Модели внутреннего строения Марса

Модели внутреннего строения
Марса
Т.В.Гудкова, В.Н.Жарков
Институт физики Земли
им.О.Ю.Шмидта РАН
[email protected]
Компонента A. Вещество сильно восстановлено и свободно
от всех элементов, более летучих или таких же по летучести, как Na,
но содержит все другие элементы с отношениями обилий, такими же,
как у примитивных углистых хондритов Железо и все сидорофильные
элементы находятся в металлическом состоянии, и даже кремний
присутствует частично в металлическом виде. Прототела, состоящие
из компоненты А, заполняли зону питания формирующейся Земли.
Компонента B. Вещество сильно окислено и содержит все
элементы, включая летучие, с распространенностями, как и у
метеоритов класса С1. Железо и все сидорофильные и литофильные
элементы присутствуют в основном в виде окислов. Из компоненты Б
состояли прототела в зоне, где в настоящее время расположен пояс
астероидов.
• Эффект
Юпитера
(Zharkov, 1993)
Влияние Юпитера привело к перемешиванию планетозималей из
различных зон питания растущих планет земной группы.
Сложные процессы во время эволюции протопланетного газопылевого облака привели к дифференциации железа и силикатной
компоненты и отклонению отношения Fe/Si от хондритового значения.
Наши знания о составе и внутреннем строении Марса основаны
на геофизической и геохимической информации и данных физики
высоких давлений
Геофизические ограничения
¾ Масса и средний радиус планеты M=6.4185x1023 кг, R=3389.92 км
¾ Величина среднего момента инерции (полученная по измерению скорости прецессии
планеты
миссиями Pathfinder и
MGS)
0.3647-0.3663 (Konoplive et al., 2006)
¾ Упругое число Лява
(полученное из анализа орбит космических аппаратов)
k2=0.148±0.0.009 (Konoplive et al., 2006)
k2=0.11
(Marty et al., 2008)
Химический состав (основанный на анализе состава Марсианских метеоритов)
►Космохимическая модель DW (Dreibus, Wänke, 1989; Wänke, Dreibus, 1994)
A:B=60:40
Fe/Si=1.71
Fe#=0.25 (Fe#=Fe/(Fe+Mg)x100)
► Sanloup et al., 1999
на основе отношения δ17O/ δ18O 55% обычных хондритов H and
► Lodders, Fegley, 1997
Lodders, 2000
45% энстатитовых хондритов EH
85% H хондриты
11% CV хондриты
4% C1 хондриты
Эксперименты при высоких давлениях и температурах
• модель мантии - эксперименты при высоких давлениях и температурах для
аналога состава DW модели до давлений границы ядро-мантия вдоль модельной
ареотермы (Bertka, Fei, 1997, 1998)
• модель ядра - экспериментальные данные фаз высокого давления γ-Fe и FeS
(Kavner et al., 2001)
Могут ли модели иметь
хондритовое значение Fe/Si=1.71?
Модель внутреннего строения включает четыре подмодели:
• модель внешнего пористого слоя
внешний 10-11 км слой рассматривается как усредненный переход от
реголита к консолидированным породам
• модель коры
(Babeiko, Zharkov, 2000)
численные термодинамические расчеты для составов базальтовых SNC
метеоритов
• модели мантии (Bertka, Fei, 1997, 1998)
экспериментальные данные при высоких давлениях для состава аналога
модели DW до давлений на границе мантия-ядро вдоль ареотермы
(предполагаемого распределения температуры в недрах Марса)
• модель ядра
(Zharkov, 1996)
экспериментальные данные по фазамe γ-Fe и FeS при высоких давлениях и
температурах (Kavner et al., 2001);
возможность значительного содержания водорода в ядре (Zharkov, 1996)
МОДЕЛИ КОРЫ
• Химический состав коры принимался в виде среднего для четырех базальтовых SNC
метеоритов (Shergotty, Zagami, BETA 79001, литологии A and B).
• Минералогический состав консолидированной коры изменяется с глубиной из-за
фазового перехода типа габбро – эклогит; в связи с этим происходит рост как плотности,
так и скоростей сейсмических волн (сильно зависит от градиента температуры).
• Максимальная толщина коры в моделях определяется глубиной, на которой ее
плотность становится равной плотности мантии.
3390
(a)
3380
(c)
(b)
3370
Radius (km)
3360
3350
M
3340
L
M
M
SL
L
SL
L
SL
3330
3320
3310
3300
3290
3.2
3.3
3.4
3.5
Density (g/cm )
3
6.6
6.8
7.0
7.2
Vp (km/s)
7.4
7.6
3.7
3.8
3.9
4.0
4.1
4.2
4.3
Vs (km/s)
Распределения плотности и скоростей сейсмических волн для различных
температурных градиентов: 2(SL), 6(L) и 13.5 К/км (M).
MANTLE
1. Данные лабораторных экспериментов (Bertka and Fei, 1997,1998)
для состава MB – аналога состава модели Dreibus and Wänke.
The Martian mantle is assumed to consist of 12 mineral assemblages.
Верхняя мантия состоит из оливина, клинопироксена, ортопироксена и
граната до 9 ГПа, выше 9 ГПа ортопироксен более не существует.
Переходная зона отмечена появлением
γ-шпинели при 13.5 ГПа, существующей с β фазой, клинопироксеном и
мажоритом. Зона перехода выше 17 ГПа состоит из γ-шпинели и
мажорита. Нижняя мантия начинается при 22.5 ГПа и состоит из
перовскита, магнезиовюстита и мажорита.
Depth (km)
При увеличении Fe # на 1, ρ возрастает
на ~ 0.01 г /см3 в оливиновой зоне, на ~
0.0083 г /см3 в βзоне, на ~ 0.011 г /см3 в γ
зоне, и на ~ 0.0125 г /см3 в
перовскитовой зоне.
Fe#=25 (сплошная линия) (B-F
профиль мантии)
Fe#=18 (штрихпунктирная линия)
0
500
1000
1500
4.7
Density (g/cm3)
2. Основной варьируемый параметр
Fe#
4.2
3.7
3.2
0
2
4
6
8
10
12
14
16
Pressure (GPa)
18
20
22
ЯДРО
Состав : Fe с 14.2 вес % S, 7.6 вес % Ni
(Dreibus and Wänke, 1985).
В данной работе:
Fe-Ni, S, водород.
Новые экспериментальные данные по плотности
Fe (γ-Fe) и FeS при высоких давлениях и
температуре
(Kavner et al., 2001)
8.0
(Жарков, 1996)
Если ядро жидкое
Δ ρ = - 0.2÷0.3 г/см3
γ-Fe
→
→
Density (g/cm3)
10 мол % водорода
Δρ = - 0.16 г/см3
9.0
%S
10 w t
FeH
%S
14 wt
%S
20 w t
7.0
FeS
6.0
5.0
20
22
24
26
28
30
32
34
Pressure (GPa)
36
38
40
Моделирование
ρ (g/cm3) Vp,Vs (km/s)
7.0
Варьируемые
параметры:
железистое число
мантии (Fe#)
содержание серы в
ядре
6.0
20
2400
40
2100
35
1800
30
1500
25
1200
20
900
15
600
10
2
300
5
0
0
0
18
Т
16
5.0
4.0
Р
14
ρ
12
10
3.0
2.0
1.0
0.0
содержание водорода в
ядре
Т (К) Р (GPa)
Vp
8
Vp
6
Vs
4
0
1000
2000
3000
Radius (km)
Распределение плотности ρ, давления P, температуры T,
скоростей продольных и поперечных волн как функция
радиуса в пробной модели.
Присутствие 50 мол % водорода в ядре приводит к
возрастанию отношения Fe /Si почти до хондритового
значения.
1900
___I=0.3634-0.3658
-----I=0.3642-0.3678
1.79
1.71
1800
Core radius (km)
1.60
Fe#:
1.66
1700
1.56
1.52
1600
70
w
t%
50
w
t%
1.38
1500
30
1.35
1400
(a)
1300
0.14
0.16
0.18
0.20
0.22
0.24
Радиус ядра как функция
железистого числа мантии
H
H
wt
%
H
10
wt
%
1.34 0 wt % H
H
0.26
0.28
14 вес % S
водород -
(DW модель)
0-70 мол %
Толщина коры 50 км.
0.30
Fe# (mantle)
Если в ядре нет водорода, то отношение Fe/Si лежит в узких пределах от 1.35
до 1.38, а Fe # меняется от 0.24 до 0.20, соответственно.
Видна следующая тенденция: присутствие водорода в ядре ведет к росту
отношения Fe /Si, уменьшению значения Fe # мантии из–за роста радиуса
ядра.
2000
1.51
1900
___I=0.3634-0.3658
-----I=0.3642-0.3678
1.48
1.45
Core radius (km)
1800
FeS
1700
1.41
1600
1.38
1.36
1500
20 w
t%
S
14 w
t%
10 w S
t%
S
1400
1.33
1300
1.31
1200
(a)
1100
0.14
0.16
0.18
0.20
0.22
0.24
1.3
0.26
Fe
0.28
Взаимоотношения
между
радиусом ядра,
числом Fe # мантии,
содержанием серы в
ядре
и безразмерным
моментом инерции.
0.30
Fe# (mantle)
Видно, что в отсутствие водорода в ядре, даже при
составе ядра из чистого FeS (при 36 вес % S),
максимальное отношение Fe/Si достигает только
значения 1.5, что еще заметно меньше хондритового
значения 1.71.
Соотношения между радиусом ядра,
железистым числом мантии Fe#, содержанием
серы и водорода в ядре.
2400
no hydrogen (а)
2300
50 mol.% Н (c)
30 mol.% Н (b)
2200
Fe
#1
8
2100
Fe
#2
6
Fe
#1
8
1900
1800
Fe
#2
6
Radius (km)
2000
18
Fe#
1700
26
Fe#
Rpv
1600
Rpv
Rpv
1500
Rco
1400
re
R co
Rco
re
re
1300
1200
0
5
10
15
20
Score (wt %)
25
30
35
0
5
10
15
20
Score (wt %)
25
30
35
0
5
10
15
20
25
30
35
Score (wt.%)
Чем выше содержание серы и водорода в ядре и меньше железистое
число мантии Fe#, тем меньше вероятность существования
перовскитового слоя.
(a) в ядре: меньше чем 20 вес % S, нет водорода → модель внутреннего
строения включает
перовскитовую нижнюю
мантию.
14 вес % S в ядре → толщина перовскитового слоя - от 0 до 70 км для Fe#
радиуса ядра
(для моделей внутреннего строения Марса
удовлетворяющих среднему моменту инерции)
k2s
0.18
k2s=0.145±0.017 (пунктирные линии), Rядро = 1520-1840 км
Yoder et al., 2003
k2s=0.148±0.009 (сплошные линии), Rядро = 1600-1810 км
Konoplive et al., 2006
a
Присутствует
ли перовскитовая
Rядро = 1700
- 1800 км (1650-1830
км) нижняя
мантия ?
0.16
2.7
►Высокое значение k2s Æ
1) Нижняя мантия не существует
2) Мантия не является полностью упругой
из-за частичного плавления с глубиной (Yoder et
H70
3.2
0.14
H50
al.,2003).
H30
0.12
Это привело бы к уменьшению радиуса ядра на
100-150 км.
H0
0.1
1400
1500
1600
1700
Core radius, km
1800
1900
► Число Лява k2 =0.11 (Marty et al., 2008)
приводит к меньшему радиусу ядра, и
следовательно, к наличию перовскитовой
ядра - задача
для сейсмологических
нижней мантии
Определение радиуса
экспериментов на Марсе
Момент инерции I/MR2 как функция радиуса
● (crust 50 km) , ○ (crust 100 km)
I / M R2
0.367
0_5
0.366
0_ 6
6_ 4
7_ 3
7*_1 14_2
7_4
13_1
6_3
0.365
Вертикальные линии - радиус ядра,
определенный по числу Лява k2
13_2
0*_3
7_5 14_3
7*_2
7_ 6
Горизонтальные линии –
значения среднего момента
инерции
0.3634-0.3658 (Yoder et al.,
2003)
(пунктирные линии)
0.364
0.363
1600
1700
Core radius, km
1800
0.3647-0.3663 (Konoplive et
al.,2006)
строения Mars, (сплошные линии)
Модели внутреннего
удовлетворяющие моменту инерции и числу Лява k2
заключены в квадрате.
Conclusion
Как общий вывод можно сказать, что если в ядре планеты отсутствует
водород, то состав Марса отличается от хондритового. Для того чтобы
получить хондритовое значение Fe/Si, ядро должно содержать более
50 мол % водорода.
Тогда, проблема соответствия космохимической модели DW с
моделью внутреннего строения решена. Это подтвердило бы идею
образования планет земной группы из хондритового материала. Это
является фундаментальной проблемой образования Марса и его
эволюции.
С космохимической точки зрения, трудно предположить что ядро
содержит более 20 вес % серы. Радиус такого ядра около 1600 км.
Поэтому, если ядро Марса оказывается больше, водород мог бы
служить таким примесным элементом.
Новые данные момента инерции - 0.3647-0.3663 (Konoplive et
all 2003) уменьшают Fe#
F # мантии и увеличивают отношение Fe/
F /Si и