Содержание к диссертации
Введение
Глава 1. Обзор исследования космического вещества 16
1.1. Поступление космического вещества на Землю 16
1.2. Типы метеоритов, микрометеоритов и космической пыли 21
1.3. Методы изучения метеоритов, микрометеоритов и космической пыли 34
1.4. Какую информацию получают из исследования космического вещества? 42
Глава 2. Методика исследований космической пыли в осадках и осадочных породах 47
2.1. Почему магнитные методы? 47
2.2. Магнитные методы 53
2.2.1. Термомагнитный анализ 53
2.2.2. Элементы качественной интерпретации кривых ДТМА 56
2.2.3. Методы расчета концентраций магнитных минералов по термомагнитным кривым 57
2.2.4. Коэрцитивная спектрометрия 63
2.2.5. Магнитная сепарация 64
2.3. Электронная микроскопия и микрозондовый анализ 67
Глава 3. Описание объектов исследования 70
3.1. Осадки Атлантического океана 70
3.2. Осадки озера Байкал 85
3.3.1. Описание осадков скважины BDP-98 87
3.3.2. Описание осадков колонок GC-99
Глава 4. Результаты исследований 95
4.1. Результаты исследования осадков Атлантического океана 95
4.1.1. Магнитно-минералогическая характеристика образцов Атлантического океана 96
4.1.2. Результаты исследований скважины 386 105
4.1.3. Результаты исследований скважины 387 110
4.1.4. Результаты исследований скважины 391А 112
4.1.5. Результаты исследований скважины 391С 114
4.2. Результаты исследования осадков озера Байкал 118
4.2.1. Магнитно-минералогическая характеристика образцов озера Байкал 119
4.2.2. Результаты исследования образцов скважины BDP-98 122
4.2.3. Результаты исследования образцов скважины GC-99 125
Глава 5. Некоторые закономерности распределения космогенного вещества в осадках различного типа 129
5.1. Характеристики космического вещества, идентифицированного в исследуемых осадках и осадочных породах 129
5.2. Обсуждение результатов измерения содержания Fe-Ni космического материала в осадках и осадочных породах 136
5.3. Некоторые приложения результатов измерения содержания Fe-Ni космического вещества в осадках и осадочных породах 150
Заключение 156
Список принятых сокращений 159
Литература 160
- Типы метеоритов, микрометеоритов и космической пыли
- Методы расчета концентраций магнитных минералов по термомагнитным кривым
- Магнитно-минералогическая характеристика образцов Атлантического океана
- Некоторые приложения результатов измерения содержания Fe-Ni космического вещества в осадках и осадочных породах
Типы метеоритов, микрометеоритов и космической пыли
В данной главе рассмотрены как типы микрометеоритов и КП, так и метеориты, с тем основанием, что родительскими телами объектов являются астероиды (дробление из-за столкновений) и, возможно, твердая компонента ядер комет [Бадюков, Брандштеттер, Топа, 2018].
Метеорит – твердое тело космического происхождения, которое проникает через атмосферу и достигает поверхности Земли [Treatise on geochemistry, 2005].
Существует несколько типов классификации метеоритов, исходя из их свойств: от минерального состава до структурных особенностей. Основываясь на валовом составе и текстурных особенностях, метеориты могут быть разделены на две категории: хондриты и ахондриты, к которым позже присоединили примитивные ахондриты и магматически дифференцированные метеориты [Treatise on geochemistry, 2005]. Другим способом – разделение на классы – является деление по дифференциации вещества (Рисунок 1.3) [Perron, Zanda, 2005]. Следующий этап разделения на классы основан на изотопах кислорода, элементном составе, минералогии, петрографии. Целью разделения на группы является «размещение» метеоритов с одинаковым происхождением или историей формирования в одном классе и выявление возможных связей между различными классами. Подобные метеориты могли принадлежать одному астероиду или планетному телу. На Рисунке 1.3 для каждой группы указан процент зафиксированных падений (FF), так как данный показатель корректнее отражает их природу и количество, чем более объемная величина – общее количество метеоритов (смещенная из-за ряда факторов).
Различие между дифференцированными и недифференцированными объектами. Несколько промежуточных групп (примитивные ахондриты), тем не менее существует минералогическое, химическое и изотопное сходство между хондритами и энстатитовыми хондритами, что говорит об их генетической взаимосвязи. Число – частота падений. Общее количество падений, учтенное на рисунке – 981, что включает в себя так же образцы, прилетевшие с Марса и Луны [по Perron, Zanda, 2005] Хондриты относят к отдельной группе, и состоят они из четырех основных компонентов: хондр силикатного состава (оливины, пироксены), FeNi-металла, тугоплавких включений (богатых Ca – Al (CAI)), амебоидных агрегатов оливина и мелкозернистого материала матрицы. К другой группе относятся ахондриты, железокаменные и железные метеориты. Разделение на подгруппы основано на количестве Fe-Ni, входящего в состав каждого. Эти метеориты сформировались из вещества, подвергшегося плавлению и прошедшего дифференциацию в составе астероидов или других планетных тел. Породы испытывали различную степень плавления, вследствие чего их можно разделить на примитивные и дифференцированные метеориты, хотя четкой границы не существует. Дифференцированные метеориты образовались из родительских тел, которые испытали крупномасштабное частичное плавление, изотопную гомогенизацию и последующую дифференсацию [Treatise on geochemistry, 2005]. Примитивные ахондриты имеют примерно такой же валовый состав, как и хондриты, однако структура первых схожа с метаморфическими или изверженными породами.
К железокаменным метеоритам относят мезосидериты и палласиты. Палласиты состоят почти в равных количествах из силикатов (в основном оливин), металла и троилита (силикаты внутри металлической матрицы). Мезосидериты – это брекчии, состоящие примерно в равных пропорциях из силикатов (в основном ортопироксены), Fe-Ni-металла и троилита (металлические сплавы внутри силикатов).
Для группы железных метеоритов автором будет приведена наиболее полная характеристика ввиду того, что именно вклад железоникелевых сплавов в магнитные характеристики образцов и осадконакопление рассматриваются в настоящей работе.
Железные метеориты в основном состоят из железоникелевого сплава, который в основном представлен срастанием камасита и тэнита [Haack, McCoy, 2004]. Классифицируются на основе химических и структурных свойств. Химические группы.
На графиках зависимости Ir (ppm) от (Ni) (wt.%) 85 % метеоритов попадают в одну из 13 химических групп: IAB, IC, IIAB, IIC, IID, IIE, IIF, IIIAB, IIICD, IIIE, IIIF, IVA и IVB (Рисунок 1.4). Отдельные образцы, не входящие ни в одну из химических групп, называются не группированными или аномальными железными метеоритами.
Группы, обозначенные римскими цифрами, от I до IV, были изначально разделены на основе концентрации в них галлия и германия, в порядке уменьшения его количества от I к IV. С увеличением количества собранной по ним информации, группы начали делить на подгруппы, которые обозначаются буквами – A, B, C, D. Многие композиционные тренды, прослеживающиеся в железных метеоритах, могут быть объяснены частичной кристаллизацией внутри металлического жидкого ядра. Разные группы имеют разные концентрации элементов, но их межэлементные тренды параллельны, и поэтому предполагаются их общие процессы образования (Рисунок 1.4).
Структурные группы.
Металлическая фаза многих железных метеоритов показывает видманштеттовую структуру: срастание объемно-центрированного кубического -FeNi (камасит) с областями с высоким содержанием никеля – тетрагональная FeNi фаза (тетратэнит), объемно-центрированная кубическая 2-FeNi фаза и аваруит (FeNi3). Камасит формирует ламели с содержанием никеля около 6 %. Толщина этих ламелей зависит от скорости остывания, и является почти константой для определенного типа железного метеорита [Saikumar, Goldstein, 1988; Rasmussen, 1989; Rasmussen, Ulff-Mller, Haack, 1995; Yang, Williams, Goldstein, 1997]. Поскольку камаситовые ламели ориентированы вдоль октаэдрических плоскостей, такие метеориты носят название октаэдритов. В зависимости от ширины ламели, октаэдриты подразделяются на очень крупные ( 3.3 мм), крупные (1.3-3.3 мм) средние (0,5-1,3 мм), мелкие (0.2-0.5 мм) и очень мелкие ( 0.2 мм). Плесситовые октаэдриты (тончайшие срастания камасита и тэнита) являются переходными к атакситам, имеющим наиболее высокое содержание никеля. Некоторые железные метеориты, состоящие почти полностью из камасита и не показывающие наличия видманштеттовых структур, называются гексаэдритами [Treatise on geochemistry, 2005].
Ниже приведены характеристики наиболее многочисленных групп.
Группа IIAB.
В группе представлены железные метеориты с самой низкой концентрацией никеля (5.3–6.6 вес.% Ni). В структурном плане среди них выделяются типы от гексаэдритов (группа IIA) до самых крупных октаэдритов (группа IIВ). Низкие концентрации никеля, отсутствие фосфатов [Buchwald, 1975] и появление графита предполагает их образование из восстановленного материала.
Группа IIIAB.
Самая большая группа, представлена более чем 230-ю метеоритами. IIIAB относятся к средним октаэдритам, часто подвергавшимся сильному ударному воздействию. В них присутствует большее количество фосфатов, что говорит об их формировании из более окисленного материала, чем группа IIAB.
Металлографическая скорость остывания метеоритов группы IIIAB довольно однородна и составляет в среднем 50 К/млн. лет, соответствующее родительскому телу диаметром 50 км (Таблица 1.2) [Haack, Rasmussen, Warren, 1990]. Примечательным является факт, что для изученных метеоритов возраст воздействия космического излучения составляет 650 ± 100 млн. лет, что говорит о катастрофичном разрушении родительского тела. Большое количество метеоритов в этой группе и малое количество необычных и непонятных свойств делает ее наиболее подходящей в отношении образцов кристаллизованного металлического ядра дифференцированных тел [Treatise on geochemistry, 2005].
Методы расчета концентраций магнитных минералов по термомагнитным кривым
Чувствительность прибора по магнитному моменту составляет М=10-10 Ам2 [Буров, Ясонов, 1979]. Удельная намагниченность насыщения железа равна 217.75 Ам2/кг [Нагата, 1965]. Удельная намагниченность насыщения Fe–Ni сплава, содержащего менее 17 % Ni, практически постоянна, при увеличениии количества Ni выше 17 % ее зависимость близка к линейной, у чистого никеля Ms = 56.7 Ам2/кг [Bozorth, 1951]. Таким образом, получается, что при измерении можно детектировать магнитный момент частицы массой 4.6 10-13 кг, при плотности камасита 8000 кг/м3 [Cosmochemistry, 2010], если это одно зерно, то его размер будет порядка 4 мкм, 10 зерен – размер 2 мкм, если же их сотня, то размер этих зерен должен быть порядка 0.8 мкм. В этих случаях мы можем почувствовать наличие этих зерен в образце при комнатной температуре. Однако достоверно можем установить их наличие только при температуре более 700 С. Необходимо отметить, что намагниченность зерен с размерами менее 0.1 мкм (суперпарамагнитные зерна) будет потеряна в процессе нагрева при более низких температурах. Таким образом, наши оценки содержания Fe-Ni зерен всегда будут заниженными как по причине наличия порога чувствительности прибора, так и по причине наличия в образцах очень мелких (менее 0.1 мкм) Fe-Ni зерен.
В Таблице 2.2 приведены удельные намагниченности насыщения минералов при комнатной температуре, а необходима спонтанная намагниченность (Js) этих минералов в области их температуры Кюри, когда возможно наблюдать наличие этих минералов в нашей горной породе. Таким образом, для оценки весового или объемного содержания Fe-Ni зерен в отложениях чрезвычайно важно определить соотношение намагниченности искомых нами Fe-Ni зерен при комнатной температуре и при температуре выше 700 С.
Для определения этого соотношения автором проведен анализ термомагнитных кривых метеоритов с целью оценки характера изменения спонтанной намагниченности природных (космогенных) Fe-Ni сплавов вблизи их температуры Кюри (Рисунок 2.6).
Для последующих расчетов необходимо определить отношение (Qs) – намагниченности при комнатной температуре и при температуре 700 С. Данное соотношение для приведенных термомагнитных кривых составляет 2.11+0.08. Анализ опубликованных источников [Nagata, Funaki, Danon, 1986; Nagata, Danon, Funaki, 1987; Dunlop, 2002] позволяет также оценить это отношение как 1.91+0.13. Этот коэффициент устанавливает зависимость между намагниченностью насыщения железа при комнатной температуре и при температуре 700 С. Намагниченность насыщения Fe-Ni сплава при температуре 700 С определяется по формуле (1): Js (700 С) = Js (20 С) Qs (1)
Таким образом, мы определяем содержание Fe-Ni зерен в породе по следующей схеме (Рисунок 2.7). В температурном интервале от 700 С до 800 С мы наблюдаем спад намагниченности обусловленной намагниченностью Fe-Ni зерен и зерен парамагнитных минералов. Спад парамагнитной намагниченности в этом интервале практически линейный – согласно закону Кюри-Вейса. Тогда суммарный магнитный момент Fe-Ni зерен Ms (700 С), потерянный в данном температурном интервале (от 700 С до 800 С), определяется по дифференциальной кривой (Рисунок 2.8) как площадь фигуры внутри пика.
Весовое количество Fe-Ni зерен в породе определяется так: P (Fe-Ni) = Ms (700 С) / Js (700 С) (2)
Выше отмечалось, что удельная намагниченность насыщения Fe–Ni % сплава, содержащего менее 17 % Ni, практически постоянна.
По аналогичной схеме проводилась оценка концентрации в образцах магнетита, титаномагнетита, железа, гемоильменита и гетита, для чего по кривой Ji(T) определялся вклад в величину Ji данного магнитного минерала, и эта величина делилась на удельную намагниченность насыщения данного минерала. Согласно [Нагата, 1965] значения Ms, используемые для рассчетов, приведены в Таблице 2.2.
Расчет концентрации никеля проводился из расчета, что в интервале содержания никеля до 17 % зависимость точки Кюри Fe–Ni сплава близка к линейной (Рисунок 2.3), и содержание никеля определяется формулой (3): Ni (%) = 0.243 (770 – Tc), (3) где 770 – точка Кюри чистого железа; Tc – точка Кюри сплава железа и никеля, присутствующего в образце. По имеющимся данным, более 90 % космических частиц содержат менее 20 % Ni.
Оценка вклада различных магнитных фаз в общую индуктивную намагниченность образцов проводилась с помощью метода разложения термомагнитных кривых по компонентам с использованием аппарата вэйвлет-разложения, описанного в работе [Термомагнитная диагностика железа.., 2009]. Обработка кривых проведена автором.
Кратко, методика заключается в том, что величина f(B) (формула 4): (4) где В – индукция магнитного поля; J – намагниченность, описывается конечным набором функций нормального вида, и в логарифмическом масштабе по аргументу y = lnx получается суперпозиция гауссовых кривых (5)
Для определения параметров (ak, yk, hk) этих функций используется методика, в основе которой – разложение сигнала на «естественные» вейвлет-компоненты [Термомагнитная диагностика железа.., 2009]. Преимуществом данной методики является автоматизация процесса отыскания параметров гауссианов, что позволяет выполнять обработку большого числа данных за приемлемое время.
Полученные оценки концентрации магнитных минералов, безусловно, достаточно условны, но их относительные изменения являются вполне адекватным отражением истинной картины поступления космического вещества на поверхность Земли. Определение коэффициента Qs с погрешностью порядка 10 % не позволяет определять и интерпретировать вариации содержания Fe-Ni зерен в образцах с амплитудами порядка 10–20 %. Можно лишь говорить об изменениях их содержания более 30–50 %. Этого, однако, вполне достаточно для оценки природы явления и получения сведений об аномальных содержаниях, о событиях и фоновых значениях данного параметра.
Таким образом, по данным магнитных измерений можно делать определенные литологические оценки, а именно судить о концентрации различных ферримагнитных минералов, а также оценивать вклад парамагнитных минералов в общую намагниченность [Самородное железо в осадках озера Байкал.., 2013; Термомагнитный анализ самородного железа.., 2017].
Осадочные породы могут обладать достаточно высокими значениями диамагнитной восприимчивости, поэтому мы должны рассмотреть ее влияние на наши расчеты. Диамагнитная намагниченность практически не зависит от температуры [Вонсовский, 1971] и при определении намагниченности Fe-Ni зерен по дифференциальной кривой влиянием диамагнетизма можем пренебречь.
Магнитно-минералогическая характеристика образцов Атлантического океана
По результатам термомагнитного анализа, диаграммы, полученные для всех образцов скважин, делятся на 4 основных типа, в этих группах наибольшее количество представителей (Рисунок 4.1). Для каждой группы существуют характерные типы коэрцитивных спектров (Рисунок 4.1). Внутри групп также есть подтипы. В первую группу отнесены образцы, в которых магнитные минералы представлены магнетитом, детектируются по температуре Кюри 580 С на кривой первого нагрева (Рисунок 4.1а); титаномагнетитами, с различными температурами Кюри в диапазоне 400–550 С; маггемитом. Относительный рост намагниченности около 150–180 С может быть связан с наличием в образцах ассоциаций магнетит-маггемит [Буров, Нургалиев, Ясонов, 1986]. О наличии титана в составе магнитных минералов свидетельствует то, что на кривой второго нагрева температура Кюри магнетита (это, вероятнее всего, титаномагнетит) существенно ниже 575 С. После первого нагрева намагниченность образцов существенно уменьшается в 2.2 – 3.6 раза. Это обусловлено несколькими причинами:
- в процессе нагревания магнетит частично окисляется;
- маггемит, начиная с 250 С переходит в гематит, при этом намагниченность уменьшается почти на два порядка;
- происходит преобразование титаномагнетитов, возможно, образуются разности с очень низкой температурой Кюри.
Коэрцитивные спектры образцов этой группы можно разделить на две: спектры с одним и двумя максимумами. При этом интенсивность второго пика, максимум которого лежит в полях 300 мТ, коррелируется с интенсивностью пика на термомагнитной кривой в области 150–180 С. Этот пик отождествляется с ассоциацией магнетит-маггемит, и свидетельствует о степени окисленности магнетита (титаномагнетита). Таким образом, образцы этой группы содержат достаточно большую долю вулканогенного материала, в различной степени гипергенно измененного – напрямую от вулканов или же переотложенные зерна. Полученные данные могут свидетельствовать о различной скорости накопления осадков – прямое попадание слабо окисленных вулканических зерен возможно и в медленно накапливающиеся осадки. Образцы, обладающие двугорбым коэрцитивным спектром, явно содержат многократно переотложенный материал.
Вторая группа – наиболее многочисленная (Рисунок 4.1б), выделяется по наличию в образце органики и пирита, которые детектируются на дифференциальной кривой первого нагрева как рост намагниченности в районе 400–500 С и спадом в районе температуры Кюри магнетита. В процессе нагревания образуется магнетит, который при дальнейшем прогревании окисляется до гематита – второй нагрев, пик при температуре 650 С. В этой группе выделяется ряд подтипов, изменения вида кривой зависят от уменьшения или увеличения количества органического вещества и концентрации пирита. Подтипы второй группы представлены на Рисунке 4.2. Ввиду слабой намагниченности образцов, коэрцитивные спектры зашумлены. Максимумы спектров варьируются в пределах от 30 до 80 мТл. Образцы представлены как однодоменными, так и многодоменными зернами (определяется по смещению спектров намагничивания и перемагничивания). Обычно коэрцитивный спектр либо широкий, либо наблюдается два пика, что свидетельствует о сложной магнитной фракции и различных источниках осадочного материала.
К третьей группе отнесены образцы с карбонатами железа, в частности, анкерит содержащие, у которых на первой кривой нет существенных магнитных эффектов, присутствует магнетит, небольшая доля гематита, высока парамагнитная восприимчивость, но после нагрева до 800 С намагниченность увеличивается в 4–15 раз, что говорит об образовании очень мелких магнитных частиц при температуре выше температуры Кюри магнетита. При повторном нагревании большая часть новообразованных магнитных зерен теряют намагниченность до 400 С (Рисунок 4.1в), что свидетельствует об их очень малых размерах (суперпарамагнитные зерна). Коэрцитивные спектры схожи с группой 2 – выявлены широкие пики, или два пика, магнетик практически однодоменный (максимумы спектров намагничивания и перемагничивания практически не смещены).
К четвертой группе отнесены образцы, у которых на дифференциальных термомагнитных кривых первого и второго нагрева наблюдается пик на 620 С из за наличия в образце гематита (Рисунок 4.1г). На кривой второго нагрева пик наблюдается при той же температуре; это подтверждает, что магнетик – гематит.
Анализ коэрцитивных спектров этой группы показал, что образцы магнитожесткие, а пики намагничивания и перемагничивания слабо смещены относительно друг друга. Значит, зерна преимущественно однодоменные. Образцы по магнитным свойствам напоминают пелагические илы.
Скважина 386.
В скважине 386 в основном все образцы первой группы приурочены к среднему олигоцену (глубины 160–280 м) и представлены песчаниками (Рисунок 4.3).
Образцы 2 группы широко представлены в среднем эоцене, почти все в нижнем эоцене, нижнем сеномане и нижнем альбе.
4 группа образцов представлена в нижней части колонки глубже 510 м и не имеет ярко выраженной приуроченности к какому-либо ярусу. В интервале 600– 900 м присутствуют образцы и 2-й группы (Рисунок 4.3).
Несколько образцов имеют кривую, соответствующую наличию маггемита и магнетита в породе (Рисунок 4.4а). Образцы встречаются в нижнем миоцене и представлены глинами и алевролитами. Для них также характерны коэрцитивные спектры, представленные на Рисунке 4.4б. Спектры имеют два пика – слабо окисленный магнетит-титаномагнетит (низкокоэрцитивная фаза) и ассоциация магнетит-маггемит (высококоэрцитивная фаза).
Скважина 387.
По результатам термомагнитного анализа около 75 % образцов 387 колонки относятся ко второй группе. Для всех образцов характерен рост намагниченности после первого нагрева, отношение Ji2/Ji1 варьируется в пределах 0.5–141. Большие значения Ji2/Ji1 также говорят о присутствии анкерита в породе. Образцы представлены вдоль всей скважины, и встречаются как среди глинистых образцов, так и среди известняков (Рисунок 4.3).
Образцы третьей группы, распределены неравномерно по разрезу.
Четвертый тип кривых ДТМА характерен всего для нескольких образцов.
Скважина 391А.
Для большинства изученных образцов скважины 391А характерны термомагнитные кривые; на первой идет увеличение намагниченности в районе температур 420–500 С и затем спад, т. е. образцы, относящиеся ко второй группе. Они наблюдаются вдоль всего разреза. Несколько образцов приурочены к третьей, анкерит содержащей, группе.
Скважина 391С.
По термомагнитным данным для большей части образцов характерны кривые второй группы. Такие образцы наблюдаются до глубин 1250 м и соответствуют породам от верхне альбтского до нижне валанжинского ярусов меловой системы.
На некоторых участках керновой колонки (верхний и нижний альб) образцы соответствуют третьей группе.
Для глубинных образцов с 1250 до 1400 м характерны кривые, соответствующие четвертому типу кривых ДТМА (Рисунок 4.3).
Некоторые приложения результатов измерения содержания Fe-Ni космического вещества в осадках и осадочных породах
Полученные средние значения параметра MFe-Ni для Атлантических разрезов составляют 3924.7+3452.6 тонн/год, для Байкальских разрезов – 14209+9958 тонн/год и являются предварительными. Исходя из проведенного выше обсуждения, можно предположить, что полученные для отложений северозападной Атлантики значения параметра MFe-Ni являются в целом заниженными, для Байкальских отложений – завышенными. Тем не менее, можно констатировать, что сделана предварительная оценка этого параметра по отложениям достаточно большого временного интервала. Необходимо отметить, что полученная величина параметра MFe-Ni в интервале 4000–15000 тонн/год, неплохо согласуется с имеющимися оценками поступления КВ на Землю (см. раздел 1.1). Действительно, если принять рассуждения о доле Fe-Ni материала в общей массе поступающего на Землю КВ, как 8 % и более (см. раздел 5.1), то общая масса ежегодного поступления его на планету Земля может быть оценена как 50000–190000 тонн/год, что вполне согласуется с имеющимися оценками, а также свидетельствует о том, что в первом приближении определения, использованные в работе, вполне корректны.
Одно из фундаментальных значений определения параметра MFe-Ni заключается в получение информации об истории Солнечной системы и окружения нашей планеты, о событиях в ее истории (импактные события, встреча с пылевыми межпланетными и межзвездными облаками). Для решения этих задач необходимо подбирать разрезы, представленные различными литологическими разностями и датированные абсолютными и относительными методами. При этом любые способы датирования приветствуются. Например, особый интерес представляют осадки с сезонной слоистостью или разрезы, на которых получены достоверные результаты по астрономической калибровке вариаций климата (прецессия оси вращения Земли, наклон оси вращения и эксцентриситет орбиты) [Большаков, 2003]. В дальнейшем предполагается провести подобные работы для уточнения величины параметра MFe-Ni для различных геологических эпох. Также необходимо разработать подходы к оценке средней скорости осадконакопления с учетом фрактальной структуры стратиграфической записи [Нургалиева, 2008].
Выделим наиболее важные факторы, определяющие точность оценки параметра MFe-Ni, крайне информативного и фундаментального параметра для изучения планеты и осадков, формирующихся на ее поверхности:
1. Неопределенность скорости накопления, что обуславливается наличием перерывов и размывов в любых осадочных толщах.
2. Механизмы перераспределения КВ на поверхности Земли; наиболее простой случай – ледяные колонки из арктических областей, не исключая влияния процессов перемещения атмосферных масс.
3. Наличие аномальных содержаний КВ в осадках – следов событий в истории планеты (импакты, вхождение планеты в межпланетные и межзвездные облака).
Кроме того, необходимо помнить, что ограниченная чувствительность приборов не позволяет оценивать малые колебания содержания этого вещества в осадках, которые в данном случае в пересчете на параметр MFe-Ni составляют порядка 700 тонн/год.
В то же время, выявление и оценка указанных факторов представляет интерес с точки зрения широкого круга геологических задач, которые можно решить, если значения параметра MFe-Ni известны.
Скорость осадконакопления.
Выше было показано, что во многих разрезах существует зависимость между содержанием Fe-Ni материала и скоростью осадконакопления. В одном и том же бассейне осадконакопления в близких фациальных условиях содержание в пробах изучаемого материала может быть использовано для оценки относительной скорости осадконакопления. Низкие содержания Fe-Ni КВ в осадках достаточно надежно свидетельствуют о высокой скорости накопления осадков (Рисунок 5.5). Систематическое отсутствие Fe-Ni в осадке указывают на то, что реальные скорости накопления толщи достаточно высоки, по крайней мере – более 150–200 м/млн. лет. На Рисунке 5.9 видно, что образцы байкальских осадков систематически содержат редкие пробы, в которых присутствует КВ Fe-Ni состава – не более 30 % общего количества проб. В то же время, в интервалах разрезов из Атлантики минимальный процент образцов, содержащих Fe-Ni материал, стартует от 35 %, что принципиально отличает эти типы разрезов. Отличие обусловлено не только разными скоростями осадконакопления, но также и типом отложений – океанические или континентальные. Тем не менее, указанный тест может быть использован для идентификации отложений с принципиально различной скоростью накопления.
С другой стороны, низкие значения параметра MFe-Ni свидетельствуют о наличии множества перерывов и размывов в толще осадков (уменьшение средней скорости осадконакопления), что может быть использовано для выявления полноты разрезов стратиграфических подразделений, выделенных биостратиграфическим или палеомагнитным методом.
Таким образом, изучение содержания Fe-Ni сплавов КВ в осадочных толщах может быть использовано для оценки типа отложений и скорости осадконакопления. Определение процента образцов, содержащих КВ Fe-Ni состава (параметр Nf, %) и оценка параметра MFe-Ni могут позволить получить некоторые дополнительные сведения об отложениях. Например, низкие значения параметра Nf,%, свидетельствуют, как правило, о высокой скорости накопления осадков. Они характерны также для пород, объединенных алевритовой и пелитовой фракциями карбонатных пород с низким содержанием терригенного материала. Если в указанных породах наблюдаются высокие значения параметра Nf,%, можно предполагать влияние космических событий или особенных условий сепарации и обогащения космогенного материала в процессах седиментации.
Если имеется возможность оценить скорость осадконакопления можно получить достоверные оценки параметра MFe-Ni, способные предоставить информацию для уточнения скорости накопления или позволить выявить космические события. Высокие значения параметра Nf,% обычно свидетельствуют о низкой скорости накопления осадков, если наблюдается иное, требуется проведение дополнительных исследований осадков и формулирование соответствующиих выводов о влиянии космических событий или особенных условиях седиментации и обогащения осадков космогенным материалом.
Перераспределение КВ в осадках и осадочных породах на поверхности Земли.
В действительности отсутствует выпадение совершенно однородного потока КВ на поверхность Земли. Находясь в атмосфере планеты, мелкие космические частицы уже подчиняются движениям атмосферных масс, рассеиваются и выпадают на путях следования этих потоков. Потоки достаточно стабильно действуют в масштабах десятков и даже сотен лет, но их локальная картина крайне изменчива [Гилл, 1986]. Осреднение скорости выпадения космогенных зерен размерами менее 102 мкм на поверхность Земли, по всей видимости, может достигаться в масштабе сотен и тысяч лет. Попадая на поверхность Земли, частицы могут быть сразу же захоронены (современные почвы, озера, болота и др.) или включены в процесс транспортировки. Это возможно как в морских (океанических), так и континентальных условиях. Попадая в моря или океаны, зерна размерами менее 102 мкм могут годами находиться в толще воды и перемещаться течениями на значительные расстояния. Осреднение скорости осаждения космогенных зерен размерами менее 102 мкм на дне морей и океанов, по-видимому, может достигаться за время не менее десятков или даже сотен тысяч лет. Кроме того, необходимо учитывать, что значительная часть КВ Fe-Ni состава может попадать в моря и океаны с континентов. Очевидно, что основная часть КВ сосредоточена в тонкой фракции осадков и коррелируется с содержанием алевритовой и пелитовой компонентами осадков. Более тонкие осадки содержат больше КВ Fe-Ni состава (Таблица 5.1). Вероятно, существют механизмы обогащения КВ алевритовой и пелитовой компонентами осадков в процессах седиментации. Например, при склоновых гравитационных процессах (оползни и движения турбидитовых потоков) происходит взмучивание и вынос самых мелких зерен – обеднение пород КВ, а тонкие осадки, наоборот, обогащаются этим материалом. КВ, поступающее в океаны с континентов, таким образом, проходит несколько этапов переосаждения на различных глубинах, т. е. их перераспределение в морских и океанических осадках происходит многократно, а осреднение содержания КВ достигается уже за времена порядка миллионов лет. История такого процесса может быть прослежена по содержанию КВ Fe-Ni состава в различных размерных фракциях осадков и войти в разряд перспективных исследований по данному направлению.
В континентальных бассейнах седиментации (озерах), процесс перераспределения КВ Fe-Ni состава несколько упрощен ввиду замкнутости бассейна. С другой стороны, сложность геологической интерпретации количественных оценок содержания КВ Fe-Ni состава заключается в том, что материал попадает в озеро со всей площади питания водоема, причем заметная часть материала – размытые древние породы.
Проведенные исследования подтверждают, что большие разбросы параметра MFe-Ni, обнаруженные нами (Рисунок 5.6), несомненно, обусловлены неточными оценками средних скоростей осадконакопления, но также процессами перераспределения КВ на различных этапах его осаждения. Данные процессы требуют специальных исследований, перспективность которых заключается в создании в будущем нового класса методов исследования осадков и осадочных пород не только на планете Земля, но и на других космических объектах. Обнаруженные аномалии содержания КВ в осадочных породах могут стать новым инструментом событийной стратиграфии. Кроме того, полученная информация может быть использована для решения обширного круга палеоастрономических и палеоастрофизических задач на основе созданного магнитного метода количественной диагностики КВ Fe-Ni состава в различных осадках и осадочных породах.