Орленок В.В. Основы геофизики

Подождите немного. Документ загружается.

протозвезд в α-Центавра. Это, несомненно, дочерние образования,

принадлежащие одной глобуле.

Ускорение вращения протозвезды вследствие прогрессивного

уменьшения ее радиуса было неизбежно. Однако термохимические

процессы, господствовавшие в этот период внутри объекта, уже долж-

ны были создать нечто вроде гигантского жидкого ядра. Поэтому в

конце инфракрасной стадии протозвезда могла уже иметь мощное маг-

нитное поле, намного превышавшее напряженность современного маг-

нитного поля Юпитера, вследствие значительно большей скорости

осевого вращения протозвезды. Когда радиус этого еще, в сущности,

дозвездного объекта, а фактически гигантской планеты, сократился до

размеров орбиты Юпитера и начался процесс термоядерного разогре-

ва, секторное магнитное поле протозвезды должно было сообщить со-

ответствующий крутильный момент количества движения масс пыле-

газового материала выше уровня равновесия сил гравитационного сжа-

тия и газового противодавления: Р

газ

= Р

гравит

. Этот уровень должен

был следовать за сжимающейся протозвездой. За ним следовала и ос-

тавшаяся невычерпанной протосолнцем внешняя протопланетарная

часть материнской туманности. Выше этого уровня пылегазовое веще-

ство туманности находилось вне сильного гравитационного влияния

протозвезды и закручивалось в планетарные вихри секторным магнит-

ным полем. В этом аспекте интересно узнать, что же представляет со-

бой орбита Меркурия, фиксирующая наинизшие положения планетар-

ного сгустка пылегазового облака, находящегося вне зоны гравитаци-

онного вовлечения вещества массой протозвезды, и когда она могла

возникнуть?

Со стадии дозвездного существования инфракрасное тепловое

противодавление было эффективным далеко за пределами современно-

го радиуса Солнечной системы. Однако с переходом на звездный путь

развития, вызванный прогрессирующим сжатием вещества и, следова-

тельно, уменьшением радиуса протозвезды с образованием ее в ком-

пактную массу, должен был возникнуть предел, ниже которого при-

ливные силы звезды разрушают любое планетарное образование. Это

так называемый предел Роша.

Формирование ближайших к Солнцу планет не лимитировалось

пределом Роша. Они располагались значительно дальше него.

Учитывая тот факт, что свои параметры Солнце приобрело уже в

начальной стадии своего существования как звезды, а Меркурий мог

приобрести свою плотность лишь сформировавшись в планетное тело,

можно заключить, что образование его как планеты могло начаться по-

сле завершения инфракрасной стадии развития протосолнца и умень-

шения его радиуса до размеров, близких к современным. Этот вывод

должен быть распространен и на другие планеты Солнечной системы.

Народившаяся звезда, несомненно, ускорила акт планетообразования,

хотя бы за счет значительного расширения объемов конденсации пы-

легазового материала в потоке усилившегося солнечного ветра.

Большие моменты количества движения у планет Солнечной сис-

темы, их разная скорость осевого вращения указывают на вращатель-

ный характер пылегазового комплекса и существенно неоднородное

распределение масс вещества вдоль радиуса системы. В соответствии с

вихревой моделью, предложенной академиком Н.А. Шило (1989), мог-

ли возникнуть спирали

различных порядков и

уровней со своими ядра-

ми, внутри которых

формировались планеты

и их спутники (рис. 112).

Такая модель снимает

противоречия в различии

моментов количества

движения планет и Сол-

нца. Несовпадение плос-

кости орбит Меркурия и

Венеры с плоскостью

других планет объясня-

ется неодинаковой угло-

вой скоростью вращения

ядер спирали первого

порядка и ее ветвей, на

которых образовывались

спирали второго и треть-

его порядков с протопланетными и протоспутниковыми ядрами веще-

ства. Согласно этой модели, отсутствие спутников у ближних к Солн-

цу планет (Меркурия и Венеры) и их лимитированное количество у

Земли и Марса объясняется сильным гравитационным влиянием цен-

трального протосолнечного ядра, которое легко отбирало вещество,

удаленное от протопланетных ядер спиралей второго порядка. Спира-

ли третьего порядка у этих близких к центральной массе планет могли

Рис. 112. Вихревая модель образования

Солнечной системы (по Шило, 1989)

408

возникнуть лишь у Земли и Марса – с ограниченным количеством ве-

щества. Планеты-гиганты возникли за пределами сильного гравитаци-

онного влияния протосолнца. Поэтому здесь могли появиться мощные

сгущения вещества на спирали не только первого, но и второго поряд-

ка. Формирование многочисленных спутников планет-гигантов проис-

ходило уже под влиянием их масс, а не протосолнца.

В своем развитии Солнце прошло через несколько стадий – про-

тозвезды инфракрасного класса, неустойчивой звезды переменного

блеска типа Т-Тельца, красного спектрального класса с температурой

поверхности 3500 К, оранжевого спектрального класса с температурой

5000 К и, наконец, современной – стадии желтого спектрального клас-

са с температурой 6000 К.

На всех стадиях, особенно в начальный неустойчивый период сво-

ей активности, Солнце неизбежно испускало той или иной силы звезд-

ные ветры, которые могли создавать динамические температурные и

химические аномалии в окружающем пылегазовом облаке. Это спо-

собствовало образованию различных размеров агломераций метеори-

тов и астероидов, обогащению новыми элементами, в том числе и ко-

роткоживущими радиоактивными, которые в дальнейшем сыграли

большую роль в эволюции планет.

Вследствие уменьшения температуры пылегазового облака по ме-

ре удаления от протозвезды, а в дальнейшем молодой звезды оранже-

вого спектрального класса ближайшая к светилу область вещества

обеднялась летучими и обогащалась силикатами и тугоплавкими ме-

таллами. На орбитах планет-гигантов вещество в большей степени бы-

ло обогащенно замерзшими газами, акклюдированной на пылинках во-

дой. Поэтому внешние планеты оказались в большей степени обогаще-

ны летучими элементами, в том числе водородом и гелием. Однако

представлять эти планеты в виде гигантских водородных шаров, как

это принято в большинстве работ, вряд ли правомочно. Во-первых,

трудно представить, каким образом легчайший газ мог консолидиро-

ваться в самые большие и массивные тела. Во-вторых, многие спутни-

ки планет-гигантов, как видно на прекрасных снимках американских

межпланетных станций, состоят из каменного материала, подобного

земным породам или метеоритам. Возникает вопрос: как соотнести во-

дородный состав планеты с силикатным составом ее спутников?

И, наконец, в-третьих, длительное горячее дыхание молодой звез-

ды неизбежно должно было вымести значительную часть легчайшего

водорода и гелия за пределы системы еще задолго до их аккреции в

планетных и других агломерациях.

409

Все имеющиеся данные свидетельствуют о принципиальном един-

стве химического состава вещества во всех телах и объектах Солнеч-

ной сиситемы. Привлечение различных равновесных диаграмм для во-

дорода, других элементов с целью доказательства водородного состава

планет-гигантов, безусловно, интересно и нужно. Однако они, конеч-

но, не решают проблему, а еще больше усложняют.

§3. Аккреция Земли и планет

Существование неоднородного по физическому и химическому

составу газопылевого облака предопределило изначальную неодно-

родность состава формирующихся тел Земли и планет.

Все планеты и их спутники должны были иметь зародыши, свое-

образные ядра конденсации, состоящие из тяжелых металлических

фрагментов, вокруг которых лавинообразно наращивался более легкий

пылегазовый материал облака. Эти крупные и массивные фрагменты,

будучи преимущественно металлического состава, неизбежно были

обеднены радиоактивными элементами. Они-то и образовали гигант-

ское металлическое ядро будущей звезды в центре туманности (в цен-

тре главной спирали, по Н.А. Шило) и ядра планет и их спутников в

побочных спиральных вихрях (см. рис. 112, с. 406).

Концепция образования железного ядра путем дифференциации

однородной (гомогенной) Земли сегодня уже представляется неприем-

лемой. При давлении в 3 млн. атм свободная миграция вещества на

расстояние в тысячи километров внутри Земли представляется весьма

проблематичной, даже если это вещество пребывает в расплавленном

состоянии – Т = 3000 К, Р = 1,5⋅10

атм. С другой стороны, при подоб-

ных термодинамических условиях молекулы и атомы протовещества

находятся преимущественно в ионизированном состоянии и, следова-

тельно, обладают весьма низким химическим потенциалом. Это за-

трудняет образование химических соединений, большая часть из кото-

рых образуется при более низких давлениях и температуре менее

2000 К (Войткевич, 1979). Доказательством тому является весьма не-

значительное количество простейших молекул, обнаруживаемых в ат-

мосфере Солнца. Термодинамика фотосферы, во всяком случае по

тремпературе, близка к той, что существует в земном ядре. Химиче-

ские процессы в фотосфере практически отсутствуют.

Таким образом, внутреннее ядро Земли – продукт изначальной ак-

креции твердой фракции металлического состава протосолнечной ту-

410

манности, а не результат дифференциации некоего однородного веще-

ства. Чтобы перейти к природе других оболочек, необходимо еще раз

вернуться к вопросу о составе пылегазового облака к моменту перехо-

да протосолнца в стадию звездного развития.

Инфракрасное излучение протосолнца вследствие низкой темпера-

туры (много меньше 1000 К) не в состоянии было конденсировать ве-

щество туманности на орбитах будущих планет. Поэтому пылегазовая

фаза ее здесь преобладала. Кроме нее присутствовали реликтовые ме-

таллические и силикатные тела досолнечных стадий конденсации.

Широкое распространение хондритов одного с Землей возраста

(4,7 млрд. лет) свидетельствует о существовании механизма аккреции

силикатных частиц в протопланетных спиралях туманности задолго до

звездной стадии развития Солнца. В этот период, видимо, формирова-

лись металлические зародыши планет и их спутников, наращивался

объем силикатных фрагментов и тел. С выходом светила на звездный

путь развития количество тепла и температура излучения значительно

возросли. Это неизбежно должно было способствовать усилению про-

цессов конденсации вдоль радиуса окружающей туманности в спира-

лях с зародышами планет. С ростом температуры звезды возрастал и

объем конденсированного вещества на дальних орбитах будущих пла-

нет-гигантов. Поэтому состав туманности менялся и вдоль ее радиуса

по мере удаления от Солнца. На орбите Меркурия высокотемператур-

ное дыхание звезды ощущалось сильнее всего. Следствием этого стали

выгорание летучих атмофильных элементов, диссоциация большей

части силикатных частиц и сохранение тугоплавких металлических

компонентов туманности. Отсюда необычайно высокая средняя плот-

ность Меркурия (5,62 г/см

). По мере удаления от звезды температура

туманности падала и вряд ли могла превышать современную. Напом-

ним, что светило пребывало в стадии красного спектрального класса с

меньшей температурой поверхности, чем современная. Однако не ис-

ключено, что в стадии переменного блеска типа Тельца в моменты

вспышек молодой нестационарной звезды температура ее кратковре-

менно повышалась. Тогда-то и было возможно прогревание туманно-

сти и на больших, чем орбита Меркурия, расстояниях. Этим, вероятно,

объясняется некоторое обеднение летучими вещества туманности,

конденсируемого на Венере, Земле и Марсе. Но тепла на этих орбитах

было уже явно недостаточно, чтобы диссоциировать силикатные час-

тицы туманности и акклюдированные на них газы, воду и другие ат-

мофильные элементы. Поэтому в ходе аккреции летучие вещества и

411

вода оказались в значительном количестве захороненными в недрах

указанных планет, что и сыграло большую роль в последующей их

эволюции.

На больших удалениях от молодого Солнца, характерных для ор-

бит планет-гигантов (0,7 – 4,5 млрд. км), роль его температурного ре-

жима в процессах фракционирования и дифференциации вещества пы-

легазовой туманности, очевидно, была ничтожной. Например, в срав-

нении со световым давлением эта дифференциация осуществлялась,

главным образом в протопланетных спиралях, исключительно по прин-

ципу гравитационного взаимодействия. Низкотемпературные условия

предопределили аккрецию огромных объемов свободных и акклюди-

рованных на пылеватых частицах газов и воды, органических соедине-

ний, подобных тем, что отмечены в углистых хондритах. Низкая плот-

ность последних (2,2 г/см

), повышенное содержание в них летучих

элементов как нельзя лучше согласуются с термодинамической обста-

новкой на данном участке радиуса Солнечной системы. Хондритовые

метеориты должны наиболее полно отражать консолидированную не-

летучую часть тела планет-гигантов. Мощная же газовая оболочка этих

планет – не только продукт внутренней активности планет-гигантов,

но и часть изначально аккрецированных газов, захваченных из прото-

планетной туманности в конце их формирования. Такой вывод пред-

ставляется вполне закономерным, если исходить из концепции грави-

тационного фракционирования вещества туманности как наиболее ве-

роятного и действенного механизма за пределами гравитационного

солнечного влияния.

В рассмотренном аспекте представления о преимущественно водо-

родном составе планет-гигантов кажутся не вполне обоснованными.

Мощная, толщиной в несколько десятков тысяч километров, атмосфе-

ра этих планет делает среднюю плотность их вещества неправдопо-

добно низкой (0,7 – 1,7 г/см

). Однако, если рассчитывать среднюю

плотность твердого тела планет без атмосферы, как это было сделано

В.В. Кесаревым (1976), то она оказывается такой же, как и у планет так

называемой «земной группы».

Итак, особенности процесса планетообразования, происходившего

на стадии молодой звезды типа Т-Тельца, были обусловлены неодно-

родным составом окружающей ее туманности. Она включила реликто-

вую неоднородность и неоднородность вдоль радиуса туманности,

возникшую в процессе формирования протосолнца. Остатки туманно-

сти, сохранившейся между орбитами молодых планет после их аккре-

412

ции, были, по всей вероятности, выметены солнечным ветром в конце

стадии Т-Тельца перед окончательным становлением звезды в стацио-

нарную с развитой конвективной системой тепломассопереноса.

Теперь вернемся к рассмотрению особенностей процесса аккреции

после образования металлического ядра планет.

Высокотемпературные железоникелевые конденсаты сыграли наи-

большую роль при формировании основного объема Меркурия. Как

было показано В. Латимером, реакция окисления железа в туманности

(Fe

+ 4H

⇔ 3Fe + 4H

O) протекает справа налево при температуре

ниже 400 К и слева направо – при температуре 1120 К. Реакция

FeO + H

⇔ Fe + H

O идет справа налево при температуре 500 К и ни-

же. Это объясняет наблюдаемый факт, что большая часть тела Мерку-

рия сложена веществом, близким по своим физическим свойствам же-

лезоникелевому составу. Лишь верхняя, небольшая по мощности, обо-

лочка планеты была сформирована силикатной фракцией туманности.

В условиях нестационарной и негорячей молодой звезды на орби-

тах Венеры, Земли и Марса должна была происходить аккреция низко-

температурной фракции пылегазовых конденсантов (во всяком случае

ниже 300 – 400 К). При этом, как известно, должны широко протекать

реакции гидратации железисто-магнезиальных силикатов, т.е. взаимо-

действие с парами воды (Войткевич, 1979). Эти адсорбенты содержали

не только молекулы воды, но и инертные газы, органическое вещество.

Поглощенные пылевой фазой, они аккрецировали на поверхность ме-

таллического ядра указанных планет. Следует заметить, что вращение

спирали с металлическим зародышем не должно быть слишком боль-

шим. В противном случае центробежные силы, уравновешивая силы

гравитационного притяжения, помешали бы конденсации масс, т.е. не-

обходимо соблюдение неравенства Пуанкаре:

ωπρ

2< G , где

– уг-

ловая скорость вращения тела;

– его средняя плотность. Согласно

расчетам Д. Латимера, использовавшего закон Стокса,

(

)

Vr Gg

=−2/ /

ρρ η

где r – радиус частицы,

– плотность частицы,

– плотность среды, g

– ускорение силы тяжести,

– коэффициент вязкости. Вследствие

большей плотности железоникелевых частиц (8 г/см

) в сравнении с

силикатными (2,2 – 2,5 г/см

) их скорость падения будет в два-три раза

выше, чем силикатных. С ростом радиуса частиц эта разница возраста-

ет на несколько порядков. Поэтому после образования железоникеле-

413

вого ядра процесс гравитационного захвата силикатных частиц неиз-

бежно принял лавинообразный характер. Первоначально он сопровож-

дался выделением большой кинетической энергии от соударения

крупных фрагментов с поверхностью растущего зародыша. По мере

вычерпывания материнского облака в протопланетном витке спирали

размеры падающих частиц и их масса постепенно уменьшались.

Вместе с этим уменьшались и кинетическая энергия падения за-

хватываемых частиц. Поэтому верхние слои молодой планеты форми-

ровались холодными, но внутри оболочки, начиная от поверхности ме-

таллического ядра, должен был сформироваться горячий расплав.

Таким образом, прообраз оболочечного строения Земли и планет

возник в ходе аккреции неоднородного материала облекающей моло-

дое Солнце туманности. Твердое металлическое ядро, холодная внеш-

няя силикатная оболочка и между ними, как в термосе, расплав внеш-

него ядра – вот итог процесса планетообразования в Солнечной систе-

ме. Существенное добавление: в состав молодых планет и, конечно,

Земли могли входить изотопы с периодом полураспада 1 – 100 млн. лет

(Войткевич, 1979). К ним относятся в первую очередь

Al,

Be,

Nb и

др., изотопные аномалии продуктов распада которых –

Mg,

Zr и

др. – найдены в земной коре, породах Луны, в метеоритах. Дополни-

тельным доказательством этого являются многочисленные геологиче-

ские свидетельства о раннем (3,5 млрд. лет назад) крупномасштабном

образовании изверженных гранитоидов, базальтов, формировании раз-

личных метаморфических пород. До того как в полную меру заработал

механизм термодинамического разложения протовещества в зоне

внешнего ядра (Орлёнок, 1985), высокая концентрация короткоживу-

щих изотопов указанных элементов могла быть причиной раннего рас-

плава вещества в верхах оболочки. Это, возможно, и явилось источни-

ком образования гранитометаморфической коры в первые 1,5 млрд. лет

жизни планеты. С вымиранием указанных изотопов основным меха-

низмом эволюции становятся процессы переработки протовещества

(например, при взаимодействии дигидритов и пероксидов металлов:

МеН

+ МеО → Ме + МеО + Н

О), а также распада дигидритов метал-

лов (МеН

→ Ме + Н

), термодинамически обусловленные на уровне

внешнего ядра (Орлёнок, 1985).

В результате указанных процессов были сформированы – как вто-

ричные – зоны астеносферы, гидросферы и атмосфера планеты, ее

земная кора.

414

Глава XVI. ГЕОГРАФИЧЕСКАЯ ОБОЛОЧКА

В ПРОСТРАНСТВЕ И ВРЕМЕНИ

§1. Планетарный аспект эволюции географической

оболочки

В заключение вернемся к земным географическим проблемам.

Географическая оболочка – это область взаимодействия внутриплане-

тарных (эндогенных) и внешних (экзогенных) космических процессов,

которые осуществляются при активном участии органического веще-

ства. Отсюда границы географической оболочки должны определяться

условиями, при которых возможно существование белковых тел, со-

ставляющих основу жизни на Земле. Нижняя граница регламентирует-

ся изотермой 100°С, т.е. располагается на глубине порядка 10 км;

верхняя – на высоте 10 – 15 км, под озоновым слоем, экранирующим

ультрафиолетовое излучение Солнца, губительное для живого вещест-

ва.

Таким образом, толщина географической оболочки составляет

20 – 25 км и включает верхи земной коры, гидросферу, атмосферу и

насыщающее их органическое вещество.

Особенности эволюции географической оболочки определяются в

первую очередь темпами накопления свободной воды на поверхности

планеты. Именно здесь, в пограничной области, процессы взаимодей-

ствия идут наиболее активно, создавая многообразие форм рельефа

земной поверхности, очертаний континентальных, морских и океани-

ческих областей, разнообразие органического мира, наземных и под-

водных ландшафтов.

Динамика географической оболочки всецело зависит от энергетики

земных недр в зоне внешнего ядра и астеносферы и от энергетики

Солнца. Определенную роль играют также приливные взаимодействия

системы Земля – Луна.

Проекция внутрипланетарных процессов на земную поверхность и

последующее взаимодействие их с солнечным излучением в конечном

счете отражается в формировании главных компонентов географиче-

ской оболочки верхов земной коры, рельефа, гидросферы, атмосферы и

биосферы. Следовательно, для выявления закономерностей ее эволю-

ции необходимо исследовать динамику эндогенного режима планеты,

эволюции магматизма, свободной воды атмосферы и рельефа земной

поверхности. С появлением воды создаются предпосылки для форми-

рования кислородной атмосферы Земли и развитой биосферы.

415

Современное состояние географической оболочки – результат ее

длительной эволюции, начавшейся с возникновения планеты Земля.

Правильное понимание процессов и явлений различного пространст-

венно-временного масштаба, протекающих в географической оболоч-

ке, требует по меньшей мере многоуровенного их рассмотрения, начи-

ная с глобального – общепланетарного. Вместе с тем исследование

процессов такого масштаба до последнего времени считалось прерога-

тивой геологических наук. В общегеографическом синтезе информа-

ция этого уровня практически не использовалась, а если и привлека-

лась, то довольно пассивно и ограниченно. Однако отраслевое подраз-

деление естественных наук достаточно условно и не имеет четких гра-

ниц. Объект исследований у них общий – Земля и ее космическое ок-

ружение.

Как было показано выше, характер эволюции космического объек-

та зависит от его первоначальной массы. Особенности термодинамики

объектов с массой менее 10

г определяют планетный тип эволюции

протовещества, для которого характерно развитие термохимических

реакций взаимодействия дигидритов и пероксидов металлов:

МеН

+ МеО

= Ме + МеО + Н

О + Q.

В результате термохимических реакций, идущих в зоне внешнего

ядра Земли, образуются металлы, их окислы, летучие и вода. Легкие

продукты реакций и избытки тепла диффундируют под подошву ка-

менной оболочки – перисферы. Из-за более низкой теплопроводности

последней они не сразу прорвутся на поверхность планеты, а, скапли-

ваясь под подошвой перисферы, формируют зону вторичного разогре-

ва верхней мантии – астеносферу. Периодическая разгрузка астено-

сферы от избытков магматического материала, летучих и тепла в ре-

зультате вулканизма сопровождается формированием в ней разуплот-

ненного пространства. Вышележащая каменная оболочка перисферы,

следуя уменьшающемуся объему, пассивно проседает над этими об-

ластями, образуя отрицательные формы рельефа на поверхности Зем-

ли. Области, где такого проседания не происходит, сохраняются в виде

остаточных возвышенностей (см. рис. 89, с. 317). Все это подтвержда-

ется приуроченностью трапповых провинций континентов к синекли-

зам платформ, тесной связью массовых платобазальтовых излияний с

образованием океанических впадин в кайнозое (Орлёнок, 1985).

Уменьшение объема Земли за счет уплотнения протовещества, дисси-

пации водорода, других газов и продуктов диссоциации воды сопро-