§3. Аккреция Земли и планет

Существование неоднородного по физическому и химическому составу газопылевого облака предопределило изначальную неоднородность состава формирующихся тел Земли и планет.

Все планеты и их спутники должны были иметь зародыши, своеобразные ядра конденсации, состоящие из тяжелых металлических фрагментов, вокруг которых лавинообразно наращивался более легкий пылегазовый материал облака. Эти крупные и массивные фрагменты, будучи преимущественно металлического состава, неизбежно были обеднены радиоактивными элементами. Они-то и образовали гигантское металлическое ядро будущей звезды в центре туманности (в центре главной спирали, по Н.А. Шило) и ядра планет и их спутников в побочных спиральных вихрях (см. рис. 112, с. 406).

Концепция образования железного ядра путем дифференциации однородной (гомогенной) Земли сегодня уже представляется неприемлемой. При давлении в 3 млн. атм свободная миграция вещества на расстояние в тысячи километров внутри Земли представляется весьма проблематичной, даже если это вещество пребывает в расплавленном состоянии – Т = 3000 К, Р = 1,510⁶ атм. С другой стороны, при подобных термодинамических условиях молекулы и атомы протовещества находятся преимущественно в ионизированном состоянии и, следовательно, обладают весьма низким химическим потенциалом. Это затрудняет образование химических соединений, большая часть из которых образуется при более низких давлениях и температуре менее 2000 К (Войткевич, 1979). Доказательством тому является весьма незначительное количество простейших молекул, обнаруживаемых в атмосфере Солнца. Термодинамика фотосферы, во всяком случае по тремпературе, близка к той, что существует в земном ядре. Химические процессы в фотосфере практически отсутствуют.

Таким образом, внутреннее ядро Земли – продукт изначальной аккреции твердой фракции металлического состава протосолнечной туманности, а не результат дифференциации некоего однородного вещества. Чтобы перейти к природе других оболочек, необходимо еще раз вернуться к вопросу о составе пылегазового облака к моменту перехода протосолнца в стадию звездного развития.

Инфракрасное излучение протосолнца вследствие низкой температуры (много меньше 1000 К) не в состоянии было конденсировать вещество туманности на орбитах будущих планет. Поэтому пылегазовая фаза ее здесь преобладала. Кроме нее присутствовали реликтовые металлические и силикатные тела досолнечных стадий конденсации. Широкое распространение хондритов одного с Землей возраста (4,7 млрд. лет) свидетельствует о существовании механизма аккреции силикатных частиц в протопланетных спиралях туманности задолго до звездной стадии развития Солнца. В этот период, видимо, формировались металлические зародыши планет и их спутников, наращивался объем силикатных фрагментов и тел. С выходом светила на звездный путь развития количество тепла и температура излучения значительно возросли. Это неизбежно должно было способствовать усилению процессов конденсации вдоль радиуса окружающей туманности в спиралях с зародышами планет. С ростом температуры звезды возрастал и объем конденсированного вещества на дальних орбитах будущих планет-гигантов. Поэтому состав туманности менялся и вдоль ее радиуса по мере удаления от Солнца. На орбите Меркурия высокотемпературное дыхание звезды ощущалось сильнее всего. Следствием этого стали выгорание летучих атмофильных элементов, диссоциация большей части силикатных частиц и сохранение тугоплавких металлических компонентов туманности. Отсюда необычайно высокая средняя плотность Меркурия (5,62 г/см³). По мере удаления от звезды температура туманности падала и вряд ли могла превышать современную. Напомним, что светило пребывало в стадии красного спектрального класса с меньшей температурой поверхности, чем современная. Однако не исключено, что в стадии переменного блеска типа Тельца в моменты вспышек молодой нестационарной звезды температура ее кратковременно повышалась. Тогда-то и было возможно прогревание туманности и на больших, чем орбита Меркурия, расстояниях. Этим, вероятно, объясняется некоторое обеднение летучими вещества туманности, конденсируемого на Венере, Земле и Марсе. Но тепла на этих орбитах было уже явно недостаточно, чтобы диссоциировать силикатные частицы туманности и акклюдированные на них газы, воду и другие атмофильные элементы. Поэтому в ходе аккреции летучие вещества и вода оказались в значительном количестве захороненными в недрах указанных планет, что и сыграло большую роль в последующей их эволюции.

На больших удалениях от молодого Солнца, характерных для орбит планет-гигантов (0,7 – 4,5 млрд. км), роль его температурного режима в процессах фракционирования и дифференциации вещества пылегазовой туманности, очевидно, была ничтожной. Например, в сравнении со световым давлением эта дифференциация осуществлялась, главным образом в протопланетных спиралях, исключительно по прин­ципу гравитационного взаимодействия. Низкотемпературные условия предопределили аккрецию огромных объемов свободных и акклюдированных на пылеватых частицах газов и воды, органических соединений, подобных тем, что отмечены в углистых хондритах. Низкая плотность последних (2,2 г/см³), повышенное содержание в них летучих элементов как нельзя лучше согласуются с термодинамической обстановкой на данном участке радиуса Солнечной системы. Хондритовые метеориты должны наиболее полно отражать консолидированную нелетучую часть тела планет-гигантов. Мощная же газовая оболочка этих планет – не только продукт внутренней активности планет-гигантов, но и часть изначально аккрецированных газов, захваченных из протопланетной туманности в конце их формирования. Такой вывод представляется вполне закономерным, если исходить из концепции гравитационного фракционирования вещества туманности как наиболее вероятного и действенного механизма за пределами гравитационного солнечного влияния.

В рассмотренном аспекте представления о преимущественно водородном составе планет-гигантов кажутся не вполне обоснованными. Мощная, толщиной в несколько десятков тысяч километров, атмосфера этих планет делает среднюю плотность их вещества неправдоподобно низкой (0,7 – 1,7 г/см³). Однако, если рассчитывать среднюю плотность твердого тела планет без атмосферы, как это было сделано В.В. Кесаревым (1976), то она оказывается такой же, как и у планет так называемой «земной группы».

Итак, особенности процесса планетообразования, происходившего на стадии молодой звезды типа Т-Тельца, были обусловлены неоднородным составом окружающей ее туманности. Она включила реликтовую неоднородность и неоднородность вдоль радиуса туманности, возникшую в процессе формирования протосолнца. Остатки туманности, сохранившейся между орбитами молодых планет после их аккреции, были, по всей вероятности, выметены солнечным ветром в конце стадии Т-Тельца перед окончательным становлением звезды в стационарную с развитой конвективной системой тепломассопереноса.

Теперь вернемся к рассмотрению особенностей процесса аккреции после образования металлического ядра планет.

Высокотемпературные железоникелевые конденсаты сыграли наибольшую роль при формировании основного объема Меркурия. Как было показано В. Латимером, реакция окисления железа в туманности (Fe₃O₄ + 4H₂  3Fe + 4H₂O) протекает справа налево при температуре ниже 400 К и слева направо – при температуре 1120 К. Реакция FeO + H₂  Fe + H₂O идет справа налево при температуре 500 К и ниже. Это объясняет наблюдаемый факт, что большая часть тела Меркурия сложена веществом, близким по своим физическим свойствам железоникелевому составу. Лишь верхняя, небольшая по мощности, оболочка планеты была сформирована силикатной фракцией туманности.

В условиях нестационарной и негорячей молодой звезды на орбитах Венеры, Земли и Марса должна была происходить аккреция низкотемпературной фракции пылегазовых конденсантов (во всяком случае ниже 300 – 400 К). При этом, как известно, должны широко протекать реакции гидратации железисто-магнезиальных силикатов, т.е. взаимодействие с парами воды (Войткевич, 1979). Эти адсорбенты содержали не только молекулы воды, но и инертные газы, органическое вещество. Поглощенные пылевой фазой, они аккрецировали на поверхность металлического ядра указанных планет. Следует заметить, что вращение спирали с металлическим зародышем не должно быть слишком большим. В противном случае центробежные силы, уравновешивая силы гравитационного притяжения, помешали бы конденсации масс, т.е. необходимо соблюдение неравенства Пуанкаре: , где  – угловая скорость вращения тела;  – его средняя плотность. Согласно расчетам Д. Латимера, использовавшего закон Стокса,

,

где r – радиус частицы,  – плотность частицы, _m – плотность среды, g – ускорение силы тяжести,  – коэффициент вязкости. Вследствие большей плотности железоникелевых частиц (8 г/см³) в сравнении с силикатными (2,2 – 2,5 г/см³) их скорость падения будет в два-три раза выше, чем силикатных. С ростом радиуса частиц эта разница возрастает на несколько порядков. Поэтому после образования железоникелевого ядра процесс гравитационного захвата силикатных частиц неизбежно принял лавинообразный характер. Первоначально он сопровождался выделением большой кинетической энергии от соударения крупных фрагментов с поверхностью растущего зародыша. По мере вычерпывания материнского облака в протопланетном витке спирали размеры падающих частиц и их масса постепенно уменьшались.

Вместе с этим уменьшались и кинетическая энергия падения захватываемых частиц. Поэтому верхние слои молодой планеты формировались холодными, но внутри оболочки, начиная от поверхности металлического ядра, должен был сформироваться горячий расплав.

Таким образом, прообраз оболочечного строения Земли и планет возник в ходе аккреции неоднородного материала облекающей молодое Солнце туманности. Твердое металлическое ядро, холодная внешняя силикатная оболочка и между ними, как в термосе, расплав внешнего ядра – вот итог процесса планетообразования в Солнечной системе. Существенное добавление: в состав молодых планет и, конечно, Земли могли входить изотопы с периодом полураспада 1 – 100 млн. лет (Войткевич, 1979). К ним относятся в первую очередь ²⁶Al, ⁴⁰Be, ⁹²Nb и др., изотопные аномалии продуктов распада которых – ²⁶Mg, ¹⁰B, ⁹²Zr и др. – найдены в земной коре, породах Луны, в метеоритах. Дополнительным доказательством этого являются многочисленные геологические свидетельства о раннем (3,5 млрд. лет назад) крупномасштабном образовании изверженных гранитоидов, базальтов, формировании различных метаморфических пород. До того как в полную меру заработал механизм термодинамического разложения протовещества в зоне внешнего ядра (Орлёнок, 1985), высокая концентрация короткоживущих изотопов указанных элементов могла быть причиной раннего расплава вещества в верхах оболочки. Это, возможно, и явилось источником образования гранитометаморфической коры в первые 1,5 млрд. лет жизни планеты. С вымиранием указанных изотопов основным механизмом эволюции становятся процессы переработки протовещества (например, при взаимодействии дигидритов и пероксидов металлов: МеН₂ + МеО  Ме + МеО + Н₂О), а также распада дигидритов металлов (МеН₂  Ме + Н₂), термодинамически обусловленные на уровне внешнего ядра (Орлёнок, 1985).

В результате указанных процессов были сформированы – как вторичные – зоны астеносферы, гидросферы и атмосфера планеты, ее земная кора.