В.Н. Жарков - Внутреннее строение Земли и планет (1119250), страница 64
Текст из файла (страница 64)
Видимо, для Марсаболее реалистична модель MHT. В этой модели переход α → γ начинается наглубинах ∼ 800 км (при ∼ 100 кбар и ∼ 1400∘ C). Существенной особенностьюMHT является отсутствие β -фазы в мантии Марса. В MHT переходная лона из(α + γ )-фаз занимает интервал глубин ∼ 800–1150 км, а нижняя мантия состоитиз γ -фазы и простирается до границы с ядром.
Разделение мантии Марса наминералогические зоны для MBT и МНТ дано в табл. 23.Принимая во внимание большую толщину переходной зоны и сильную температурную зависимость давления начала фазового перехода α → γ (наклонлинии фазового равновесия для перехода α → γ d p/dT ∼ 50 бар/K), можнопредположить, что погружение шпинелевой зоны при нагревании и ее подъемпри охлаждении играли существенную 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 плотности, давления и ускорения силы тяжести в модели Меркурия. Основные числовые параметры модели собраны в табл. 24. В показанной на рис. 80 двухслойной модели Меркурияпланета состоит из железного ядра и силикатной оболочки. При построении модели не учитывалось, что Меркурий, так же как и Луна, Марс и Венера, долженобладать мощной корой ∼ 60–100 км.
Однако для суждения о распределенииплотности и давления в недрах Меркурия достаточно двухслойной модели. Прирасчете для ядра было использовано уравнение состояния p = p(ρ ) холодного290g, см/c2p, кбар450ρ, г/см3450pg400400ρ3001030082002001001004421.0620.80.60.40.20 r/RРис. 80. Модель Меркурия с ядром из железаКривые дают распределение плотности ρ давления p и ускорения силы тяжести g вдольрадиусажелеза, а для силикатной оболочки зависимость p(ρ ) бралась, как у реальноймодели Земли.
Меркурий обладает собственным магнитным полем, и на этомосновании ранее считалось само собой разумеющимся, что ядро планеты расплавлено.Мы увидим в §9.4, что расплавленное железное ядро Меркурия требует стольвысоких температур в его силикатной оболочке, что в настоящее время такиетемпературы представляются неправдоподобными. В связи с этим, так же как ив случае Марса, мы ввели некоторое априорное низко-температурное распределение для Меркурия – МНТ (см. рис.
88). Эта модель основана на гипотезе, чтоМеркурий имеет толстую литосферу мощностью ∼ 500 км — тогда температурана глубине 500 км оказывается равной 1200∘ C. Более подробно об этом будетсказано в §9.4. Давление на границе силикатной оболочки с ядром составляет∼ 94.5 ⋅ 103 бар, а температура ∼ 2000∘ C для MBT и ∼ 1500∘ C для MHT.
Согласно фазовой диаграмме системы (Mg, Fe)2 SiO4 , показанной на рис. 29, в термодинамических условиях меркурианских недр магнезиальные оливины не будутиспытывать фазового перехода в фазы высокого давления. Таким образом, недраМеркурия состоят из оливиновой оболочки и железного ядра. Некоторые другиевозможности будут рассмотрены в §9.4.Поверхностная плотность конденсата в зонах формирования планет.Построение моделей планет представляет интерес не только само по себе, но291Таблица 24Числовые параметры модели Меркурия с мантией из вещества верхней мантии Земли и железным ядром M = 3.302 ⋅ 1026 г, R = 2437 км, ρ̄ = 5.45 г/см3 ,C/MR2 = 0.324, MЯ = 59.8%Mr/Rr, км1.0000.950.90.80.7097243723152193195017300.70970.650.60.50.40.30.20.1017301584146212189757314872440ρ , г/см3M(r)/MМантия3.291.0003.350.9143.390.8323.470.6973.540.598Железное ядро8.300.5988.850.4659.070.3729.310.2199.490.1149.640.0989.740.0149.810.0029.830p, кбарg, см/с2014.530.863.095.837137638240444095.8148192271340392432456465440410381324263198132680и позволяет получить сведения о плотности пылевой составляющей — конденсата — в протопланетном газопылевом облаке, которое эволюционировалов планеты.
Из-за различия температурных условий в зоне формирования планет земной группы и в зоне планет-гигантов, т.е. в ближней и удаленной отмолодого Солнца областях, химический состав конденсата в этих зонах былразличным. В протопланетном облаке в зоне образования планет земной группы конденсат состоял из силикатов и железа, а в зоне планет-гигантов в неготакже входили льды — водородные соединения: вода (H2 O), метан (CH4 ) и аммиак (NH3 ).
Вращающееся вокруг молодого Солнца газопылевое облако из-засил самогравитации сжималось в диск, в котором пылевая компонента (конденсат) оседала к экваториальной плоскости облака. Поэтому представляет интересопределить такой важный для космогонии параметр, как поверхностная плотность конденсата в зонах формирования планет.
Зная модель планеты, эту плотность можно определить, если поделить массу соответствующей компоненты наплощадь «зоны питания» рассматриваемой планеты. Согласно теории роста пла292Таблица 25Содержание железной и силикатной компонент в зоне формирования планетземной группы, полученное на основе их моделей внутреннего строенияПланетаM (Земля)M∑ Fe , %Mсил , %δFeδсилδTМеркурий0.0552664362.01.13.1Венера0.815030.2–32.869.8–67.83.7–4.058.7–8.3512.4Луна1.012332.467.72.65.58.1Марс0.1074526740.10.30.4Земля +Таблица 26Содержание ТЛ-компоненты и H2 O в зоне формирования планет-гигантов,полученное на основе их моделей внутреннего строения (δ , г/см2 )ПланетаЮпитерСатурнУранНептунM (Земля-1)3189514.617.2δТЛ357.40.80.4δЛ26.65.60.60.3δT8.41.80.20.1δH2 O14.430.330.16Л — ледяная компонента (H2 O + CH4 + NH3 ); T — тяжелая компонента SiO2 + MgO +FeO + Fe + FeS + Al2 O3 + CaO, т.е. сумма элементарных окислов Fe и FeS), т.е.
Т —изохимичеекий эквивалент силикатов + Fe + FeS.нет полуширина зоны питания растущей планеты составляет ∼ 0.2Rs , где Rs —расстояние планеты от Солнца. В табл. 25 приведены поверхностные плотностижелезной (δFe ) и силикатной (δсил ) составляющих и конденсата δТ = δсил + δFe(в г/см2 ) в зоне формирования планет земной группы. Интересно отметить, чтомаксимальная поверхностная плотность δТ в зоне формирования планет земнойгруппы получается для Венеры.Модели планет-гигантов, о которых пойдет речь в следующей главе, позволяют определить поверхностные плотности ледяной компоненты δЛ , наиболееобильного льда в космическом пространстве из обыкновенной воды δH2 O , тяжелой компоненты конденсата δТ , состоящей из силикатов и железа, и δТЛ =δЛ + δТ .
T-компопента для удобства расчетов часто представляется в виде окислов, железа и сернистого железа (см. §10.5). В табл. 26 приведены поверхностные плотности δТЛ , δЛ , δТ и δH2 O в зоне формирования планет-гигантов.293Как можно видеть из табл. 25 и табл. 26, поверхностная плотность конденсата в зоне Венеры и Земли δТ и плотность δТ в зоне Юпитера примерноодинаковы (δТ равно ∼ 1/4 δТЛ ).
При переходе от зоны Юпитера к зоне Сатурна поверхностная плотность пылевой составляющей уменьшается в пять раз,и еще в десять раз она уменьшается при переходе к зоне Урана. Поверхностныеплотности в зоне Нептуна в два раза меньше, чем в зоне Урана. Рассмотрение табл. 25 и 26, видимо, указывает и на то, что растущий Юпитер выбросилзаметное количество конденсата из зоны питания Марса и некоторое количество из зоны питания Земли, что следует из немонотонной зависимости δТ отрасстояния планет Rs при переходе от Меркурия к Сатурну.9.3.Крупномасштабные статические касательные напряженияв недрах Венеры, Марса и МеркурияНедра планет земной группы можно разделить на зоны с повышенной текучестью и малой эффективной вязкостью и зоны, которые обладают повышеннойэффективной вязкостью. Такое деление на зоны по механическим свойствам илипо текучести аналогично обычному разделению наружной оболочки Земли налитосферу и астеносферу.
Из-за течений, или конвекции, в астеносферных зонах возникают не равные нулю градиенты гидродинамических скоростей, чтоприводит к динамическим вязким касательным напряжениям в недрах планет.Такие напряжения называются динамическими, так как для их поддержаниянеобходим некоторый источник энергии, который все время подпитывал бысилы, поддерживающие течение (конвекцию). Если источник течений выключить, то само течение затухнет, успокоится за некоторое характерное время —время релаксации τη . Для грубой оценки времени релаксации течений в жидкости с эффективной вязкостью η можно положить τη ∼ (η /μ )2π , где μ —модуль сдвига.
Как показывают исследования конвекции в недрах Земли, характерное значение эффективной вязкости ηкр ∼ 1023 пуаз разделяет недра мантииЗемли на текучие (η ≪ 1023 пуаз) и жесткие — типа литосфер (η ≫ 1023 пуаз). Для мантий планет земной группы μ ∼ 1012 дин/см2 и соответственноτη ∼ 2π ⋅ 1023 /1012 ∼ 6.3 ⋅ 1011 с ∼ 2 ⋅ 104 лет — величина, маленькая по геологическим масштабам времени. Однако течение с некоторой эффективной вязкостью обычно начинается, если касательные напряжения τ превосходят некоторое пороговое значение τкр .
Для литосфер планет земной группы и Луныτкр ∼ 30–50 бар. Эту оценку следует понимать как некоторое усредненное поглубине значение. Для более холодных зон литосферы τкр > 50 бар, для болееразогретых τкр < 50 бар, а в среднем по литосфере τкр ∼ 50 бар.294Из-за неравновесности планет, т.е. из-за того, что фигура планеты отклоняется от равновесной, в их недрах возникают крупномасштабные статическиекасательные напряжения, которые на протяжении космических интервалов времени (∼ 108 –109 лет) поддерживаются жесткими зонами коры и мантии.
![](https://s.studizba.com/z.php?f=/templates/si/i/noavatar.png&w=100&h=100&t=1"){kind=avatar}
