Метеорит «Челябинск»: минералого-петрографическая характеристика

15 февраля 2013 г. в 9:20 в Челябинской области произошло выпадение метеоритного дождя, обусловленное вхождением в земную атмосферу астероида 2012 DA14 класса «Апполон» (рис. 1). Первоначально после обнаружения в околоземном пространстве этого космического тела диаметром около 50 м и массой 10–15 тыс. т предполагалось, что в атмосфере оно полностью разрушится и даже испарится, однако последовавшие события этого не подтвердили. Метеорное тело вошло в атмосферу Земли со скоростью до 72 км/с, подвергаясь фрагментации и обгоранию, но сгорело не полностью. В настоящее время уже установлено, что возраст вещества этого космического пришельца составляет 4.5 млрд лет, а время его отделения от материнского космического объекта в созвездии Пегаса – 289 млн лет назад.

По оценкам специалистов ГЕОХИ РАН, на земную поверхность выпало до 10% первоначальной массы астероида, т. е. 1000–1500 т обломков, основная часть которых пришлась на Коркинский, Еман-желинский и Еткульский районы Челябинской области примерно на площади 250–300 км2 [3]. Именно в последнем районе 24 февраля 2013 г. С.С. Потаповым, Е. и А. Чайко были собраны мелкие обломки метеорита «Челябинск». Сбор осуществлялся в двух местах: 1) 10 км к северу от пос. Зауральский (серия «ПЗ»); 2) на территории Березняковского золоторудного месторождения (серия «ПБ»). Несколько позже при содействии О.К. Иванова и Ю.Н. Афанасьева мы получили от минералога С.В. Колисниченко еще несколько образцов (серия «К»). Масса обломков варьировала от 0.08 до 19.32 г с частотой

Рис. 1. Орбита астероида 2012 DA14, реконструированная сотрудниками Колумбийского института физики (США) Х. Зулуага и И. Феррин (а), и фотография падения астероида (метеороида) на Землю в Челябинской области (б)

встречаемости (%): до 5 г – 90, от 5 до 10 г – 7, более 10 г – 3. Это в принципе согласуется с направлением тренда распределения по С.В. Колисниченко [3], но в нашем случае с сильным сдвигом в сторону наиболее мелких обломков.

Исследованные нами фрагменты метеорита (рис. 2) в большинстве своем представляют собой округлые, угловато-округленные или неправильные по форме тела, сложенные светлым с желтоватым или желтовато-серым оттенком ма- териалом. С поверхности они имеют черную кайму, очевидно образовавшуюся в результате термического воздействия при пересечении земной атмосферы. Кайма толщиной до 500 мкм имеет извилистую нижнюю границу, она часто невыдержанна по простиранию – с пережимами и даже прерывистостью. Кроме светлоокрашенных обломков, в серии «К» имеются обломки темно-серого цвета, термогенная кайма на которых невооруженным глазом не видна.

Рис. 2 . Одно из мест находок обломков (а), внешний вид обломков (светлых – б, в; темно-серых – д, е) и шлифа (г) метеорита. 1 – тело обломков, 2 – термогенные корки

Под микроскопом фрагменты метеорита обнаруживают брекчиевидное строение. Они сложены цельными и раздробленными хондрами, хаотично распределенными в связующей массе. Пропорция между хондрами и цементом оценивается нами примерно как 30/70. Размер хондр колеблется от 0.2 до 2 мм, по составу они изменяются от пироксен-оливиновых до оливин-пироксеновых, по строению и структуре подразделяются на крупносреднезернистые радиально-лучистые и тонко-мелко-среднезернистые колосниковоподобные и порфировые (рис. 3, а–в). Часть хондр обнаруживают зональность, обусловленную существованием внутренней тонко-мелкозернистой и внешней мелко-среднезернистой частей. Ориенти- ровки индивидов в зонах, как правило, не совпадают (рис. 3, г–ж). Реже встречаются хондры с каймой толщиной 0.05–0.1 мм микротонкозернистого агрегата, образовавшегося, вероятно, в результате рекристаллизации. Индивиды пироксена в хондрах часто имеют очень характерный именно для каменных метеоритов вытянутый до игольчатого облик [1], варьируясь по длине от 0.05 до 1.5 мм, а по толщине от 0.02 до 0.3 мм. Индивиды оливина в хондрах более мелкие.

В связующей тонкозернистой массе резко преобладает оливин, индивиды которого колеблются по размеру от 0.005 до 0.8 мм (рис. 3, з, и). В сравнении с хондрами связующая масса заметно более дисперсна, являясь по структуре преимуще

Рис. 3 . Микроскопическое строение обломков метеорита: а–в – незональные хондры радиально-лучистого (а), колосниковоподобного (б) и порфирового (в) строения; г–ж – зональные хондры; з, и – связующая масса; к–м – стекловатая термогенная кайма (показана белой стрелкой). Шлифы, изображения при двух (а–и) и одном (к–м) николях

ственно тонко-мелкозернистой. На некоторых ее участках наблюдаются директивность и флюидальная текстура, проявляющаяся в картине как бы обтекания хондр мелкими обломками и зернами. Основными примесями к оливину в связующей массе выступают пироксены, плагиоклазы, хромшпинелиды, сульфиды и самороднометаллические фазы. Содержание сульфидов и самородных металлов оценивается примерно в 5–7 % по объему. Кристаллизация минералов, судя по онтогени-ческим критериям, происходила в последовательности: оливин + хромшпинелиды ^ пироксены -> плагиоклазы ^ сульфиды + самородные металлы. Для минералов как в хондрах, так и в связующей массе характерны сетчатая трещиноватость и пятнисто-волнистое погасание, свидетельствующие о сильной хрупкой и пластической деформациях.

Приповерхностные термогенные каймы отличаются оптической изотропностью и непрозрачностью (рис. 3, к–м), ве- роятно, вследствие их сложения силикатным стеклом, насыщенным включениями железистых непрозрачных минералов.

В сканирующем электронном микроскопе в режиме вторичных электронов первичное вещество метеорита выглядит как структурно-однородная масса. Термогенные каймы, тем не менее, и на таком фоне выделяются, благодаря своему более плотному сложению (рис. 4, а–г). В режиме упругоотраженных электронов метеоритное вещество контрастно подразделяется на преобладающий хромшпинелидно-силикатный матрикс и сульфидно-металлическую минерализацию, представленную тонкой вкрапленностью, микрогнездами и прожилковидными выделениями (рис. 4, б, г, ж, з). В термогенных каймах содержание сульфидов и самородных металлов резко сокращается, часто до полного их исчезновения. Другой особенностью кайм является множество открытых пор размером от 2 до 15 мкм

Рис. 4. СЭМ-изображения обломков метеорита: 1– внутренняя часть, 2 – термогенная кайма. Темное – силикатная основная масса, светлое – прожилково-гнездово-вкрапленная сульфидная и самороднометаллическая минерализация. В режимах вторичных (а, в, д, и) и упругоотраженных (б, г, е, ж, з, к) электроно в

Таблица 1. Химический состав (масс. %) и петрохимические модули обломков метеорита

№ п/п	SiO 2	TiO 2	Al 2 O 3	Cr 2 O 3	Fe 2 O 3	NiO	MnO MgO CaO			K 2 O	P 2 O 5	SО3   \	S                 1	A       SiO 2 /MgO   Fe общ /SiO 2
Серия «ПЗ»
1	41.09	0.10	2.91	0.51	25.78	0.24	0.33	25.38	1.73	0.10	0.43	1.42	–10.63	4.74	1.62	0.44
2	39.09	0.12	3.30	0.51	29.09	0.34	0.34	23.67	1.60	0.10	0.46	1.37	–14.35	5.00	1.65	0.52
3	42.71	0.15	3.15	0.87	24.09	0.19	0.30	25.39	1.45	0.10	0.41	1.20	–7.26	4.70	1.68	0.39
4	40.05	0.11	2.41	0.64	28.64	0.31	0.33	23.58	1.80	0.09	0.23	1.81	–12.81	4.30	1.70	0.50
5	39.24	0.10	3.01	0.55	28.77	0.38	0.32	23.09	1.54	0.12	0.42	2.48	–13.32	4.67	1.70	0.51
С	40.44	0.12	2.96	0.62	27.27	0.29	0.32	24.22	1.62	0.10	0.39	1.66	–11.67	4.68	1.67	0.47
СКО	1.50	0.02	0.34	0.15	2.22	0.08	0.01	1.08	0.14	0.01	0.09	0.52	2.82	0.25	0.03	0.05
V	3.70	16.67	11.49	24.19	8.14	27.59	3.13	4.46	8.64	10.00	23.08	31.32	24.16	5.34	1.80	10.64
6	39.96	0.12	3.12	0.61	27.75	0.45	0.28	23.47	1.41	0.13	0.10	2.70	–11.99	4.66	1.70	0.49
7	44.26	0.13	3.61	0.68	20.15	0.45	0.27	26.73	1.62	0.12	0.40	1.59	–3.34	5.35	1.65	0.32
Серия «ПБ»
8	42.14	0.13	3.17	0.56	26.67	0.22	0.36	23.42	2.29	0.11	0.13	0.80	–8.53	5.57	1.80	0.44
9	39.51	0.10	3.34	0.44	30.23	0.30	0.36	21.82	2.18	0.11	0.52	1.19	–13.20	5.63	1.81	0.53
10	41.29	0.12	3.55	0.57	25.15	0.37	0.36	25.23	1.84	0.12	0.31	1.10	–9.82	5.39	1.64	0.43
11	39.94	0.11	3.75	0.55	28.18	0.29	0.40	23.17	1.84	0.11	0.48	1.20	–12.10	5.59	1.72	0.49
С	40.72	0.12	3.45	0.53	27.56	0.29	0.37	23.41	2.04	0.11	0.36	1.07	–10.91	5.54	1.74	0.47
СКО	1.21	0.01	0.25	0.06	2.17	0.06	0.02	1.40	0.23	0.01	0.18	0.19	2.12	0.11	0.08	0.05
V	2.97	8.33	7.45	11.3	7.87	20.7	5.41	5.98	11.27	9.09	50.00	17.76	19.43	1.98	4.60	10.64
12	32.56	0.10	4.36	0.39	35.17	0.83	0.33	22.23	1.33	0.10	0.10	2.81	–26.00	5.69	1.46	0.76
13	36.39	0.14	3.36	0.63	31.86	0.84	0.33	23.44	1.56	0.12	0.10	1.34	–22.08	4.92	1.55	0.61
Серия «К»
14	41.15	0.10	3.58	0.48	22.79	0.22	0.27	27.96	1.72	0.10	0.24	1.49	–10.09	5.30	1.47	0.39
15	41.89	0.13	4.07	0.50	21.81	0.25	0.32	28.06	1.62	0.10	0.37	0.88	–8.55	5.69	1.49	0.36
16	39.45	0.11	3.46	0.54	24.69	0.29	0.31	27.56	1.63	0.10	0.41	1.45	–13.40	5.09	1.43	0.44
17	41.15	0.11	3.12	0.56	23.85	0.42	0.33	26.87	1.63	0.09	0.28	1.60	–10.35	4.75	1.53	0.41
18	42.24	0.14	3.78	0.46	23.36	0.70	0.28	24.74	1.50	0.12	0.17	2.52	–6.84	5.28	1.71	0.39
19	39.76	0.12	3.68	0.50	24.90	0.54	0.28	25.38	1.69	0.15	0.51	2.50	–11.34	5.37	1.57	0.44
20	39.38	0.11	4.18	0.55	25.58	0.56	0.31	24.76	1.75	0.16	0.53	2.14	–11.83	5.93	1.59	0.45
С	40.72	0.12	3.69	0.51	23.85	0.42	0.3	26.47	1.65	0.12	0.36	1.80	–10.34	5.34	1.54	0.41
СКО	1.18	0.01	0.36	0.04	1.31	0.18	0.02	1.48	0.08	0.03	0.13	0.61	2.16	0.38	0.09	0.03
V	2.90	8.33	9.76	7.84	5.49	42.86	6.67	5.59	4.85	25.00	36.11	33.89	20.89	7.12	5.84	7.32

Примечание . Данные рентгенфлюоресцентного анализа, приведенные к 100 %. 1–5, 8–11, 14–20 – тела обломков; 6, 7, 12, 13 – термогенные каймы; V – коэффициент вариации, %; S = SiO 2 – (Fe 2 O 3 + MgO+MnO+TiO 2 ); A = Al 2 O 3 +CaO+ Na 2 O+K 2 O; С – среднее

(рис. 4, и, к), появившихся, вероятно, из-за выделения газов при расплавлении первичного метеоритного вещества.

По химическому составу (табл. 1) исследованные обломки, включая и одно-роднотемно-серые, оказались очень близки (коэффициенты вариации содержаний породообразующих компонентов, не превышают 50 %). Это, учитывая факт сбора образцов на участках, удаленных друг от друга, можно расценивать как свидетельство химической однородности вещества метеорита.

По своим петрохимическим свойствам термически неизмененное метеоритное вещество отвечает меймечитам. На диаграмме SA (рис. 5) почти все фигуративные точки исследованных образцов попали или в соответствующее поле, или в его окрестности. Исключение составили лишь три точки, отвечающие составу термогенных кайм, две из которых отклонились в сторону дунитов-оливинитов, а одна – в область пограничья между гарцбургитами и лерцолитами. Очевидно, что эти отклонения обусловлены изменением состава первичного метеоритного вещества вследствие термического ожога.

Рис. 5 . Химизм вещества метеорита «Челябинск» в координатах диаграммы AS для ультрабазитов. Кружки и звездочки – состав соответственно первичного и термически модифицированного метеоритного вещества. Поля состава: 1 – дунит-оливиниты, 2 – гарцбургиты, 3 – лерцолиты, 4 – верлиты, 5 – ортопироксениты, 6 – вебстериты, 7 – кли-нопироксениты, 8 – меймечиты, 9 – пикриты, 10 – перидотитовые коматииты

Следует также отметить, что точки образцов на диаграмме SA образуют тренд, ориентированный параллельно горизонтальной оси. Это говорит о том, что вариация состава метеоритного вещества, включая и термически модифицированое, определяется пропорцией между оливином и пироксенами. Доля плагиоклазовой компоненты при этом практически не изменяется.

На диаграммах SiO 2 –(Na 2 O+K 2 O) и SiO 2 –(FeO+MgO)–A 2 O 3 все фигуративные точки состава тел обломков без исключения приходятся на поле оливиновых хондритов. Точки состава термогенных кайм смещаются к полю оливин-пироксеновых хондритов. Учитывая неизбежность засорения проб кайм неизмененным веществом метеоритов, можно предполагать, что термогенные каймы обогащены пироксенами.

Как известно, важной примесью в метеоритах является углеродистое вещество. По данным химического анализа, проведенного на экспресс-анализаторе Ан-7529М методом кулонометрического титрования по величине pH, содержание углерода в исследованных нами образцах варьируется от 0.05 до 0.45 %. Электронно-микроскопическое исследование этих образцов с использованием соответствующего детектора не привело к обнаружению даже ультралокальных сгущений фазового углеродистого вещества. Похоже, что углерод в обломках метеорита «Челябинск» находится в атомно-рассеянной форме и, возможно, химически связан с минеральным веществом.

Изотопный состав углерода и азота в исследуемых обломках определен И. В. Смолевой методом CF-IRMS на аналитическом комплексе, включающем в себя элементный анализатор FlashEA-HT 1112, соединенный через газовый коммутатор Conflo IV с масс-спектрометром DeltaV+ (Finnigan). В процессе работы были использованы стандарты USGS-40 (L-Glutamic acid) и Acetanilide (C8H9NO). Значения коэффициентов δ13С и δ15N рассчитывались относительно стандартов соот- ветственно PDB и Air. В процессе работы (L-Glutamic acid) и Acetanilide (C8H9NO). были использованы стандарты USGS-40 Погрешность составила ± 0.15 ‰ (1σ).

Таблица 2. Изотопный состав углерода и азота в первичном веществе метеорита

Серия обломков	Интенсивность CO 2 , mV	δ13С PDB, ‰	δ15N Air , ‰
«ПЗ»	200	–24.8	–2.1
«ПБ»	100	–23.9	0.4
«К» (светлый)	200	–24.2	2.9
«К» (темный)	300	–26.0	0.2

Рис. 6 . Генеральная диаграмма двухэлементного изотопного состава углеродистых веществ эндогенно-мантийного, эндогенно-корового и экзогенного происхождения (среднее ± СКО). Объекты: 1 – алмазы из уральских месторождений; 2 – алмаз из аллювиальных отложений на гряде Чернышева, Северное Приуралье; 3 – интенсивно углеродизированные апобазитовые ме-тасоматиты, месторождение Тасказган в Узбекистане; 4 – копролиты из триасовых карбонатно-терригенных отложений, Северное Приуралье; 5 – алевропсаммиты, черные сланцы и золотосульфидно-углеродистые руды Западной Калбы, Северо-Восточный Казахстан; 6 – мумиё, Красноярский край; 7 – сульфидно-марганцевые руды, месторождение Высокогорное, Юго-Восточная Якутия; 8 – рудные конгломераты из супергруппы Витватерсранд, Южная Африка; 9, 10 – соответственно джеспилиты и лютиты (марганцевые руды) из супергруппы Трансвааль, Южная Африка; 11 – углеродизированный алмазоносный ксенотуффизит, Северный Урал; 12 – антраксолиты из полиметаллических рудопроявлений, Новая Земля; 13 – карельские шунгиты; 14–16 – соответственно палеозойские доломитолиты, известняки и черные сланцы, Полярный и Приполярный Урал; 17 – современные растения и жив отные; ЧМ – метеорит «Челябинск»

Согласно полученным данным (табл. 2), углерод в метеорите «Челябинск» характеризуется необычным для метеоритов изотопно-легким углеродом и изотопно-тяжелым азотом, что более характерно для веществ органического, нежели неорганического происхождения [12]. На генеральной диаграмме изотопного состава углерода и азота (рис. 6) поле метеорита «Челябинск» расположилось в пределах кластера земных пород корового экзогенного происхождения, больше всего накладываясь на поля пород архей-палеопроте-розойского возраста (супергруппы Витва-терсранд и Трансвааль в Южной Африке).

Конечно, нельзя полностью исключить, что полученный нами результат обусловлен засорением метеоритных обломков земным углеродистым веществом. Однако, учитывая условия нахождения обломков и отбор материала для анализа из их центральных частей, мы полагаем, что вероятность такого загрязнения низка, и в случае с метеоритом «Челябинск» мы, скорее всего, столкнулись с феноменом, который еще предстоит понять и объяснить.

Согласно данным рентгендифракто-метрического анализа, в составе исследованного метеорита преобладает оливин, в качестве примесей выступают пироксены, плагиоклазы, хромшпинелиды, сульфиды, самороднометаллические фазы и некоторые другие минералы.

Оливин был диагностирован рентгенофазовым и ИК-спектрографическим методами. Рентгеновский анализ осуществлялся с помощью дифрактометра Shimadzu XRD-6000 (CuKα, 40kV, 30mA). На полученных рентгенограммах проявились все основные для оливина отражения, по которым были рассчитаны параметры э. я. (табл. 3). Последние варьируют в сравнительно узких пределах, отвечая умеренно-железистому оливину. По уравнению В.И. Михеева для параметра с о [5] среднее содержание фаялитового ми-нала в исследуемом оливине можно оценить в 32 мол.%. По графикам Э.Н. Елисеева [2] то же содержание определяется в пределах 25–32 мол.% при среднем около 30–31 мол.%. Оценка минального состава оливина по положению рефлекса (130) [15] приводит к доле фаялитового компонента в 18–33 мол.%.

Таблица 3 . Параметры элементарной ячейки оливина в образцах серии «ПЗ» (1–3) и «ПБ» (4– 6)

№ п/п	a о , нм	b о , нм	c о , нм	V, нм3
1	0.4761(6)	1.0283(9)	0.5994(7)	0.2935(3)
2	0.4751(6)	1.029(1)	0.6002(6)	0.2931(3)
3	0.4770(6)	1.0257(8)	0.6005(5)	0.2938(3)
4	0.4750(6)	1.0286(8)	0.6019(5)	0.2941(3)
5	0.4777(12)	1.031(2)	0.6030(13)	0.2970(7)
6	0.4787(14)	1.024(2)	0.5976(13)	0.2931(7)

Примечание . В скобках приведена погрешность по интервалу 1σ.

В целом можно признать, что все варианты рентгеноструктурных диаграмм дают для исследуемого оливина примерно один и тот же результат – колебания доли фаялита лежат в пределах от 25 до 33 мол. % при среднем значении около 30 мол. %.

Спектры ИК-поглощения осколков метеорита были получены на фурье-спек- трометре ИнфраЛюм ФТ-02 в диапазоне 400–2000 см–1. Образцы готовились в виде таблеток KBr с навеской препарата (1– 2):1000. В нескольких образцах из серий «ПЗ» и «ПБ» были проанализированы внутренние части (тело обломов) и термогенные каймы. В полученных спектрах (рис. 7) наиболее интенсивно проявились полосы, отвечающие модам валентных (1200–700 см–1) и деформационных (700– 400 см–1) колебаний SiO4-групп в структуре островных и цепных силикатов. Для большинства исследованных образцов в области валентных колебаний SiO4 доминирует расщепленная полоса с максимумами при 970–902, 946, 886, 838 см–1, соответствующая оливину.

В низкочастотной области этому минералу соответствуют полосы 595, 490–530 и 410 см^–1. Выявляется, что в полученных нами спектрах характеристичные для оливина полосы поглощения заметно сдвинуты в область более низких частот по сравнению с ИК-спектром эталонного форстерита состава Fа 8 .

400       000       800 WOO 1200      1400

Волновое число, см'1

Рис. 7 . Спектры ИК-поглощения в веществе тела обломков (а) и термогенной каймы (б). Образцы из серий «ПЗ» (1) и «ПБ» (2–4). Спектры нормированы на интегральное поглощение в диапазоне 700–1500 см^–1. В нижней части приведены спектры поглощения в оливине из кимберлитовой трубки «Удачная» (Якутия) и музейного образца энстатита

Такой сдвиг объясняется замещением ионов магния на более тяжелые ионы железа. На основании графика зависимости сдвига полосы 595 см–1 от состава оливина [13] содержание фаялитового минала в исследуемом минерале можно оценить в 25– 37 при среднем значении около 31 мол. %.

По данным рентгеноспектрального ми-крозондового анализа составу оливина из исследованного метеорита отвечают следующие эмпирические формулы: 1) серия «П3»    (Mg 1.32–1.49 Fe 0.52–0.66 Mn 0–0.01 Ni 0–0.01 Ca 0–

0.01 ) 1.98–2.02 [SiO 4 ]; 2) серия «ПБ» (Mg 1.28– 1.52 Fe 0.52–0.70 Mn 0–0.02 Ni 0–0.04 Cr 0–0.01 Al 0–0.03 ) 1.96– 2.02 [SiO 4 ]; 3) серия «К» (Mg 1.25–1.46 Fe 0.50– 0.71 Mn 0–0.02 Ca 0–0.05 Al 0–0.05 ) 1.97–2.03 [SiO 4 ]. Исходя из формул нормативное содержание фая-литового минала в оливине составит соответственно для серий (мол. %, в скобках среднее) 26–33 (31), 24–36 (31), 25–36 (31). Очевидно, что эти данные находятся в хорошем соответствии с вышеприведенными оценками минального состава оливина рентгеноструктурным и ИК-спектро-скопическим методами. Совпадение состава оливина во всех трех сериях обломков мы также расцениваем как свидетельство однородности вещества метеорита «Челябинск».

В качестве основных примесей в исследуемом оливине установлены (мас. %): СаО – до 0.6, NiO – до 1.7, Cr 2 O 3 – до 1.8, Al 2 O 3 – до 2. Присутствие кальция указывает на кристаллизацию в условиях высоких давлений [14]. Выявленное максимальное содержание никеля в 2–2.5 раза выше его содержания во включениях аномально никелистого форстерита в кимберлитовых алмазах [7].

Пироксены являются второстепенным, хотя и вторым по содержанию и значимости, минеральным компонентом в обломках исследуемого метеорита. Они наблюдаются в тесном срастании с оливином как в хондрах, так и в связующей массе (рис. 8, а, б). На рентгеновских        дифрактограммах, полученных от обломков, всегда обнаруживаются отражения, отвечающие ортопироксену (нм, в скобках индексы соответствующих сеток): 0.3195 (411)– 0.3156 (420)–0.3147 (221)–0.2893 (610)– 0.2536 (131)–0.2483 (202)–0.2100 (502)– 0.1489 (10.31)–0.1482 (133). В спектрах ИК-поглощения (рис. 7) ортопироксену соответствует одна неперекрытая в этой области интенсивная полоса валентных колебаний SiO4-групп с максимумом при 1065 см–1 и три менее интенсивные полосы при 725, 685 и 640 см–1. На примере хондритов было показано [11], что с увеличением железистости пироксенов полоса при 1065 см–1 смещается в область более низких частот. В нашем случае положение этой полосы варьируется в диапазоне от 1066 до 1053 см–1, что в случае ортопироксена дает основание предполагать содержание железистого минала от 20 до 45 мол. %.

По результатам микрозондового рентгеноспектрального анализа минералогия пироксенов в обломках метеорита «Челябинск» оказалась гораздо более сложной, чем это можно было понять по данным рентгенофазового и ИК-спектроскопи-че-ского методов. В соответствии с международной номенклатурой [6] пироксены в исследуемых образцах могут быть четко подразделены на ромбические магнезиально-железистые (энстатит-ферросилит) и моноклинные кальциевые (диопсид-геденбергит). При этом в обоих случаях мы имеем дело не с двухкомпонентными, а гораздо более сложными твердыми растворами. Последнее обусловлено присутствием и в магнезиально-железистых, и в кальциевых пироксенах небольшой, но почти постоянной примеси щелочных пироксенов – преимущественно жадеита, спорадически дополняемого эгирином и космохлором.

Состав магнезиально-железистых пироксенов в теле обломков можно охарактеризовать следующими эмпирическими формулами:

• 1)    серия «ПЗ» (0.55–1) (Mg 1.27–1.55 Fe 0.42– 0.67 Ca 0.02–0.13 Mn 0–0.01 Ni 0–0.02 ) 2 [Si 2 O 6 ] + (0.02– 0.34)NaFe[Si 2 O 6 ]+(0–0.11)(Na,K)Al[Si 2 O 6 ];

• 2)    серия «ПБ» (0.93–1) (Mg 1.37–1.52

Fe 0.46–0.59 Ca 0.02–0.03 Mn 0.01–0.02 ) 2 [Si 2 O 6 ] + (0– 0.07) NaAl[Si 2 O 6 ];

• 3)    серия «К» (0.96–1) (Mg 1.40–1.52 Fe 0.44–0.54 Ca 0.02–0.06 Mn 0–0.02 ) 1.98–2[ Si 2 O 6 ] + (0–0.04) NaAl[Si 2 O 6 ].

Исходя из этих формул содержание ферросилитового минала в ортопироксенах определяется по сериям образцов соответственно (мол. %, в скобках – среднее) 22–34 (26), 23–30 (25), 22–28 (26). Следовательно, в теле метеоритных обломков мы практически всегда имеем дело с железистым энстатитом (в старой номенклатуре – «бронзитом»), что довольно близко повторяет вышеописанную ситуацию с оливином.

Кальциевые пироксены выявлены в образцах серий «ПЗ» и «ПБ». Эмпирические формулы этих минералов:

• 1)    серия «ПЗ» (0.93–0.99) (Ca 0.73–1.02 Mg 0.93–1.12 Fe 0.02–0.15 Mn 0–0.02 ) 1.99–2 [Si 2 O 6 ] + (0– 0.07) NaAl[Si 2 O 6 ] + (0–0.01) NaCr[Si 2 O 6 ];

• 2)    серия «ПБ» (0.93–0.95) (Ca 0.76–0.86 Mg 0.97–1.02 Fe 0.16–0.19 Ti 0–0.01 ) 1.99–2 [Si 2 O 6 ] + (0–0.06)    NaAl[Si 2 O 6 ]    +    (0–0.04)

NaFe[Si 2 O 6 ] + (0–0.02) NaCr[Si 2 O 6 ].

Судя по приведенным формулам, кальциевые пироксены в исследованном метеорите представлены диопсидом с примесью геденбергитового минала в пределах 4–16 мол. %. При этом диопсид является структурно сильно неупорядоченным, на что указывает широкий диапазон варьирования атомного отношения Ca/ (Mg+Fe+Mn) от 0.58 до 1.05.

Особый случай представляют собой термогенные каймы. Как было отмечено выше, эти каймы в значительной степени сложены оптически изотропным и при этом полупрозрачным или непрозрачным веществом, что дает основание считать это вещество железистым силикатным стеклом. По данным аналитической СЭМ железистость стекла обусловлена его насыщением множеством включений субмикронных скелетных индивидов и сростков магнетита (рис. 8, в, г). При вычете состава магнетита из валового состава стекла получается, что силикатная компонента в последнем по химическому составу до- вольно точно соответствует почти чистому энстатиту (содержание ферросилита не превышает 2 мол. %). Учитывая это, эмпирическую формулу железистого стекла можно представить в следующем виде: (0.59–0.82) (Mg1.74–1.95Fe0–0.10Mn0–0.04Ca0.06– 0.12)2–2.01[Si2O6] + (0.18–0.41) (Fe0.85–1Ni0–0.15) (Fe1.52–1.69Al0.31–0.48Cr0–0.04)2O4. Минальный состав включений магнетита (мол. %, в скобках среднее): FeF2O4 – 34–85 (68.2) FeAl2O4 – 15–47 (29.4), NiFe2O4 – 0–15 (5.8), FeCr2O4 – 0–3.5 (1.1). Таким образом, можно констатировать, что железистые включения в энстатитовом стекле варьируются от герцинит-магнетита до тре-ворит-герцинит-магнетита.

Рис. 8. Срастание пироксена с оливином (а), микрохондры пироксена в оливиновой связующей массе (б) в теле обломков, энстатитовое стекло в термогенной кайме, насыщенное скелетными индивидами и сростками магнетита (в, г; 1 – внутренняя часть обломка, 2 – термогенная кайма). Минералы: Ol –оливин, Px – пироксены, Mag – магнетит, FeNi – никелистое железо. СЭМ-изображения в режимах вторичных (б) и упругоотраженных (а, в, г) электронов

Плагиоклазы являются третьими по содержанию минералами, образуя тесные срастания как с оливином (рис. 9), так и с магнезиально-железистыми пироксенами. Судя по химическому и минальному составу, исследуемые плагиоклазы можно определить как кальцийсодержащие анортоклазы, т. е. твердые растворы анортита и ортоклаза в альбите. Эмпирические формулы и минальный состав этих минералов по сериям образцов варьируют в следующих пределах:

• 1)    серия «ПЗ» (Na 0.83–1.05 K 0–0.05 Ca 0.07– 0.12 ) 0.92–1.16 [Al 0.99–1.02 Fe 0–0.05 Si 2.93–2.98 O 8], в мина-лах – Ab 0.85–0.90 An 0.07–0.12 Or 0–0.05 ;

• 2)    серия «ПБ» (Na 0.64–0.90 K 0.05–0.08 Ca 0.07– 0.14 ) 0.83–1.11 [Al 0.97–1.01 Fe 0.03–0.04 Si 2.96–2.99 O 8], в ми-налах – Ab 0.77–0.86 An 0.06–0.17 Or 0.05–0.085 ;

• 3)    серия «К» (Na 0.74–0.90 K 0.03–0.14 Ca 0.06– 0.11 ) 0.91–1.10 [Al 0.97–1.02 Fe 0.02–0.07 Si 2.93–3 O 8 ], в мина-лах – Ab 0.75–0.91 An 0.06–0.17 Or 0.03–0.13.

По пропорции между альбитовым и анортитовым миналами среди исследуемых плагиоклазов резко преобладает альбит (частота встречаемости 70 %), остальное приходится на низкокальциевый олигоклаз. Анортитовая и ортоклазовая ми-нальные примеси в исследуемых плагиоклазах обратно коррелируются с альбитовым миналом (r соответственно –0.86 и –0.67), но друг с другом связи не обна- руживают. Последнее отличается от обычной ситуации в земных анортоклазах, в которых анортитовый и ортоклазовый миналы при замещении альбитового компонента практически всегда выступают конкурентами.

Хромшпинелиды пользуются широким распространением в первичном метеоритном веществе обломков и спорадически встречаются в термогенных каймах. В последнем случае зерна хром-шпинелидов несут следы оплавления. В теле обломков эти минералы приурочены как к оливину, так и пироксену, в обоих случаях представлены зернами неправильной формы, варьирующими по размеру от субмикронного размера (рис. 10, а) до 100–200 мкм. Очень часто хромшпинели-ды находятся в срастании с сульфидами и самородным никелистым железом (рис. 10, б–е).

Рис. 9. Выделение плагиоклаза в оливине. СЭМ-изображение в режиме упруго-отраженных электронов. Минералы: Pl – плагиоклаз, Ol – оливин. СЭМ-изображение в режиме упругоотраженных электронов

По составу рассматриваемые минералы весьма необычны, характеризуются устойчивым сочетанием очень низкой магнезиальности и высокой хромистости, т. е. являются преимущественно хромитом. Этим они отличаются как от земных хромшпинелидов, так и от хромшпинели-дов из лунного реголита [4], но одновременно сближаются с хромшпинелидами, характерными для железных метеоритов. Эмпирические формулы исследуемых минералов имеют следующий вид:

• 1)    серия «ПЗ» (Fe 6.48–7.84 Mg 0–0.64 Mn 0– 0.64 Ni 0–1.52 ) 8 (Cr 11.60–12.82 Al 1.68–3.04 Fe 0.16–2.16 Ti 0.32–0.64 V 0.16–0.24 ) 15.92–16.08 O 32 ;

• 2)    серия «ПБ» (Fe 6.88–8.00 Mg 0–1.12 Mn 0–0.24 ) 8 (Cr 11.12–13.04 Al 1.20–2.96 Fe 0.40–1.60 Ti 0.40–0.96 V 0–0.24 ) 15.92–16 O 32 ;

• 3)    серия «К» (Fe 6.32–7.68 Mg 0–1.52 Mn 0– 0.24 ) 8 (Cr 11.60–13.28 Al 1.20–2.64 Fe 0.32–1.04 Ti 0.56–0.88 V 0.16–0.24 ) 16 O 32 .

На основании приведенных формул можно сделать такой же, как и в случаях оливина, пироксенов и плагиоклазов, вывод о близком сходстве по составу хром-шпинелидов всех трех серий образцов.

Расчет нормативно-минального состава показывает, что хромшпинелиды в метеорите «Челябинск» состоят из хромита на 63–90 мол. % (табл. 4). Основными примесями выступают герцинит, ульвит и магнохромит, средние содержания которых 6–11 мол. %. Кроме того, в составе хромшпинелидов имеются второстепенные по встречаемости и содержанию примесные миналы – магнетит, галаксит, кул-сонит, треворит, среднее содержание каждого из которых не превышает 3 мол. %. Корреляционный анализ показал, что ми-нальные компоненты в исследуемых хромшпинелидах подразделяются на две конкурирующие группы, внутри которых миналы имеют между собой сильные положительные связи. В первую группу входит хромит и связанные с ним галаксит, кулсонит, треворит. Вторую группу образуют магнохромит и его спутники – герцинит, магнетит и ульвит.

Впечатляющей особенностью метеоритных хромшпинелидов является необычно низкое содержание магнетитового минала, содержание которого не поднимается выше 6–7 мол. %. Очевидно, что это обусловлено сильно восстановительной обстановкой образования метеоритного вещества. Лишь в условиях земной кислородсодержащей атмосферы при кристаллизации из расплава, образовавшегося на поверхности обломков, стало возможным массовое образование магнетита в парагенезисе с энстатитовым стеклом.

Рис. 10 . Вкрапленность зерен хромшпинелидов в оливиновую (а–в) и пироксеновую (г) массу. Минералы: Ol – оливин, Px – пироксены, Chr – хромшпинелиды, Tr – троилит, FeNi – никелистое железо. СЭМ-изображения в режиме упругоотраженных электронов

Сульфиды широко распространены в исследованных обломках метеорита, по содержанию уступают только оливину и пироксену (примерно 5–10 %). Образуют вкрапленность отдельных зерен большей частью неправильной формы размером от 3–5 до 300 мкм, а также наблюдаются в виде гнездообразных и прожилковидных сгущений размером до 1 см. Имеют тесные срастания с оливином, хромшпинели-дами и самородно-металлическими фазами (рис. 11, а–в). Рентгенометрически из сульфидных минералов определен только троилит, которому на дифрактограммах отвечают отражения (нм, в скобках индексы плоских сеток): 0.473 [101]–

0.2972 [110]–0.2669 [112]–0.2099 [114]– 0.1921[211]. Остальные сульфиды, резко уступающие троилиту по содержанию в обломках, диагностированы по составу. Среди сульфидных минералов резко преобладают моносульфиды железа. По данным ЯГР-спектроскопии на них в метеоритных обломках приходится от 8 до 20 валового железа.

Большей частью моносульфиды представлены мелкими (десятки мкм) зернами неправильной формы (рис. 11, г), которые иногда образуют агрегаты грануломорфных индивидов (рис. 11, д, е).

Таблица 4 . Нормативно-минальный состав хромшпинелидов в метеоритных обломках, мол. %

№ п/п	FeCr 2 O 4	MgCr 2 O 4	FeAl 2 O 4	MnAl 2 O 4	NiAl 2 O 4	FeFe 2 O 4	NiFe 2 O 4	FeV 2 O 4	Fe 2 TiO 4
1*	72.86	Нет	4.52	Нет	12.06	Нет	7.04	1.51	2.01
2	76.33	«	4.50	5.00	4.00	«	6.67	1.50	2.00
3	73.89	«	7.39	Нет	2.96	«	10.84	0.94	3.94
4	75.36	5.03	14.07	«	Нет	«	1.01	1.01	3.52
5	66.50	8.00	16.50	«	«	3.50	Нет	1.50	4.00
6	77.00	Нет	16.00	«	«	1.50	2.00	1.00	2.50
7	70.35	4.02	14.57	2.01	«	Нет	Нет	1.01	8.04
8	63.72	10.03	14.05	2.01	«	2.17	«	1.00	7.02
9	55.50	14.00	18.50	Нет	«	3.00	«	1.00	8.00
10	79.50	Нет	9.00	«	«	5.00	«	1.50	5.00
11	77.00	«	6.50	3.0	«	7.50	«	1.00	5.00
12	79.21	«	11.39	1.98	«	Нет	«	0.49	6.93
13	74.50	7.00	5.5	3.0	«	2.00	«	1.00	7.00
14	86.04	4.95	4.45	2.97	«	Нет	«	1.48	0.11
15	63.10	7.77	16.51	Нет	«	«	«	0.97	11.65
16	67.00	3.00	17.5	«	«	6.50	«	Нет	6.00
17	81.50	7.00	8.00	2.00	«	0.50	«	1.0	7.00
18	81.38	Нет	6.86	2.94	«	Нет	«	0.98	7.84
19	74.00	11.00	7.50	2.00	«	3.50	«	1.0	8.00
20	74.16	4.88	10.24	Нет	«	Нет	«	0.97	9.75
21	54.50	19.00	13.50	2.00	«	3.00	«	1.00	7.00
22	70.79	9.90	5.45	1.98	«	Нет	«	0.99	10.89
23	67.50	8.00	11.05	2.00	«	2.50	«	1.00	8.00
24	72.00	8.00	5.50	3.00	«	1.50	«	1.00	9.00
25	63.66	10.85	12.83	1.97	«	1.81	«	0.99	8.88
26	56.94	14.85	14.85	2.97	«	1.48	«	0.99	7.92
27	78.82	3.94	7.88	7.88	«	Нет	«	1.48	Нет
28	90.00	11.00	10.00	2.00	«	1.00	«	1.00	9.00
Среднее	72.35	6.15	10.52	1.81	0.68	1.66	0.98	1.05	6.29
СКО	8.72	5.24	4.47	1.81	2.41	2.06	2.65	0.31	3.06
V	12.1	85.2	42.5	100	354.4	124.1	270.4	29.5	48.6

Примечание . Серии образцов: 1–6 –«ПЗ», 7–16 – «ПБ», 17–28 – «К»; V - коэффициент вариации, %.

Изредка отмечаются порфировидные врапленники размером до 0.5 мм (рис. 11, ж, з). По стехиометрии моносульфиды варьируются, что дает основание рассматривать их в рамках практически непрерывного ряда гексапирротин–троилит–маки-навит. В нашем случае наименее железистым членом этого ряда является гексапирротин состава Fe 9–11.16 S 10–12 . Затем идут переходные к троилиту фазы состава Fe 11.40–11.52 S 12 , за ними собственно троилит состава (Fe 0.95–1.02 Ni 0–0.05 ) 0.98–1.02 S, а далее переходные к макинавиту фазы и собственно макинавит , состав которых можно определить как (Fe 8.40–9.12 Ni 0–0.16 ) 8.40–9.12 S 8 .

Гораздо реже встречается сульфид со стехиометрией пентландита . Он обнаружен внутри выделения моносульфидов (рис. 11, ж) и, возможно, является результатом распада соответствующего твердого раствора. Эмпирическая формула пентландитоподобного минерала – (Fe 5.63–6.49 Ni 1.96–2.55 Cu 0.38–1.33 ) 8.91–9.05 S 8 . Из приведенной формулы видно, что рассматриваемый минерал более или менее строго отвечает пентландиту только по атомному соотношению катионов и серы. В остальном же он весьма специфичен. Во-первых, этот минерал сильно обогащен медью, содержание которой колеблется в пределах от 5 до 11 мас. % при среднем значении

5.94 мас. %. Последнее лишь немного не порция между катионами в рассматривае- дотягивает до максимального содержания мом минерале сильно сдвинута в сторону меди в пентландите земного происхожде- железа – Fe/(Ni+Cu) = 1.69–2.53 против ния (6.5 мас. % – Талнахское медно-нике- теоретического значения 1.25.

левое месторождение). Во-вторых, про-

Рис. 11. Моносульфиды ряда гексапирротин-троилит-маккинавит в силикатной массе метеорита (а–г), морфология грануловидных индивидов троилита (д, е), порфировый вкрапленник троилита в оливине (ж, з), выделения пентландита в троилите (и), единичные зерна пирита (к) и тетраэдрит-теннантита (л, м). Минералы: Ol – оливин, Px – пироксены, Pl – плагиоклазы, Chr – хромшпинелиды, Tr – моносульфиды, Pen – пентландит, Py – пирит, TT – теннантит-тетраэдрит. СЭМ-изображения в режимах вторичных (д, и) и упругоотраженных (а–г, е–з, к, л) электронов

Рис. 12. Дисперсная вкрапленность зерен никелистого железа в пироксен-оливиновую связу-щую массу (а, б), срастание никелистого железа с хромшпинелидами (в), неправильно-угловатая (г) и сферулоподобная (д, е) формы индивидов никелистого железа, срастание самородной меди с оливином ( ж, з). Минералы: Ol – оливин, FeNi – железоникелевые сплавы, Cu – самородная медь. СЭМ-изображения в режимах вторичных (а, г) и упругоотраженных (б, в, д–з) электронов

К числу еще более редких сульфидов относятся пирит состава Fe 0.99–1.06 S 2 (рис. 11, к) и сульфосольный минерал, близкий по составу и стехиометрии к промежуточной блеклой руде, а именно к цинки-сто-железистому тетраэдрит-теннантиту (рис. 11, л, м).

Самородные металлы в обломках исследуемого метеорита значительно распространены, их содержание достигает 3– 5 %. Они наблюдаются в виде эмульсиевидной врапленности в оливине (рис. 12, а, б), зерен угловатой неправильной фор- мы размером до нескольких десятков микрон (рис. 12, в), глобулярных частиц размером до 5 микрон (рис. 12, г, д). Чаще всего обнаруживаются в тесном срастании с оливином, хромшпинелидами и сульфидами (рис. 10, б, г–е; рис. 12, е–з).

К настоящему времени в исследованных обломках метеорита выявлены три самородно-металлические фазы – никелистое железо, железосодержащий никель и самородная медь.

Преобладающим по частоте встречаемости и содержанию является никелистое железо, практически непрерывно и притом равномерно варьирующее по составу в диапазоне 95–50 ат. % Fe, т. е. от области состава камасита до области состава тэнита (рис. 13). Причем на области упомянутых стехиометричных фаз приходится не более 30 % определений. В качестве важнейшей примеси в никелистом железе выступает кобальт, содержание которого растет с увеличением железистости сплава. Все отмеченные выше особенности состава свидетельствуют о сильной неупо- рядоченности никелистого железа, состав которого можно представить в виде эмпирической формулы

Fe 0.51–0.93 Ni 0.05–0.49 Со 0–0.03 Cr 0–0.01 .

Вторая по встречаемости металлическая фаза в исследуемых обломках – же лезосодержащий никель состава Ni 0.78–0.88 Fe 0.12–0.22 . Показательно, что и в этом случае сплав оказался за пределами известного в этой области стехиометрического соединения – аваруита.

камасит

Рис. 13 . Вариации состава самородных фаз железоникелевого состава

Кроме железоникелевых сплавов, в обломках метеорита спорадически встречаются зерна самородной меди с незначительной примесью железа и никеля. Рассчитанная по результатам одного анализа эмпирическая формула этой фазы – Cu 0.93 Fe 0.06 Ni 0.01 .

Кислородные соединения в исследованных обломках представлены апатитом, доломитом и гидроксилхлоридом.

Апатит наблюдается в единичных субизометричных зернах размером 20–70 мкм (рис. 14, а). По составу валентного аниона он подразделяется на два почти одинаково встречающихся вида – гидрок-силхлорапатит и гидроксилапатит. В обоих случаях минералы содержат серу, которую мы считаем структурной, а также алюминий и железо, приписываемые нами ультрадисперсной гетерофазной примеси условно крандаллита и ксантоксенита.

Пересчет результатов рентгеноспектрального микрозондового анализа апатита приводит к следующим эмпирическим формулам:

• 1)    гидроксилхлорапатит Ca 9.95–10 [P 5.83–6 S 0–0.17 O 24 ](Cl 0.61–1.79 OH 0.20–1.56 ) 2–2.17        +

(0.07–0.28) Ca 4 Fe 2 [PO 4 ] 4 (OH) 2 3H 2 O + (0–0.06) CaAl 3 [PO 4 ](OH) 5 H 2 O;

• 2)    гидроксилапатит Ca 8.19–8.71 [P 5.98–5.99 S 0.01–0.02 O 24 ](OH) 1.14–2.02 + (0.07–0.08) Ca 4 Fe 2 [PO 4 ] 4 (OH) 2 3H 2 O.

Присутствие карбонатов в метеоритном веществе обнаруживается уже по спектрам ИК-поглощения, в которых имеется широкая малоинтенсивная полоса при 1400 см^–1, отвечающая валентным колебаниям CO 3 -групп. По данным аналитической СЭМ карбонат в исследуемых образцах представлен доломитом (рис. 14 б) состава

Ca 1.01–1.02 (Mg 0.95–0.96 Fe 0.02–0.03 ) 0.98–0.99 [CO 3 ] 2 . Ранее в каменных метеоритах такой минерал уже обнаруживался [10].

В результате электронно-микроскопических исследований в некоторых обломках из серий «ПБ» и «К» был установлен хлор-гидроксилсодержащий минерал, по стехиометрии более всего похожий на хиббингит , уже отмечавшийся в метеоритах, а недавно обнаруженный в кимберлитах высокопродуктивной трубки «Удач-ная-Восточная» [9]. В нашем случае хиб-бингитоподобный минерал представлен характерными для водных минералов гелеобразными выделениями (рис. 14, в), но при этом проявляется и в агрегатах пластинчатых форм (рис. 14, г). Под электронным пучком не пузырится. По составу катионов является никелево-железным с небольшой примесью кобальта. Содержание хлора по нашим определениям сильно не дотягивает до теоретического. Эмпирическая формула по результатам шести анализов – (Fe 1.79–1.87 Ni 0.19–0.18 Co 0–0.03 ) 2 (OH 3.66–3.94 Cl 0.06–0.34 ).

Рис. 14. Кислородные соединения в метеорите: а – хлор- и гидроксилапатиты; б – доломит; в, г – никелистый хиббингит

Заключение

Согласно полученным данным, метеорит «Челябинск» по своим химическим (SiO2/MgO = 1.67 ± 0.03; Fe/SiO2 = 0.47 ± 0.05) свойствам и минеральному составу (резкое преобладание оливина над пирок- сенами) в рамках существующих классификаций [8, 10, 16] может быть отнесен к группе LL низкожелезистых оливиновых в меньшей степени пироксен-оливиновых («бронзит-оливиновых») обыкновенных хондритов.

Исследованные фрагменты метеорита характеризуются обломочной структурой, необычным для земных тектонитов округленным обликом обломков и характером их погасания в шлифах. В земных условиях такими свойствами обладают горные породы эксполизивного происхождения – интрузивные пирокластиты, образующиеся в результате взрывообразного выделения газа, обуславливающего дезинтеграцию монолитных горных пород и абразивную овализацию обломков.

Судя по химизму, земным аналогом исследованного метеорита являются меймечиты, считающиеся, как известно, вулканическими порфировыми породами ультраосновного состава, образовавшимися за счет мантийных (с генерацией глубже 200 км) высокотемпературных (выше 1600 °С) расплавов.

Многие из исследованных минералов (пироксены, сульфиды, самородные металлы) обнаруживают признаки кристаллохимической неупорядоченности, что может быть результатом их быстротечной кристаллизации и закалки. Показательным также является резкий дефицит в ми- нералах метеорита трехвалентного железа. Именно отражением этого дефицита можно считать исчезающее низкое содержание в хромшпнелидах магнетитового минала, резкое преобладание среди моносульфидов троилита и присутствие гидроксида двухвалентного железа, который в земных условиях очень быстро бы окислился до оксигидроксида. Очевидно, что низкая степень окисления железа в метеоритном веществе свидетельствует о резко восстановительных условиях образования последнего.