Mineralogy

2 The ureilite group 

2.1 Introduction 

Ureilites are well equilibrated carbon‐rich ultramafic rocks. They represent the second most  abundant group of achondrites with 251 known specimens (GROSSMAN 2009). The first  ureilite fell in 1886 near Novo‐Urei in Russia (NORTON 2002). Although clearly achondritic in  terms of their texture and mineralogy, ureilites show features of primitive meteorites, such  as high abundances of noble gases, high siderophile trace element abundances and CV‐ and  CM‐chondrite‐like bulk oxygen isotopic composition (MITTLEFEHLDT et al. 1998). 

Ureilites are divided into two subgroups: monomict and polymict ureilites: Polymict ureilites  are complex breccias containing clasts of typical monomict ureilites (which are discussed  later in this chapter) and a variety of other components, including carbon, suessite, sulfides  and minor apatite (GOODRICH et al. 2004). Some of the lithic clasts in polymict ureilites  resemble material from a variety of other meteorites, such as enstatite chondrites, angrites,  aubrites and feldspathic melt rocks (MITTLEFEHLDT et al. 1998). The composition of olivine and  pyroxene in polymict ureilites is consistent with a derivation from monomict ureilites 

(GOODRICH et al. 2004). Plagioclase is common in polymict ureilites, but very rare in monomict  ureilites (MITTLEFEHLDT et al. 1998). Twenty polymict ureilites are currently known (G^ROSSMAN  2009). Monomict ureilites will be reviewed in greater detail in the remainder of this chapter. 

2.2 Mineralogy 

2.2.1 Silicates 

Ureilites typically consists of olivine and pyroxene and about 10 wt% of an interstitial  carbonaceous material referred to as vein material (MITTLEFEHLDT et al. 1998). Three types of  ureilites are distinguished as based on their mineralogy. In the majority of all ureilites  (~80 %), pigeonite (Wo~7‐13) is the sole pyroxene (MITTLEFEHLDT et al. 1998). Augite‐bearing  ureilites are rare (~10 %) and contain augite in addition to orthopyroxene or pigeonite. The  third type of ureilites are olivine‐orthopyroxene‐ureilites and show orthopyroxene (Wo4.5‐5)  instead of or in addition to pigeonite. 

Modal pyroxene/(pyroxene+olivine) ratios range from 0 to ~0.9, averaging at ~0.3 

(MITTLEFEHLDT et al. 1998). Typical ureilite textures show coarse grained, anhedral olivines  and pyroxenes that meet in triple junctions. Olivines may contain small, rounded inclusions  of pyroxenes (MITTLEFEHLDT et al. 1998). 

A pronounced elongation in olivines and pyroxenes has been described in several ureilites,  such as Kenna, Novo‐Urei, Dingo pup Donga, RC027 and Dyalpur (BERKLEY et al. 1976, BERKLEY  et al. 1980, G^OODRICH et al. 1987b). Fabric analyses (B^ERKLEY et al. 1976, B^ERKLEY et al. 1980)  show that this elongation reflects a foliation of the {100} crystal face of the olivine and a  lineation defined by the crystallographic [001] axis of the olivine and pyroxene. Some  ureilites show a mosaicized texture and much smaller grain sizes, which has been  interpreted as a result of shock (MITTLEFEHLDT et al. 1998). 

The olivine geochemistry is similar for all ureilites except for the amount of fayalite (fa),  which ranges from fa2 (ALH84136) to fa23 (e.g. CMC04044, GROSSMAN 2009), with a maximum  in fa distribution at ~fa20 (MITTLEFEHLDT et al. 1998). Within each ureilite fa is constant in  olivine cores. Coexisting pyroxenes span a similar range with respect to FeO concentrations,  which indicates olivine/pyroxene equilibrium (MITTLEFEHLDT et al. 1998). Ureilite olivines are  characterized by high CaO (0.3 ‐ 0.45 wt%) and Cr2O3 (~0.56‐0.85 wt%) concentrations  (MITTLEFEHLDT et al. 1998). 

A characteristic feature of ureilite olivines and pyroxenes are reduction rims usually 

associated with carbonaceous material (e.g. BERKLEY et al. 1976, BERKLEY et al. 1980, GOODRICH  et al. 1987b). These rims are almost FeO‐free (fa0‐fa2) and riddled with tiny inclusions of low‐

Ni metal. Most of these rims are narrow (10‐100µm), although some ureilites (ALH82130,  HaH126) show very large reduction rims with almost completely reduced olivine grains  (MITTLEFEHLDT et al. 1998). Reduction rims are smaller and less frequently found in pyroxene  grains. These reduced rims have been attributed to a solid state reaction, where the fayalite‐

component of the olivine has reacted with intergranular carbon (Eq. 1) to form high mg# 

residual olivine and Ni‐poor metal (e.g. WASSON et al. 1976, SINGLETARY and GROVE 2003). 

  ^Eq. 1 

2.2.2 Vein material 

The vein material occurs along silicate grain boundaries but can also intrude the silicates  along cracks and cleavage planes (MITTLEFEHLDT et al. 1998). It contains carbon phases, FeNi‐

metal and interstitial silicates. The carbon phases are mainly graphite, but other minerals  such as chaoite, µm‐sized grains of lonsdaleite and diamond have also been identified in  several ureilites (VDOVYKIN 1972, VDOVYKIN 1975, BERKLEY et al. 1976, MARVIN and WOOD 1972). 

Carbon concentrations in ureilites range from 0.2 wt% (e.g. Goalpara) to up to ~6 wt% (e.g. 

North Haig) (GRADY et al. 1985, WIIK 1972, JAROSEWICH 1990, MCGALL and CLEVERLY 1968, TAKEDA  1987) with an average carbon content of ~3 wt%. The ureilite carbon content does not  correlate with fa. The graphite is usually fine grained, although large mm‐sized euhedral  graphite crystals have also been found within several ureilites (BERKLEY and JONES 1982,  TREIMAN and BERKLEY 1994). 

The origin of the carbon has been subject to discussion. WLOTZKA (1972) pointed out, that  ureilite olivines were not in equilibrium with carbon in the vein material, which led to the  assumption that carbon was introduced into the system by a “late event”. Subsequent work  on silicate reduction in the presence of carbon (e.g. BERKLEY and JONES 1982, WALKER and 

GROVE 1993) has shown that the reduction (Eq. 1) is strongly pressure dependent, as large 

volumes of CO‐gas are formed. Reduction therefore may be stabilized by the depth in which  the ureilite material is positioned on the ureilite parent body. WASSON et al. (1976), HIGUCHI  et al. (1976) and WILKENING and MARTI (1976) proposed a carbon‐rich impactor to account for  the high noble gas and carbon concentrations in ureilites. The presence of large graphite  crystals in relatively unshocked ureilites would contradict the impact‐hypothesis (BERKLEY and 

J^ONES 1982, W^ACKER 1986). W^EBER et al. (1976) pointed out that carbon in carbonaceous 

chondrites occurs mostly in form of hydrocarbons. It would therefore be unlikely that large  amounts of noble gases, which are typical for ureilites, could be retained during 

graphitization of the hydrocarbons. Instead, a model with graphite as nebular condensate  was invoked to account for carbon in ureilites (WEBER et al. 1976). A similar model had been  proposed by JANSSENS et al. (1987). RAI et al. (2003) argues, that if ureilite noble gases were  implanted into the carbon phases from a plasma, the (¹³²Xe/³⁶Ar)0‐ratio is a function of the  temperature of the plasma. KALLEMEYN et al. (1996) argues that Δ¹⁷O (the deviation of ¹⁷O  from the TFL) of any meteorite is a function of nebular temperature and therefore of 

formation location. The lack of correlation of (¹³²Xe/³⁶Ar)0 and Δ¹⁷O in ureilites led RAI et al. 

(2003) to suggest that carbon in ureilites is not related to ureilite silicates. A strong  argument for a primary origin of the carbon are cohenite‐bearing metal‐sulfide spherule  inclusions in ALHA77257, ALHA78262 and ALHA78019 described in GOODRICH and BERKLEY  (1986). These spherule inclusions were interpreted as droplets of a primary metal liquid that  has been entrapped during olivine crystallization (GOODRICH and BERKLEY 1986). The presence  of cohenite within these droplets suggests that at least some of the carbon in ureilites is  primary in origin. 

Published Ni‐concentrations in vein metal range from <1 to ~9 wt%. Cobalt concentrations  range from 0.1 to 0.6 wt% and P abundances range from 0.1 to 0.4 wt%. Silicon ranges from  0 to ~4 wt% (BERKLEY et al. 1980, BERKLEY 1986). Several authors proposed that ureilite vein  metal represents residual metal formed by the removal of a S‐rich melt (e.g. TAKEDA 1987, 

JONES and GOODRICH 1989, HUMAYUN et al. 2005, WARREN et al. 2006, RANKENBURG et al. 2008). 

However, as VAN ORMAN et al. (2009) pointed out, the removal of only S‐rich melt is not a  perfect explanation of siderophile element abundances in ureilite vein metal. 

Other minor phases that have been identified in the vein metal include schreibersite  (MITTLEFEHLDT et al. 1998), suessite (KEIL et al. 1982) and interstitial silicate. These interstitial  silicates are fine grained and common in ureilites. They usually consist of Low‐Ca pyroxene  (Wo1‐14) and augite (Wo26‐43) (MITTLEFEHLDT et al. 1998). Interstitial silicates show much higher  mg# than the core of the main pyroxene grains and lower Mn/Mg, Cr/Mg, Na/Mg, Ti/Mg and  Al/Mg‐ratios (GOODRICH et al. 1987a). 

2.2.3 Spherule inclusions in olivine 

Spherule inclusions have been reviewed in great detail in GOODRICH and BERKLEY (1986). They  have been found in ALHA78262, ALHA77257, ALHA82130, ALHA78019 and PCA82506. 

Minerals found in spherule inclusions are cohenite, Fe‐Ni‐metal, sulfides and rare  phosphorus‐bearing minerals (G^OODRICH and B^ERKLEY 1986). G^OODRICH and B^ERKLEY (1986)  report Ni concentrations of bulk spherule inclusions ranging from 2.7 wt% in ALH82130 (fa6)  to 6.6 wt% in ALHA78262 (fa21), Co‐concentrations range from 0.37 wt% in ALH82130 (fa6) to  0.62 wt% in ALHA78262 (fa21). Reported Ni concentrations in spherule Fe‐Ni‐metal range  from 5.8 wt% in ALH82130 (fa6) to 12.2 wt% in ALHA78262 (fa21), while Co‐concentrations in 

distribution of C and Ni, as well as the present mineral phases, GOODRICH and BERKLEY (1986)  concluded that spherule inclusions represent a Fe‐Ni‐S‐C‐liquid. The presence of cohenite  and sulfide within the same spherule indicates that the liquid has been entrapped prior to  the separation of an S‐rich and a C‐rich liquid melt. 

2.3 Ureilite bulk rock chemistry