изотопного состава кислорода в результате смешения изотопов в процессе кристаллизации из расплава пироксена зонального состава – наиболее обогащенный Al и Ti пироксен в центре включений имел кислород, обедненный ¹⁶О, и наоборот, низкоглиноземистый и низкотитанистый пироксен в периферийной области зональных кристаллов был наиболее обогащен кислородом ¹⁶О.

То есть, пироксен с начальным изотопным составом кислорода, обедненным изотопом ¹⁶О, унаследованным от исходного, ранее образованного перовскита (обедненного ¹⁶О) включений, становился более обогащенным ¹⁶О, по мере того, как в системе начинал доминировать обогащенный ¹⁶О кислород мелилита (при взаимодействии перовскита с мелилитом, чтобы образовать Al,Ti-пироксен).

Выводы

Таким образом, полученные результаты, представленные в этой главе, позволяют сделать следующие выводы:

1. Крупные, сантиметровые CAIs CV3 хондритов в форме простого и вогнутого диска испытали пластическую деформацию во время их движения в протопланетном диске. При этом химические составы их кайм по-разному подвергались процессу испарения, что привело к разным составам и мощности слоев оболочки Варк–Ловеринга.

2. Валовые составы CAIs CV3 хондритов разных типов (кроме составных и ультратугоплавких) представляют непрерывный ряд, постоянно отклоняющийся от рассчитанного тренда равновесной конденсации. В отличие от них валовые составы составных CAIs соответствуют этому тренду, поскольку предположительно избежали процесса испарения.

3. Составные CAIs возникли либо как совокупность множества более мелких CAIs, которые подверглись частичному плавлению, либо как капля расплава, которая захватила много мелких CAIs, предотвратив их испарение. В таком случае валовые составы включений соответствовали тренду равновесной конденсации. Составные включения фиксировали самую раннюю аккрецию тел сантиметрового размера и свидетельствовали об очень высокой плотности тугоплавких объектов за короткий промежуток времени до того, как они были расплавлены.

4. Уникальные ультратугоплавкие включения, в отличие от обычных CAIs, испытали многоступенчатую историю формирования в небулярных областях с различным изотопным составом кислорода. Они свидетельствуют о самом высокотемпературном элементном фракционировании и аномальном обогащении Zr, Y, Hf, Sc и Ti. UR CAIs являются компонентами составных включений и сформировались вероятнее всего при конденсации, при температурах выше температур формирования обычных CAIs (>1800 K), в области распространения труднолетучих РЗЭ, характер распределения которых комплементарен обычному распределению РЗЭ группы II в типичных CAIs. Впервые подробно изученный изотопный состав кислорода показал, что UR CAIs формировались в области, обогащенной ¹⁶О, с последующим изотопным смешением в системе расплав–твердое и газ–расплав и подтвердил существование двух резервуаров кислорода – бедного и богатого ¹⁶О (Ivanova et al., 2012). Более поздние данные свидетельствуют, что гетерогенность изотопного состава кислорода могла образоваться в результате минералогически контролируемого смешения изотопов кислорода минералов и водного флюида на родительских астероидах CV3 хондритов (Krot et al., 2019).

5.1. Петрография и минералогия CAIs CН-СВ хондритов

Большая популяция тугоплавких Ca,Al-включений (CAIs) CH-CB хондритов представлена разными структурно-минералогическими типами (рис. 73а–73е). Многие включения имеют сферическую форму (рис. П11 приложения 1), но встречаются также амебовидные и бесформенные включения (Иванова, Петаев, 2015). Размер включений 20–150 мкм, с преобладанием мелких разновидностей в отличие от CAIs CV3 хондритов, имеющих более крупные размеры (до 2 см). Структура включений в основном компактная с концентрически-зональным распределением минералов (как, например, Е-354, рис. 73а) или с неравномерным распределением зерен.

Минералогически CAIs подразделяются на гросситовые, гибонитовые, шпинелевые (некоторые из которых подобны включениям типа В из CV3 хондритов), мелилитовые (подобные типичным включениям типа А, также характерным для CV3 хондритов) и форстерит-содержащие. Многие наиболее тугоплавкие CAIs (гросситовые и гибонитовые сферулы) не содержат каймы WL, но окружены тонкой полиминеральной каймой, кристаллизовавшейся из расплава. Некоторые CAIs, подобные CAIs СV3 хондритов, окружены многослойной каймой WR, состоящей из нескольких минеральных слоев (Иванова, Петаев, 2015). Последовательность слоев от центра к периферии следующая: мелилит–шпинель–пироксен, мелилит–пироксен или шпинель–мелилит–пироксен (рис. 73в, 73г). В отличие от типичных включений CV3 хондритов включения в NWA 470 часто имеют только мелилитовую кайму (рис. 73а), а форстеритовые каймы крайне редки.

По сравнению с включениями CV3 хондритов (MacPherson, 2014), популяция CAIs в NWA 470, в целом, отличается заметным преобладанием наиболее тугоплавких включений – гросситовых и гибонитовых относительно менее тугоплавких и подобна таковой в других СН хондритах Acfer 182 и ALH 85085 (Bischiff et al., 1993; Weber et al., 1995). Компактные гросситовые включения часто содержат перовскит размером до 10 мкм (рис. 73а). Гроссит практически лишен Mg и Ti и его состав близок к формуле CaAl₄O₇ (табл. 20). Мелилит в основном имеет геленитовый состав и не содержит Na. В одном гросситовом включении Е1-005 наблюдались мелкие зерна кальциевого алюмината – дмитрийивановита, CaAl₂O₄ (Ivanova et al., 2002; Mikouchi et al., 2009), этому включению будет посвящен отдельный раздел этой главы.

Шпинелевые CAIs (Иванова, Петаев, 2015) состоят из центральной части, обогащенной шпинелью с зернами гибонита и гроссита, мелилита и перовскита, которая окружена мелилитовой мантией со шпинелью и слоем Al-диопсида. (Е1-003, рис. 73г). Состав гибонита этих CAIs варьирует по содержанию MgO и TiO₂ (зерна Hib1 и Hib2 в табл. 20). Шпинель практически не содержит Cr (<0.12 мас. %) и имеет атомное отношение Mg/(Mg + Fe) > 0.98.

Центральная часть мелилитовых CAIs, в основном, состоит из мелилита, содержащего пойкилитовые включения шпинели и перовскита и иногда мелкие зерна гроссита (рис. 73г). Кайма сложена, в основном, Al-диопсидом. Идиоморфные зерна Fe,Ni-металла (6.3 мас. % Ni) наблюдались в некоторых мелилитовых включениях, напоминающих “рыхлые” включения типа А (FTA) в CV3 хондритах.

Шпинель-пирокеновые включения (Е1-014, рис. 73д) состоят из шпинели, окруженной каймами клинопироксена (Иванова, Петаев, 2015). Клинопироксен в центральной части и в оболочке включений имеет разное содержание Al₂O₃ (3.2 и 33.5 мас. % соответственно) и относится по составу к Al-диопсиду и кушироиту, анортит встречается редко, в основном, в каймах включений.

Одно из пироксен-форстеритовых включений состоит из Al-диопсида и форстерита, обогащенного CaO (0.84 мас. % СаО) (рис. 73д, табл. 20). Включение не содержит каймы WL и, хотя такие включения и редки в СН и СВ хондритах, они встречаются во многих СV3 хондритах (Иванова, Петаев, 2015).

Примерно половина тугоплавких включений NWA 470 содержит Al,Ti-диопсид варьирующего состава (табл. 20). Как правило, центральные части зерен клинопироксена обогащены Al и Ti по сравнению с периферийными участками. Среди клинопироксенов выделяются Al-диопсид и кушироит (с содержанием Al₂O₃ 38.8 мас. %), который имеет формулу CaAlAlSiO₆ (Kimura et al., 2009).

5.1.1. Гросситовое включение Е-005, содержащее дмитрийивановит, из CH хондрита NWA470

Одно из богатых гросситом CAI, E1-005 содержит дмитрийивановит (CaAl₂O₄) – минерал, впервые обнаруженный в наших работах по метеориту NWA 470 (CH) (Ivanova et al., 2002; Mikouchi et al., 2009). На изображении E1-005 в обратно-рассеянных электронах (рис. 74) видно, что это фрагмент, представляющий чуть более половины сфероидального включения, диаметром ~115 мкм, с четко выраженным концентрически-зональным распределением минералов. Внутренняя часть CAI состоит в основном из гроссита с интерстициальными зернами перовскита (3 мкм) и мелилита (5 мкм). Вокруг нее находится зона (рис. 75 ), состоящая в основном из CaAl₂O₄, которая включает мелилит, перовскит и редкий гроссит. Центральная часть, богатая CaAl₂O₄, содержит гроссит с большим количеством зерен перовскита. Все включение CAI покрыто почти мономинеральной каймой мелилита толщиной ~8 мкм (рис. 76). Микронные зерна перовскита расположены на контакте между каймой мелилита и внутренней зоной, но в самой кайме мелилита перовскита мало, по сравнению со всем CAI.

CAI настолько мало и мелкозернисто, что оптические свойства CaAl₂O₄ не могли быть определены, минерал является двулучепреломляющим и бесцветным при просмотре в плоскополяризованном свете. Самые большие прозрачные области CaAl₂O₄ имеют размер менее 10 мкм, но размеры отдельных кристаллов определить не удалось. Химический состав CaAl₂O₄ из CAI E1-005 приведен в табл. 22. Представительные анализы гроссита и мелилита приведены в табл. 22. CaAl₂O₄ представляет собой, по существу, чистый стехиометрический моноалюминат кальция (табл. 21). Попытки проанализировать эту фазу с использованием корунда или шпинели в качестве стандартов для алюминия давали плохие результаты, тогда как использование анортита и битовнита приводило к содержаниям Al₂O₃, которые близки к теоретическому значению для чистого CaAl₂O₄ (64.52 мас. %). Это наблюдение, которое наводит на мысль о сдвиге пика из-за различий в кристаллографических структурах, согласуется с результатами определений кристаллической структуры синтетического CaAl₂O₄ (Dougill, 1957), в котором алюминий находится в тетраэдрической координации, а не в октаэдрической, как у корунда и шпинели (и гибонита). Отсутствие октаэдрических позиций в CaAl₂O₄ также может объяснить исключительно низкое содержание TiO₂, несмотря на то, что валовый состав включения имеет несколько массовых процентов TiO₂.

Методика анализа гроссита в E1-005 (табл. 23) очень похожа на методику анализа CaAl₂O₄. Фаза представляет собой почти чистый стехиометрический CaAl₄O₇, и микрозондовые анализы, проведенные с использованием различных стандартов для алюминия, согласуются с тем, что алюминий находится в тетраэдрической координации, как подтверждает и кристаллическая структура (Goodwin, Lindop, 1970). Обеднение гроссита оксидом титана (Weber, Bischoff, 1994), особенно по отношению к сосуществующему гибониту, несомненно, отражает отсутствие подходящих кристаллографических позиций для Ti в этом минерале.

5.2. Валовый состав CAIs CH-CB хондритов

В целом, валовый химический состав CAIs СН-СВ хондритов сильно варьирует – от наиболее тугоплавких включений, обогащенных Al, Ca, Ti, до менее тугоплавких, больше обогащенных среднелетучими Mg и Si (табл. 23–25), и согласуется с существованием двух популяций CAIs – наиболее тугополавких (гибонит-гросситовых и шпинелевых CAIs) и обычных, наблюдаемых в CV3 хондритах. Валовый состав CAIs в таблице 23 был рассчитан на основании модального состава включений и химического состава минералов, а составы в табл. 24 и 25 получены в результате ЭДС картирования и рентгеновских спектров элементов CAIs (Иванова, Петаев, 2015).

Высокое содержание Fe во многих включениях связано с присутствием в них камасита, а также с завышением содержания Fe в силикатах и оксидах, которое связано с его контаминацией из окружающих фаз Fe,Ni – металла и сульфида. В табл. 24 представлены составы наиболее тугоплавких гроссит-гибонитовых и шпинелевых CAIs, а в табл. 25 – составы CAIs, подобные CV3 хондритам. На диаграмме валовых составов (рис. 38) составы наиболее тугоплавких CAIs находятся в области отличной от типичных составов CV3 CAIs и не соответствуют тренду равновесной конденсации (Yoneda, Grossman, 1995).