Магматичний океан Місяця

Матеріал з Вікіпедії — вільної енциклопедії.
Перейти до навігації Перейти до пошуку
A simplified animation of the Lunar Magma Ocean crystallization sequence
Анімація, яка показує поперечний переріз океану місячної магми, коли вона кристалізується з часом. Перші тверді речовини, що утворюються (наприклад, олівін), є щільнішими за навколишню магму, тому опускаються всередину. Після того, як приблизно 80 % магматичного океану Місяця кристалізується, менш щільні тверді речовини (тобто плагіоклаз) починають утворюватися та спливати до поверхні, утворюючи первісну кору Місяця.

Магматичний океан Місяця — це шар розплавленої породи, який, за теорією, був присутній на поверхні Місяця. Магматичний океан Місяця, ймовірно, був присутній на Місяці з моменту формування Місяця (приблизно 4,5 або 4,4 мільярда років тому[1]) до десятків або сотень мільйонів років після цього часу. Це термодинамічний наслідок відносно швидкого формування Місяця після гігантського удару між протоземлею та іншим планетарним тілом. У міру того, як Місяць об'єднався з уламків від гігантського удару, гравітаційна потенційна енергія перетворилася на теплову. Через швидку акрецію Місяця (приблизно від місяця до року),[2][3][4] теплова енергія була захоплена, оскільки не було достатнього часу для теплового випромінювання енергії через місячну поверхню. Подальша термохімічна еволюція океану місячної магми пояснює переважно анортозитову кору Місяця, європієву аномалію[en] та матеріал KREEP.

Теорія магматичного океану Місяця спочатку була запропонована двома групами в 1970 році після аналізу уламків анортозитних порід, знайдених у колекції зразків Аполлона-11.[5][6] Вуд та ін. використовували фрагменти масової проби 10085 для своїх аналізів.[7] Залізисті анортозитові породи, знайдені під час програми «Аполлон», складаються в основному (понад 90 %) з мінералу плагіоклазу.[8] Більш конкретно, залізисті анортозитові породи, знайдені на Місяці, складаються з кальцієвого (Ca) кінцевого члена плагіоклазу (тобто анортиту).[9] Це свідчить про те, що принаймні верхні шари Місяця були розплавлені в минулому через чистоту місячних анортозитів і той факт, що анортит зазвичай має високу температуру кристалізації.[10]

Lunar ferroan anorthosite rock from Apollo 16
Місячна залізиста анортозитова порода з Аполлона 16 (зразок 60025).

Початковий стан[ред. | ред. код]

Bar chart showing seven published estimates of the initial Lunar Magma Ocean chemical composition by weight percent
Сім опублікованих оцінок (AG) початкового хімічного складу магматичного океану Місяця, показаних у вагових відсотках. Другорядні компоненти, такі як TiO 2 і Cr2O3, не показані. [A] Повний місяць Тейлора (TWM) від Тейлора (1982)[11] зі змінами в Елардо та ін. (2011).[12] [B] O'Neill (1991)[13] зі змінами в Schwinger and Breuer (2018).[14][C] Місячна примітивна верхня мантія (LPUM) від Longhi (2006)[15] зі змінами в Elardo et al. (2011).[12] [D] Елкінс-Тантон та ін. (2011).[16] [E] Морган та ін. (1978).[17] [F] Рінгвуд і Кессон (1976).[18] [G] Уоррен (1986).[19]

При розгляді початкового стану океану магми Місяця є три важливі параметри: хімічний склад, глибина та температура. Ці три параметри значною мірою визначають термохімічну еволюцію. Для океану магми Місяця існує невизначеність, пов'язана з кожною із цих початкових умов. Типовий початковий хімічний склад становить 47,1 % SiO2, 33,1 % MgO, 12,0 % FeO, 4,0 % Al2O3 і 3,0 % CaO (з незначним вмістом інших молекул), а також початкова глибина 1000 км і базальна температура 1900 К.[16]

Початковий хімічний склад і глибина[ред. | ред. код]

Початковий хімічний склад океану магми Місяця оцінюється на основі хімії місячних зразків, а також хімічного складу та товщини поточної місячної кори. Для цілей комп'ютерного моделювання початковий хімічний склад зазвичай визначається масовими відсотками на основі системи основних молекул, таких як SiO2, MgO, FeO, Al2O3 і CaO. Сім прикладів початкового хімічного складу океану місячної магми з літератури показані на малюнку праворуч. Ці композиції загалом подібні до складу мантії Землі з основною відмінністю в тому, що деякі (наприклад, повний місяць Тейлора[11]) або не містять (наприклад, первісна верхня мантія Місяця[15]) вогнетривких[en] елементів.

Передбачувана початкова глибина океану магми Місяця коливається від 100 км до радіуса Місяця.[20][16][21][22]

Послідовність кристалізації[ред. | ред. код]

Точна послідовність мінералів, які кристалізуються з океану магми Місяця, залежить від початкового стану океану магми Місяця (а саме хімічного складу, глибини та температури). Відповідно до ідеалізованої серії реакцій Боуена, очікується, що спочатку кристалізується олівін, а потім ортопироксен. Ці мінерали щільніші за навколишню магму і тому опускаються на дно океану місячної магми. Таким чином, спочатку очікується, що океан місячної магми затвердіє знизу вгору. Після кристалізації приблизно 80 % океану місячної магми мінерал плагіоклаз кристалізується разом з іншими мінералами. Скелі, які в основному складаються з плагіоклазу (тобто анортозиту), утворюються та плавають до поверхні Місяця, утворюючи первісну кору Місяця.[18]

Тривалість[ред. | ред. код]

Океан магми Місяця міг існувати від десятків до сотень мільйонів років після утворення Місяця. За оцінками, Місяць утворився між 52 і 152 мільйонами років після багатих кальцієм і алюмінієм включень, найдавніших відомих твердих тіл у Сонячній системі, які служать проміжною ланкою для його віку 4,567 млрд років тому.[1] Точний час утворення місячного океану магми дещо невизначений.

Кінцеві точки можуть бути вказані віком зразка 60025 залізистого анортозиту (4,360±0,003 млрд років) і розрахунковим віком ur-KREEP (4,368±0,029 млрд років).[23] Якби Місяць утворився рано (тобто через 52 мільйони років після утворення Сонячної системи) і обидва зразки вказували б на повну кристалізацію океану місячної магми, тоді океан місячної магми проіснував би приблизно 155 мільйонів років. У цьому випадку комп'ютерні моделі показують, що для продовження кристалізації океану місячної магми потрібне одне або кілька джерел тепла (наприклад, приливне нагрівання).[24][25]

Якщо Місяць утворився пізно (тобто через 152 мільйони років після утворення Сонячної системи), то, знову ж таки, використовуючи вік зразка залізистого анортозиту 60025 і розрахунковий вік ur-KREEP, магматичний океан Місяця існував би приблизно 55 мільйонів років. Це означає, що магматичний океан Місяця не був подовжений одним або кількома додатковими джерелами тепла.

Timeline of early lunar history showing estimated Moon formation times with respect to the age of the Solar System and available lunar crust sample ages
Найнадійніший вік зразка залізистого анортозиту (FAN) показаний червоним квадратом (смуги похибок менші за маркер), а найкраща оцінка формування початкового шару KREEP на глибині (тобто ur-KREEP) показана темним блакитним трикутником.[23] Найстаріший[26] і наймолодший[27] зразки залізистого анортозиту показані сірими колами.

У минулому різницю у віці між найстарішими та наймолодшими зразками залізистого анортозиту використовували для визначення тривалості магматичного океану Місяця. Це було проблематично через великі похибки віку вибірки та через те, що деякі віки вибірки були скинуті ударами. Наприклад, найстарішим зразком залізистого анортозиту є 67016 з встановленим за Sm-Nd[en] віком 4,56±0,07 млрд[26] а наймолодшим є 62236 з встановленим за Sm-Nd віком 4,29±0,06 млрд.[27] Різниця між цими віками становить 270 мільйонів років. Це знову означало б, що магматичний океан Місяця мав додаткове джерело тепла, наприклад, припливне нагрівання.[24]

Аналіз цирконів у зразках Аполлона-14 показує, що місячна кора диференціювалася 4,51±0,01 мільярда років тому, що вказує на формування Місяця через 50 мільйонів років після початку Сонячної системи.[28]

Спростовні докази[ред. | ред. код]

Однією з альтернативних моделей до моделі магматичного океану Місяця є модель серійного магматизму.[29][30]

Примітки[ред. | ред. код]

  1. ↑ а б Touboul, Mathieu; Kleine, Thorsten; Bourdon, Bernard; Palme, Herbert; Wieler, Rainer (February 2009). Tungsten isotopes in ferroan anorthosites: Implications for the age of the Moon and lifetime of its magma ocean. Icarus. 199 (2): 245—249. Bibcode:2009Icar..199..245T. doi:10.1016/j.icarus.2008.11.018. ISSN 0019-1035.
  2. ↑ Ida, Shigeru; Canup, Robin M.; Stewart, Glen R. (September 1997). Lunar accretion from an impact-generated disk. Nature. 389 (6649): 353—357. Bibcode:1997Natur.389..353I. doi:10.1038/38669. ISSN 0028-0836.
  3. ↑ Kokubo, E (December 2000). Evolution of a Circumterrestrial Disk and Formation of a Single Moon. Icarus. 148 (2): 419—436. Bibcode:2000Icar..148..419K. doi:10.1006/icar.2000.6496.
  4. ↑ Takeda, Takaaki; Ida, Shigeru (10 жовтня 2001). Angular Momentum Transfer in a Protolunar Disk. The Astrophysical Journal. 560 (1): 514—533. arXiv:astro-ph/0108133. Bibcode:2001ApJ...560..514T. doi:10.1086/322406. ISSN 0004-637X.
  5. ↑ Smith, J. V.; Anderson, A. T.; Newton, R. C.; Olsen, E. J.; Wyllie, P. J. (July 1970). A Petrologic Model for the Moon Based on Petrogenesis, Experimental Petrology, and Physical Properties. The Journal of Geology. 78 (4): 381—405. Bibcode:1970JG.....78..381S. doi:10.1086/627537. ISSN 0022-1376.
  6. ↑ Wood, J. A.; Dickey, J. S.; Marvin, U. B.; Powell, B. N. (30 січня 1970). Lunar Anorthosites. Science. 167 (3918): 602—604. Bibcode:1970Sci...167..602W. doi:10.1126/science.167.3918.602. ISSN 0036-8075. PMID 17781512.
  7. ↑ Apollo Sample Description. curator.jsc.nasa.gov. Процитовано 29 вересня 2019.
  8. ↑ PSRD: The Oldest Moon Rocks. www.psrd.hawaii.edu. Процитовано 27 вересня 2019.
  9. ↑ Dowty, Eric; Prinz, Martin; Keil, Klaus (November 1974). Ferroan anorthosite: A widespread and distinctive lunar rock type. Earth and Planetary Science Letters. 24 (1): 15—25. Bibcode:1974E&PSL..24...15D. doi:10.1016/0012-821x(74)90003-x. ISSN 0012-821X.
  10. ↑ Reynolds, Stephen J. (12 січня 2015). Exploring geology (вид. Fourth). New York, NY. с. 123. ISBN 9780078022920. OCLC 892304874.
  11. ↑ а б Taylor, Stuart (1982). Planetary Science: A Lunar Perspective. Lunar and Planetary Institute.
  12. ↑ а б Elardo, Stephen M.; Draper, David S.; Shearer, Charles K. (June 2011). Lunar Magma Ocean crystallization revisited: Bulk composition, early cumulate mineralogy, and the source regions of the highlands Mg-suite. Geochimica et Cosmochimica Acta. 75 (11): 3024—3045. Bibcode:2011GeCoA..75.3024E. doi:10.1016/j.gca.2011.02.033. ISSN 0016-7037.
  13. ↑ O'Neill, H.St.C (April 1991). The origin of the moon and the early history of the earth—A chemical model. Part 1: The moon. Geochimica et Cosmochimica Acta. 55 (4): 1135—1157. Bibcode:1991GeCoA..55.1135O. doi:10.1016/0016-7037(91)90168-5. ISSN 0016-7037.
  14. ↑ Schwinger, S.; Breuer, D. (1 грудня 2018). Modeling the Thermochemical Evolution of the Lunar Magma Ocean using Igneous Crystallization Programs. AGU Fall Meeting Abstracts. 31: P31G—3778. Bibcode:2018AGUFM.P31G3778S.
  15. ↑ а б Longhi, John (December 2006). Petrogenesis of picritic mare magmas: Constraints on the extent of early lunar differentiation. Geochimica et Cosmochimica Acta. 70 (24): 5919—5934. Bibcode:2006GeCoA..70.5919L. doi:10.1016/j.gca.2006.09.023. ISSN 0016-7037.
  16. ↑ а б в Elkins-Tanton, Linda T.; Burgess, Seth; Yin, Qing-Zhu (April 2011). The lunar magma ocean: Reconciling the solidification process with lunar petrology and geochronology. Earth and Planetary Science Letters. 304 (3–4): 326—336. Bibcode:2011E&PSL.304..326E. doi:10.1016/j.epsl.2011.02.004. ISSN 0012-821X.
  17. ↑ Morgan, John W.; Hertogen, Jan; Anders, Edward (June 1978). The moon: Composition determined by nebular processes. The Moon and the Planets. 18 (4): 465—478. doi:10.1007/bf00897296. ISSN 0165-0807.
  18. ↑ а б Ringwood, A. E.; Kesson, S. E. (1 квітня 1976). A dynamic model for mare basalt petrogenesis. Lunar and Planetary Science Conference Proceedings. 7: 1697—1722. Bibcode:1976LPSC....7.1697R.
  19. ↑ Warren, Paul H. (30 березня 1986). Anorthosite assimilation and the origin of the Mg/Fe-related bimodality of pristine moon rocks: Support for the magmasphere hypothesis. Journal of Geophysical Research: Solid Earth. 91 (B4): 331—343. Bibcode:1986JGR....91D.331W. doi:10.1029/jb091ib04p0d331. ISSN 0148-0227.
  20. ↑ Andrews-Hanna, J. C.; Asmar, S. W.; Head, J. W.; Kiefer, W. S.; Konopliv, A. S.; Lemoine, F. G.; Matsuyama, I.; Mazarico, E.; McGovern, P. J. (5 грудня 2012). Ancient Igneous Intrusions and Early Expansion of the Moon Revealed by GRAIL Gravity Gradiometry. Science. 339 (6120): 675—678. doi:10.1126/science.1231753. ISSN 0036-8075. PMID 23223393.
  21. ↑ Rapp, J. F.; Draper, D. S. (16 квітня 2018). Fractional crystallization of the lunar magma ocean: Updating the dominant paradigm. Meteoritics & Planetary Science. 53 (7): 1432—1455. Bibcode:2018M&PS...53.1432R. doi:10.1111/maps.13086. ISSN 1086-9379.
  22. ↑ Solomon, S. C.; Chaiken, J. (1 квітня 1976). Thermal expansion and thermal stress in the moon and terrestrial planets - Clues to early thermal history. Lunar and Planetary Science Conference Proceedings. 7: 3229—3243. Bibcode:1976LPSC....7.3229S.
  23. ↑ а б Borg, Lars E.; Gaffney, Amy M.; Shearer, Charles K. (2015). A review of lunar chronology revealing a preponderance of 4.34–4.37 Ga ages. Meteoritics & Planetary Science. 50 (4): 715—732. Bibcode:2015M&PS...50..715B. doi:10.1111/maps.12373. ISSN 1945-5100. OSTI 1249132.
  24. ↑ а б Chen, Erinna M.A.; Nimmo, Francis (September 2016). Tidal dissipation in the lunar magma ocean and its effect on the early evolution of the Earth–Moon system. Icarus. 275: 132—142. Bibcode:2016Icar..275..132C. doi:10.1016/j.icarus.2016.04.012. ISSN 0019-1035.
  25. ↑ Perera, Viranga; Jackson, Alan P.; Elkins-Tanton, Linda T.; Asphaug, Erik (May 2018). Effect of Reimpacting Debris on the Solidification of the Lunar Magma Ocean. Journal of Geophysical Research: Planets. 123 (5): 1168—1191. arXiv:1804.04772. Bibcode:2018JGRE..123.1168P. doi:10.1029/2017je005512. ISSN 2169-9097. {{cite journal}}: |hdl-access= вимагає |hdl= (довідка)
  26. ↑ а б Alibert, Chantal; Norman, Marc D.; McCulloch, Malcolm T. (July 1994). An ancient Sm-Nd age for a ferroan noritic anorthosite clast from lunar breccia 67016. Geochimica et Cosmochimica Acta. 58 (13): 2921—2926. Bibcode:1994GeCoA..58.2921A. doi:10.1016/0016-7037(94)90125-2. ISSN 0016-7037.
  27. ↑ а б Borg, Lars; Norman, Marc; Nyquist, Larry; Bogard, Don; Snyder, Greg; Taylor, Larry; Lindstrom, Marilyn (October 1999). Isotopic studies of ferroan anorthosite 62236: a young lunar crustal rock from a light rare-earth-element-depleted source. Geochimica et Cosmochimica Acta. 63 (17): 2679—2691. Bibcode:1999GeCoA..63.2679B. doi:10.1016/s0016-7037(99)00130-1. ISSN 0016-7037.
  28. ↑ Barboni et al. «Early formation of the Moon 4.51 billion years ago.» Science Advances. Vol 3. Issue 1. January, 2017. https://doi.org/10.1126/sciadv.1602365
  29. ↑ Gross, J.; Treiman, A. H.; Mercer, C. N. M. (March 2012). Sinking the Lunar Magma Ocean: New Evidence from Meteorites and the Return of Serial Magmatism. Lunar and Planetary Science Conference (1659): 2306. Bibcode:2012LPI....43.2306G.
  30. ↑ Gross, Juliane; Treiman, Allan H.; Mercer, Celestine N. (February 2014). Lunar feldspathic meteorites: Constraints on the geology of the lunar highlands, and the origin of the lunar crust. Earth and Planetary Science Letters. 388: 318—328. Bibcode:2014E&PSL.388..318G. doi:10.1016/j.epsl.2013.12.006. ISSN 0012-821X.
Отримано з https://uk.wikipedia.org/w/index.php?title=Магматичний_океан_Місяця&oldid=42358937