Геохімія

61

стабільних і нестабільних космогенних ізотопів та їх розподілу в межах метеориту. Річ у тім, що глибина проникнення космічних променів в речовину метеориту складає приблизно 1 м, тобто його внутрішня частина захищена.

Згідно наявних даних час космічної експозиції для залізних метеоритів складає переважно від 200 до 1500 млн. років, а для кам’яних – від 0 до

20 млн.років. При цьому в деяких групах метеоритів цей параметр є майже постійною величиною – в H-хондритах він близький до 4

млн.років. Загалом можна зробити висновок про різновіковість відторгнення різних типів метеоритів в області їх зародження. 3) Вік останнього остигання метеориту – “вік утримання газу”

(термального метаморфізму). Річ у тім, що при температурах понад 200300 С деякі гази, які могли утворитися в середині метеориту при розпаді радіоактивних ізотопів (наприклад, 40Ar з 40K), дифундують до поверхні і улетючуються (якщо розігрівів не було то вік утримання газу буде рівним віку утворення). Для більшості метеоритів отримані величини цього параметру знаходяться в діапазоні від 0,3 до 4,6 млрд. років.

4) Вік утворення речовини метеориту (вік припинення хімічного фракціонування). Цей показник відносно просто визначається за співвідношеннями материнських

(батьківських) та дочірніх ізотопів (за дотримання умови відсутності втрат).

Найчастіше використовуються ізотопи

62

Rb і Sr, U і Pb, Sm і Nd, Lu і Hf. Більшість датувань дає вік утворення близький до 4,55 млрд. років (виключеннями є 1 сидерит і 1 ахондрит для яких отримана цифра в 3,8 млрд. років, та 1 накліт – 1,24 млрд.

років). Вірогідно, що вік у 4,55 млрд. років є часом первісного застигання всіх метеоритів.

5) Вік нуклеосинтезу – “проміжний час”. Якщо знайти в метеоритах продукти розпаду вже неіснуючих коротко-живучих ізотопів (129J ->

129Xe, T1/2129J=16*106 років), то можна оцінити інтервал часу між кінцем нуклеосинтезу та консолідацією метеоритів. Такі дослідження показали,

що проміжний час дорівнює близько 100 млн.років.

Пояс астероїдів інколи розглядають як основне джерело метеоритів. Найвіддаленіші від Сонця тіла відповідають вуглецевим хондритам, ближчі – хондритам, а найближчі – сидеролітам.

Рисунок 3.7 - Звичайна (проста) послідовність конденсації мінералів

Походження метеоритів

Дуже популярною є точка зору про утворення метеоритів з єдиного планетарного тіла (десята планета - “Фаетон”). Її прихильники вважають, що залізисті метеорити представляють ядро колишньої планети, сидероліти відповідають речовині межі ядро-мантія, а аероліти сформувалися за рахунок силікатної мантії. При всій привабливості цієї гіпотези (на якій грунтується, до того ж, не один десяток фантастичних романів) вона не може дати більш-менш вірогідне пояснення частини надійно встановленої аналітичної інформації щодо особливостей складу метеоритів, а саме:

-існуючі відмінності “віку утримання газу” та “часу космічної експозиції” речовини різних типів і навіть груп метеоритів важко пояснити без припущення існування кількох батьківських тіл;

-практична тотожність віку припинення хімічного фракціонування фактично передбачає припинення геологічного життя вірогідної планети 4,55 млрд. років тому;

-групування хондритів та залізних метеоритів за складом в достатньо чіткі дискретні групи, інтервали між якими практично не заповнені передбачає наявність різних батьківських тіл;

-швидкості остигання метеоритів (визначені за залежністю фазового стану в ряду теніт-камасит від вмісту нікелю та температури, швидкостями дифузії і температурою утворення зразків

камаситу) змінюються в досить широкому інтервалі (залізні метеорити І групи – від 1 до 104 С на млн. років, ІІА групи – близько 2 С на млн. років, паласити - 1 С на млн. років, хондрити – від 1 до 10 С на млн. років) свідчать, швидше за все, про утворення з різних батьківських тіл (при цьому варіант помилкової інтерпретації випадків повторного розігріву практично виключений – швидкості остигання при ударному метаморфізмі значно вищі досягають навіть величин 1-100 С на добу);

-за співвідношеннями вмістів Ga, Ge і Ni виділяється 12 генетичних груп залізних метеоритів, кожна з яких, вірогідно, приурочена до окремого типу батьківських тіл;

-відмінності в співвідношеннях ізотопів 18O/16O також вказують на те що в формуванні метеоритів брали участь різні батьківські тіла: члени будь-якого з нині виділених (за цим співвідношенням) 6 класів метеоритів не могли утворитися з джерела речовини іншого класу шляхом фракціонування

63

чи диференціації (хоча можливим є утворення якогось з класів при змішуванні ізотопно різних вихідних складів з відповідним фракціонуванням);

Нині виділяється [Clayton R.N., Onuma N., Mayeda T.K. A classification of meteorites based on

oxygen isotopes. Earth Planet. Sci. Lett. 30: 10-18, 1976] 6 класів з індивідуальними значеннями співвідношень 18O/16O:

1)“земна група” – земні та місячні породи, енстатитові хондрити, ахондрити (крім уреїлітів), залізокам’яні метеорити;

2)хондрити типів L та LL;

3)хондрити типу H;

4)безводні мінерали з хондритів С2-С4;

5)мінерали водної матриці хондритів С2;

6)уреїліти

Рисунок 3.8 - Класифікація метеоритів за співввідношенням ізотопів кисню [Clayton R.N., Onuma N., Mayeda T.K. A classification of meteorites based on oxygen isotopes. Earth Planet. Sci. Lett. 30: 10-18, 1976]

Г.В. Войткевич. Еволюція в цейтноті.

Природно, що органічна речовина астероїдів не могла утворитися в умовах реакції Міллера - Юри. Найвірогіднішим мабуть є виникнення метеоритних

органічних речовин в результаті реакцій між вуглецем і водою і наступною взаємодією утворених водню й окису вуглецю за реакцією Фішера - Тропша:

nCO + (2n+2)H2 -> CnH2n+2 + nH2O.

Реакція цього типу протікає повільно навіть при сприятливих термодинамічних умовах; проте вона різко пришвидшується в присутності каталізаторів, якими можуть слугувати мінерали, зокрема подібні тим, які були присутні в первинній газопиловій хмарі. Такі мінеральні зерна, покриті плівкою органічної речовини, могли потім злипатися, створюючи матеріал астероїдів і вуглистих хондритів. Дійсно, метеоритна органіка має вид округлих часток діаметром 1-3 мікрон, у центрі яких знаходяться ядерця мінералів.

Модельні експерименти показали, що при температурі 150-500°С в присутності глинистих мінералів CO, H2 і NH3 (який міг утворитися в результаті взаємодії азоту і водню) реагують один з одним, даючи численні органічні сполуки, у тому числі й амінокислоти. Ці реакції можуть пришвидшуватися також під впливом іонізуючого випромінювання - як потоків космічних променів, так і продуктів радіоактивного розпаду. Спостережені ізотопні аномалії серед елементів, що містяться в метеоритній речовині, вказують на те, що в молодій Сонячній системі знаходилися великі кількості сильно радіоактивних ізотопів із малим (за космічними мірками) часом піврозпаду. Оскільки іонізуюче випромінювання руйнує складні органічні молекули, можна припускати, що первинний органічний матеріал мав якусь оптимальну ступінь складності; подальше ускладнення органічних молекул змогло відбуватися лише на пізній стадії еволюції речовини Сонячної системи, після остаточного формування планет.

Таким чином, синтез складних органічних сполук як неодмінних попередників життя був цілком закономірним процесом, що почався ще задовго до утворення планет. На Землі для подальшого ускладнення органіки склалися сприятливі умови; у метеоритах же і на малих небесних тілах хімічна еволюція речовини виявилася як би замороженою.

Тобто ми ще не можемо дати точну відповідь на питання - коли і де зародилася життя, але немає сумнівів у тому, що хімічна підготовка до її зародження почалося задовго до утворення нашої планети.

65

відмінностей. По-перше, Місяць збіднений, порівняно з Землею, помірно летючими елементами (Na, K). По-друге, хоч силікатна частина Місяця (кора+мантія) багатша на залізо, ніж силікатна частина Землі, його валовий склад збіднений залізом порівняно з Землею в цілому. Це відображає малий розмір місячного ядра, яке охоплює лише близько 1% маси планети. Місячне збіднення (порівняно з Землею) Fe, простежується у всіх сидерофільних і халькофільних елементах. Місяць менш багатий також на високо летючі елементи (Pb, Hg, Tl, вода). Newsom і Taylor (1989) назвали Місяць "сухою кісткою". І навпаки, Місяць збагачений жаростійкими літофільними елементами, маючи приблизно вдвічі більше Al і Ca, ніж Земля. Незважаючи на ці відмінності складу, Місяць і Земля мають одне й те ж співвідношення ізотопів кисню, що свідчить на користь їх формування з однієї частини сонячної туманності.

Таблиця 10.10. Середні склади місячних порід

Геологія і історія Місяця

Місяць можна поділити на три геологічні провінції:

-гірська місцевість (материки) - величезні регіони які, очевидно, складаються значною мірою з анортозитів;

-нагір’я (височини) - перехідні області із згладженим рельєфом, перекриті покривалом уламків від великих зіткнень;

-моря – великі кратери, які були заповнені з базальтом.

Головні мінерали місячних порід - кальцієві плагіоклази (№50-100), моноклинні та ромбічні піроксени.

Другорядні мінерали - магнезіальні олівіни - Fo=(Mg2SiO4)>0,65, ільменіт - FeTiO3, кристобаліт (високотемпературний), піроксфероїт - (Fe,Ca)SiO3, тридеміт.

Акцесорні мінерали - мідь, залізо, нікелисте залізо, кохеніт - Fe3C, шрейберзит - (Fe,Ni)3P, троїліт - FeS, калієвий польовий шпат (переважно ортоклаз - KAlSi3O8), кварц, армалколіт - (Fe,Mg)Ti2O5, ульвошпінель (Fe2TiO4), хроміт - FeCr2O4, шпінель - MgAl2O4, перовскіт - CaTiO3, рутил - TiO2, бадделеїт - ZrO2, циркон - ZrSiO4, хлорапатит - Ca5(PO4)3Cl, вітлокіт - Ca3(PO4)2, транквіллітит – Fe8(Zr,Y)2Ti3Si3O24.

Частина з названих мінералів має, безумовно метеоритне походження, а деякі (армалколіт, піроксфероїт, транквіллітит) вперше були виявлені саме на Місяці. До речі, наявність останніх мінералів відображає підвищені вмісти в місячних породах тугоплавких літофільних елементів (титану, хрому, марганцю і цирконію).

Наявність в місячних породах парагенезисів, які включають залізисті силікати, троїліт та ільменіт вказує на низький парціальний тиск O2, H2O, S в період їх утворення, а відсутність вторинних гідратованих мінералів (гідрослюд, хлоритів тощо) свідчить про нехарактерність для Місяця

66

гідротермальних процесів. Розрахунки проведені Г.М. Брауном (1971) показують, що формування місячних мінералів відбувалось при 1200 С і fo= 10-12 бар 10-7 Па.

Низький парціальний тиск кисню сприяє процесам які неможливі в земних умовах. Зокрема, доведено що первинна ульвошпінель (збагачена хромом, магнієм і алюмінієм) в таких умовах є метастабільною і відновлюється, в результаті чого утворюються структури проростання ільменіту, шпінелі і ульвошпінелі та з’являється металеве залізо.

Всі породи поверхні сильно брекчійовані: денно-нічні перепади температур ( 150 С) та чисельні удари метеоритів викликали дроблення порід до стану реголіту - середньо та тонкозернистого, навіть пилуватого (розмір уламків переважно менший за 1 мм, хоча інколи досягає 1 см), в основному рихлого матеріалу. Реголіт складається з уламків порід та мінералів, скла і часток метеоритів, в ньому часто спостерігаються сліди часткового плавлення (склоподібна маса, яка цементує уламки в брекчії). В результаті чисельних переміщень уламки місячних мають округлу форму.

Реголітом покрита більша частина поверхні Місяця. Головна частина речовини при цьому має місцеве походження, тож реголіт в морях відрізняється за складом від реголіту материків, хоча при великих зіткненнях матеріал, безумовно, поширюється на більш значні відстані.

Морські базальти (більш пористі та пузирчасті ніж земні, текстури течії майже відсутні) відповідають досить різноманітним типам магм, включаючи як багаті так і бідні несумісними елементами, такими як кварц і олівін:

1)олівін нормативні (до 20% Ol) - толеїти;

2)кварц нормативні;

3)високо калієві титанисті;

4)низько калієві титанисті;

5)глиноземисті;

6)дуже низько титанисті (<1%TiO2) - VLT;

У всіх цих породах домінуючими мінералами є клинопіроксен (звичайно авгіт - (Ca,Mg,Fe2+,Al)2(Si,Al)2O6, фероавгіт - чи піжоніт - , часто із складною зональністю) і плагіоклаз

(NaAlSi3O8-Ca,Mg,Fe2+,Al)2(Si,Al)2O6 - найчастіше An92- An80). Вміст олівіну рідко перевищує 5%,

звичайно присутній (як акцесорний мінерал) ільменіт, а хроміт наявний, як правило, лише в дуже низько титанистих базальтах.

Співставлення місячних базальтів з земними показує, що місячні базальти відносно збагачені Fe2+, Ti, Se, Y, Cr, Mn, Co, Ni, Zr, Nb, Mo, Mg, U, TR, але збіднені F3+, Na K і Si .

Для материкових порід характерний широкий діапазон зернистості (від тонко до крупно зернистих - габроїдних). Вони дуже сильно брекчійовані (в районі Декарт потужність брекчії оцінюється в 10 км) в результаті інтенсивного ударного метаморфізму. За результатами детального вивчення уламків із зразків брекчій, самих брекчій і вулканічних порід були виділені наступні типи материкових порід:

1)анортозити (практично мономінеральні - An90-98);

2)анортозитові габро (найпоширеніші) – складені кальцієвим плагіоклазом і клінопіроксеном, домішки представлені олівіном та рудними;

3)габро-анортозити (з порфіровою базальтовою, а не чітко габровою структурою) - складені кальцієвим плагіоклазом і клінопіроксеном, з невеликою домішкою олівіну;

4)шпінелеві троктоліти (самі рідкісні) – збагачені плагіоклазом та олівіном (часто навіть більш магнезіальним ніж Fo94) базальти, структура часто вказує на швидку кристалізацію;

5)низько калієві (високо глиноземисті) базальти Фра-Мауро - складені плагіоклазом, клінопіроксеном і ортопіроксеном - (Mg,Fe)SiO3, з незначними домішками ільменіту і троїліту;

67

6) середньо калієві (вміст калію понад 0,5%, інша назва KREEP) базальти Фра-Мауро - складені плагіоклазом, ортопіроксеном і клінопіроксеном, акцесорний – ільменіт. Відносно збагачені рідкісними землями, фосфором, ураном,

торієм, цирконієм тощо;

7) високо калієві (вміст калію понад 1,0%) базальти Фра-Мауро – дуже рідкісні.

Рис. - Рідкісні землі в зразках характерних місячних порід (За Taylor, 1975)

Найдавніші з відомих Місячних порід були вивчені на плато Декарт, де по брекчійованим плагіоклазам були отримані (37Ar-39Ar метод ступінчатого нагрівання) датування в 4,5 млрд. років та 3,98 млрд. років ("плато" термометаморфізму). Зазвичай же вік материкових порід складає від 3,9 до 4,0 млрд. років, що частково відображає події в результаті яких виникли пізніші кільцеві утворення (удар в результаті якого утворилося море Дощів датується віком в 3,9 млрд. років).

Взагалі метеоритне бомбардування зіграло в історії Місяця виключну роль: відомо понад 300000 кратерів діаметром більше 1 км, найбільш інтенсивними ці процеси були 4,0-3,8 млрд. років тому (За оцінками Canapathd R., 1970, на окремих ділянках Місяця інтенсивність

метеоритного потоку досягала 4*103 т на км2 в рік).

Згідно з уявленнями що панують в межах колишнього СРСР геологічна історія Місяця виглядає наступним чином:

-4,7-4,6- млрд. років тому почалася аккреція висхідної протопланетної хмари;

-4,6-4,4 млрд. років - радіоактивний розігрів, розплавлення і диференціація первинної речовини Місяця, Формування місячної кори (найдавніші датування отримані по анортозитам і габбро - 4,4-4,6 млрд. років);

-4,0- 3,8 млрд. років - метеоритне кратероутворення, інтрузії середньо калієвих (KREEP) базальтів Фра-Мауро (норитів);

-3,8-3,2 млрд. років - головні виливи морських базальтів (додаткова фаза пізніше - 2 млрд. років тому);

-3,0 - по сьогодні - тектонічні рухи кори, вулканізм.

Утворення кратерів Тихо і Копернік датується відповідно як 900 і 100 млн. років тому.

Місяць і сьогодні не є застиглими космічним тілом, а продовжує жити власним активним ендогенним життям, свідченням чого є місяцетруси (до 3000 на рік з глибиною залягання центрів600-800 км) і сучасний вулканізм - світіння газів (C, H, N) в кратерах Арістарха та Альфонс, викиди вулканічного пилу з кратеру Альфонс.

68

Атмосфери Місяця надзвичайно розріджені ( тиск при поверхні 10-8 Па) при цьому її склад залежить від часу доби (в атомах на см3):

В реголіті виявлені ізотопи He3, Ne20, Na22, Al26 виникнення яких, як і слідів Fe, Al, Si, Ti в елементарній, неокислюваній О2, формі пов’язують з дією космічних променів.

МІСЯЦЬ: ХІМІЯ, ІСТОРІЯ І ВІДНОШЕННЯ ДО ЗЕМЛІ

Місяць є єдиним тілом з розміром що відповідає планеті, з приводу ранньої історії якого ми маємо певні уявлення. Ця історія, можливо, була частково спільна із історією Землі, і, таким чином, заслуговує розгляду. Певна узгодженість уявлень про походження Місяця з'явилася лише після висадок Аполлона (1969-1972 рр.).

Деякі особливості хімізму Місяця

1.Низький вміст летючих. Низький, в порівнянні з земними аналогами, вміст летючих елементів (зокрема, помірно летючих, наприклад Na) місячних породах важко пояснити процесами селективного плавлення лави (лави зазвичай однорідні за вмістом Na), зокрема через те що існують позитивні кореляції між вмістами летючих і не летючих елементів. Вірогідною є втрата летючих під час чи після аккреції, коли відбулось значне плавлення Місяця (альтернативою такому висновку є низький вміст летючих елементів в доаккреційній речовині).

2.Низький парціальний тиск кисню. Низький парціальний тиск кисню є причиною дуже низького ступеню окиснення заліза і значно вищого ніж в земних породах відношення Eu2+/(Eu2++Eu3+)

( 0,7). Причина такого стану точно невідома. Але може статися (з врахуванням значно потужнішого ядра Землі), що Місяць в цілому є більш окисненим ніж Земля.

3.Кореляція елементів. Спостерігаються чіткі позитивні кореляції між вмістами елементів (як летючих, так і не летючих) що не входять в головні кристалічні фази при фракційній кристалізації: Rb(летючий)-Ba(нелетючий); Cs-Ba; Zr-Nb; Th-TR тощо. Барій-рубідієве співвідношення для місячних порід фактично постійне і дорівнює 60 (в хондритах воно близьке до 1, а в ахондритах - до 130, але в обох цих випадках довірчі межі значно ширші). Подібні кореляції часто спостерігаються і в земних магматичних породах. Тому логічним є висновок про суттєве значення магматичного фракціонування при утворенні порід Місяця. Подібність за цією ознакою "морських" і "материкових" порід є свідченням гомогенної аккреції (альтернативою цьому висновку є припущення про розплавлення значного обсягу зовнішньої частини Місяця).

4.Розподіл рідкісноземельних елементів. Розподіл рідкісноземельних елементів (нормалізований до хондритів) виявляє досить значні відмінності між "морськими" і "материковими" породами:

1)всі місячні породи (крім анортозитів) збагачені TR відносно хондритів (в деяких випадках в 200 разів), а Місяць в цілому збагачений TR приблизно в 3 рази;

2)у всіх "морських" базальтах проявлена негативна европієва аномалія;

3)у більшості "материкових" порід проявлена позитивна европієва аномалія;

4)в "морських" породах спостерігається нерівномірне збагачення TR - в титанистих базальтах більш інтенсивно накопичуються важкі TR ( Th) а не легкі (La-Nd) елементи.

5)За европієвою аномалією можна зробити висновок про багатостадійність фракціонування, результатом чого було утворення збагаченої европієм материкової кори (Eu приурочений до плагіоклазу) і збідненого Eu залишку, з якого пізніше, при частковому плавленні, утворились "морські" базальти.

69

ГІПОТЕЗА ГІГАНТСЬКОГО ЗІТКНЕННЯ

Значна частина дослідників на сьогодні вірять, що Місяць утворився наприкінці головного періоду аккреції в результаті зіткнення великого тіла, можливо з розмірами близькими до Марсу, та Землі.

Гіпотеза гігантського зіткнення виникла у зв’язку з необхідністю пояснити кутовий момент, який значно більший, ніж в інших планет, та інші “неправильні” ознаки системи Місяць-Земля, (включаючи відносно велику масу Місяця і високий нахил його орбіти - Hartmann і Davis, 1975). Це також може пояснити велику кількість незвичайних особливостей складу Місяця.

За таблицею 10.9, де порівнюється склад Землі і Місяця, ми можемо встановити декілька суттєвих відмінностей. Поперше, Місяць збіднений, порівняно з Землею, помірно летючими елементами (Na, K). По-друге, хоч силікатна частина Місяця (кора+мантія) багатша на залізо, ніж силікатна частина Землі, його валовий склад збіднений залізом порівняно з Землею в цілому. Це відображає малий розмір місячного ядра, яке охоплює лише близько 1% маси планети. Місячне збіднення (порівняно з Землею) Fe, простежується у всіх сидерофільних і халькофільних елементах. Місяць менш багатий також на високо летючі елементи. Newsom і Taylor (1989) назвали Місяць "сухою кісткою". І навпаки, Місяць збагачений жаростійкими літофільними елементами, маючи приблизно вдвічі більше Al і Ca, ніж Земля. Незважаючи на ці відмінності складу, Місяць і Земля мають одне й те ж співвідношення ізотопів кисню, що свідчить на користь їх формування з однієї частини сонячної туманності.

Нині розроблено багато достатньо детальних моделей зіткнення (наприклад, Newsom і Taylor, 1989). Модель, яка найкраще пояснює своєрідність системи Місяця і Землі, коротко може бути викладена наступним чином. На самих останніх стадіях зростання Землі був завданий удар (поштовх) під малим кутом і з відносно низькою швидкість (5000 м/с) тілом, трохи більшим за Марс. Це тіло (“impactor”) мабуть було так само, як і інші планети земної групи, збіднене високо і помірно летючими елементами. Металеві ядра, як в Землі так і в “імпакторі”, були вже сформовані. Колізія руйнує “iмпактор” і частково розриває мантію Землі, при цьому значна частина речовини виходить на орбіту навколо Землі. Більша частка розірваного ядра “імпактора” швидко (лік на години) зрощується з Землею і, в основному, занурюється щоб з’єднатися з вже існуючим ядром Землі, а силікатний матеріал на орбіті з’єднується повільніше, і врешті формує Місяць. Близько 85% матеріалу, з якого утворено Місяць походить з “імпактора”, решта – з мантії Землі. Збіднення Місяця сидерофільними елементами є, в такому випадку, результатом утворення за рахунок силікатних частин “імпактора” і Землі, які вже були збіднені сидерофілами у зв’язку з формуванням ядер. Збіднення ж Місяця летючими елементами є наслідком їх випаровування при зіткненні.

70