Planetáris differenciálódás

A Wikipédiából, a szabad enciklopédiából
A fokozatosan fölmelegedő kisbolygó övezeteinek képe. A felső sorban a kisbolygó kondritos övei figyelhetők meg, az alsó sorban már a vas kiolvadása és a bazalt felszínre kerülése van ábrázolva.
A differenciálódott kis égitest keresztmetszetének képe.
A Föld belső szerkezete a magtól a felső köpenyig

A planetáris differenciálódás az az eseménysor, melynek során az égitestek elnyerik réteges, övekre tagolt szerkezetüket.

Planetáris differenciálódás kis égitesteken[szerkesztés | forrásszöveg szerkesztése]

A meteoritok vizsgálata eredményezte azt a fölismerést, hogy olyan kis méretű égitesteken is, mint a néhány száz kilométer átmérőjű kisbolygók, égitest méretű differenciálódás játszódott le. Ennek során a kis égitest eredetileg kondritos anyaga fokozatosan fölmelegedett, majd parciálisan megolvadt.

A kondritos összetételű kisbolygón előbb a vastartalmú komponensek különültek el, majd egy későbbi, még melegebb fázisban a bazaltos magmák váltak ki a kondritos köpeny anyagából. Ezek adják a Földre hulló HED meteoritoket. A bazaltos anyag részben a felszínre ömlött és ott eukritos összetételű kőzetet hozott létre. A bazaltos anyagnak egy része a felszín alatt kis mélységben, de még a felszín közelében kristályosodott. A magma nagy mélységben kristályosodott része is fölismerhető (diogenitek és olivin-diogenitek formájában jut el a Földre).

Planetáris differenciálódás nagy égitesteken[szerkesztés | forrásszöveg szerkesztése]

A Föld típusú bolygók kezdetben, (4,6 milliárd éve) az összeállás következtében fölmelegedett anyagúak voltak. A radioaktív hőtermelés még emelte az égitestek hőmérsékletét, aminek eredményeként ma úgy tudjuk, hogy magma óceán alakult ki az égitestek felszíne közelében. Az égitest külső rétegei fokozatosan lehűltek. A bolygótestek különböző rétegei a planetáris differenciálódás során fokozatosan gömbhéjakba (geoszférákba) rendeződtek a sűrűségüknek megfelelően. Három gömbhéjat különböztetünk meg a Föld típusú bolygókon. Ezek a kéreg, a köpeny és a mag.

A planetáris differenciálódást planetáris hőtörténeti modellekkel rekonstruálják. A Föld-típusú bolygók felszíne közelében kialakult magmaóceánban fokozatosan különültek el a nagyobb sűrűségű övezetek. A magmaóceán felszíne fokozatosan megszilárdult, de a magmás olvadt zóna a mélybe húzódva mint egy zónás olvasztás járta át az égitestet. Egyre nagyobb mélységbe húzódva őrizte meg a korai megolvadás óta fennálló olvadt belső övet.

Vannak olyan planetáris hőtörténeti modellek is, amelyekben szétválik a magmaóceán által fennálló korai külső olvadt öv, és a későbbi radioaktív fűtéstől fölmelegedő belső olvadt övezet. Az olvadt (parciálisan olvadt) öv más és más mélységekben található az egyes bolygókon. A Föld esetében mintegy 3500 kilométeres mélységben (a külső magban), a Hold esetében mintegy 1200 kilométeres mélységben kezdődik a rengéshullámokra folyadékként reagáló (csak nyomási hullámokat továbbító) olvadt (vagy részben olvadt) zóna.

A Hold öves szerkezete[szerkesztés | forrásszöveg szerkesztése]

A Hold öves szerkezetét először a hold körül keringő űrszondák pályájának vizsgálata segítségével kutatták. A keringő űrszonda pályájára ugyanis hatással van az a tény, hogy egyre sűrűsödő rétegek foglalnak helyet az égitest belsejében. A pályavizsgálatok azonban akkor még nem voltak olyan érzékenyek, hogy kimutassanak belső sűrűbb magot.

A Hold belső szerkezetét azután szeizmikus mérésekkel igazolták az Apolló expedíciókon a Holdra vitt műszer-együttesek (ALSEP). A Hold kérge anortozitos-gabbrós összetételű külső övezet, mely a Föld irányába néző oldalon mintegy 20 km vastagságú, a Hold túlsó oldalán mintegy 60 km vastagságú. A holdi köpeny mintegy 1200 km vastagságú. Ennek alsó részéből észleltek belső eredetű holdi rengéseket az Apolló műszerek. A Hold kicsiny magja mintegy 500 km átmérőjű, külső zónái részlegesen olvadt állapotúak.

Irodalom[szerkesztés | forrásszöveg szerkesztése]

  • Wood, J. A. (1972): Thermal history and early magmatism in the Moon. Icarus, 16, No. 2. pp. 229-240.
  • Arkani-Hamed, J. (1973): On the thermal history of the moon. Earth, Moon, Planets, 6, No. 3-4. pp. 380-383.
  • Schubert, G.; Stevenson, D. J.; Ellsworth, K. (1981): Internal structures of the Galilean satellites. Icarus, vol. 47, July 1981, p. 46-59.
  • Schubert, G.; Spohn, T. (1990): Thermal history of Mars and the sulfur content of its core. Journal of Geophysical Research (ISSN 0148-0227), vol. 95, Aug. 30, 1990, p. 14095-14104.
  • Sahijpal, S.; Soni, P.; Gagan, G. (2007). "Numerical simulations of the differentiation of accreting planetesimals with 26Al and 60Fe as the heat sources". Meteoritics & Planetary Science 42: 1529-1548.
  • Gupta, G.; Sahijpal, S. (2010). "Differentiation of Vesta and the parent bodies of other achondrites". J. Geophys. Res. (Planets). doi:10.1029/2009JE003525.
  • Stevenson, D. J.; Spohn, T.; Schubert, G. (1983): Magnetism and thermal evolution of the terrestrial planets. Icarus (ISSN 0019-1035), vol. 54, June 1983, p. 466-489.
  • Toksőz, M. N.; Solomon, S. C. (1973): Thermal History and Evolution of the Moon. The Moon, Volume 7, Issue 3-4, pp. 251-278

Külső hivatkozások[szerkesztés | forrásszöveg szerkesztése]