마그마 대양

Magma ocean

마그마 바다는 행성이 완전히 또는 부분적으로 용해되었을 때 지구나 어떤 행성이 생겨나는 기간 동안 존재한다.[1]

초기 태양계에서는 행성의 용해와 행성 충돌에 의해 마그마 대양이 형성되었다.[1]작은 행성상들은 알루미늄-26의 방사능 붕괴에 의해 제공되는 열에 의해 녹는다.[1]행성이 커짐에 따라, 그 에너지는 다른 행성체와의 크고 거대한 충돌로부터 공급되었다.[2]마그마 바다는 금속 분리를[3] 통해 핵의 형성을 촉진하고 탈가스를 통해 대기와 하이드로스피어를 형성하기 때문에 행성 형성의 필수적인 부분이다.[4]달과 지구 양쪽에 마그마 대양의 존재를 뒷받침하는 증거가 존재한다.[1][5]마그마 바다는 비교적 온화한 기후로 인해 수백만년에서 수천만년 동안 생존할 수 있다.

마그마 해양 열원

초기 태양계 마그마 해양 형성에 필요한 에너지의 원천은 알루미늄-26의 방사성 붕괴, 점착 충격, 노심 형성이었다.[1]알루미늄-26의 풍부한 반감기와 짧은 반감기는 그것이 행성의 용융을 위한 열의 원천 중 하나로 기능할 수 있게 했다.알루미늄-26을 열원으로 하면 태양계 최초의 고형물이 형성된 후 2 Ma 이내에서 발생했던 행성상들이 녹을 수 있다.[1]행성에서의 용해는 내부에서 시작되었고 내부의 마그마 바다는 대류를 통해 열을 전달하였다.[1]2 Ma 이내에 도달한 반경 20 km 이상의 행성은 완전히 녹지는 않았지만 녹았을 것으로 예상된다.[1]

점성충격에 의해 제공되는 운동에너지와 노심 형성 중 행성의 잠재적 에너지 손실도 행성의 용해에 대한 큰 열원이 된다.[1]금속-규산염 분화라고도 하는 코어 형성은 금속성 구성 요소와 금속성 구성 요소를 가라앉는 마그마에서 분리하여 행성 중심부를 형성하는 것이다.[1]행성 배아와 큰 지상 행성의 용해로 열을 발생시키는 점착적 영향은 수천만년에서 수억 년의 추정 시간을 가지고 있다.[1] 대표적인 예가 지구에 대한 달 형성의 영향일 것인데, 이것은 수심이 최대 2000km에 이르는 마그마 대양을 형성한 것으로 생각된다.[1][5]점성충격의 에너지는 무엇보다도 행성체의 외부를 녹이고, 코어 분화와 금속의 침하로 인해 제공되는 잠재적 에너지는 내부를 녹인다.[1]

달 마그마 대양

수심 수백 킬로미터로 추정되는 녹은 바위 층이었던 달 마그마 대양의 형성.[1]

아폴로 임무의 발견은 달에 마그마 대양의 존재를 암시하는 최초의 증거물이었다.[1]이 임무에서 얻은 표본의 암석들은 아노타이트라는 광물로 구성된 것으로 밝혀졌다.[1]아노타이트는 대부분 마그마보다 밀도가 낮은 다양한 플라기오클라아제 장석으로 이루어져 있다.[1]이 발견은 달 초기의 생명에 마그마 해양 표면으로의 상승을 통해 암석이 형성되었다는 가설을 낳았다.[1]달 마그마 해양의 존재에 대한 추가적인 증거로는 암말 기저귀와 KREEP(칼륨의 경우 K, 희토류 원소의 경우 RIE, 인의 경우 P)의 출처가 있다.[1]달의 대부분 비정형 지각 내에 이러한 성분의 존재는 달의 마그마 해양이 굳어지는 것과 동의어다.[1]더욱이 달의 지각 내에 미량원소 유로피움이 풍부하다는 것은 그것이 마그마 대양에서 흡수되어 달 지각의 암말 현무암 암석에 유로피움이 결핍되었음을 시사한다.[1]달 마그마 바다는 처음에 200-300 km 두께였고 마그마는 약 2000 K의 온도를 달성했다.[5]달이 뜨는 초기 단계 이후 마그마 바다는 지구 내부의 대류에 의해 냉각되었다.[5]

지구의 마그마 대양

형성되는 동안, 지구는 거대한 충돌로 인한 일련의 마그마 대양을 겪었을 것으로 보이며,[6] 마지막은 달 생성 충돌이다.[5]지구상에 마그마 대양의 존재에 대한 가장 좋은 화학적 증거는 마그마 대양의 깊이를 약 1000km로 기록하는 맨틀에 특정 사이다성분의 풍부함이다.[7][8]초기 지구에서 마그마 대양의 존재를 뒷받침하는 과학적 증거는 지구의 지각 재활용과 맨틀의 혼합 때문에 달의 증거만큼 개발되지 않는다.[1]지구와 달리, 달에는 부양 지각, 암석의 원소 성분, 그리고 KREEP와 같은 마그마 대양의 징후가 일생 동안 보존되어 왔다.[1]

참고 항목

참조

  1. ^ a b c d e f g h i j k l m n o p q r s t u v w Elkins-Tanton, Linda T. (2012). "Magma Oceans in the Inner Solar System". Annual Review of Earth and Planetary Sciences. 40 (1): 113–139. Bibcode:2012AREPS..40..113E. doi:10.1146/annurev-earth-042711-105503.
  2. ^ Tonks, W. Brian; Melosh, H. Jay (1993). "Magma ocean formation due to giant impacts". Journal of Geophysical Research: Planets. 98 (E3): 5319–5333. Bibcode:1993JGR....98.5319T. doi:10.1029/92JE02726. ISSN 2156-2202.
  3. ^ Rubie, D. C.; Nimmo, F.; Melosh, H. J. (2007). Formation of Earth's Core. Amsterdam: Elsevier. pp. 51–90. doi:10.1016/B978-044452748-6.00140-1. ISBN 9780444527486.
  4. ^ Zahnle, Kevin; Arndt, Nick; Cockell, Charles; Halliday, Alex; Nisbet, Euan; Selsis, Franck; Sleep, Norman H. (2007). Fishbaugh, Kathryn E.; Lognonné, Philippe; Raulin, François; Marais, David J. Des; Korablev, Oleg (eds.). Emergence of a Habitable Planet. Space Sciences Series of ISSI. Springer New York. pp. 35–78. Bibcode:2007ghtp.book...35Z. doi:10.1007/978-0-387-74288-5_3. ISBN 9780387742878.
  5. ^ a b c d e Barr, Amy C. (2016). "On the origin of Earth's Moon". Journal of Geophysical Research: Planets. 121 (9): 1573–1601. doi:10.1002/2016JE005098.
  6. ^ Tucker, Jonathan M.; Mukhopadhyay, Sujoy (2014). "Evidence for multiple magma ocean outgassing and atmospheric loss episodes from mantle noble gases". Earth and Planetary Science Letters. 393: 254–265. arXiv:1403.0806. Bibcode:2014E&PSL.393..254T. doi:10.1016/j.epsl.2014.02.050. S2CID 119254243.
  7. ^ Li, Jie; Agee, Carl B. (1996). "Geochemistry of mantle–core differentiation at high pressure". Nature. 381 (6584): 686–689. Bibcode:1996Natur.381..686L. doi:10.1038/381686a0. S2CID 4350000.
  8. ^ Righter, K.; Drake, M. J.; Yaxley, G. (1997). "Prediction of siderophile element metal-silicate partition coefficients to 20 GPa and 2800°C: the effects of pressure, temperature, oxygen fugacity, and silicate and metallic melt compositions". Physics of the Earth and Planetary Interiors. 100 (1): 115–134. Bibcode:1997PEPI..100..115R. doi:10.1016/S0031-9201(96)03235-9.