الفلك

الحرارة الداخلية وتمايز الكواكب

الحرارة الداخلية وتمايز الكواكب

كنت أقرأ مقالًا عن التمايز الكوكبي ، ويبدو أن إنتاج الحرارة الداخلية يلعب دورًا رئيسيًا. هناك عدة مصادر لمثل هذه الحرارة موصوفة ، مثل حرارة المد والجزر ، والحرارة المشعة ، وما إلى ذلك. ما لم أفهمه على أية حال هو كيف ، على المستوى الكيميائي ، كيف يؤدي تسخين النظام إلى "تغييره". من الناحية المنطقية ، ألا تعني إضافة الطاقة الحركية أن الجزيئات تتصادم بشكل أكثر عنفًا ، وبالتالي تصبح أكثر اختلاطًا؟

أم أن قصة "الحرارة الداخلية" هذه تعني أن الحرارة تهرب فعليًا من الكوكب ، وبالتالي يتم فقد الطاقة الحركية ، وبالتالي فإن الكوكب يبرد بالفعل؟

المصدر: http://geology.isu.edu/wapi/Geo_Pgt/Mod03_PlanetaryEvo/mod3_pt1.htm


حجتك (درجة الحرارة الكبيرة تؤدي إلى اختلاط أكبر) صحيحة طالما لا توجد قوى أخرى واسعة النطاق تعمل على النظام. هذا ليس صحيحًا في تكوين الكواكب ، لأن الجاذبية تلعب دورًا مهمًا للغاية.

لست خبيرًا في تكوين الكواكب ، لكنني أعتقد أن الحجة تسير على النحو التالي: عندما يتشكل الكوكب من مادة من قرص الكواكب الأولية ، سيبدأ متجانسًا جدًا ، شيء مثل الكويكب ، فقط الصخور والمعادن طوال الطريق. إذا تم تسخين الكوكب بدرجة كافية في القلب ، فسوف تذوب بعض المواد. سيؤدي الطفو (بسبب الجاذبية) إلى دفع المواد الأخف وزنا "أعلى" في الكوكب ، بعيدًا عن القلب. كلما زادت الحرارة التي تولدها ، يمكن أن يحدث المزيد من الذوبان وسيبدأ المزيد من المواد في الانفصال حسب الكثافة.

بالطبع ، هناك الكثير للقصة. تخضع مادة السوائل لقوانين الديناميكا المائية ، لذلك يمكن أن تتشكل تدفقات الحمل الحراري على نطاق واسع في بعض المناطق ، وتخلط هذه المناطق جيدًا. يضيف دوران الكواكب قوى الطرد المركزي وكوريوليس إلى المزيج ، والتي تسحب المزيد من المواد إلى خط الاستواء. يتعرض سطح الكوكب للفضاء ويمكن أن يشع حرارة زائدة ويبرد إلى مادة صلبة (مثل قشرة الأرض). إذا كان اللب مغناطيسيًا ودورانًا ، فقد يتم دفع المعادن الموجودة في الكوكب بواسطة المجال المغناطيسي.

كل هذا فقط للقول إن تكوين الكواكب هو عملية موازنة لكثير من القوى المتنافسة. يمكن لهذه القوى أن تميز (أو لا تفرق!) بين أنواع مختلفة من المواد ، ولكن أولاً (بالنسبة للكواكب الصخرية على الأقل) يجب تحريرها عن طريق التسخين الداخلي.


المشكلة هي أن المادة تتراكم في الكواكب الأرضية / الكويكبات / إلخ. من المتوقع أن يكون صلبًا عندما يبدأ التراكم. * لا يمكن أن يحدث التمايز الكوكبي إلا إذا كانت المواد تتدفق عبر بعضها البعض. يتطلب هذا أن يتصرف الجزء الداخلي من الكائن (أو جزء من الجزء الداخلي إذا كان متمايزًا جزئيًا فقط) كسائل. قد تتصرف كميات كبيرة من المواد الصلبة مثل السوائل على مدى فترات طويلة جدًا من الزمن ، كما يُعتقد أن وشاح الأرض ، ولكن هذا التدفق بطيء للغاية ، أي أنه شديد اللزوجة عند النظر إليه على أنه سائل ، وتسخينه يجعله أسرع. يُعتقد حاليًا أن المادة الموجودة في غلاف الأرض ، والتي ذابت قليلاً فقط ، تستغرق ملايين السنين للتنقل بين الوشاح العلوي والسفلي في التيارات الحرارية. إذا كان الوشاح أكثر برودة ، فقد يستغرق هذا التدفق مليارات أو تريليونات من السنين ، إن لم يكن أكثر من ذلك بكثير ، أي أنه قد لا يحدث أبدًا ، وبالتالي لن يحدث تمايز. وبالتالي ، في نطاق درجة الحرارة هذا ، هناك حاجة إلى الحرارة حتى يتمايز الجسم. (لاحظ أن التمايز الأصلي للأرض ربما لم يستغرق حتى ملايين السنين ، لأن باطن الأرض ربما كان أكثر سخونة في ذلك الوقت.)

ومع ذلك ، بمجرد تسخين الجزء الداخلي من الجسم بشكل كافٍ لتذوب جميع المكونات المهمة (الجليد والسيليكات والمعادن وما إلى ذلك) في سائل ، فأنت محق في أن المزيد من الحرارة قد تميل إلى إبطال التمايز. يمكن أن يحدث ذلك فقط عن طريق إحداث اضطراب ، مثل خلايا الحمل الحراري التي يُعتقد أنها تعمل في عباءتنا ، أو عن طريق جعل الطبقات المختلفة أكثر قابلية للذوبان في بعضها البعض **. لهذا السبب يُعتقد أن الشمس متجانسة في الغالب من حيث التركيب الأولي: ربما تحتوي الشمس على ما يقرب من 500 ضعف من العناصر الثقيلة الموجودة في بقية النظام الشمسي مجتمعة بداخلها. يمكن للمرء أن يتخيل كل هذا يغرق في قلب صلب أو سائل ضخم في قلب هذه الشمس ، لكن لب الشمس حار جدًا لدرجة أن أي قلب صلب من المحتمل أن يغلي بسرعة (/ "يذوب") في البلازما المحيطة ، و تخلق الحرارة ما يكفي من الفوضى التي من المحتمل أن تتصدى في الغالب لأي تأثير استقرار ثقالي من شأنه أن يتسبب في غرق الذرات الأثقل في اللب في المقام الأول.

* السبب الذي يجعل المادة تتراكم في الأجسام الصغيرة من المتوقع أن تبدأ صلبة هو أن الضغط في السديم منخفض جدًا بحيث لا يمكن لأي شيء أن يكون مستقرًا كسائل (أو على الأقل ليس شيئًا شائعًا بما يكفي للاندماج فعليًا في قطيرة في المقام الأول ) ، لذلك كل شيء إما صلب أو غازي (غاز منتشر للغاية) حتى يتراكم في الجسم حيث يمكن أن يوفر الضغط الناجم عن وزن المادة المتراكمة فوقه ضغطًا كافيًا للحصول على حالة سائلة. غالبًا لا يكون هذا ضغطًا كبيرًا ، ولكن حتى بمجرد الوصول إلى هذا الضغط ، فعادة ما يتعين تسخينه للوصول إلى الحالة السائلة ، لأن الأشياء عادة ما تحتاج إلى أن تكون أكثر برودة بكثير من نقطتها الثلاثية للإيداع من الفراغ القريب من سديم كوكبي أولي لتكوين حبيبات غبار صلبة يمكن أن تتجمع في أجسام أكبر.

الاستثناء من هذه القاعدة هو عمالقة الغاز والنجوم. بمجرد تجميع كتلة كافية في حجم صغير ، تصبح جاذبيتها قادرة على سحب الغاز من السديم إلى داخله. من الواضح أن هذا الغاز يبدأ كسائل ، وبما أنه يتكون في الغالب من الهيدروجين والهيليوم وبسبب خصائص تلك العناصر ، فمن غير المرجح أن يصبح صلبًا في ظل درجات حرارة واقعية وضغوط يمكن أن تحدث أثناء التراكم. وبالتالي ، على الرغم من أن التسخين (مثل الحرارة الزائدة المنبعثة من تراكم الغاز) قد يذيب نواة موجودة مسبقًا من عناصر صلبة أثقل ويساعد على التمييز بين ذلك ، فإن المزيد من الحرارة يمكن فقط أن تجعل الجزء الداخلي من عملاق الغاز أقل تمايزًا. (لاحظ أنه على الرغم من أن نوى عمالقة الغاز ربما تكون 10 آلاف من الكلفن ، إلا أنها قد لا تزال تحتوي على مكونات صلبة أو صلبة تمامًا بسبب الضغط المرتفع بحيث تكون هناك حاجة إلى درجة حرارة أكبر لصهرها)

** على الرغم من أن الطبقات القابلة للذوبان في بعضها قد تستغرق وقتًا أطول من عمر النظام النجمي للكوكب لتذوب تمامًا في بعضها البعض بمجرد انفصالها ، نظرًا لأن الحمل الحراري مدفوع بالكثافة وبالتالي لا تتقاطع بشكل عام مع التغيرات الحادة في الكثافة *** والانتشار قد يستغرق وقتًا طويلاً مع شيء كبير جدًا بسبب قانون المكعب المربع https://iopscience.iop.org/article/10.1088/0004-637X/803/1/32/pdf. هذا مناسب لعمالقة الغاز ، حيث يُعتقد أن العديد منهم ، إن لم يكن معظمهم ، بدأوا ككواكب أرضية كبيرة بما يكفي لسحب الغاز إليها من القرص.

*** على سبيل المثال ، يُعتقد أن اللب الخارجي للأرض أكثر كثافة من ضعف كثافة الوشاح السفلي. من أجل أن يخلط الحمل الحراري الطبقتين ، يجب أن تصبح أجزاء سطح اللب الخارجي أكثر سخونة بكثير من الوشاح الذي يقع فوقه مباشرة ، والذي يمكن تسخينه بالتوصيل ، بحيث يصبح أقل من نصف كثافته. أنه كان أقل كثافة من الوشاح السفلي فوقه وأصبح طافيًا. ربما لن يحدث هذا أبدًا لأن مثل هذه الحرارة ستسخن أيضًا الوشاح فوقه ليكون لها انخفاضات مماثلة في الكثافة. (لا أعتقد أن سطح نواة الأرض سوف يغلي عند أي درجة حرارة ، ولكنه يصبح أقل كثافة تدريجيًا ، لأن النقطة الحرجة للحديد هي 87.5 جيجا باسكال ± 14٪ فقط والنقطة الخاصة بالنيكل ~ 0.29 جيجا باسكال: http: / /www.knowledgedoor.com/2/elements_handbook/critical_point.html مقابل ~ 136 GPa للحدود الأساسية الخاصة بنا.)


الحرارة الداخلية وتمايز الكواكب - علم الفلك

لا يمكن قياس درجات الحرارة الداخلية للكواكب بشكل مباشر ، ولكن يمكن استنتاجها بعدة طرق. بالنسبة للأرض يمكننا الجمع بين الدراسات السيزمية والتجارب المعملية لتقدير درجات الحرارة على أعماق مختلفة. بالنسبة للكواكب الأخرى ، نعتمد على الحرارة المنبعثة من أسطحها ، وخصائص السطح التي تشير إلى نوع من التاريخ الجيولوجي أو آخر ، ونظريات أصل الكواكب وتطورها ، ونظريات أصل الحقول المغناطيسية للكواكب. في بعض الأحيان ، تقدم سطور مختلفة من الأدلة تقديرات مختلفة لدرجات حرارة الكوكب ، ولكن نطاق درجات الحرارة الوارد أدناه ربما يكون أقرب إلى درجات الحرارة الفعلية من عدمه.

نظريات تكوين الكواكب وتطورها
من عدد من الأدلة ، نعلم أن النظام الشمسي الداخلي كان شديد الحرارة في الوقت الذي كانت فيه الكواكب تتشكل ، وأن كميات كبيرة من المواد المشعة سريعة التحلل كانت مختلطة في الأجسام الصخرية التي تشكلت بالقرب من الشمس. نتيجة لذلك ، يجب أن تكون جميع الكواكب الداخلية منصهرة في الغالب أو بالكامل خلال المراحل الأخيرة من تكوينها (انظر ذوبان الكواكب وتمايزها).
لابد أن مصادر الحرارة التي أذابت الكواكب الداخلية قد اختفت في وقت مبكر جدًا. الشمس ، التي كانت مصدرًا رئيسيًا للحرارة في بداية الأشياء ، تقلصت بسرعة في الحجم والسطوع وأصبحت عاملاً غير مهم في غضون بضعة ملايين من السنين. أهم المواد المشعة تحلل إلى عدم وجودها في غضون بضع عشرات الملايين من السنين. ويُعتقد الآن أن التسخين الاصطدام ، الذي كان يُعتقد في السابق أنه العامل الأكثر أهمية ، كان عاملًا ثانويًا نسبيًا ، خاصة بحلول الوقت الذي وصلت فيه الكواكب إلى حجمها النهائي تقريبًا ، ولم يتبق لها سوى القليل. . ونتيجة لذلك ، بدأت الكواكب في التماسك بمجرد ذوبانها تقريبًا ، ومع وصول الحرارة المخزنة بداخلها إلى السطح تدريجيًا ، كانت ستبرد ببطء.
عندما تتسرب الحرارة من الداخل ، يجب أن تبرد الكواكب الأكبر بشكل أبطأ من الكواكب الصغيرة ، لأنه مع الكتل الأكبر يكون لديها قدر أكبر من الحرارة المخزنة داخلها مقارنة بمساحات سطحها (مضاعفة حجم الكوكب يزيد من نسبة الكتلة إلى مساحة السطح بمعامل اثنين) ، مما يعني أن المزيد من الحرارة يجب أن تتسرب لتقليل درجة حرارتها بمقدار معين. ولكن حتى لو تسببت الحرارة الداخلية لكوكب أصغر في ارتفاع درجات الحرارة الداخلية بنفس السرعة التي تنزل بها إلى أسفل كما هو الحال في الكواكب الكبيرة ، فإن المسافة الأصغر بين السطح والمركز يجب أن تؤدي إلى درجات حرارة مركزية منخفضة للكواكب الأصغر. يشير كلا العاملين إلى أن الكواكب الصغيرة كان يجب أن تبرد أكثر بكثير من الكواكب الأكبر في الأربعة مليارات ونصف المليار سنة منذ تشكلها.
بناءً على ذلك ، نتوقع أن يكون للأرض ، كأكبر الكواكب الأرضية ، أعلى درجات حرارة داخلية. يجب أن يكون للزهرة ، ذات الكتلة والحجم الأصغر قليلاً ، درجات حرارة مماثلة. لكن المريخ وعطارد ، نظرًا لكونهما أصغر بكثير ، يجب أن يكونا أكثر برودة بكثير من الأرض أو الزهرة.
بالنسبة لكواكب المشتري ، كان من المفترض أن ينتج عن ضغط الجاذبية للكميات الهائلة من المواد الغازية التي تشكل بنيتها درجات حرارة داخلية أعلى بكثير في وقت مبكر من الكواكب الأرضية. نتيجة لذلك ، إذا كان لديهم هياكل مماثلة ، فيجب أن يكونوا أكثر سخونة. ومع ذلك ، فهي مصنوعة من موائع (غازات مضغوطة بشكل أساسي إلى كثافات أعلى من تلك الموجودة في السوائل النموذجية) ، ويمكن أن يكون تدفق الحرارة في السوائل أسرع بكثير من تدفق الحرارة في الصخور الصلبة التي تشكل الطبقات الخارجية للكواكب الأرضية. لذا ، على الرغم من أن كواكب المشتري كانت على الأرجح أكثر سخونة من الكواكب الأرضية ، إلا أن ذلك لا يضمن أنها لا تزال أكثر سخونة من الكواكب الداخلية. كل ما يمكننا قوله بناءً على هذه النظرية وحدها ، هو أن كوكب المشتري ، أكبر وأكبر كوكب جوفاني ، يجب أن يكون أكثر سخونة من زحل ، والذي يجب أن يكون أكثر سخونة من كواكب المشتري الأصغر ، أورانوس ونبتون.
على الرغم من أن نظرية التسخين والتبريد هذه تشير إلى درجات حرارة نسبية ضمن مجموعة معينة من الكواكب ، فإن التقديرات الدقيقة لدرجات الحرارة لأي كوكب تعتمد على خطوط إضافية من الأدلة.

تشع الحرارة من الكواكب
في الوقت الحالي ، تسربت معظم الحرارة المخزنة داخل الكواكب إلى أسطحها ، وتم إشعاعها بعيدًا. نتيجة لذلك ، فإن حرارة الشمس هي المصدر الأساسي للحرارة على أسطحها. في الواقع ، بالنسبة للكواكب الأرضية ، الحرارة الممتصة من الشمس والحرارة التي تشعها الكواكب متطابقة تقريبًا لدرجة أن عدم اليقين في القيمتين ، على الرغم من صغرهما ، أكبر بكثير من أي حرارة لا تزال تتسرب من الداخل.
لكن هذا ليس صحيحًا بالنسبة لكواكب المشتري. يشع كوكب المشتري ما يقرب من ثلاثة أضعاف الحرارة التي يمتصها من ضوء الشمس ، مما يعني أن ثلثي موازنة حرارة سطحه مشتق من الحرارة المتسربة من باطنه. بالنسبة إلى زحل ، تكون الحرارة المتسربة من الداخل أصغر بكثير من حرارة كوكب المشتري ، لكنها لا تزال تمثل حوالي نصف ميزانية حرارة السطح. كما نوقش في مناقشة الكوكب (القديم نسبيًا والمختصر نسبيًا) حسب الكوكب أدناه ، فإن هذا يشير إلى أن كوكب المشتري لا يزال ساخنًا بشكل غير عادي في الداخل ، وأن زحل ، على الرغم من أنه ليس حارًا مثل كوكب المشتري ، من المحتمل أن يكون ضعف الحرارة (في الداخل العميق) مثل أرض. بالنسبة لأورانوس ونبتون ، يكون تدفق الحرارة من الداخل أصغر بكثير ، ومن المحتمل أن يكون لديهما درجات حرارة داخلية أقل من الأرض ، ولكن ليس أقل بكثير مما كان يعتقد قبل أربعين أو خمسين عامًا.

(ملاحظة المؤلف إلى الذات: تحتاج إلى مناقشة (1) علاقة سمات السطح بالتاريخ الحراري الداخلي ، (2) علاقة المجالات المغناطيسية بدرجات الحرارة الداخلية ، (3) الدراسات السيزمية للأرض ، و (4) "فليكس" قياسات عطارد والمريخ)

(المناقشة التالية ، استنادًا إلى ملاحظات المحاضرة التي مضى عليها عدة سنوات ، صحيحة وكاملة نسبيًا ، ولكنها تحتاج إلى بعض الإضافات والمراجعات في ضوء الاكتشافات الحديثة. وقد تم إدخال بعض التحديثات الطفيفة كما هو موضح في أماكن مختلفة ولكن المراجعة الكبيرة سوف في التكرار التالي لهذه الصفحة.)

درجات الحرارة الداخلية للكواكب الأرضية
الزئبق: يشير سطحه المليء بالفوهات الشديدة إلى نشاط جيولوجي ضئيل ، إن وجد ، منذ نهاية القصف المكثف للنظام الشمسي منذ حوالي 4 مليارات سنة. (تمت إضافة الملاحظة عام 2014: تشير الدراسات والصور التي التقطتها المركبة الفضائية مسنجر إلى أنه على الرغم من افتقارها النسبي للنشاط الجيولوجي في العصور الحديثة ، إلا أن عطارد كان له تاريخ جيولوجي أكثر إثارة للاهتمام مما اقترحته الدراسات السابقة). يجب أن يسمح الكوكب لأي حرارة متبقية من تكوينه بالهروب بسرعة. سيؤدي هذان العاملان إلى التنبؤ بدرجة حرارة داخلية منخفضة ، ربما أقل من 4000 درجة فهرنهايت ، وعلى الأرجح ، داخلية صلبة تمامًا. (تمت إضافة الملاحظة عام 2014: على الرغم من أن تقدير درجة الحرارة ربما لا يزال في الملعب الصحيح ، فإن ملاحظات MESSENGER المذكورة أعلاه تشير إلى أن جزءًا على الأقل من قلب عطارد لا يزال منصهرًا.)

كوكب الزهرة: يبدو أن التصوير بالرادار يُظهر سطحًا بركانيًا للغاية ومتغيرًا بشكل كبير ، مع تدمير شبه كامل للحفر الذي كان سيحدث في تاريخه المبكر ، مما يعني ضمناً قدرًا كبيرًا من النشاط الجيولوجي طوال تاريخه. يجب أن يسمح الحجم الكبير للكوكب بالاحتفاظ بسهولة بالكثير من الحرارة المتبقية من تكوينه. ومع ذلك ، هناك أيضًا عدد كبير من الحفر الكبيرة التي كان من الممكن أن تستغرق نصف مليار سنة أو أكثر لتتشكل عن طريق الاصطدامات العشوائية ، مما يعني أن النشاط الجيولوجي الظاهر على سطح الكوكب ربما توقف أو على الأقل بشكل كبير. انخفض في وقت ما في الماضي. هذا يعني أن الكوكب أبرد إلى حد ما من الأرض ، وربما أقل من 10000 درجة فهرنهايت في اللب المركزي ، وقد يكون صلبًا تمامًا ، على الرغم من أنه لا يمكن استبعاد وجود مناطق منصهرة كبيرة على هذا الأساس وحده.

أرض: يُظهر نشاطًا جيولوجيًا شديدًا ، بحيث تتغير السمات السطحية الرئيسية مثل القارات تقريبًا بالكامل في المقاييس الزمنية لبضع مئات الملايين من السنين فقط (هذا بالإضافة إلى التجوية والتعرية ، والتي تعمل على نطاقات زمنية أقصر بكثير). بالإضافة إلى ذلك ، فإن حجمه ، وهو أكبر الكواكب الأرضية ، يجب أن يسمح له بالاحتفاظ بحرارة أكثر من الكواكب الأصغر. أخيرًا ، تثبت دراسات الزلازل تمامًا وجود لب منصهر في الغالب. نتيجة للدراسات المعملية للسلوك أو المواد عند درجات الحرارة والضغط المرتفعين ، يُعتقد أن درجة الحرارة الداخلية تزيد عن 12000 درجة فهرنهايت ، وربما يكون اللب المركزي أقرب إلى 14000 درجة.

المريخ: يحتوي نصف سطحه على فوهات ضخمة مجوية جزئيًا يعود تاريخها إلى أكثر من 4 مليارات سنة ، في حين أن النصف الآخر به العديد من البراكين وكسور الإجهاد ، مما يشير إلى بعض النشاط الداخلي على الأقل ، على الرغم من أنه ليس بنفس مقياس كوكب الزهرة أو الأرض ، وتستمر في غضون بضعة ملايين من السنين من الوقت الحاضر. يجب أن يسمح الحجم الصغير للكوكب للحرارة بالهروب بسهولة إلى حد ما ، وبما أن مظهره متوسط ​​بين تلك الخاصة بعطارد والكواكب الأرضية الأكبر ، فمن المتوقع أن تتراوح درجات الحرارة الداخلية بين 5000 و 7000 درجة فهرنهايت. قد يؤدي ذلك إلى ذوبان جزئي للداخل ، اعتمادًا على تكوين المناطق المركزية. (تمت إضافة ملاحظة عام 2014: من المؤكد الآن أن جزءًا على الأقل من اللب الخارجي منصهر ، أو ذائب جزئيًا ، لكن تقديرات درجات الحرارة تظل كما هي ، ويُعتقد أن الاختلافات في التركيب مقارنة بالأرض هي السبب الرئيسي للاختلاف غير المتوقع في بنية.)

المجالات المغناطيسية للكواكب الأرضية والقمر
يجب إنشاء المجالات المغناطيسية للكواكب الأرضية بواسطة حركات الحمل الحراري داخل النوى المعدنية المنصهرة. في بعض النظريات ، هذه الحركة وحدها قادرة على إحداث مجال كوكبي صافي. في نظريات أخرى ، يكون الدوران السريع نسبيًا للكوكب ضروريًا أيضًا ، بحيث يمكن لتأثير كوريوليس للدوران تنظيم الحمل الحراري الداخلي الموازي (و / أو المضاد الموازي) لمحور دوران الكوكب.

أرض: معروف بامتلاكه لبًا منصهرًا ، ودورانًا سريعًا ، ومجالًا مغناطيسيًا قويًا نسبيًا (أقوى الكواكب الأرضية) ، موازيًا تقريبًا لمحور دورانه (على الرغم من أنه يتحرك قليلاً على مدار فترات زمنية طويلة). تتنبأ النظرية بمجال مغناطيسي قوي في ظل هذه الظروف ، وهو ما يتفق مع الملاحظة.

القمر: يتنبأ سطحه المليء بالفوهات ، والذي يُفترض أنه قديم ، وبطء دورانه ، وربما قلبه الصلب (بناءً على دراسات زلزالية محدودة للغاية) بأنه لا ينبغي أن يكون له مجال مغناطيسي. لم يلاحظ أي مجال مغناطيسي ، مرة أخرى بالاتفاق مع النظرية.

المريخ: تشير الجيولوجيا البينية إلى أنه من المحتمل أن يكون باردًا جدًا بالنسبة إلى نواة مصهورة كبيرة (2014: على الرغم من أنه من المؤكد الآن أن يكون لها قلب خارجي منصهر جزئيًا ، إلا أن حجم المنطقة المنصهرة ربما يكون أصغر من أن تدعم حركة الحمل الحراري الواسعة). بسبب دورانه السريع نسبيًا (تقريبًا بنفس سرعة دوران الأرض) ، يجب أن ينتج اللب المنصهر مجالًا مغناطيسيًا ، ولكن يتم ملاحظة مجال صغير فقط ، مما يعني أنه قد يكون باردًا جدًا (ربما أقل من 5000 درجة فهرنهايت). جوهر المنصهر. (بعد إضافة 2005) ومع ذلك ، فإن المغناطيسية الأحفورية على السطح تشير إلى أن الصخور التي تحتوي على المغناطيسية الأحفورية كانوا تشكلت في وقت ، منذ أكثر من 4 مليار سنة ، عندما كان للمريخ مجال مغناطيسي كبير وشريط متوازي لتلك المغناطيسية الأحفورية في مناطق معينة يشير إلى أنه في نفس الإطار الزمني حدث شيء مشابه لانتشار قاع البحر والشريط المغناطيسي الناجم عن انعكاسات المجال المغناطيسي في الأرض. لذلك ، على الرغم من أن قلب المريخ يجب أن يكون باردًا نسبيًا وصلبًا تمامًا الآن ، إلا أنه بلا شك كان ساخنًا بدرجة كافية لتكوين مجال مغناطيسي نشط ودفع بعض نشاط الوشاح في الأيام الأولى من تاريخ الكوكب.

كوكب الزهرة: تشير الجيولوجيا التي كانت نشطة في السابق إلى أنه ربما كان لها نواة منصهرة ، لكن العدد الكبير من الحفر الحديثة يشير إلى أن النشاط الجيولوجي قد توقف ، لذلك ربما يكون اللب قد برد وتصلب ، وعلى أي حال فإن دورانه البطيء للغاية يجعله. من الممكن ألا يحتوي على مجال مغناطيسي حتى لو كان يحتوي على لب منصهر. لم يتم رصد أي مجال. هذا يعني إما أنه يحتوي على نواة صلبة ، أو أن تلك النظريات التي تتطلب دورانًا سريعًا لإنشاء مجال مغناطيسي من المرجح أن تكون صحيحة ، وتلك التي لا تتطلب دورانًا سريعًا خاطئة.

الزئبق: يشير السطح القديم المليء بالفوهات إلى نشاط جيولوجي قليل نسبيًا ، لا سيما في الآونة الأخيرة ، من المحتمل أن تكون درجات الحرارة الداخلية منخفضة ، وبالتالي ربما لا توجد نواة منصهرة ذات حجم كبير. بالإضافة إلى ذلك ، فإن دورانه بطيء ، لذا حتى لو كان له قلب منصهر ، فقد لا يحتوي على مجال مغناطيسي. ومع ذلك ، فإنه يحتوي على مجال مغناطيسي ، وإن كان حوالي 1 ٪ فقط من قوة مجالنا. (تم التعديل في عام 2014) كان وجود مجال مغناطيسي ، جنبًا إلى جنب مع عدم وجود نشاط جيولوجي ، لغزًا طويل الأمد ، ومع ذلك ، فقد أظهرت دراسات MESSENGER أن الكوكب يحتوي على نواة منصهرة جزئيًا ، لذلك يمكن تفسير مجاله المغناطيسي الضعيف بحركات الحمل الحراري في المنطقة المنصهرة جزئيا.

درجات الحرارة الداخلية لكواكب المشتري
كوكب المشتري: تساوي الحرارة المتسربة من سطحه ثلاثة أضعاف تلك التي تمتصها أشعة الشمس ، مما يعني أن ما يقرب من ضعف الحرارة التي تتسرب من الكوكب مقارنة بالشمس. يرجع هذا جزئيًا إلى المسافة الكبيرة من الشمس (ما يزيد قليلاً عن 5 وحدات فلكية) ، مما يتسبب في تلقيها أقل من 4٪ من الحرارة التي نتلقىها ، لكن هذا لا يزال يتطلب تدفقًا داخليًا كبيرًا للحرارة. في حالة الأرض ، ينتج عن ارتفاع درجة الحرارة بمقدار 100 درجة (فهرنهايت) لكل ميل بالقرب من السطح تدفقات حرارة قليلة جدًا (باستثناء الأماكن الدافئة بشكل غير عادي مثل البراكين) ، لكن قشرة الأرض وعباءتها مصنوعة من صخور صلبة ، وتتدفق الحرارة ببطء شديد عبر هذه المواد. يتكون المشتري من الهيدروجين السائل ، ويجب أن تكون الحركات الحرارية في مثل هذا السائل قادرة على تحريك الحرارة للخارج بسهولة إلى حد ما. تشير التقديرات المستندة إلى النظرية والتجارب المعملية إلى أن ارتفاع درجة الحرارة بمقدار 1 فهرنهايت فقط لكل ميل قد يكون كافياً لتفسير مثل هذا التدفق الحراري ، ولكن نظرًا لأن كوكب المشتري يبلغ نصف قطره 44000 ميل ، فمن المحتمل أن تكون درجة حرارته المركزية أكثر من 50000 درجة فهرنهايت. (على الرغم من ذلك ، فإن اللب المركزي للجليد والصخور ، الذي يتم ضغطه بأوزان لا تصدق ، يكاد يكون صلبًا بالتأكيد).

زحل: هذا الكوكب لديه نصف حرارته فقط قادمة من الداخل ، وكونه بعيدًا عن الشمس عن المشتري ، يحتاج فقط إلى 1/4 إلى 1/8 من تدفق الحرارة الداخلي للحصول على هذه النتيجة. لذلك يُعتقد أن درجة حرارته الداخلية ترتفع بنحو نصف سرعة كوكب المشتري ، مما يؤدي إلى درجات حرارة مركزية تتراوح من 25000 إلى 35000 درجة فهرنهايت فقط.

أورانوس ونبتون بعيدون جدًا عنا وعن الشمس ، ولديهم القليل جدًا من تدفق الحرارة الداخلي لدرجة أن القياسات التي سبقت تحليق فوييجر 2 كانت عديمة الفائدة تقريبًا. لوحظ الآن بعض تدفق الحرارة ، لكن درجات الحرارة المركزية لا تزال غير مؤكدة للغاية ، وربما تكون أقل من 15000 درجة ، وربما أقل من 10000 درجة.

المجالات المغناطيسية لكواكب المشتري
النظرية الأساسية هي نفسها بالنسبة للكواكب الأرضية ، ولكن نظرًا لوجود القليل جدًا من الصخور ، ناهيك عن المعادن في كواكب جوفيان ، فإن النوى المنصهرة تمامًا والدورات السريعة جدًا لن تنتج حقولًا قوية بما يكفي للوصول إلى أسطحها بأي قوة كبيرة . على الرغم من ذلك ، يمتلك كوكب المشتري مجالًا قويًا جدًا ، أقوى بعشر مرات على سطحه من مجالنا ، والذي يمتد إلى الفضاء عدة مرات أكثر من مجالنا ، ولديه طاقة إجمالية 1000 مرة أكبر من طاقتنا. يمتلك زحل مجالًا قويًا نسبيًا (قسّم أرقام كوكب المشتري على 10) ، والذي يتطلب أيضًا طاقة كبيرة لإنشائه ، وأورانوس ونبتون ، على الرغم من أن حقليهما لا يمثلان سوى جزء صغير من قوة مجال الأرض ، لا يزالان يتطلبان مصدرًا كبيرًا من الطاقة المغناطيسية. بالنسبة لكوكب المشتري وزحل ، يُعتقد أن الإجابة على إنشاء مجالاتهما المغناطيسية هي الهيدروجين المعدني. عادة ، الهيدروجين هو مادة غير معدنية ، والتي تمسك بإحكام بإلكترونها الوحيد. (تُنتج الخواص المعدنية بواسطة الذرات التي تحتوي على عدد كبير من الإلكترونات بحيث يمكن بسهولة فصل الجزء الأبعد عنها والتجول بحرية بين الذرات في حالة سائلة أو صلبة.) في ظل الضغوط الهائلة داخل كوكب المشتري وزحل ، يتم ضغط الهيدروجين كثيرًا (ربما 30 إلى 40 مرة أكثر كثافة من المعتاد داخل كوكب المشتري) أن العديد من الذرات تشغل الفراغ الذي تملأه عادة ذرة واحدة فقط ، وعلى الرغم من أن كل إلكترون أقرب إلى نواته من نوى الذرات الأخرى ، إلا أنه قريب جدًا من العديد من النوى " تخلط بين "بعض الإلكترونات ، مما يسمح لها بالتجول من ذرة إلى ذرة ، لإنتاج شكل معدني من الهيدروجين. تشير التجارب المعملية الحديثة (اختبار خصائص الهيدروجين تحت ضغط عالٍ) والحسابات النظرية (بما في ذلك الضغوط داخل كواكب المشتري) إلى أنه على الرغم من أنه من غير المحتمل أن يحتوي أورانوس ونبتون على مثل هذا الشكل من الهيدروجين ، يجب أن يحتوي زحل على كميات كبيرة ، والمشتري قد تكون مصنوعة في الغالب من هذا السائل الغريب. إذا كان هذا صحيحًا ، فسوف يفسر بسهولة المجالات المغناطيسية لكوكب المشتري وزحل ، ولكن بالنسبة لأورانوس ونبتون ، من المحتمل أن تكون الحقول المغناطيسية ناتجة عن حركات الحمل الحراري في لب خارجي مصنوع في الغالب من سوائل موصلة للكهرباء مثل مياه البحر الممزوجة بالغازات (مثل الميثان) والأمونيا) مضغوطة إلى كثافة سائل.


جيولوجيا الكواكب

رابعا ، مقدمة

تأتي الحرارة المنبعثة عبر السطح من الأجزاء الداخلية للكواكب من ثلاثة مصادر أساسية: الحرارة المتبقية من التراكم الأولي للكوكب ، والحرارة المتكونة نتيجة التمايز الداخلي (على سبيل المثال ، تشكل الأرض و # x27s اللب المعدني) ، والحرارة الناتجة أثناء التحلل الإشعاعي للكوكب اليورانيوم والثوريوم والنظير 40 K. تدفق حرارة سطح الأرض و # x27s من الداخل حوالي 60 ergs / سم 2 / ثانية. تُظهر النماذج التي تتبع التطور الحراري للأرض ، بما في ذلك حرارة التراكم والتمايز والانحلال الإشعاعي وكل من الأنماط الموصلة والحمل الحراري لنقل الحرارة ، أن الأرض كان من الممكن أن يكون لها تدفق حراري أعلى في وقت مبكر من الزمن الجيولوجي. إن الحرارة المفقودة على السطح هي التي تدفع كلا من التكتونية والبراكين على الأرض وعلى الأجسام الصلبة الأخرى. وهكذا ، فإن فهم العمليات التكتونية والبركانية ، الذي تم فك شفرته من السجل الجيولوجي ، يوفر قيودًا من الدرجة الأولى على تاريخ التطور الحراري للديكورات الداخلية للكواكب ، بما في ذلك التغيرات الزمنية في معدلات تبديد الحرارة الداخلية.

في الواقع ، تعتبر التكتونية والبراكين ظاهرتين من ظواهر الطبقة الحدودية التي تحدث عند السطح البيني بين الأجزاء الداخلية الأكثر دفئًا للكواكب والفراغات أو الأجواء الأكثر برودة أعلاه. على الأرض ، تهيمن الصفائح التكتونية على عمليات الطبقة الحدودية ، والتي تمثل حوالي 65٪ من التدفق الحراري. الوشاح العلوي والقشرة التي تعلوها باردة وصلبة نسبيًا - وتسمى هذه المنطقة الغلاف الصخري. الغلاف الصخري Earth & # x27s مقسم إلى تسع صفائح رئيسية. الحدود بين اللوحات من ثلاثة أنواع. توجد حدود متباينة فوق التيارات الحرارية المتصاعدة في الوشاح الأساسي. يولد التدفق المرتفع ارتفاعات وشقوق طوبوغرافية مستطيلة حيث تقوم مادة الوشاح بفك الضغط أثناء صعود المياه وتزيد في الحجم. تحدث البراكين البازلتية على شكل ذوبان جزئي في الوشاح ويصعد عبر التصدعات. توجد غالبية الحدود المتباينة في القشرة المحيطية في مناطق تسمى مراكز الانتشار لأن الصخور البركانية تصبح قشرة محيطية جديدة يتم نقلها بعد ذلك إلى أي من الجانبين بطريقة حزام ناقل لتحل محلها صخور بركانية جديدة على طول قمة الصدع (الشكل). 10). تبرد قشرة المحيط الجديدة أثناء تحركها بعيدًا عن الصدع ، لتصبح في النهاية أكثر كثافة من الوشاح الأساسي ، مما يتسبب في غرق الغلاف الصخري مرة أخرى في الداخل. يحدث هذا الغرق ، المسمى بالاندساس ، تحت الخنادق العميقة المنحنية في قاع البحر. تمثل مناطق الاندساس نوعًا ثانيًا من حدود الصفائح. إلى جانب اصطدام كتلتين قاريتين ، يُطلق على هذا النوع الحدودي اسم متقارب. النوع الثالث هو حدود التحويل ويمثل مناطق حركة الانزلاق ، مثل نظام صدع سان أندرياس.

الشكل 10. المقطع العرضي التخطيطي لمركز انتشار قاع البحر. تتشكل القشرة المحيطية الجديدة عن طريق البراكين المرتبطة بارتفاع المياه الساخنة في مرتفعات منتصف المحيط. ثم تنتقل القشرة إلى أي من الجانبين بمعدلات تتراوح من حوالي 1 إلى 10 سم / سنة. يُعرَّف الغلاف الصخري بأنه القشرة والجزء الصلب الأكثر برودة من الوشاح العلوي. يتكاثف الغلاف الصخري بعيدًا عن التلال بينما تبرد القشرة والغطاء العلوي ، ويحدث الانغماس في النهاية بسبب الطفو السلبي. في الرسم التخطيطي ، يظهر الاندساس تحت حافة القارة.

من المحتمل أن تكون الصفائح التكتونية قد هيمنت على تطور القشرة القارية للأرض ، وهي مناطق من الصخور الجرانيتية الأكثر سمكًا والأقل كثافة والتي تكون طافية جدًا بحيث لا يمكن إخضاعها. عندما تتصادم القارات أو عندما يحدث الاندساس على حافة قارية ، يحدث تكوين الجبال ، مما يضيف كتلة إلى الحواف القارية. ومع ذلك ، نظرًا لأن التكتونية والبراكين عمليتان قويتان على الأرض ، فقد تم تدمير الكثير من القشرة القارية المبكرة أو إعادة تعبئتها. وبالتالي ، من الصعب إعادة بناء العمليات التكتونية والبركانية المبكرة ، بما في ذلك ما إذا كانت الصفائح التكتونية تعمل على الأرض أم لا.

يتمثل الهدف الرئيسي لجيولوجيا الكواكب في الاستفادة من سجلات الصخور التكتونية والبركانية الموجودة على أجسام الكواكب لاستكشاف كيفية إطلاق الأجسام الأخرى للحرارة على مدى مجموعة من المقاييس الزمنية الجيولوجية. هل الأجسام الأخرى لها الصفائح التكتونية؟ إذا لم يكن الأمر كذلك ، فهل يتم إطلاق الحرارة بشكل أساسي عن طريق التوصيل ، أم أن البراكين الشديدة تنقل معظم الحرارة إلى السطح؟ ما هي العمليات التي تمت في أقرب وقت جيولوجي؟ في هذا القسم ، تم أخذ ثلاثة أمثلة ، باستخدام السجلات التكتونية والبركانية لاستكشاف هذه القضايا ، في الاعتبار: (1) الأدلة المحفوظة في التضاريس القمرية للفصل المبكر للقشرة عن الوشاح المدفوع بحرارة التراكم (2) العمليات التكتونية والبركانية على كوكب الزهرة و (3) ظهور بركاني لـ Io ، مدعوم بتسخين المد والجزر من كوكب المشتري.


تقول الدراسة إن التسخين الداخلي من العناصر المشعة قد يكون حاسمًا لصلاحية كوكب الأرض

يعتمد التطور الحراري للكواكب الصخرية على المدخلات الحرارية من ثلاثة عناصر مشعة طويلة العمر: البوتاسيوم والثوريوم واليورانيوم. من المرجح أن تختلف تركيزات الأخيرين في عباءة الكواكب الصخرية بما يصل إلى ترتيب من حيث الحجم بين أنظمة الكواكب المختلفة لأن هذه العناصر يتم إنتاجها بواسطة عمليات نجمية نادرة. في ورقة جديدة نشرت في رسائل مجلة الفيزياء الفلكية، فريق من الباحثين من جامعة كاليفورنيا سانتا كروز وجامعة كوبنهاغن يناقش تأثيرات هذه الاختلافات على التطور الحراري لكوكب بحجم الأرض.

تُظهر هذه الرسوم التوضيحية ثلاثة إصدارات لكوكب صخري بكميات مختلفة من التسخين الداخلي من العناصر المشعة. The middle planet is Earth-like, with plate tectonics and an internal dynamo generating a magnetic field. The top planet, with more radiogenic heating, has extreme volcanism but no dynamo or magnetic field. The bottom planet, with less radiogenic heating, is geologically ‘dead,’ with no volcanism. Image credit: Melissa Weiss.

“Convection in Earth’s molten metallic core creates an internal dynamo that generates the planet’s magnetic field,” said Professor Francis Nimmo, a researcher in the Department of Earth and Planetary Sciences at the University of California Santa Cruz.

“Earth’s supply of radioactive elements provides more than enough internal heating to generate a persistent geodynamo.”

“What we realized was that different planets accumulate different amounts of these radioactive elements that ultimately power geological activity and the magnetic field.”

“So we took a model of the Earth and dialed the amount of internal radiogenic heat production up and down to see what happens.”

What Professor Nimmo and colleagues found is that if the radiogenic heating is more than the Earth’s, the planet can’t permanently sustain a dynamo, as our home planet has done.

That happens because most of the thorium and uranium end up in the mantle, and too much heat in the mantle acts as an insulator, preventing the molten core from losing heat fast enough to generate the convective motions that produce the magnetic field.

With more radiogenic internal heating, the planet also has much more volcanic activity, which could produce frequent mass extinction events.

On the other hand, too little radioactive heat results in no volcanism and a geologically ‘dead’ planet.

“Just by changing this one variable, you sweep through these different scenarios, from geologically dead to Earth-like to extremely volcanic without a dynamo,” Professor Nimmo said.

“Now that we see the important implications of varying the amount of radiogenic heating, the simplified model that we used should be checked by more detailed calculations.”

The heavy elements crucial to radiogenic heating are created in the so-called r-process during mergers of neutron stars, which are extremely rare events.

“We would expect considerable variability in the amounts of these elements incorporated into stars and planets, because it depends on how close the matter that formed them was to where these rare events occurred in the Galaxy,” said Professor Joel Primack, a researcher in the Physics Department at the University of California Santa Cruz.

Astronomers can use spectroscopy to measure the abundance of different elements in stars, and the compositions of planets are expected to be similar to those of the stars they orbit.

The rare earth element europium, which is readily observed in stellar spectra, is created by the same process that makes thorium and uranium, so europium can be used as a tracer to study the variability of those elements in our Galaxy’s stars and planets.

The study authors were able use europium measurements for many stars in our Galactic neighborhood to establish a natural range of inputs to their models of radiogenic heating. The Sun’s composition is in the middle of that range.

“Many stars have half as much europium compared to magnesium as the Sun, and many stars have up to two times more than the Sun,” Professor Primack said.

“The importance and variability of radiogenic heating opens up many new questions for astrobiologists,” added Professor Natalie Batalha, a researcher at the University of California Santa Cruz who was not involved in the study.

“It’s a complex story, because both extremes have implications for habitability. You need enough radiogenic heating to sustain plate tectonics but not so much that you shut down the magnetic dynamo.”

“Ultimately, we’re looking for the most likely abodes of life. The abundance of uranium and thorium appear to be key factors, possibly even another dimension for defining a Goldilocks planet.”

“Using europium measurements of their stars to identify planetary systems with different amounts of radiogenic elements, astronomers can start looking for differences between the planets in those systems, especially once the James Webb Space Telescope is deployed,” Professor Nimmo said.

“This telescope will be a powerful tool for the characterization of exoplanet atmospheres.”

Francis Nimmo وآخرون. 2020. Radiogenic Heating and Its Influence on Rocky Planet Dynamos and Habitability. ApJL 903, L37 doi: 10.3847/2041-8213/abc251

This article is based on a press-release provided by the University of California Santa Cruz.


Internal heat and planetary differentiation - Astronomy

The earth is a heat engine. It remains geologically and biologically active, and evolves, because there are two great sources of energy. One source of energy is from the earth's molten core (that drives the geology), and the second is from the sun (that drives life and the atmosphere.)
However, considering the fact that the solar system began as a cloud of gas and dust that was near absolute zero we might wonder where the earth's internal heat came from to drive the plate tectonics. The problem is more perplexing when we realize that virtually every other planetary body in the solar system (including some moons that are larger than some planets) is geologically dead (they have no internal heat of their own). Similarly, the earth is the only planetary body we know at present that is biologically alive too.
Thus, we wonder, must a planet be geologically alive to also be biologically alive? The short answer is, yes! But that is another story.

The earth grew from the accumulation of planetismals (meteorites and asteroids), over a period of 1-200 million years about 4.3 to about 4.5 billion years ago. Toward the end of the accumulation a large mini-planet hit a glancing blow with the earth. If the mini-planet had hit directly the earth would have been shattered, and the debris scattered throughout the solar system - no earth (gee, are there not movies on just this theme? Deep Impact comes to mind). As it was, the mini-planet hit obliquely, and then spun off into an orbit around the earth - to become the moon.
If the earth had grown simply from the random accumulation of planetismals it would have been homogeneous - more or less made of the same material throughout, and the earth cross section to the right would be a uniform blob with no structure.
But the earth is stratified into layers by density (heavy core, intermediate mantle, light lithosphere), telling us that early in its history the earth went through a molten stage that led to the heavy materials sinking inward to form the core, and the lighter materials floating toward the surface like a slag to form the crust. The heat for this melting came from meteorite impacts, the moon's impact, and the decay of radioactive elements.
Imagine flying by the earth in a space ship about 4.3 billion years ago all you would see is a glowing red hot ball of seething magma.

All of the geological activity on the earth today is driven from this initial source of heat at the earth's formation, aided and abetted by continued radioactive decay of elements in the earth's interior. However, the earth's heat engine ran faster at the beginning than now, about three times faster. Considering how active the earth is now with earthquakes and volcanoes it must have been a wonder four billion years ago to have it running even faster. But the earth is cooling off, and as time goes by there will be less and less heat to escape until there is none left at all. At that point the earth will die a heat death.
Different planets can have different histories, however, and we can get some idea of how unique the earth is by examining these histories.

By 4 billion years ago the earth had cooled enough for the outer layers to have solidified and for oceans to form. Flying past the earth at this time we would see a vast ocean from pole to pole, with volcanoes scattered here and there but no continents - pretty much the scene to the right captured about about 3.8-4.0 billion years ago. The oldest rocks we have date to 3.96 billion years ago, and contain evidence of sedimentary rocks that require water.
The earth cooled from the outside in, and the still molten iron-nickle core are the remnants of that heat from the early stage of melting. That heat is also what keeps the earth geologically active, and without it nothing that we know of the earth would exist today, no continents, no volcanos, no mountains, no oceans, and almost certainly no life - a dead planet like mars or the moon.

There are several ways a planetary body can loose its internal heat. One way occurs with small planetary bodies, such as the moon. Here we see a planetary body that became geologically dead within a few hundred thousand years after its formation. We know this because the original craters from its formation are still present.
With the moon the heat escaped by two mechanisms. One was volcanic activity induced by meteorite impacts. The meteorites penetrated through the crust and into the core, and provided a conduit for magma to reach the surface and form the mare (smooth areas) we see from earth. This magma brought much heat to the surface to radiate to space. The second way heat escaped was through condution. Rock is a poor conductor of heat, however, so in larger planetary bodies most of the heat must escape by other means.

Mars is an example of another way internal heat can be lost. Olympus mons, the large Martian volcano is a hot spot, and it probably tapped directly into the core of the planet, and piped the heat in the form of magma directly to the surface. Hot spots are typically huge volcanos, and Olympus mons is much bigger than any on earth. So here the heat escaped relatively quickly, leading to the planet becomes geologically dead shortly after formation. It helps that Mars is less than half the size of the earth.


Numerical simulations of the differentiation of accreting planetesimals with 26 Al and 60 Fe as the heat sources

Abstract— Numerical simulations have been performed for the differentiation of planetesimals undergoing linear accretion growth with 26 Al and 60 Fe as the heat sources. Planetesimal accretion was started at chosen times up to 3 Ma after Ca-Al-rich inclusions (CAIs) were formed, and was continued for periods of 0.001–1 Ma. The planetesimals were initially porous, unconsolidated bodies at 250 K, but became sintered at around 700 K, ending up as compact bodies whose final radii were 20, 50, 100, or 270 km. With further heating, the planetesimals underwent melting and igneous differentiation. Two approaches to core segregation were tried. In the first, labelled A, the core grew gradually before silicate began to melt, and in the second, labelled B, the core segregated once the silicate had become 40% molten. In A, when the silicate had become 20% molten, the basaltic melt fraction began migrating upward to the surface, carrying 26 Al with it. The 60 Fe partitioned between core and mantle. The results show that the rate and timing of core and crust formation depend mainly on the time after CAIs when planetesimal accretion started. They imply significant melting where accretion was complete before 2 Ma, and a little melting in the deep interiors of planetesimals that accreted as late as 3 Ma. The latest melting would have occurred at <10 Ma. The effect on core and crust formation of the planetesimal's final size, the duration of accretion, and the choice of ( 60 Fe/ 56 Fe)initial were also found to be important, particularly where accretion was late. The results are consistent with the isotopic ages of differentiated meteorites, and they suggest that the accretion of chondritic parent bodies began more than 2 or 3 Ma after CAIs.


Radioactive Rocks

Another way to trace the history of a solid world is to measure the age of individual rocks. After samples were brought back from the Moon by Apollo astronauts, the techniques that had been developed to date rocks on Earth were applied to rock samples from the Moon to establish a geological chronology for the Moon. Furthermore, a few samples of material from the Moon, Mars, and the large asteroid Vesta have fallen to Earth as meteorites and can be examined directly (see the chapter on Cosmic Samples and the Origin of the Solar System).

Scientists measure the age of rocks using the properties of natural radioactivity. Around the beginning of the twentieth century, physicists began to understand that some atomic nuclei are not stable but can split apart (decay) spontaneously into smaller nuclei. The process of radioactive decay involves the emission of particles such as electrons, or of radiation in the form of gamma rays (see the chapter on Radiation and Spectra).

For any one radioactive nucleus, it is not possible to predict when the decay process will happen. Such decay is random in nature, like the throw of dice: as gamblers have found all too often, it is impossible to say just when the dice will come up 7 or 11. But, for a very large number of dice tosses, we can calculate the odds that 7 or 11 will come up. Similarly, if we have a very large number of radioactive atoms of one type (say, uranium), there is a specific time period, called its half-life, during which the chances are fifty-fifty that decay will occur for any of the nuclei.

A particular nucleus may last a shorter or longer time than its half-life, but in a large sample, almost exactly half of the nuclei will have decayed after a time equal to one half-life. Half of the remaining nuclei will have decayed after two half-lives pass, leaving only one half of a half—or one quarter—of the original sample (Figure 7.16).

Figure 7.16 This graph shows (in pink) the amount of a radioactive sample that remains after several half-lives have passed. After one half-life, half the sample is left after two half-lives, one half of the remainder (or one quarter) is left and after three half-lives, one half of that (or one eighth) is left. Note that, in reality, the decay of radioactive elements in a rock sample would not cause any visible change in the appearance of the rock the splashes of color are shown here for conceptual purposes only.

If you had 1 gram of pure radioactive nuclei with a half-life of 100 years, then after 100 years you would have 1/2 gram after 200 years, 1/4 gram after 300 years, only 1/8 gram and so forth. However, the material does not disappear. Instead, the radioactive atoms are replaced with their decay products. Sometimes the radioactive atoms are called parents and the decay products are called daughter elements.

We first met the physicist Ernest Rutherford when we talked about the structure of the atom. His work in 1911 showed the existence of the nucleus, but he was already famous due to the work which won him the Nobel Prize in Chemistry in 1908 for his investigations into the disintegration of the elements, and the chemistry of radioactive substances. He did this research while working at McGill University in Montreal, Quebec, Canada. This was the first Nobel Prize awarded to a Canadian.

Similarly, Harriet Brooks was the first Canadian female nuclear physicist. Ernest Rutherford guided her graduate research work and regarded her as being next to Marie Curie in the quality of her work. She graduated in 1898 and was amongst the first to discover radon and to try to determine its atomic mass. 2

In this way, radioactive elements with half-lives we have determined can provide accurate nuclear clocks. By comparing how much of a radioactive parent element is left in a rock to how much of its daughter products have accumulated, we can learn how long the decay process has been going on and hence how long ago the rock formed. Table 7.3 summarizes the decay reactions used most often to date lunar and terrestrial rocks.

Radioactive Decay Reaction Used to Date Rocks 1
Parent Daughter Half-Life (billions of years)
Samarium-147 Neodymium-143 106
Rubidium-87 Strontium-87 48.8
Thorium-232 Lead-208 14.0
Uranium-238 Lead-206 4.47
Potassium-40 Argon-40 1.31

PBS provides an evolution series excerpt that explains how we use radioactive elements to date Earth.

This Science Channel video features Bill Nye the Science Guy showing how scientists have used radioactive dating to determine the age of Earth.

When astronauts first flew to the Moon, one of their most important tasks was to bring back lunar rocks for radioactive age-dating. Until then, astronomers and geologists had no reliable way to measure the age of the lunar surface. Counting craters had let us calculate relative ages (for example, the heavily cratered lunar highlands were older than the dark lava plains), but scientists could not measure the actual age in years. Some thought that the ages were as young as those of Earth’s surface, which has been resurfaced by many geological events. For the Moon’s surface to be so young would imply active geology on our satellite. Only in 1969, when the first Apollo samples were dated, did we learn that the Moon is an ancient, geologically dead world. Using such dating techniques, we have been able to determine the ages of both Earth and the Moon: each was formed about 4.5 billion years ago (although, as we shall see, Earth probably formed earlier).

We should also note that the decay of radioactive nuclei generally releases energy in the form of heat. Although the energy from a single nucleus is not very large (in human terms), the enormous numbers of radioactive nuclei in a planet or moon (especially early in its existence) can be a significant source of internal energy for that world. Geologists estimate that about half of Earth’s current internal heat budget comes from the decay of radioactive isotopes in its interior.


Internal heat and planetary differentiation - Astronomy

1. The Moon:

  • Having coalesced from the vaporized mantles of planetary embryos, is is mostly made of silicates. Indeed, there was an early time in which the moon was completely molten (the only rocky body with that distinction!) That enabled global differentiation to be especially thorough. , (less than 20% of its radius, compared to roughly 50% for most terrestrial planets.)
  • Its crust consists of the differentiated "scum" that floated to the surface of its primordial magma sea. This solidified to form the "highlands," which is rich in anorthosite, a rock consisting primarily of the mineral plagioclase. The oldest radiometrically dated highland rocks rocks are roughly 4.4 - 4.5 Ga. The far side is almost entirely highlands. Note: Based on data from JAXA's Kayuga lunar orbiter, Yamamoto et al., 2010 suggests that mantle may be exposed in some impact basins. (See panorama of Apollo 16 Descartes Highlands landing site.)
  • Being small, the Moon lost its primordial heat quickly, but being mostly silicate, it contained enough radioisotopes to drive radiogenic heating and widespread volcanic activity during its earlier history. Today, the outer part of its small core is thought to be molten.
  • Because it has lost so much heat, and because its low gravity generates little internal pressure, the Moon's modern lithosphere (zone of brittle deformation) extends, essentially, down to its core.

Mare Imbrium laps against lunar highlands.
Hadley Rille, a volcanic feature, snakes from bottom to top.
From Texas Tech University
  • Impact cratering effects the entire lunar surface. The ancient highlands are completely saturated by impact craters. Indeed, impact cratering seems to be the only process shaping the topography of the highlands.
  • Rilles - collapsed lava tubes like the Hadley Rille (right).
  • Wrinkle ridges - Ridges formed by the contraction of cooling lava. (E.G. wrinkle ridge photographed by Surveyor IV.

Mercury from Wikipedia

2. Mercury:

  • Many wrinkle-ridges. Scarps that represent the surface expression of thrust faults. These "wrinkles" may indicate the physical contraction of Mercury's core and mantle as it cooled. (Note: thrust faults exist on other planetary bodies, including Earth, but for different reasons.)

3. Mars:

Differentiation: Mars is intermediate between the Moon and Earth - roughly 1/9 as massive as Earth and nine times as massive as the Moon. Although it is larger than Mercury, its lower density gives them similar surface gravities. The proportions of its core and mantle are similar to those of Earth and Venus, although its crust is thicker.

Surface composition: Today Mars shows global dichotomy between ancient (4.5 - 3.5 Ga) crater-saturated highlands in the southern hemisphere (E.G.Gusev crater)low-lying and flat (E.G. Viking II site) younger (3.8 Ga - 10 Ma.) northern hemisphere plains. Whereas the Moon's surface shows a compositional dichotomy between anorthosite highlands and basalt maria, most Mars rocks seem to be made of basalt or sedimentary rocks made of basalt derivatives. Compositionally, highlands and northern plains seem similar. Note: highly weathered basalt has a reddish color, and the dust that blankets Mars is red for that reason. Scratch the surface almost anywhere, however, and fresh black basalt is exposed, including dunes of basalt sand. (Compare with rare black sand beaches on Earth.)

Impact basins: Mars resembles the Moon this much - its giant impact basins Hellas and Argyre are definitely filled with basalt flows, as are the northern plains. Recent research suggests that the northern plains may, themselves, be a giant impact basin, the result of the impact of a Pluto-sized Planetary embryo. To date, this is the only plausible proposal to explain Mars' global dichotomy. If true, it would make them the largest impact basin in the Solar System.


The Tharsis Plateau from Lunar and Planetary Institute
    It's not moving: On Earth, rising mantle plumes cause volcanic hot spots like the Hawaii hot spot. When lithospheric plates move over a hot spot, a chain of extinct volcanoes results. Each volcano is of a finite size because it only has limited time in which to grow before it is move away from the hot spot. On Mars, there are no chains, only extremely large volcanoes, suggesting that individual volcanoes sit on top of their hot spots forever and are not moved aside by lithospheric motion.
  • The large Hellas and Argyre impact basins (and most of the northern plains) have no remnant magnetism. They evidently formed after Mars' geodynamo had shut down.
  • The Tharsis Bulge is not magnetized. It must also postdate the magnetic field.
  • But (and this is so cool) the ancient rocks of Mars' highlands show parallel stripes of alternating polarity. Sound familiar? Arguably when it was very young and hot, for a brief interval, Mars had something like Earth style sea floor spreading. The fact that this ancient surface is saturated with impact craters dating back to the Late Heavy Bombardment indicates that any tectonics had ended by 3.8 Ga. Indeed, the orientation of the Vallis Marineris conforms with that of the stripes. Could it represent some last hurrah of Martian lithospheric tectonics?
  • The geochemical comparison of Mars surface (observed by rovers) and deep (sent to Earth as Mars meteorites) rocks by Tuff et al., 2013 suggesting active subduction during Mars' first 0.5 gy.
  • The discovery by Sautter et al., 2015 of crustal rocks whose chemistry (diorite and granodiorite) is typical of continental crust, observed by the Curiosity rover in Gale Crater.

4. Venus:

  • The subduction of cold lithospheric plates at convergent boundaries.
  • Subducting slabs are "lubricated" by partial melting of adjecent mantle rocks as a result of the infusion of water from the subducting slab.
  • Q: What happens if the surface is too hot for oceans to exist?
    A: No melting occurs near subducting slab, so slab is not lubricated and can't move.
  • Q: What happens if the lithosphere stays very hot because of surface conditions?
    A: Lithosphere doesn't subduct because it is not relatively cool.

Subductions zones and their volcanic arcs are the "refineries" at which continental and oceanic crust are differentiated. Lacking them, Venus lacks the global dichotomy (maybe) of continents and ocean basins that characterize Earth, even though it has continent-like elevated regions. (Compare this image of Earth surface elevations to this one of Venus.)

  • Surprisingly few impact craters. We don't expect little ones because small impactors burn up in the dense atmosphere. Big ones, however, like the twenty mile wide Dickinson are also rare.
  • The ones there are uniformly distributed, not clustered in older regions.
  • And they haven't been deformed by tectonic processes.

How does an entire planet get resurfaced all at once?? An ongoing puzzle.

What happens in a planet like Venus where the mantle convects but the lithosphere doesn't. Any heat that makes it through the lithosphere must do so by conduction. The result is the accumulation of heat beneath the lithosphere. Over time, the upper mantle heats to a threshold where widespread melting occurs and the mechanical instability of a solid lithosphere resting on a molten asthenosphere causes the two regions to "overturn" in a paroxysm of subduction over a period of roughly 100 Ma, a period of intense volcanic activity during which heat is transported to the surface by advection. Venus' 500 Ma surface seems mostly to record the last turnover pulse, although evidence does point to some contemporary hot-spot style volcanism.

In effect, Venus could have brief temporary episodes of rapid plate tectonics separated by long periods of quiescence.

Of course, this erases any record of Venus' earlier history. Determining whether Venus ever had Earth-style plate tectonics will be a major priority of future exploration. The identification of distinct continental crust would be a clincher.


Internal heat and planetary differentiation - Astronomy

A differentiated object is one which has a layered internal structure sorted by the densities of the different components.

During the planetary formation stage of the early Solar System, the process of accretion produced homogeneous objects (planetesimals) which had the same composition throughout. Materials of different densities were able to co-exist throughout these bodies until a certain size (a diameter of approximately 200 km) was reached. At this point, the internal heat (generated through gravitational compression, energy from impacts, radioactive decay, and perhaps tidal forces) was sufficient to melt the interior of the object. When this happened, the densest material sunk towards the centre to form a core, while the lighter material floated to the surface to form a mantle and crust in a process called ‘gravitational differentiation’.

Study Astronomy Online at Swinburne University
All material is © Swinburne University of Technology except where indicated.


شاهد الفيديو: ما أسباب الحرارة الداخلية للجسم (شهر اكتوبر 2021).