Ядро планеты

Материал из Википедии — свободной энциклопедии
Перейти к навигации Перейти к поиску

Это статья про ядра планет. Про земное ядро см. Внутреннее ядро, Внешнее ядро, Ядро Земли.

Структура внутренних планет Солнечной системы.

Ядро — самые внутренние слои планеты. Ядро может состоять из нескольких твёрдых и жидких слоёв[1], а также быть полностью твёрдым или полностью жидким[2]. У планет Солнечной системы радиус ядра колеблется примерно от 20 % у Луны до 85 % у Меркурия от радиуса планеты.

Газовые планеты, такие как например Юпитер и Сатурн, также имеют ядра, однако их состав до сих пор является предметом дискуссий. Различные теории предполагают наличие как традиционных каменистых или железных ядер, так и ледяных, а также ядер из металлического водорода[3][4][5]. Известно, что относительный (по сравнению с размером планеты) размер ядра у газовых гигантов значительно меньше, чем, например, у Земли. Но абсолютные размер и масса ядра таких планет могут быть очень большими: масса ядра Юпитера оценивается в 12 M⊕, а масса ядра экзопланеты HD 149026 b — в 67 M⊕[6].

Структура внешних планет Солнечной системы.

Обнаружение[править | править код]

Первой планетой, у которой было обнаружено ядро, является Земля.

В 1798 году британский физик и химик Генри Кавендиш рассчитал среднюю плотность Земли, получив значение в 5,48 плотности воды (позже это значение уточнялось, сейчас 5,53). Это натолкнуло его на мысль о том, что внутри земли существует область повышенной плотности. Он понял, что плотность пород в этой области значительно выше, чем плотность, характерная для пород, выходящих на земную поверхность[7].

В 1898 году немецкий физик Иоганн Эмиль Вихерт предположил, что ядро Земли схоже по составу с железными метеоритами, которые представляют собой фрагменты ядер астероидов и протопланет. Однако железные метеориты не могут быть полностью эквивалентны веществу земного ядра, так как они образовались в гораздо меньших телах, а значит при других физико-химических параметрах[8].

В 1906 году британский геолог Ричард Диксон Олдхэм открыл с помощью волны сжатия внешнее ядро Земли[9].

В 1936 году датский геофизик, сейсмолог Инге Леманн открыла внутреннее ядро Земли на основе изучения распространения сейсмических волн от землетрясений в южной части Тихого океана[10].

Модели формирования[править | править код]

Аккреция[править | править код]

Скалистые планеты образуются в результате постепенного приращения частиц пыли протопланетного диска в планетезималь, размером до 10 км в диаметре. После достижения этого размера, уплотняющееся вещество увеличивает температуру в центре. Возросшая температура плавит его, образуя протопланету. Протопланета в течение определённого временного промежутка (около 105 - 106 лет) увеличивается до размеров Луны или Марса, и при определенных условиях продолжают увеличиваться на протяжении ещё 10-100 млн лет[11].

Газовые гиганты вроде Юпитера и Сатурна вероятно формируются вокруг ранее существовавших скалистых или ледяных тел, которые аккумулируют на себе газ из протопланетного облака, превращая себя в ядра планет гигантов.

Теория аккреции не способна объяснить процессы формирования планет на расстоянии более 35 а.е. от родительской звезды[5].

Гравитационная дифференциация[править | править код]

Гравитационная дифференциация в широком смысле, подразумевает разделение неоднородного магматического расплава под влиянием гравитационных сил, сопровождающееся выделением энергии[12].

К примеру, в момент образования Земли элементы, из которых она состояла (преимущественно соединения кремния и железа), были полностью перемешаны друг с другом; их температура была сравнительно невелика. Со временем под действием гравитационных сил более лёгкие соединения кремния стали подниматься к поверхности Земли, а более тяжёлое железо и его соединения — опускаться в направлении ядра. Это сопровождалось выделением большого количества энергии (в виде тепла), что привело со временем к разогреву недр планеты. Процесс гравитационной дифференциации продолжается на Земле до сих пор[11]. По мнению некоторых учёных, он может служить источником её теплового поля[13].

Наблюдаемые внеземные типы[править | править код]

Ниже представлены наблюдаемые типы планетных ядер.

В солнечной системе[править | править код]

Меркурий[править | править код]

До недавнего времени предполагалось, что в недрах Меркурия находится металлическое ядро радиусом 1800—1900 км, содержащее 60 % массы планеты, так как КА «Маринер-10» обнаружил слабое магнитное поле, и считалось, что планета с таким малым размером не может иметь жидкого ядра. Но в 2007 году группа Жана-Люка Марго подвела итоги пятилетних радарных наблюдений за Меркурием, в ходе которых были замечены вариации вращения планеты, слишком большие для модели с твёрдым ядром. Поэтому на сегодняшний день можно с высокой долей уверенности говорить, что ядро планеты именно жидкое[14][15].

Процентное содержание железа в ядре Меркурия выше, чем у любой другой планеты Солнечной системы. Было предложено несколько теорий для объяснения этого факта. Согласно наиболее широко поддерживаемой в научном сообществе теории, Меркурий изначально имел такое же соотношение металла и силикатов, как в обычном метеорите, имея массу в 2,25 раза больше, чем сейчас[16]. Однако в начале истории Солнечной системы в Меркурий ударилось планетоподобное тело, имеющее в 6 раз меньшую массу и несколько сот километров в поперечнике. В результате удара от планеты отделилась большая часть изначальной коры и мантии, из-за чего относительная доля ядра в составе планеты увеличилась. Подобная гипотеза, известная как теория гигантского столкновения, была предложена и для объяснения формирования Луны[16]. Однако этой версии противоречат первые данные исследования элементного состава поверхности Меркурия с помощью гамма-спектрометра АМС «Мессенджер», который даёт возможность измерить содержание радиоактивных изотопов: оказалось, что на Меркурии много летучего элемента калия (по сравнению с более тугоплавкими ураном и торием), что не согласуется с высокими температурами, неизбежными при столкновении[17]. Поэтому предполагается, что элементный состав Меркурия соответствует первичному элементному составу материала, из которого он сформировался, близкому к энстатитовым хондритам и безводным кометным частицам, хотя содержание железа в исследованных к настоящему времени энстатитовых хондритах недостаточно для объяснения высокой средней плотности Меркурия[18].

Ядро окружено силикатной мантией толщиной 500—600 км[19][20]. Согласно данным «Маринера-10» и наблюдениям с Земли толщина коры планеты составляет от 100 до 300 км[21]. Железно-никелевое ядро Меркурия составляет около 3/4 его диаметра, что примерно равно размеру Луны. Оно очень массивное по сравнению с ядром других планет.

Венера[править | править код]

Предложено несколько моделей внутреннего строения Венеры. Согласно наиболее реалистичной из них, на Венере есть три оболочки. Первая — кора толщиной примерно 16 км. Далее — мантия, силикатная оболочка, простирающаяся на глубину порядка 3300 км до границы с железным ядром, масса которого составляет около четверти всей массы планеты. Поскольку собственное магнитное поле планеты отсутствует, то следует считать, что в железном ядре нет перемещения заряженных частиц — электрического тока, вызывающего магнитное поле, следовательно, движения вещества в ядре не происходит, то есть оно находится в твёрдом состоянии. Плотность в центре планеты достигает 14 г/см³. Состав ядра Венеры точно не определён, и сильно зависит от применяемой модели[22].

Элемент Chondritic Model Equilibrium Condensation Model Pyrolitic Model
Железо 88.6% 94.4% 78.7%
Никель 5.5% 5.6% 6.6%
Кобальт 0.26% Неизвестно Неизвестно
Сера 5.1% 0% 4.9%
Кислород 0% Неизвестно 9.8%

Луна[править | править код]

Луна — дифференцированное тело, она имеет геохимически различную кору, мантию и ядро. Оболочка внутреннего ядра богата железом, она имеет радиус 240 км, жидкое внешнее ядро состоит в основном из жидкого железа с радиусом примерно 300—330 километров. Вокруг ядра находится частично расплавленный пограничный слой с радиусом около 480—500 километров[23]. Эта структура, как полагают, появилась в результате фракционной кристаллизации из глобального океана магмы вскоре после образования Луны 4,5 миллиарда лет назад[24]. Лунная кора имеет в среднем толщину ~ 50 км.

Примечания[править | править код]

  1. Solomon, S.C. (2007). «Hot News on Mercury's core». Science 316 (5825): 702–3. DOI:10.1126/science.1142328. PMID 17478710.  (требуется подписка)
  2. Williams, Jean-Pierre (2004). «Thermal evolution of the Martian core: Implications for an early dynamo». Geology 32 (2): 97–100. DOI:10.1130/g19975.1.
  3. Pollack, James B. (1977). «A Calculation of Saturn’s Gravitational Contraction History». Icarus (Academic Press, Inc) 30: 111–128. DOI:10.1016/0019-1035(77)90126-9. Bibcode1977Icar...30..111P.
  4. Fortney, Jonathan J. (2003). «Phase separation in giant planets: inhomogeneous evolution of Saturn». Icarus (Academic Press) 164: 228–243. DOI:10.1016/s0019-1035(03)00130-1.
  5. 1 2 Stevenson, D. J. (1982). «Formation of the Giant Planets». Planet. Space Sci (Pergamon Press Ltd.) 30 (8): 755–764. DOI:10.1016/0032-0633(82)90108-8.
  6. Sato, Bun'ei (November 2005). «The N2K Consortium. II. A Transiting Hot Saturn around HD 149026 with a Large Dense Core». The Astrophysical Journal (The American Astronomical Society) 633: 465–473. DOI:10.1086/449306. Bibcode2005ApJ...633..465S.
  7. Cavendish, H. (1798). «Experiments to determine the density of Earth». Philosophical Transactions of the Royal Society of London 88: 469–479. DOI:10.1098/rstl.1798.0022.
  8. Wiechert, E. (1897). «Uber die Massenverteilung im Inneren der Erde» (German). Nachr. K. Ges. Wiss. Goettingen, Math-K.L.: 221–243.
  9. Oldham, Richard Dixon (1906). «The constitution of the interior of the Earth as revealed by Earthquakes». G.T. Geological Society of London 62: 459–486.
  10. Transdyne Corporation (2009). «Richard D. Oldham's Discovery of the Earth's Core» (Transdyne Corporation).
  11. 1 2 Wood, Bernard J. (June 2006). «Accretion of the Earth and segregation of its core». Nature Reviews (Nature) 441: 825–833. DOI:10.1038/nature04763.
  12. (2014) «differentiation» (Merriam Webster).
  13. Гравитационная дифференциация. Словари и энциклопедии на Академике. http://dic.academic.ru.
  14. Gold, Lauren. Mercury has molten core, Cornell researcher shows. Chronicle Online. Cornell University (May 3, 2007). Проверено 12 мая 2008. Архивировано 22 мая 2012 года.
  15. Finley, Dave. Mercury's Core Molten, Radar Study Shows. National Radio Astronomy Observatory (May 3, 2007). Проверено 12 мая 2008. Архивировано 22 мая 2012 года.
  16. 1 2 Benz W., Slattery W. L., Cameron A. G. W. Collisional stripping of Mercury’s mantle (англ.) // Icarus. — 1988. — Vol. 74. — P. 516—528. — DOI:10.1016/0019-1035(88)90118-2.  (Проверено 12 июня 2011)
  17. Patrick N. Peplowski et al. Radioactive Elements on Mercury’s Surface from MESSENGER: Implications for the Planet’s Formation and Evolution (англ.) // Science. — 2011. — Vol. 333. — P. 1850—1852. — DOI:10.1126/science.1211576.
  18. Larry R. Nittler et al. The Major-Element Composition of Mercury’s Surface from MESSENGER X-ray Spectrometry (англ.) // Science. — 2011. — Vol. 333. — P. 1847—1850. — DOI:10.1126/science.1211567.
  19. Spohn T.; Sohl F.; Wieczerkowski K.; Conzelmann V. The interior structure of Mercury: what we know, what we expect from BepiColombo (англ.) // Planetary and Space Science. — 2001. — Vol. 49. — P. 1561—1570. — DOI:10.1016/S0032-0633(01)00093-9.  (Проверено 12 июня 2011)
  20. Gallant, R. 1986. The National Geographic Picture Atlas of Our Universe. — 2nd edition. — National Geographic Society.
  21. Anderson J. D. et al. Shape and Orientation of Mercury from Radar Ranging Data (англ.) // Icarus. — Academic Press, 1996. — Vol. 124. — P. 690—697. — DOI:10.1006/icar.1996.0242.  (Проверено 12 июня 2011)
  22. Fegley, B. Jr. (2003). «Venus». Treatise on Geochemistry (Elsevier) 1: 487–507. DOI:10.1016/b0-08-043751-6/01150-6.
  23. Лунное ядро (NASA)  (англ.)
  24. Кристаллизация лунного океана магмы  (англ.)

Ссылки[править | править код]