Модели внутреннего строения Марса Т.В.Гудкова, В.Н.Жарков Институт физики Земли им.О.Ю.Шмидта РАН gudkova@ifz.ru 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