Жарков В.Н. Внутреннее строение Земли и планет

Подождите немного. Документ загружается.

в Солнечной системе. Видимо, этот факт не случаен,

а связан с тем, что вращение обеих планет в прошлом

было силыто замедлено приливным трением.

Обычный способ определения момента инерции пла

неты по известным J2 и д оспопан на использовании

формулы Радо — Дарвина, причем предполагается, что

планета близка к гидростатическому равновесию. Масш

таб неравновесное™ Меркурия п Венеры исключает воз

можность найти их момент инерции таким путем. Для

Меркурия и Венеры также неизвестны постоянные пре

цессии H = Ma*JJC, где С— полярный момент инерции,

и неясно, можно ли будет определить II для обеих пла

нет в обозримом будущем. Отсюда следует, что найти

момент инерции Меркурия и Венеры из данных наблю

дений в ближайшем будущем:, по-видимому, не удастся.

Молодые Меркурий и Венера в раннюю эпоху, когда пх

вращение еще не было заторможено приливным трени

ем, вращались значительно быстрее, чем сейчас,1— с пе

риодом ~10 ч. Соответственно малый параметр теории

фигуры этих планет q, обратно пропорциональный квад

рату периода вращения (с/ ~ т~2), для молодых планет

был значительно больше (примерно на четыре порядка)

современных значений. Наблюдаемые значения J, для

Меркурия и Венеры (табл. 18), примерно в 70 раз пре

восходящие. q, можно рассматривать как некоторые ре

ликтовые значения этой величины, относящиеся к ран

ним, гораздо большим значениям q, когда вращение

планет еще не было в такой степени, как сейчас, замед

лено приливным трением. А пз-за того, что мантии обе

их нлаиет успели заметно охладиться и стали слишком

жесткими (или слишком вязкими), фигура планеты как

бы «замерзла» в некоторую далекую эпоху и поэтому

не соответствует современной угловой скорости враще

ния планеты. Если разрешить формулу Радо — Дарвина

относительно периода вращения

где р(1 — средияя плотность планеты, то она позволяет

оценить тj для эпохи, когда была «зафиксирована» рав

новесная фигура планеты, п значение которое сохра

нилось до настоящего времени. Принимая для момента

инерции Веперы /* = 0,334 — значение, полученное по

модельным расчетам (см. § 9.2, табл. 20),— найдем

6.25 (1 - 1 ,5 /* )-+ 1

( 180)

tj2 (Btnepa) » 10,9+“^ сут.

Полученный результат свидетельствует о том, что ког

да-то Венера вращалась быстрее. Период вращения мо

лодой Венеры, вероятно, был еще меньше ~10 ч, однако

иоравгговесиоеть планеты, соответствующая столь быст

рому вращению, видимо, давно стерлась на «памяти» Ве

леры из-за «текучести» ее мантии и ядра.

Зная неравновесное значение Jz для Меркурия (см.

табл. 18), можно оцепить период вращения планеты в

:>поху охлаждения ее силикатной оболочки и ее упроч

нения. Предположим, как мы это только что сделали

для Венеры, что величина / 2 соответствовала в ту эпоху

состоянию гидростатического равновесия. Тогда, полагая

для Меркурия

I* — 0,32/i (значение, полученное на ос

нове модельных расчетов, см. § 9.2), получим с помощью

формулы Радо — Дарвина палеопериод планеты равным

^(М еркурии) - 3,(5* о’дСут.

Американский астроном Д. Бернс, изучавший при

ливную историю замедления вращения Меркурия, при

шел к заключению, что характерное время замедления

~ 109 лет. Полученная оценка пе противоречит предпо

ложению Бернса о периоде вращения молодого 'Мерку

рия, равном ~8 ч. Кроме того, можно считать, что

наружная оболочка Меркурия затвердела и стала до

статочно прочной заметно рапине, чем через ~109 лет

после своего образования.

Из-за того, что недра планет земпой группы откло

няются от состояния гидростатического равновесия, раз

ность пх главных моментов инерции относительно осей,

расположенных в экваториальной плоскости, пе равна

пулю. Эту разность можно рассчитать по формуле

-- 4 (181)

M R 1 г 4 '

Для Марса она равна 2Г>,3 • 10~г’. В табл. 18 приведено

также значение гидростатической части квадруполытого

момента дли Марса, найденное Риазепбергом

(1977 г.), и неравновесные значения квадруполыгого мо

мента Д /2 = — ^2- Величина / а-для Венеры опреде

лена Э. Л. Акимом, 3. П. Власовой и И. В. Чуйко по тра-

екторным измерениям первых искусственных спутников

Параметры моделей Венеры для различных составов мантии и ядра

Ss?

О _ о о

СО ч^1 О с\} t -

со эо d ^ ^

О ГЛ Г**!

с со —^ £ з

со со" С5

<м со

£ 2 кЛ

со со соli"*1

Я «'z-oo й

чО О-

О с

о м г-„;

со' vf lO :

(М СО

< 1

со

№

£5 ^ _ о о ио

** CCt-r 4# (М

JY5 CQ Ю 00

о —

N СО СО 6 с

сс счГ t*** ^ 1‘

СЧ vp

-„ИМ

с £ ^ .

ШШПЩ

го Ю *^н ^«н

«о об Ю 05 Д

СЧ ^ IOOJW

jrj СО ^

•л ^ £2!2<я

'К &> ° .. . ю

С '» М ш — о

^ со 40 ^ ^

_ СГ; ' f О ч+

00 со

М £* ю о ^

СО ■ со ^ -н

r^ lOCI^j

со ЧЧ-СО

г - ' о о " о £ 2

CN1 СО чН

г-

со

CfJ

е;

со

СО К

оо

ю о

- и

« ..

^ I?

р*.

С5

а.

edtfK BtinHEdj

со

СО СМ О

^ СО

« Л

" 8 ”

«н Oj q

4 СОо

_ 0 \ D

f-l

* fc

d i ^ w

dxHa’u

i. к

p. 2

a j§

а Щ

£ 5?

IS 5

b £

« Й

S СЙ

Г я

I $

I §

К 0/

- £

CO CO

CO ^ 0 0

> o o

^ t>-00

00 00 Cv!

* § > CO t -

0Г1

^ CO

-Toe

n o;

cc: «

S s

p=i F5

« s H

^ «3 b

a .

5 Z

Й M I-

o &h 5

F o i

о 2

О; о

У. w w

a i g

S g§

С* ^ P

ifflg

6 ' R

2^го

* з a

Л «j C6

S oS

^ Я С

° *я

ЛИЛ

H 4J ft

С ftO J

0 1> Нч

а и а?

1 ”

R И гЧ

и S s

I е r

” §

■§gg

Sog

с ft§

? о S

s t* й

2я»

h>( га

J-ч _ «

П Й

Венеры («Венера-9, -10»). Для Меркурия и Венеры

/ , > J\ и с хорошей точностью Д/ 2 ~ h- Знание вели

чины А/2 позволяет оценить крупномасштабные стати

ческие касательные напряжения в недрах планет земной

группы.

Данные о магнитных полях Меркурия, Венеры и

Марса, приведенные в табл. 18, требуют дальнейших

уточнений.

В январе 1972 г. советская станция «Марс-3», про

изводя измерение магнитного поля на орбите вокруг

Марса, обнаружила у этой планеты слабое динольное

поле (Ш. III. Долгинов, Е. Г. Ерошенко, JI. II. Жузгов).

Ось дпноля наклонена к оси вращения планеты под уг

лом ~15—20°, а полярность марсианского магнитного

ноля обратпа полярности земного магнитного поля. На

пряженность поля иа магнитном экваторе диполя оце

нивается величиной S0 = 64 гаммы (1 гамма = 10~5 эр

стед), а магнитный дипольный момент Марса М =

= В о • R3 — 2,5 • 1022 Гс • см3. Вопрос о природе магнит

ного поля Марса и о связи этого поля с небольшим же

лезным ядром планеты (или с ядром больших размеров,

состоящим нз сплава Fe — FeS) остается открытым. Не

полнота данных о магнетизме Марса делает эту тему

дискуссионной, хотя никто из ведущих специалистов в

настоящее время пе отрицает наличия у планеты соб

ственного магнитного поля. Для разрешения остающих

ся вопросов было бы крайне полезно провести магнит

ную съемку с низкого полярного спутника.

Вопрос о том, имеется ли у Венеры собственное маг

нитное поле, является дискуссионным. Измерение маг

нитного поля в окрестности Венеры производилось со

ветскими и американскими космическими аппаратами

(КА) «Венера-4, -9, -10», «Маринер-5, -10» и спутником

«Пиопер-Вепус». До 1976 г. считалось, что Венера не

обладает собственным магнитным полем. В 1976 г.

Г. Рассел высказал гипотезу о том, что данные магнит

ных измерений на «Венере-4» могут соответствовать

наличию у планеты собственного магнитного ноля. Ар

гументация в пользу существования у Венеры собствен

ного магнитного поля на основе анализа данных,

полученных на «Веиера-4, -9, -10», была приведена

Ш. III. Долгиповым с сотр. в 1977 г. Магнитный момент

Венеры оценивался величиной (3 5) • 1022 Гс ■ см3,

а напряженность поля па магнитном экваторе диполя

В0 ~ (14 -г 23) гамм. Полярность магнитного поля Вене-

])ы совпадает с иоляриостыо магнитного поля Земли.

Дальнейший пересмотр данных по КЛ «Венера-9, -10»

понизил значение магнитного момента планеты М и вели

чину напряженности поля /i0 до значений 2-1022 Гс ■ см'

п 10 гамм соответственно. Как сообщил Г. Рассел

па XXIII ассамблее КОСПАР в Будапеште (нюнь

1980 г.), по данным измерений КЛ «Ниопер-Венус», вы

полненных па протяжении года, верхний предел магнитно

го момента Венеры следует понизить до ~3 • 1021 Гс • см3,

что дает /70 ~ (1 + 2) гамм — столь малое значение,

которое ставит под сомнение сам вопрос о наличии у

планеты собственного магнитного ноля.

Космическая станция «Марннер-10», трижды проле

тев в 1974—1975 i t . мимо Меркурия, обнаружила у пла

неты динольное магнитное поле с Ва — 350 гамм

(JI. Несс с сотр.). Магнитный момент М = 4,7 • 1022 Гс • см3.

Диполь наклонен к нормали плоскости орбиты па

угол ~ 12°. Обычно собственное магнитное поле планеты

ассоциируют с наличием жидкого проводящего ядра, где

это ноле создается лагнптогпдродппампчеекпми течения

ми (см. § 4.2). Однако в случае Меркурия, как мы уви

дим ниже, такое объяснение сталкивается с трудностя

ми, так как это маленькая и соответственно холодная

планета. Чтобы сведения о магнитном поле Меркурия

можно было с пользой применить для изучения педр

планеты, необходимо иметь более детальные сведения

о поле, которые могут обеспечит!» только измерения с

низких полярных орбит.

9.2. Модели внутреннего строения Венеры,

Марса и Меркурия*)

Накопление данных о планетах земной группы и их

анализ выявляет пе только сходство этих планет, но п

нх существенное различие. Постепенно выступает непов

торимая индивидуальность каждой из планет.

Действительно, Меркурий, Венера, Земля и Марс

имеют различную историю вращения. Вращение Марса

пе было замедлено приливным трением, и, следователь

но, планета .сохранила свою первоначальную угловую

скорость вращения и соответствующий момент количе

ства движения. Лунные и солнечные приливы затормо-

*) Конкретные модели, приведенны е и :>то>| параграф е, но

строены С. В. Козловской.

.41.-1 п вращение Земли, удлинив земттыо сутки примерно

н дьа раза. Как мы ужо говорили, прилшшои трение

(солнечные приливы) сильно затормозило вращение Мер

курия и Венеры. В результате период вращения Мерку

рия составляет в точности 2/3 от периода его обра

щения по орбите. Если бы орбита Меркурия была кру-

muoit, то гтршгнпттоо третте привело бы к етшхроттному

иращенпю Меркурия, когда планета повернута к Солн

цу псе время одной и той же стороной (как Лупа к

!к‘млс). Из-за того, что орбита планеты обладает замет

ным эксцентриситетом, замедляемый солнечными прили

вами Меркурий на пути к синхронному вращению попал

и резонанс 3/2 с его вращением но орбите, т. е. его уг

ловая скорость вращения, приблизившись к значению,

и 3/2 раза большему частоты обращения по орбите, ока

палась захваченной в этом устойчивом состоянии из-за

резонансного взаимодействия вращения Меркурия и его

обращения по орбите.

Обратное вращение ' Венеры с периодом, равным

суток, приводит к тому, что при каждом соедине

нии ее с Землей (т. е. когда обе планеты располагаются

на одной прямой, проводеиной через Солнце) к Земле

всегда повернута одна и та же сторона Венеры. В отли

чие от резонансного взаимодействия вращения планеты

с ее движением но орбите, который называют резонан

сом первого рода (случаи Меркурия), взаимодействие

иращеиия планеты с орбитой другой планеты, как это

имеет место для Венеры, называют резонансом второго

рода. Таким образом, приливное замедление Венеры и ее

взаимодействие с Землей привело к захвату Венеры в

резонансное состояние второго рода.

Тектонический стиль развития планет земной груп

пы также различен. Это сказывается на их строении и

на толщине наружных слоев всех планет.

В первом приближении наружный жесткий слой

Земли — литосферу можно разделить па' океаническую

п континентальную части с толщиной ~80 и ~200 км

соответственно. По более существенное различие между

raiMii литосферами заключено в их строении н тепловом

режиме. Океаническая литосфера, образующая пример

но 0,7 поверхностного слоя Земли, содержит базальто

вую кору толщиной всего в ~ 6 км, в то время как

средняя толщина континентальной коры равна ~35 км.

Океаническая литосфера представляет собой тепловой

погранслой, который рождается в рифтовых зонах сре-

дшшо-океапических хребтов л пот'лощается в других

мостах — зонах субдукции. Таким образом, тепловой ре

жим в тектоппке плпг приводит, с одной стороны, i; эф

фективному охлаждению планеты путем непрерывного

рождения теплового ногранслоя — океанической литосфе

ры, а с другой — к непрерывному обмену коровым мате

риалом между корой п мантией.

Тектонический режим других планет земной группы

и Лупы, как это известно нз данных фотогеологпп, от

личается от режима тектоники плит. Кик следствие это

го факта Лупа и, по-впднмому, Меркурий, Непера н

Марс должны обладать значительно более мощной ко

рой, чем Земля. Толщина лунной коры равна ~60—

100 км. Вероятно, толщина коры у других планет зем

ной группы должна лежать в этих же пределах.

Смещение центра геометрической фигуры планеты lio

отношению к центру масс можно интерпретировать как

указание иа заметные региональные вариации в толщи

не коры. У Марса расстояние между обоими центрами

составляет ~2,5 км, у Венеры — 0,5 км. Эти факты по

казывают, что обе планеты должны иметь мощную кору.

Меркурий, так же как и Лупа, представляет собой силь

но дифференцированное тело и, следовательно, тоже дол

жен иметь мощную кору.

Все планеты земной группы имеют собственное маг-

питпое поле (хотя для Велеры этот вопрос в настоящее

время представляется дискуссионным). Отсюда, казалось

бы, можно было сделать вывод, что все плапеты земного

типа имеют в настоящее время расплавленные ядра.

Однако последнее заключение не столь очевидно, как

нередко полагают, и об этом еще будет сказано ниже.

Существует различие в определении р(I) для Земли

и для других планет. В случае Земли нам известна из

сейсмологии величина Ф = К/р как функция радиуса,

и при определении р(/) для Земли мы смогли обойтись

без уравнения состояния. Более того, с помощью урав

нения Адамса — Вильямсона оказалось возможным рас

считать реальную модель Земли (см. рис. 34) п таким

образом определить уравнение состояния земного веще-

. ства р - /Лр), используя только геофизические данные.

Для других планет величина Ф неизвестна, и поэтому

необходимо знать уравнение состояния р{р), дающее за

кон, по которому сжимается вещество планеты под дав

лением вышележащих слоев. При расчетах моделей Ве

неры, Марса п Меркурия используют уравнение состоя-

мня земного вещества, а также у равно пп л состояния Го,

MgO, FcO, Si02, ЛЦОз и др., онределенные по динами

ческим н статическим экспериментальным данным.

Венера. О Венере имеется мало данных. В этих ус

ловиях, с учетом того, что Венера является планетой—

блпзпацом Земли, при построении модели планеты ра

зумно за исходное уравнение состояния взять уравнение

pip) для Земли (табл. 5). Удобство такого выбора заклю

чается еще и в том, что при этом мы автоматически

учитываем влияние температуры па уравнение состоя

ния, так как распределение температуры в обеих плане

тах для глубин, больших ~200 км, видимо, близко друг

к другу. В качестве уравнения состояния выбиралась

Рис. 70. Набор у р авн ени й сост ояния р(р ) для р асчета си ликатн ы х м ан 

ти й моделей В енеры . К ривы е ( / — 4) — д л я м оделей с м и н и м а льной корой:

1 — (Др = 0, р(г>) = р .(р )]; г— (Ар = — ■4% р.); .3 — (4 р = — 8% р,); 4 — (Д р=

= 8 % Р ). К р и в а я S (Л р -0 ) — д л я м о дел ей с м аксим альной корой, в ерх 

н я я м ан ти я вы п лавлен а.

зависимость pip) для модели РЕМ-С (табл. 5). При по

строении моделей силикатной маптии Венеры использо

вались как «облегченные», так п «утяжеленные» урав

нения состояния по сравнению с pip) РЕМ-С. Эти кри

вые показаны на рис. 76 н описываются простыми

формулами

pip) = p,ip) + Ар,

Др = const, а рД/;) — уравнение состояния по модели

РЕМ-С. Таким образом, все кривые иа рис. 76 получа

ются параллельным сдвигом вдоль оси р иа Ар. Кон

кретно Ар варьировалось в пределах ±8% от ри причем

реальное зиачеппе придавалось моделям с Др < 0, что

соответствует данным космохнмпи, согласно которым ео-

держание железа в маитпйных силикатах должно систе

матически убывать прп переходе от Марса к Меркурии;.

Модели Венеры, построенные с помощью уравнений со

стояния прп Др < 0, имеют дефицит железа в мяптпй-

пых силикатах. Умрттмпештто Др па 1% соответствует

уменьшение содержания железа в силикатах мантии па

]/i% . Согласно данным КЛ «Вепера-И», плотность по

верхностных пород па Венере составляет 2,8 ±0,1 г/см\

что соответствует базальтовым горным породам. Модели

Венеры рассчитывались для минимальной толщины коры

( \1К = 38 км, Мк « 1% М, р„ = 2,8 г/см3), для максималь

ной толгщтны коры (Д/,с =127 км, Д/„»3,3% М ) п для

средпей толщппы коры (Д/к = 70 км, Мк ~ 1,8% М).

Максимальная кора соответствует выплавлепию 15% ве

щества верхней мантин (граница верхней мантип расио-

ложепа па глубине второго фазового перехода). При

выплавлении базальтовой коры уравнение состояния ве-

перианской верхней мантин «утяжеляется» (кривая 5 на

рис. 76). Ниже будут приведены модели планеты с

Al,t — 70 км.

Более сложен выбор уравнений состояния для ядра

Венеры. Здесь также за исходное состояние было взято

р(р) для модели РЕМ-С (рВяз(р); «ВЯЗ» — вещество яд

ра Земли). Кроме того, согласно космохнмнческим дан

ным «в ядре» плапет земной группы может содержать

ся FeS, а также не исключено, что ядра Венеры и Мер

курия состоят из чистого железа. Поэтому уравнения

состояния, показанные па рис. 77, включают сплавы

Fe — FeS, FeS, ВЯЗ и Fe. Для Fe па рис. 77 показана

кривая, соответствующая адиабатическому распределе

нию температуры в ядре с температурой на грапице

маптия — ядро 3500 К.

Для разделепия силикатпой маптии Веперы (а также

Марса и Меркурия) на минералогические зоны исполь

зовались фазовые диаграммы системы Mg2Si04 — Fe2Si04

(рис. 29) и системы MgS103 — FeSi03 (рис. 32). Соглас

но современным космохимическим представлениям, со

держание FeS в ядрах плапет земпой группы должно

убывать при переходе от Марса к Меркурию. Учитывая,

что в ядре Земли примесь FeS к Fe, если опа там име

ется, певелика — порядка 10%, разумпо при построении

моделей ядра Венеры как два крайних случая исполь

зовать уравнения состояния для ВЯЗ и для Fe. В табл. 20

318

приведены основные параметры моделей Венеры с ядром

из ВЯЗ и из расплавленного железа, н для сравнения

там же помещены данные для модели Земли РЕМ-С.

11а рис. 78 показано распределение плотности, давления,

ускорения силы тяжести п температуры в землеподобной

модели Венеры (числовые параметры см. в табл. 20,

Рис. 77. Набор уравнении состояния для расчета ядра в моделях Пенс-

ры; расплавленное железо Fe-I, ВЯЗ — вещество ядра Земли, FeS* <1

FeS** приведены с учетом теплового расш ирения при значении коэффи

циента теплового расширения а ■= 2■ 10 ■' п 4 1 0 —^ грар ~ 1 соответствен

но; смеси ВЯЗ с FeS*, в которых доля FeS* составляет 0,5; 0,6; 0,7.

Д() == 0, ядро из ВЯЗ). Распределение температуры полу

чено нз априорных соображений. Принимая глубину ве-

нернаиской литосферы равной 200 км, мы па этой глу

бине температуру положили равной ~ 1200 “С. Иа грани

це маптпп н ядра температура была принята ~3500 К

(~3230 °С). Температуры в ядре считались адиабатиче

скими н были рассчитаны по формуле (106). В резуль

тате температура в центре Веперы получилась равной

~4070 К (~ 4100°О). Минералогические зоны г маптпп

Венеры нрпнедепы в табл. 21.

(Сравнивая строение Венеры со строением Земли,

можно только заключить, что обе планеты весьма похо

жи, за исключением более мощной коры у Венеры и

более глубокого расположения в пей граппц первого и

второго фазовых переходов в мантии. Обращаясь к

табл. 20, мы видим, что полное содержание железа в

р,ъ/см

т о

ZOOO р ,н б ар