Жарков В.Н. Внутреннее строение Земли и планет

Подождите немного. Документ загружается.

емлеподобных моделях Венеры на 2% меньше, чем

Земле. Лишь в моделях Венеры с ядром из расплав-

енного железа полное содержание Fe такое же, как и

Земли. Несмотря на недостаточность данных о Вене-

е, все же можно сделать предварительный вывод, что

ю. 78. Зем л еиодоб н а я м одель Венеры. К р и в ы е даю т р асп р еделение плот-

)стп р, д ав л е н и я р, у скорен и я сил ы тяж ес т и g и тем п ературы Т вдоль

ра диуса. В ядр е те м п ерату ры идут вдоль адиабаты .

ак бы намечается нарушение общей тенденций моно-

шного уменьшения общего содержания железа при не-

еходе от Меркурия к Марсу. Этот результат является

есколько неожиданным в рамках современных пред-

гавлеиий о конденсации протоплапетного облака и по-

1едующего образования планет. Если этот результат

эдтвердится, то его нужно будет рассматривать как по

зе граничное условие в проблеме происхождения и эво-

юции планет земной группы.

Марс. О Марсе имеется больше данных, чем о Мерку-

пи и о Венере. Определение реальной мвдели Марса

Минералогические зоны в мантии Венеры

представляет собой сложную и вместе с тем очень важ

ную задачу планетологии. Согласно имеющимся теорети

ческим указаниям физико-химические условия конденса

ции вещества протопланетного облака в зоне Марса были

таковы, что заметная доля железа соединялась с серой,

а ферромагнезиальные силикаты должны были заметно

сместиться в сторону железистых силикатов по сравне

нию с силикатами, которые конденсировались в зоне

Земли, Венеры и Меркурия. Таким образом, при постро

ении модели Марса, удовлетворяющей данным наблюде

ний, по существу следует ответить на два фундаменталь

ных вопроса: 1) действительно ли ядро Марса содержит

заметное количество FeS; 2) значительно ли больше мо

лекулярное отношение Fe/Mg в силикатной оболочке Мар

са, чем, скажем, в силикатной оболочке Земли?

Однозначного утвердительного ответа на первый во

прос получить не удается. Можно построить модели Мар

са с чисто железным ядром, удовлетворяющие данным

наблюдений. Решающим экспериментом, который устано

вил бы, состоит ядро Марса из чистого железа или пред

ставляет собой сплав Fe—FeS, было бы определение ра

диуса ядра Марса сейсмическими методами. На второй

поставленный вопрос можно уже сейчас дать утверди

тельный ответ. Да, силикатная оболочка Марса заметно

обогащена железом, так что молекулярное отношение

Mg/(Mg + Fe) составляет — 2/3. Этот результат как бы

подтверждает картину конденсации протопланетного об

лака, которая обсуждается в настоящее время. Однако

сделанное заключение о подтверждении схемы конденса

ции протопланетного облака во всей зоне формирования

планет земной группы в последнее время поставлено под

вопрос, так как обнаружено, что среднее содержание FeO

в поверхностных породах Меркурия лежит между 3 и

6 вес. %, в то время как, согласно данным космохнмин,

Меркурий должен состоять из чисто железного ядра и

силикатной оболочки, не содержащей железа.

Конечно, у нас еще слишком мало данных о ранней

истории Солнечной системы, чтобы на основании указан

ного факта ставить под сомнение принимаемую в насто

ящее время схему конденсации протопланетного облака.

Например, мы не можем полностью исключить такую

схему формирирования Меркурия, когда бы на заключи

тельной стадии на него могли выпадать тела из более

удаленных от Солнца зон первичного облака. Однако во

прос о справедливости современной теории конденсации

протоиланетпого облака и его последующей эволюции

остается.

Американские исследователи Т. Мак-Гетчцц и Д. Смит

для марсианской мантии предложили минеральный ан

самбль, названный ими оксидно-гранатовым верлитом:

окислы периклаз (MgO)— вюстит (FeO) 2%; гранат

11%; оливии (MgM7Feo,8s)2Si0 4 73%; клинопироксен 12%;

--------

-------

J_ .. ..Л_]

____

___

_____

L.. ... _J

_____

I М

1,0 11,8 0,6 • u / f ц г О r /R

Рис. 79. Модель Марса с железным ядром. Кривые дают распределение

плотности р, давления р и ускорения силы тяжести g вдоль радиуса,

рд. — распределение плотности в модели Марса хондритового состава с

ядром нз Fe — FeS по Д. Андерсону,

ортогатроксены. отсутствуют. Если сравнить этот мине

ральный ансамбль с минеральной ассоциацией, реализую

щей пиролитовый состав в мантии Земли (см. начало

§ G.2), то мы увидим, что марсианская мантия является

.'мтачителыто более оливиновой, чем земная, и не содер

жит ортопироксена. На рис. 79 показано распределение

плотности, давления и ускорения силы тяжести в модели

Марса, которая удовлетворяет данным наблюдений. Ос

новные числовые параметры ее собраны в.табл. 22. В этой

модели Марс имеет мощную кору толщиной 100 км, обо

гащенную железом, по сравнению с мантийным веществом

Землп, силикатную маптпто толщиной 2*520 км гг пеболг,-

шое железное ядро. Железное ядро Марса составляет 7%

полной массы планеты. На рпс. 79 прпведспо также рас

пределение

плотности в Марсе с ядром из сплава Fe— FeS,

взятое из работы Д. Андерсона. Добавка FeS в железное

ядро Марса понижает его плотность, увеличивает радиус,

но мало сказывается на распределении плотпостп в сплп-

катпой оболочке планеты.

Т аб л и ц а 22

Числовые параметры модели Марса с мантией из вещества верхней

мантин Земли (с добавкой 13,3596 Fe) и железным ядром. Общее

содержание железа к 25%, кора толщиной 100 км

Мк= 6,2% М = 7,3% Л/СИЛик. м = 6,423-10** г. а = 3392 км,

Я = 3386 км, (7= 3,95 г/см'*, С/Л/Д2 = 0,376

г R

г, км

р, г/см3

ДГ(г),Ш

р, ь-fiap

е, <-м.-

Кора

1,ОСО

3386

2,83

1,000

374

0,9705

3286

2,80

0,938 10,6

372

Мантня

0,9705 3286

3.63 0,938 10,6

372

0.9 3047

3,73

0,765 42,6

353

0.8

2709 3,84 0,558

85,9

326

0,7 2370

3,94

0,392

■126.9

2<9

0,6

2032

4,13 0,263

165.9

271

0,5

1693

4,34 0.165

202.8 247

0,4

1354 4.51

0,0965

238

224

0,2834 900 4,65 0,0485

278

225

Железное ядро

0.2834

960

8,33 0,0485 278

225

0,2

677

8,42

0.0173

323

1Г.9

0,1 339

8,50 0,0022

358 £0

8,53 0 371

В § 9.4 при рассмотрении распределения вязкости в

мантин Марса мы придем к заключению, что обычно

предполагаемое распределение температуры в недрах

Марса, найденное иа основе расчетов термической эволю

ции планеты, приводит к неприемлемо низким вязкостям

мантии Марса. В связи с этим было введено некоторое

априорное распределение температур для марсианских

недр (см. рис. 87), в основе которого лежит предположе

ние о мощной жесткой литосфере Марса, А1Л ~ 500 км.

Соответственно температура на глубине 500 км была прн-

пята ~1200°С. Поэтому рассмотрение вопроса о минера

логическом составе мантии Марса проведено для вариан

тов высоко- н низкотемпературных моделей (МВТ н МПТ).

Используя фазовую диаграмму, приведенную на

рис. 29, найдем, что для состава (Mg0,e7Keo,sj)2SiO* при

~1900°С (температура на глубине 1000 км для МВТ)

переход оливинов (а) в шнпнелт. (у) начнется при

125 кбар па глубине — '1 ООО км. Если бы температура в

глубь Марса больше не нарастала, то полное завершение

перехода а у занимало бы интервал давлений ~35 кбар,

пли 300 км но глубине. Затем следует зона сосущество

вания фаз | и р в интервале давлений ~20 кбар, или

~ 2(50 км но глубине. Далее находится зона чисто шппце

левой модификации оливипов до границы мантия — ядро

иа глубине 1700 км (в модели с ядром из Fe—FeS). При

веденные выше оценки, естественно, носят предваритель

ный характер.

Примем теперь во внимание, что в действительности в

переходной зоне мантии Марса температура возрастает

на 100—200 °С. Тогда интервалы глубин, в которых сосу

ществуют фазы а — 7 и у — (5, увеличатся па ПО—100 км.

Следовательно, интервал глубин у подошвы мантии Мар

са, в котором существует чисто шптшелевая фаза, состав

ляет всего — 100—200 км в МВТ. Видимо, для Марса

более реалистична модель МИТ. В этой модели переход

а у начинается па глубинах ~800 км (при —100 кбар

и ~М 00°С). Существенной особенностью МИТ является

отсутствие [}-фазы в мантии Марса. В МПТ переходная

зона из (а + '|)-фаз занимает интервал глубин ~800 —

1 150 км,, а нижняя мантия состоит из у-фазы и прости

рается до границы с ядром. Разделение мантии Марса

на минералогические зоны для МВТ и МПТ дано в

табл. 23.

Принимая во внимание большую толщину переходной

зоны и сильную температурную зависимость давления

начала фазового перехода а ->■ у (наклон линии фазового

равновесия для перехода а -*■ у dp/dT ~ 50 бар/К), мож

но предположить, что погружение пшннелевой зоны при

нагревании и ее подъем при Охлаждении играли суще

ственную роль в тектонической истории Марса.

Наконец, отметим, что полное содержание железа в

моделях Марса составляет ~25% , т. е. меньше, чем у

Земли и Венеры (— 32%) и у Меркурия ( — 60—70%).

Меркурий. На рис. 80 показано распределение плот

ности, давления и ускорения силы тяжести в модели

Мииералогические зоны * мантии Марса для вариантов высоких и низких температур

Меркурия. Основные числовые параметры модели собра

ны в табл. 24. В показанной на рис. 80 двухслойной мо

дели Меркурия планета состоит из железного ядра и си

ликатной оболочки. При построении модели не учитыва

лось, что Меркурий, так же как и Луна, Марс и Венера,

Рис. 80. М одель М еркур и я с ядром из ж елеза. К ривые даю т р аспределе

ние плотн о сти р, д авления р и уск орен и я си лы т я ж е с т и g вдоль рад иуса.

должен обладать мощной корой ~ 6 0 —100 км. Однако

для суждения о распределении плотности и давления в

недрах Меркурия достаточно двухслойной модели. При

расчете для ядра было использовано уравнение состояния

р = р(р) холодного железа, а для силикатной" оболочки

зависимость р(р) бралась, как у реальной модели Земли.

Меркурий обладает собственным магнитным полем, и на

атом основании ранее считалось само собой разумеющим

ся, что ядро планеты расплавлено.

Мы увидим в § 9.4, что расплавленное железное ядро

Меркурия требует столь высоких температур в его сили

катной оболочке, что в настоящее время такие темпера

туры представляются неправдоподобными. В связи с этим,

так же как и в случае Марса, мы ввели некоторое апри

орное низкотемпературное распределение для Меркурия —

МНТ (см. рис. 88). Эта модель основана на гипотезе, что

Меркурий имеет толстую литосферу мощностью

~500 км — тогда температура на глубине 500 км оказы

вается равной 1200 °С. Более подробно об этом будет ска

зано в § 9.4. Давление на границе силикатной оболочки

с ядром составляет — 94,5 • 103 бар, а температура

Т а б л п ц а 24

, Ч и словы е пар ам етр ы модели М еркурия с ман тией из вещ ества

верхней ман ти и Зем ли и железны м ядром

М = 3,302-Ю 26 г, Н = 2437 км, р = 5,45 г/см3,

C/MR2 = 0,324, Мя = 59,8% М

г/Д

г, км

р, г/см3 м(г);м

р, кбар

g, см/с2

Мантия

1,000 2437

3,29

1,000

371

0,95 2315 3,35

0,914 14,5

■ 376

0,9

2193 3,39 0,832 30,8 382

0,8

1950 3,47 0,697

63,0 404

0,7097

1730 3,54 0,598 95,8

440

Железное

ядро

0,7097

1730 8,30

0,598

95,8

440

0.65

1584

8,85 0.465

148

410

0.6

1462 9,07 0.372 192

381

0,5

1218 9,31 0,219

271

324

0.4

975

9,49

0.114 340

263

0,3

731

9,64 0.098 392

198

0,2 487

9,74

0.014 432 132

0,1 244 9,81 0,002 456

0 9,83

465

~2000 °С для МВТ .п ~1500°С для МНТ. Согласно фазо

вой диаграмме системы (Mg, Fe)2Si04, показанной на

рис. 29, в термодинамических условиях меркурианских

недр магйезиальные оливины не будут испытывать фазо

вого перехода в фазы высокого давления. Таким образом,

недра Меркурия состоят и-з оливииовои оболочки и же

лезного ядра. Некоторые другие возможности будут рас

смотрены в § 9.4.

Поверхностная плотность конденсата в зонах форми

рования планет. Построение моделей планет представляет

интерес не только само по себе, но и позволяет получить

сведения о плотности пылевой составляющей — конденса

т а — в протопланетном газонылевом облаке, которое эво

люционировало в планеты. Из-за различия температур

ных условий в зоне формирования планет земной группы

п в золе планет-гигантов, т. с. в ближней п удаленной

от молодого Солнца областях, химический состав конден

сата в этих зонах был различным. 13 протонлапстпом

облаке в зоне образования планет земной группы конден

сат состоял из силикатов и железа, а в зоне планет-гиган

тов в него также входили льды — водородные соединения:

вода (Н20), метан (CTTJ и аммиак (NHS). Вращающееся

вокруг молодого Солнца газопылсвос облако из-за сил

самогравптацпн сжималось в диск, в котором пылевая

компонента (конденсат) оседала к экваториальной пло

скости облака. Поэтому представляет интерес определить

такой важный для космогонии параметр, как поверхност

ная плотность конденсата в зонах формирования планет.

Зная модель планеты, эту плотность можно определить,

если поделить массу соответствующей компоненты па

площадь «зоны питания» рассматриваемой планеты. Со

гласно теории роста планет полуширина зоны питания

растущей планеты составляет — 0,2R,, где Ra — расстояние

Таблица 25

Содержание железной и силикатной компонент в зоне формирования

планет земной группы , полученное на основе их моделей внутрен

него строения

Планета

М (Зем

ля-1)

M2Fe. %

Л! , %

сил 6 Ре

сит

Меркурий 0,05526 64 36 2,0

.1,1

3,1

Венера

Земля -л,-

0,8150

30,2—32,8 6 9 ,8-67 ,8 3 ,7 -4 ,0 5 8 ,7 -8 ,3 5

12,4

Луна

1,0123 32,4 67,7

2,6 5,5

8,1

Марс

0,10745

26 74

0,1

0,3 0,4

6Fe сил т’ г/см2— п|зв<“Рхностные плотности железа, силикатов и конден-

сата в зоне формирования планет земной группы.

планеты от Солнца. В табл. 25 приведены поверхностные

плотности железной (6Fe) и силикатной (6СИЛ) составля

ющих и конденсата 6Т = 6СИЛ + 6Fe (в г/см2) в зоне форми

рования планет земной группы. Интересно отметить, что

максимальная поверхностная плотность бт в зоне форми

рования планет земной группы получается для Венеры.

Модели планет-гигантов, о которых пойдет речь в

следующей главе, позволяют определить поверхностные

плотности ледяной компоненты 6Л, наиболее обильного

льда в космическом пространстве из обыкновенной воды