В.Н. Жарков - Внутреннее строение Земли и планет (1119250), страница 63
Текст из файла (страница 63)
77, включают сплавы Fe – FeS, FeS, ВЯЗ и Fe. Для Feна рис. 77 показана кривая, соответствующая адиабатическому распределениютемпературы в ядре с температурой на границе мантия – ядро 3500 K.Для разделения силикатной мантии Венеры (а также Марса и Меркурия)на минералогические зоны использовались фазовые диаграммы системыMg2 SiO3 – Fe2 SiO4 (рис. 29) и системы MgSiO3 – FeSiO3 (рис. 32). Согласно со283T, °Cg, см/c2p, кбарρ, г/см340003000Tp123000ρ1000200010g82000650010001000ρ4p1.00.820.60.40.20r/RРис. 78. Землеподобная модель ВенерыКривые дают распределение плотности ρ , давления p, ускорения силы тяжести g и температуры T вдоль радиуса. В ядре температуры идут вдоль адиабатывременным космохимическим представлениям, содержание FeS в ядрах планетземной группы должно убывать при переходе от Марса к Меркурию.
Учитывая, что в ядре Земли примесь FeS к Fe, если она там имеется, невелика —порядка 10%, разумно при построении моделей ядра Венеры как два крайнихслучая использовать уравнения состояния для ВЯЗ и для Fe. В табл. 20 приведены основные параметры моделей Венеры с ядром из ВЯЗ и из расплавленногожелеза, и для сравнения там же помещены данные для модели Земли PEM-C.На рис. 78 показано распределение плотности, давления, ускорения силы тяжести и температуры в землеподобной модели Венеры (числовые параметрысм. в табл.
20, Δρ = 0, ядро из ВЯЗ). Распределение температуры получено изаприорных соображений. Принимая глубину венерианской литосферы равной200 км, мы на этой глубине температуру положили равной ∼ 1200∘ C. На границе мантии и ядра температура была принята ∼ 3500 K (∼ 3230∘ C). Температурыв ядре считались адиабатическими и были рассчитаны по формуле (106). В результате температура в центре Венеры получилась равной ∼ 4670 K (∼ 4400∘ C).Минералогические зоны в мантии Венеры приведены в табл. 21.284285ферропериклаз (Mg, Fe)Oи перовскитаНижняя мантия (зона D) ⎩2840Перовскитовая зона Перовскит + (Mg, Fe)OПеровскит +Зона ильменита⎩⎧ 1000⎨β -фаза → шпинель (γ -фаза) ГранатШпинелевая зона⎩760Переходная зона (зона C) ⎧⎨ПеровскитПеровскитИльменитAl2 O3 → гранатОливин (α -фаза)Пироксен +Основные минеральные фазыОливиновая зона⎧⎨ 70НазваниеминералогическойзоныВерхняя мантия (зона B) ⎩⎧ 480⎨Зона мантииГлубина,кмМинералогические зоны в мантии ВенерыПеровскитИльменитГранатТаблица 21Сравнивая строение Венеры со строением Земли, можно только заключить,что обе планеты весьма похожи, за исключением более мощной коры у Венерыи более глубокого расположения в ней границ первого и второго фазовых переходов в мантии.
Обращаясь к табл. 20, мы видим, что полное содержание железав землеподобных моделях Венеры на 2% меньше, чем в Земле. Лишь в моделях Венеры с ядром из расплавленного железа полное содержание Fe такое же,как и у Земли. Несмотря на недостаточность данных о Венере, все же можносделать предварительный вывод, что как бы намечается нарушение общей тенденции монотонного уменьшения общего содержания железа при переходе отМеркурия к Марсу. Этот результат является несколько неожиданным в рамкахсовременных представлений о конденсации протопланетного облака и последующего образования планет. Если этот результат подтвердится, то его нужнобудет рассматривать как новое граничное условие в проблеме происхожденияи эволюции планет земной группы.Марс.
О Марсе имеется больше данных, чем о Меркурии и о Венере. Определение реальной модели Марса представляет собой сложную и вместе с темочень важную задачу планетологии. Согласно имеющимся теоретическим указаниям физико-химические условия конденсации вещества протопланетного облака в зоне Марса были таковы, что заметная доля железа соединялась с серой,а ферромагнезиальные силикаты должны были заметно сместиться в сторонужелезистых силикатов но сравнению с силикатами, которые конденсировалисьв зоне Земли, Венеры и Меркурия. Таким образом, при построении модели Марса, удовлетворяющей данным наблюдений, по существу следует ответить на двафундаментальных вопроса: 1) действительно ли ядро Марса содержит заметное количество FeS; 2) значительно ли больше молекулярное отношение Fe/Mgв силикатной оболочке Марса, чем, скажем, в силикатной оболочке Земли?Однозначного утвердительного ответа на первый вопрос получить не удается.
Можно построить модели Марса с чисто железным ядром, удовлетворяющиеданным наблюдений. Решающим экспериментом, который установил бы, состоит ядро Марса из чистого железа или представляет собой сплав Fe–FeS, было быопределение радиуса ядра Марса сейсмическими методами. На второй поставленный вопрос можно уже сейчас дать утвердительный ответ.
Да, силикатнаяоболочка Марса заметно обогащена железом, так что молекулярное отношениеMg/(Mg + Fe) составляет ∼ 2/3. Этот результат как бы подтверждает картинуконденсации протопланетного облака, которая обсуждается в настоящее время. Однако сделанное заключение о подтверждении схемы конденсации протопланетного облака во всей зоне формирования планет земной группы в последнее время поставлено под вопрос, так как обнаружено, что среднее содержаниеFeO в поверхностных породах Меркурия лежит между 3 и 6 вес.
%, в то время286g, см/c2p, кбар380ρ, г/см3380ρg8300300ρx6ρ20020044ρx31001002211.00.80.60.40.2 r/R 0Рис. 79. Модель Марса с железным ядромКривые дают распределение плотности ρ , давления p и ускорения силы тяжести g вдольрадиуса. ρx — распределение плотности в модели Марса хондритового состава с ядром из Fe–FeSпо Д. Андерсонукак, согласно данным космохимии, 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 указанного факта ставить под сомнение принимаемуюв настоящее время схему конденсации протопланетного облака.
Например, мыне можем полностью исключить такую схему формирования Меркурия, когдабы на заключительной стадии на него могли выпадать тела из более удаленныхот Солнца зон первичного облака. Однако остается вопрос о справедливостисовременной теории конденсации протопланетного облака и его последующейэволюции.Американские исследователи Т. Мак-Гетчин и Д. Смит для марсианской мантии предложили минеральный ансамбль, названный ими оксидно-гранатовымверлитом: окислы периклаз (MgO) — вюстит (FeO) 2%; гранат 11%; оливин(Mg0.67 Fe0.33 )2 SiO4 73%; клинопироксен 12%; ортопироксены отсутствуют.Если сравнить этот минеральный ансамбль с минеральной ассоциацией, реализующей пиролитовый состав в мантии Земли (см. начало §6.2), то мы увидим,что марсианская мантия является значительно более оливиновой, чем земная,и не содержит ортопироксена.
На рис. 79 показано распределение плотности,287Таблица 22Числовые параметры модели Марса с мантией из вещества верхней мантииЗемли (с добавкой 13.35% Fe) и железным ядром. Общее содержание железа≈ 25%, кора толщиной 100 км (MК = 6.2%M = 7.3%Mсилик , M = 6.423 ⋅ 1026 г,a = 3392 км, R = 3386 км, ρ̄ = 3.95 г/см3 , C/MR2 = 0.376)r/Rr, кмρ , г/см3M(r)/Mp, кбарg, см/с21.0000.938010.637437210.642.685.9126.9165.9202.8238278372353326299271247224225278323358371225159800Кора1.0000.9705338632860.97050.90.80.70.60.50.40.283432863047270923702032169313549600.28340.20.1096067733902.832.86Мантия3.630.9383.730.7653.840.5583.940.3924.130.2634.340.1654.510.09654.650.0485Железное ядро8.330.04858.420.01738.500.00228.530давления и ускорения силы тяжести в модели Марса, которая удовлетворяетданным наблюдений.
Основные числовые параметры ее собраны в табл. 22.В этой модели Марс имеет мощную кору толщиной 100 км, обогащенную железом, по сравнению с мантийным веществом Земли, силикатную мантию толщиной 2126 км и небольшое железное ядро. Железное ядро Марса составляет 7%полной массы планеты.
На рис. 79 приведено также распределение плотностив Марсе с ядром из сплава Fe – FeS, взятое из работы Д. Андерсона. ДобавкаFeS в железное ядро Марса понижает его плотность, увеличивает радиус, номало сказывается на распределении плотности в силикатной оболочке планеты.В § 9.4 при рассмотрении распределения вязкости в мантии Марса мы придем к заключению, что обычно предполагаемое распределение температурыв недрах Марса, найденное на основе расчетов термической эволюции планеты, приводит к неприемлемо низким вязкостям мантии Марса. В связи с этимбыло введено некоторое априорное распределение температур для марсианскихнедр (см.
рис. 87), в основе которого лежит предположение о мощной жесткойлитосфере Марса, Δlл ≈ 500 км. Соответственно температура на глубине 500 км288289⎧⎨Нижняя мантия (зона D) ⎩⎧⎨17001600Оливин-шпинельгранатовая зонаОливиновая зона1700115011008001001001000МНТГлубина, кмМВТ⎩ 1300–1500Верхняя мантия (зона B) ⎩⎧⎨Переходная зона (зона C) Зоны мантииγГранатГранатα + шпинель (γ )β +γКлинопироксен →гранатОливин (α )Основные минеральные фазыМинералогические зоны в мантии Марса для вариантоввысоких и низких температурГранатГранатГранатТаблица 23была принята ∼ 1200∘ C. Поэтому рассмотрение вопроса о минералогическомсоставе мантии Марса проведено для вариантов высоко- низкотемпературныхмоделей (МВТ и MHT).Используя фазовую диаграмму, приведенную на рис.
29, найдем, что для состава (Mg0.67 Fe0.33 )2 SiO4 при ∼ 1900∘ C (температура на глубине ∼ 1000 км дляМВТ) переход оливинов (α ) в шпинель (γ ) начнется при 125 кбар на глубине∼ 1000 км. Если бы температура в глубь Марса больше не нарастала, то полноезавершение перехода α → γ занимало бы интервал давлений ∼ 35 кбар, или300 км по глубине. Затем следует зона сосуществования фаз γ и β в интерваледавлений ∼ 20 кбар, или ∼ 200 км по глубине. Далее находится зона чисто шпинелевой модификации оливинов до границы мантия – ядро на глубине 1700 км(в модели с ядром из Fe – FeS). Приведенные выше оценки, естественно, носятпредварительный характер.Примем теперь во внимание, что в действительности в переходной зоне мантии Марса температура возрастает на 100–200∘ C. Тогда интервалы глубин, в которых сосуществуют фазы α – γ и γ – β , увеличатся на 50–100 км. Следовательно, интервал глубин у подошвы мантии Марса, в котором существует чистошпинелевая фаза, составляет всего ∼ 100–200 км в МВТ.
![](https://s.studizba.com/z.php?f=/templates/si/i/noavatar.png&w=100&h=100&t=1"){kind=avatar}
