СЛЕДЫ КОСМИЧЕСКИХ ВОЗДЕЙСТВИЙ НА ЗЕМЛЮ

Сколько космической пыли выпадает на Землю

ПРИРОДА СФЕРОИДНЫХ ОБРАЗОВАНИЙ В КИМБЕРЛИТАХ

П. К. Маршипцев

Среди минералов магнитной фракции кимберлитов нередко присутствуют шарики правильной формы и сферические образования различной морфологии. Встречаются также и немагнитные силикатные шарики и сферулы. Размер всех этих образований обычно менее 0,5 мм (0,01—0,45 мм), редко достигает 1—3 мм. В нашей коллекции находятся сферулы, обнаруженные в шлихах, взятых из аллювия около десятка трубок. По устному сообщению ряда исследователей, подобные образования наблюдаются достаточно широко. Наиболее детально изучены сфероиды из ким- берлитовых пород трубки Удачная-Западная [Татаринцев и др., 1983; Маршинцев, 1986 ]. Однако отсутствие должного внимания к подобным сферулам объясняется прежде всего тем, что они рассматриваются как объекты индустриального или метеоритного происхождения.

Известно, что на земную поверхность ежегодно выпадают тысячи тонн космической пыли и шариков. Их находят и изучают над Тихим океаном, в ледниках гор, в снежном покрове Антарктиды, в почвах малонаселенных районов земного шара и в донных осадках морей [Вронский, 1964; Фесенков, 1965; Баранов и др., 1970; и др.]. Из районов падений Сихотэ- Алинского и Тунгусского метеоритов из почвы и торфа были извлечены магнитные и немагнитные, блестящие и матовые, рудные и силикатные шарики метеоритного происхождения. Их минеральный состав совпадает с составом внешней коры плавления метеоритов [Кринов, 1963; Заславская, 1970 ]. Становится очевидным, что изучение различного рода сферических образований в природных объектах, и тем более обнаруженных не только на поверхности геологических объектов, представляет несомненный интерес, прежде всего для расшифровки их природы.

В кимберлитовых породах установлены три типа сферических образований: магнитные сферулы; шлаковидные частицы; стеклянные сферулы.

На примере трубки Удачная-Западная мы имели возможность проследить характер распределения магнитных сферул в объеме тела, по горным выработкам. Всего изучено около 90 проб, взятых с разных глубин. Сферулы присутствовали от единичных зерен до значительных количеств в 69 пробах. Среднее содержание их составляет -0,5 г/т. В трех пробах содержания превышают 7 г/т, а в одном случае даже достигают 38,5 г/т. Последняя проба взята из эндоконтактового участка кимберлитовой трубки (скв. 212). Содержание тяжелой фракции здесь составляет 12,5 кг, магнитных сферул — 0,025 % от массы концентрата.

Анализ графиков распределения, на которых отражены также содержания ксенолитов осадочных пород ( 1), указывает на отсутствие какой-либо зависимости между двумя этими контактами. В то же время наблюдается определенная тенденция в распределении магнитных сферул: содержание их возрастает с приближением к контакту трубки; в центральной части трубки содержание сферул наименьшее (скв. 209); в пробах по скв. 214 с глубиной содержание сферических образований приближается к среднему по этой скважине (0,8 г/т), а в пробах, непосредственно расположенных ниже по отношению к указанным выше, содержание шариков возрастает в 2—3 раза (см.  1).

Магнитные сферулы имеют правильную форму, иногда с вмятинами. Наблюдаются плотные, пористые и полые разновидности. Представляют интерес «слипшиеся» шарики и шарики с мелкими «почками», в которых, как правило, шарик большего размера с матовой поверхностью, а шарик мелкого размера — с блестящей, гладкой поверхностью. Блестящие шарики с гладкой поверхностью и металлическим блеском встречаются чаще, размер их не превышает 0,5 мм. Шарики с шероховатой, матированной поверхностью имеют размер 1-2 мм. Часть шариков с поверхности частично покрыта ржаво-бурой пленкой гидрооксидов железа, что придает им коричневый оттенок. Наблюдались шарики, поверхность которых местами блестящая, а местами матовая. Наиболее редко встречаются шарики слущенные, с неровной, как бы скорлуповатой поверхностью. Изучение шариков в полированных шлифах показало, что они часто имеют зональное строение: пустотелые или с металлическим ядром в центре. Освобожденное от оболочки ядро обладает ковкостью.

По минеральному составу среди них выделяются следующие основные разновидности:

сферулы, сложенные только оксидами железа: иоцитовые, магнетит-иоцитовые и магнетитовые, поверхность их образована гранями кристаллов скелетного строения ( 2). Большинство сферул полое внутри или имеет множество округлых пор. Вокруг газовых включений и в приповерхностных участках сферул магнетит часто замещен гематитом. Магнетит и иоцит проявляют аномальную анизотропию;

сферулы зонально-концентрического строения, шаровидные ядра которых сложены самородным железом, а оболочки — иоци- том или иоцитом в сростках с магнетитом, реже ядра окружены стеклом со скелетными кристаллами иоцита и (или) шпинелидов;

сферулы самородного железа имеют желтовато-серый цвет, металлический блеск и однородную гладкую поверхность. Часто покрыты ржавчиной. Внутри сферул постоянно встречаются шаровидные включения, состоящие из скелетных кристаллов иоцита и стекла (?), выполняющего интерстиции между ними. Нередко внутри включений находятся газовые пузырьки.

По степени окисленности железа изученные магнитные сферулы можно расположить в ряд: самородное железо + иоцит ->- самородное железо + иоцит + магнетит (+гематит) иоцит + магнетит + гематит -+ магнетит + гематит [Татаринцев и др., 1983].

Данные рентгенометрических исследований магнитных шариков помещены в  1 и представляют различные фазы. Спектральным анализом в шариках обнаруживается высокое содержание Mn и Ti, в меньших количествах — Al, Mg, Са.

Шлаковидпые образования пористые, черного цвета, размером до 2—3 мм, напоминающие застывшие капли вспененного расплава, имеющие характерный излом ( 3). Состоят из нескольких фаз, образующих графическое срастание и включающих в себя редкие мельчайшие (0,1 мм) шарики с сильной отражательной способностью. Рентгенометрический анализ шлаковидной частицы приведен в  1 (обр. 6). Состав шлаковидных частиц представлен скелетными кристаллами и дендритами армолколита, ильменита, ульвошпинели и шаровидными выделениями самородного железа. Наиболее распространенные минеральные ассоциации в шлаковидных образованиях следующие: армолколит + + ильменит + самородное железо, ильменит + армолколит ± + самородное железо, ульвошпинель + ильменит + самородное железо, ульвошпинель + иоцит [Татаринцев и др., 1983]. Повышенная примесь пирофанитового (MnTi03) минала в ильмени- тах, минимальная примесь Al203 указывают на сравнительно низкие температуру и давление при кристаллизации этого минерала. Возрастание роли Fe и Ti в шпинелидах при падении содержаний Al и Са свидетельствует, что минерал кристаллизуется на поздних этапах эволюции кимберлитовой магмы в условиях повышения окислительного потенциала ( 2).

Состав самородного железа таков: Fe 99,1 % , следы Mn и Ti. Ильменит и шпинель подобного состава известны в виде мелких выделений в кимберлитах Якутии [Благулькина и др., 1975; Евдокимов, Багдасаров, 1981 ]. Весьма интересна находка армол- колита. Подобный минерал, соответствующий чистому железистому члену серии твердых растворов FeTi205—MgTi205 по ферропсевдобрукиту, был обнаружен в качестве включения в алмазе [Шестакова и др., 1981 ]. Отмечается сходство ферропсевдобруки- та с включениями ильменита из алмаза по примесям Mn, Mg и Са, что, вероятно, свидетельствует о сходной геохимической среде их образования [Meyer, Tsai, 1976]. Армолколит описан в кимберлитовых породах Куонамского поля [Евдокимов и др., 1981 ], в Южной Африке [Haggerty, 1975] совместно с другими экзотическими и химически измененными оксидами Ti, Cr и Fe. Впервые этот минерал был обнаружен в лунных образцах. Скелетные кристаллы, наблюдаемые в шлаковидных образованиях, свидетельствуют, что охлаждение и кристаллизация вещества происходили очень быстро. Восстановительная обстановка среды способствовала восстановлению самородного железа из закисного.

Шлаковидные частицы иногда включают обломки зерен ильменита, магнетита, пирита и силикатов, сцементированных стеклом с новообразованными рудными минералами. Ильменит по периферии замещается скелетными кристаллами марганцовистой ульвошпинели с одновременным образованием по фронту замещения мельчайших выделений самородного железа и рутила, а в окружающем стекле — скелетных кристаллов марганцовистого ильменита. Магнетит полностью или частично замещается марганцовистым иоцитом и самородным железом [Татаринцев и др.,1983].

Силикатные сферулы имеют форму шариков, иногда они с усиками, каплевидные, напоминающие колбочки, колпачки, кувшинчики или груши. Встречаются единичные гантелевидные образования. Интересны изометричные и продолговатые полусферы, напоминающие упавшую на твердую поверхность вязкую каплю с бахромой разбрызгивания по краям ( 4). Выпуклая сторона полусфер блестящая и матовая, плоская — только матовая. Размер их колеблется от сотых и десятых долей миллиметра до 1 — 2 мм. Единичные шарики могут достигать 3—4 мм. Окраска их бледно-зеленая, зеленая до черной, смоляно-черной, просвечивающей в тонких сколах бурым цветом.

Шарики могут быть полыми. В одном из образцов при дроблении препарировались зерна: оливина округло-овальной формы, граната неправильной формы розовато-красного цвета и черного блестящего минерала со ступенчатой поверхностью, хрупкого (возможно, это графит). В полости другого образца отмечена рыхлая масса розового цвета, вероятно, продукт изменения какого-то минерала. По свидетельству В. И. Татаринцева [Татаринцев и др., 1983], на поверхности силикатных сферул или в приповерхностной части отмечаются мелкие (до 0,05 мм) шаровидные обособления самородного железа, иоцита и магнетита, которые представляют собой ликвацитные образования ( 5). Такая своеобразная ассоциация минералов свидетельствует о формировании сферул в восстановительных условиях. Это подтверждает и состав газов шариков из кимберлитов трубки Айхал, оказавшийся достаточно экзотичным с резким преобладанием группы, об. %: (N, + р. г.) — 57,7-96,5; примесь 20-25 об.% углеводородов; Н2; 10 СО2- Подобный состав не находит аналогов среди известных космических объектов. В индустриальных образованиях состав газа иной, об. %: (N + р. г.) — 71,3—71,5; 02 - 17,3—17,9; СО — 10,5—11,0 [Шугурова и др., 1976].

Силикатные сферулы рентгеноаморфны, прокаленные на воздухе в течение 6 ч при различных температурах, они при 800 °С и выше переходят в кристаллическое состояние со структурой ме- лилита. Размеры тетрагональной элементарной ячейки: а =

= 4,78 А, с = 5,03 А (см.  1).

Химический состав сферул характеризуется высоким содержанием СаО и Al203 и хорошо пересчитывается на формулу ме- лилита [Маршинцев, 1986]. В нескольких образцах наблюдается высокое содержание ТЮ2, MnO при уменьшении количества Si02.

Присутствие включений минералов кимберлита в силикатных сферулах, а также специфический состав газов позволяют допустить уникальный способ образования их непосредственно в кимберлитовой магме в крайне восстановительной среде, богатой углеводородами. Состав их свидетельствует о потенциальной возможности кристаллизации мелилита в кимберлитовых породах трубок. Редкие находки этого минерала отмечаются в кимберлитах эксплозивной фации [Егоров, 1979 ]. Известно, что кристаллизация мелилита осуществляется при температурах 700—750 °С при пониженном давлении С02- Верхний предел стабильности давления для чистого акерманита сильно уменьшается в присутствии избыточного СО2 (предположительно, растворенного в силикатных расплавах в виде карбоната) [Yoder, 1973 ]. Это свидетельствует, что кристаллизация мелилита может подавляться в магмах, богатых карбонатами (например, кимберлито- вой). Кроме того, на стабильность мелилита, вероятно, оказывает влияние содержание щелочных элементов в магме во время кристаллизации.

Силикатные сферулы формируются, вероятнее всего, в условиях резкого падения температуры и давления из вскипающего при этом остаточного расплава, насыщенного газово-жидким флюидом. Происходит это в момент выполнения кимберлитовой магмой полостей трубок и выхода ее на поверхность.

Обсуждая в целом процессы образования сфероидных частиц, мы исходим из их кимберлитовой природы и видим в их составе отражение общей геохимической эволюции кимберлитовой магмы, ведущей к накоплению железа, титана, марганца и литофильных компонентов. В результате позднекристаллизующиеся фазы оказываются исключительно богаты этими компонентами. Таким образом, можно исключить их индустриальное происхождение. Касаясь возможности заражения кимберлитов метеоритной пылью из древних осадочных толщ, надо отметить, что этому противоречит, во-первых, отсутствие каких-либо сведений о наличии метеоритных частиц в карбонатных породах данного региона; во-вторых, существенное обогащение изученных нами образований Мн и Ti отличает их от метеоритного вещества.

Исходя из этого мы должны признать уникальным способ образования сфероидных частиц в кимберлитовых трубках. Они могут быть также свидетельством проявления кимберлитовой вулканической деятельности. Наличие закалочных структур и стекол — прекрасное подтверждение этому.

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

Баранов В. И., Виленский В. Д., Краснопевцев Ю. В. Сферические микрочастицы в атмосфере над Тихим океаном // Метеоритика.— М.: Наука, 1970.- Вып. 30.-С. 112-118. Благулькина В. А., Губанов В. А., Уманец В. Н. и др. Микрокристаллы ильменита из кимберлитов Лучаканского района // Минералы и параге- незисы минералов эндогенных месторождений.— Л.: Наука. Ленингр. отд-ние, 1975.- С. 11-18. Вронский Б. И. Краткий обзор исследований внеземной пыли // Метеоритика.— 1964.- Вып. 24.-С. 41-50. Дир У. А., Хауи Р. И., Зусман Д. Ж. Породообразующие минералы.— М.:

Мир, 1965.- Т. 1.- 371 с. Заславская Н. И. Сбор и предварительное исследование образцов почвы из района падения Сихотэ-Алинского метеоритного дожпя // Метеоритика. — М.: Наука, 1970.- Вып. 30.- С. 79-85. Евдокимов А. Н., Багдасаров Э. А. Ассоциация и последовательность образования окислов хрома, титана и железа в кимберлитах и пикритовых порфиритах Куонамского района (Якутия) // Зап. Всесоюз. минерал. о-ва.— 1981.-Т. 110, № 2.- С. 204-212.

Егоров К. Н. О находке м'='лилита в кимберлите трубки Удачная-Восточная //

Докл. АН СССР.— 1979.- Т. 248, № 4.- С. 949-952. Кринов Е. Л. Метеоритная и метеорная пыль, микрометеориты // Сихотэ- Алинский железный метеоритный дождь.— М.: Изд-во АН СССР.— 1963.- Т. 11.- С. 122-126. Маршинцев В. К. Вертикальная неоднородность кимберлитовых тел Якутии.— Новосибирск: Наука. Сиб. отд-ние, 1986.— 240 с.

Татаринцев В. И" Цимбал С. Н., Гаранин В. К. и др. Закаленные частицы из кимберлитов Якутии // Докл. АН СССР.- 1983.- Т. 270, No 5.- С. 1199-1203.

Фесенков В. Г. Успехи метеоритики// Метеоритика.— М.: Наука, 1965... Вып. 26.- С. 3-16.

Шестакова О. Е., Буланова Г. П., Махотко В. Ф. Минералогия и генезис включений силикатов и окислов в алмазах // Генетические аспекты физических свойств и минералогия природного алмаза.— Якутск: ЯФ СО АН СССР, 1981.- С. 43—51.

Шугурова Н. А., Долгов Ю. А., Иванова Г. М. Состав газовых включений в силикатных сферулах различного происхождения // Генетические исследования в минералогии.— Новосибирск: ИГиГ СО АН СССР, 1976.- С. 3-8.

Haggerty S. Е. The chemistry and genesis of opaque minerals in kimberlites /Р Phys. Chem. Earth.- Oxford et al., 1975.- V. 9.- Р. 295—307.

Meyer Н. О. А., Tsai Н. М. The nature and significance of mineral inclusions in natural diamond: а review // Minerals. Sci. Engng.— 1976.— V. 8, N 4.- Р. 242—261; N 7—8. — Р. 775—782.

Yoder Н. S. Mililite stability and paragenesis // Fortschritte der Mineralogie.— 1973.- 50.- Р. 140—173.