Vulcanismul pe Io

De la Wikipedia, enciclopedia liberă.
Salt la navigare Salt la căutare

1leftarrow blue.svg Intrare principală: Eu (astronomie) .

Două pene vulcanice se ridică de pe suprafața Io. Imagine făcută de sonda Galileo.

Vulcanismul de pe Io se exprimă prin emisia de fluxuri de lavă și pene de sulf și dioxid de sulf care se ridică sute de kilometri de la craterele vulcanice care punctează suprafața satelitului . Descoperită în 1979 grație imaginilor luate de sonda Voyager 1 , [1] activitatea vulcanică a Io a fost studiată folosind diverse sonde spațiale (atât Voyager , Galileo , Cassini-Huygens, cât și New Horizons ) și observații de la sol, care au făcut este posibil să se identifice peste 150 de vulcani activi; unele estimări cred că numărul total de vulcani se poate ridica la aproximativ 400. [2] Această activitate face ca Io să fie unul dintre cele cinci corpuri cerești în prezent tectonice în sistemul solar (celelalte patru sunt Pământul , Venus , satelitul lui Saturn Encelad și Satelitul lui Neptun, Triton ). Sondele care au zburat deasupra satelitului din 1979 au observat numeroasele modificări ale suprafeței rezultate din activitatea vulcanică prelungită. [3]

Cauza căldurii interne care alimentează vulcanismul lui Io se găsește în efectele mareelor produse de excentricitatea orbitală a acesteia: [4] de fapt, excentricitatea orbitei lui Io provoacă o ușoară diferență în forța de atracție gravitațională exercitată de Jupiter între punctul cel mai apropiat și cel mai îndepărtat punct al orbitei, iar acest lucru provoacă o umflare variabilă a crustei, care determină apariția forțelor de frecare care, în cele din urmă, provoacă încălzirea internă. Fără aceste efecte dinamice, Io ar arăta foarte asemănător cu Luna: un corp similar ca masă și dimensiune, inert geologic și marcat cu cratere de impact. [4]

Mecanismele de mai sus au condus la formarea a sute de puncte fierbinți , cu formațiuni extinse de lavă, care fac din satelit cel mai activ corp din punct de vedere geologic din sistemul solar. Au fost identificate trei tipuri de erupție vulcanică , care diferă în ceea ce privește durata, intensitatea, debitul de lavă și locul în care apare fenomenul. Fluxurile de lavă pe Io, chiar lungi de zeci sau sute de kilometri, au o compoziție în mare parte bazaltică , similară cu lava vulcanilor cu scut terestru. [5] Deși majoritatea lavelor de pe Io sunt compuse din bazalt, au fost observate și unele curgeri de lavă compuse din sulf și dioxid de sulf; în plus, erupțiile au fost descoperite cu temperaturi care atingeau 1.300 ° C, o temperatură care indică prezența lavei de silice ultrafemică la temperaturi ridicate. [6]

Datorită prezenței unor cantități mari de materiale sulfuroase pe suprafața lui Io și în scoarța sa, unele erupții aruncă cu sulf, dioxizi gazoși și material piroclastic până la 500 de kilometri în spațiu, creând panouri mari de tip umbrelă. [7] Acest material conferă terenului din jur o culoare care variază între roșu, alb și negru și furnizează componentele de bază pentru atmosfera neregulată a satelitului, îmbogățind, de asemenea , magnetosfera lui Jupiter cu materie.

Descoperire

Imaginea Voyager 1 care a permis descoperirea vulcanismului pe Io.

Înainte de survolarea Voyager 1, la 5 martie 1979 , Io se credea că este un corp inactiv din punct de vedere geologic, precum Luna ; cu toate acestea, descoperirea unui nor de sodiu în jurul satelitului a dus la teoria că satelitul era acoperit de evaporite . [8]

Unele indicii că Io era un satelit mult mai complex decât se credea anterior au fost derivate din observațiile făcute de la sol în infraroșu în anii șaptezeci . Unele măsurători la o lungime de undă de 10 μm , efectuate în timp ce Io era ascuns de umbra lui Jupiter, au văzut o căldură anormală venind de la satelit în comparație cu ceilalți sateliți din grupul Medici ; [9] inițial, această căldură a fost atribuită inerției termice mai mari a suprafeței Io comparativ cu cea a altor sateliți. [10] Aceste rezultate au fost considerabil diferite de cele obținute la lungimea de undă de 20 µm, ceea ce a sugerat în schimb că Io avea o suprafață similară cu cea a celorlalți sateliți galileeni. [9] Ulterior s-a calculat că cel mai mare flux de căldură la lungimi de undă mai mici a fost determinat de căldura vulcanilor din Io adăugată încălzirii de către Soare, în timp ce acesta din urmă a provocat o iradiere în proporție mai mare decât lungimile valului major. [11] La 20 februarie 1978 , Witteborn și colegii săi au observat o creștere bruscă a emisiilor de căldură pe Io la 5 µm; una dintre ipotezele luate în considerare a fost activitatea vulcanică, iar în acest caz datele s-ar referi la o suprafață de 8.000 de kilometri pătrați încălziți la 300 ° C. Cu toate acestea, autorii au considerat această ipoteză puțin probabilă și s-au concentrat în schimb pe posibilitatea unei creșteri datorită interacțiunii lui Io cu magnetosfera lui Jupiter. [12]

Cu puțin înainte de survolarea Voyager 1, Stan Peale, Patrick Cassen și RT Reynolds au publicat un articol în revista Science în care au ipotezat prezența unei suprafețe modelate de activitatea vulcanică și a unui interior diferențiat în diferite tipuri de roci, mai degrabă decât omogen. Autorii și-au bazat predicțiile pe unele modele ale interiorului Io, care au luat în considerare o creștere puternică a căldurii produse de forțele mareelor ​​dezvoltate de interacțiunea cu Jupiter și cauzate de orbita excentrică a satelitului. Calculele lor au sugerat că o astfel de căldură endogenă, dacă luna ar avea un interior omogen, ar fi fost de trei ori mai mare decât cea dezvoltată doar prin acțiunea decăderii izotopului ; acest efect ar fi fost și mai mare cu un interior diferențiat în mai multe straturi . [4]

Imagine din Voyager 1 din Loki Patera și fluxurile de lavă din jur.

Primele imagini ale lui Io făcute de Voyager 1 au dezvăluit lipsa craterelor de impact , sugerând că suprafața satelitului trebuie să fi fost foarte tânără: craterele, de fapt, sunt folosite de geologi pentru a estima vârsta suprafeței unui cer stâncos. din moment ce cu cât este mai mare numărul de cratere, cu atât suprafața este mai veche. Voyager 1 a observat în schimb o suprafață foarte variată, cu multe depresiuni de formă neregulată care nu aveau marginile ridicate caracteristice ale craterelor de impact. Voyager 1 a observat, de asemenea, benzi formate dintr-un material scăzut vâscos, în vecinătatea reliefurilor care, totuși, nu aveau nicio asemănare cu vulcanii terestri. Aceste observații au sugerat, așa cum au teoretizat Peale și colegii săi, că suprafața lui Io era în mod constant modelată de fenomene vulcanice. [13]

La 8 martie 1979, la trei zile după trecerea lui Jupiter, Voyager 1 a făcut poze lunilor gigantului gazos pentru a ajuta controlorii misiunii să determine locația exactă a navei spațiale, folosind un proces numit navigație optică . În timp ce prelucra imagini cu Io pentru a îmbunătăți vizibilitatea stelelor de fundal, inginerul de navigație Linda Morabito a descoperit un nor de praf înalt de 300 de kilometri de-a lungul marginilor satelitului. [1] Inițial această structură a fost interpretată ca un alt satelit al lui Jupiter plasat în acel moment în spatele lui Io, dar niciun corp de acea dimensiune nu ar fi putut fi găsit în acea poziție; s-a constatat mai târziu că era un panou gazos generat de activitatea vulcanică dintr-o depresiune întunecată care ulterior a fost numită Pele. [14] După această descoperire, examinarea imaginilor anterioare prin satelit realizate de nava spațială a permis identificarea altor șapte pene; în plus, au fost identificate emisiile de căldură din mai multe surse, corespunzătoare gurilor din care a erupt lava lichidă. [15] Unele modificări superficiale au fost observate luni mai târziu în urma tranzitului sondei Voyager 2 , comparându-se imaginile sale cu cele luate anterior de gemenele sale Voyager 1. În această împrejurare, au fost descoperite noi depozite lăsate de pene la Aten Patera și Vulcanul Surt. [16]

Originea căldurii interne

Principala sursă de căldură a lui Io provine din disiparea forțelor mareelor generate de atracția gravitațională a lui Jupiter; [4] Căldura lui Io este, prin urmare, cauzată de o sursă externă. Pe Pământ, pe de altă parte, căldura internă , la originea activității geologice, derivă din decăderea izotopilor radioactivi și din căldura reziduală din procesul de creștere pe care planeta noastră a suferit-o în timpul formării sistemului solar . [17] [18] În interiorul Pământului această căldură este sursa de energie care activează mișcările convective ale mantalei , la originea vulcanismului și a tectonicii plăcilor . [19]

Cantitatea de energie furnizată de interacțiunile de maree cu Jupiter este o funcție a distanței satelitului de planetă, a excentricității sale orbitale , a compoziției straturilor interioare și a stării lor fizice . [20] Rezonanța orbitală cu Europa și Ganymede păstrează excentricitatea orbitală stabilă și previne disiparea forțelor mareelor ​​care ar avea loc dacă orbita ar fi circulară. Deformațiile crustei satelitului legate de excentricitatea orbitală ating valori de până la 100 de metri, chiar dacă acestea variază în funcție de forța gravitațională exercitată de Jupiter în funcție de faptul dacă satelitul se află în periapsis sau în absida orbitei sale ; astfel de variații provoacă în straturile interioare o frecare suficient de intensă pentru a topi rocile. Spre deosebire de Pământ, unde cea mai mare parte a căldurii interne este eliberată prin conducere prin crustă , căldura internă a Io este disipată prin activitate vulcanică și generează radiația observată (total global: (0,6-1,6) × 10 14 W ). Unele modele ale orbitei sale sugerează că încălzirea lui Io poate varia în timp și că radiația actuală de căldură de la satelit nu este indicativă pentru media pe termen lung. [20] Căldura observată este mai mare decât cea estimată teoretic; acest lucru sugerează că Io disipează în prezent energia mare acumulată în timpul unei perioade trecute de stres gravitațional crescut.[21]

Compoziţie

Imagine din Voyager 1 a craterelor și fluxurilor de lavă lângă Ra Patera.

Studierea imaginilor Voyager i-a determinat pe oamenii de știință să creadă că fluxurile de lavă de pe Io sunt compuse în principal din sulf topit. [22] Colorarea acestor fluxuri este de fapt similară cu diferitele forme alotropice ale acestui element. Diferențele de culoare și luminozitate sunt o funcție a temperaturii sulfului poliatomic și a legăturilor care îi mențin atomi. O analiză a fluxului din Ra Patera a dezvăluit materiale colorate diferit, toate asociate cu sulf lichid, la distanțe diferite de punctul de eliberare: materialele întunecate cu un albedo inferior au fost situate în apropierea craterului și cu temperaturi de 252 ° C., materiale roșii în partea centrală a debitului la 177 ° C și materialele portocalii din partea terminală la 152 ° C. [22] Acest model de culoare este tipic pentru lava care iese dintr-un crater central și se răcește pe măsură ce se retrage. Mai mult, măsurătorile efectuate cu instrumentul numit spectrometru și radiometru cu interferometru în infraroșu (IRIS) de către Voyager 1 a emisiilor termice ale Locki Patera au fost în concordanță cu vulcanismul sulfuros. [15] Cu toate acestea, instrumentul IRIS nu a reușit să preia acele lungimi de undă care indică temperaturi mai ridicate. Aceasta înseamnă că temperaturile tipice ale vulcanismului silicat nu au fost descoperite de Voyager. Cu toate acestea, oamenii de știință Voyager au dedus că silicații joacă un rol important în caracterizarea aspectului Io, datorită densității mari a lunii și a faptului că silicații sunt necesari pentru a susține versanții abrupți de-a lungul marginilor paterae. [23] Aceste contradicții între dovezile structurale și datele din măsurătorile spectrografice Voyager au alimentat dezbaterile din comunitatea științifică cu privire la prezența silicatului sau a materialelor sulfuroase în lava lui Io. [24]

Unele studii pe infraroșu de la sol între anii 1980 și 1990 au răsturnat aceste ipoteze sugerând o compoziție bazată în principal pe silicați, în timp ce materialele cu sulf ar juca un rol secundar. [24] În 1986, o erupție strălucitoare pe Io a înregistrat temperaturi de cel puțin 600 ° C, mai mari decât punctul de fierbere al sulfului (442 ° C), sugerând o compoziție pe bază de silicat pentru cel puțin o parte din lava lui Io. [25] Temperaturi similare au fost observate în 1979 odată cu erupția Surt, între cele două întâlniri Voyager și în 1978 în erupția observată de Witteborn și colegii săi. [12] [26] Mai mult, unele modele de fluxuri de lavă pe bază de silicat au sugerat că s-au răcit rapid, astfel încât temperaturile lor de emisie au fost dominate de componente mai reci, cum ar fi lava solidificată, spre deosebire de ceea ce s-a întâmplat în zone mici cu temperatură ridicată lavă topită limitată la zona erupției. [27]

Harta emisiei termice a Io de la sonda Galileo.

Între anii 1990 și 2000 prezența vulcanismului pe bază de silicat cu lavă femică și ultrafemică (bogată în magneziu ) a fost confirmată de sonda Galileo în urma măsurătorilor de temperatură efectuate în corespondență cu numeroasele puncte fierbinți Io, adică punctele în care a existat o emisie a căldurii și a analizei spectroscopice a materialului mai întunecat decât Io. Măsurătorile efectuate de instrumentele Galileo, inclusiv imaginea în stare solidă (SSI) și spectrometrul de cartografiere în infraroșu apropiat (NIMIS), au relevat numeroase puncte fierbinți în care roca avea temperaturi cuprinse între 900 ° C și 1.300 ° C, ca în erupția Pillan Patera în 1997. [5] Estimările inițiale produse în cursul misiunii Galileo care preziceau temperaturi în jurul valorii de 1.700 ° C s-au dovedit a fi supraestimate din cauza modelelor incorecte utilizate pentru calcule. [5] [28] Analiza spectroscopică a materialului întunecat al lui Io a sugerat prezența ortopiroxenelor , cum ar fi enstatita , și a mineralelor silicatate bogate în magneziu, comune în lavele bazaltice feminine și ultrafemice. Acest material întunecat a fost găsit în craterele vulcanice, fluxurile recente de lavă și depozitele piroclastice care înconjoară zonele exploziilor recente. [29] Pe baza măsurătorilor de temperatură și a analizelor spectroscopice, unele tipuri de lavă pe Io pot fi similare cu komatiitul terestru. [30] Încălzirea prin compresie, care crește temperatura magmei pe măsură ce aceasta se ridică la suprafață, ar putea fi un factor util în explicarea erupțiilor cu temperaturi mai ridicate. [5]

Deși există încă dezbateri cu privire la compoziția exactă a lavei, nu există nicio îndoială că sulful și dioxidul de sulf joacă un rol semnificativ în fenomenele observate pe Io. Ambele elemente au fost observate în penele generate de vulcanii lui Io, iar sulful este un element predominant în penele de tip Pele. [31] Fluxuri de lavă foarte strălucitoare au fost observate și pe Io la Tsũi Goab Fluctus, Emakong Patera și Balder Patera, de exemplu, sugerând un vulcanism efuziv bazat pe sulf sau dioxid de sulf. [32]

Tipuri de erupții cutanate

Observațiile lui Io de către sonde și astronomi de la sol au făcut posibilă identificarea diferitelor tipuri de erupții. Cele trei tipuri principale sunt numite intra-patera, efuzive și explozive. Aceste tipuri de erupții diferă în funcție de durată, de energia eliberată, de temperatură (determinată cu imagini în infraroșu), de tipul curgerii de lavă și de faptul dacă este limitată sau nu într-un puț vulcanic. [6]

Erupții intra-patera

Un exemplu de depresiune vulcanică: Tupan Patera.

Erupțiile intra-patera apar în interiorul depresiunilor vulcanice numite paterae, care au în general un fund plat înconjurat de pante abrupte. [33] paterae se aseamănă terestre căldări , dar nu este clar dacă acestea formează ca urmare a prăbușirii unei camere magmă goală, așa cum se întâmplă pe Pământ. O ipoteză sugerează că sunt praguri dezgropate al căror material deasupra a fost aruncat sau integrat în prag. [34] Unele paterae prezintă semne de prăbușire, similar cu ceea ce se întâmplă pe vârful Olimpului Mons pe Marte sau Kīlauea pe Pământ, sugerând că se pot forma ocazional sub formă de calde vulcanice. [33] Întrucât mecanismul de formare a acestor structuri este încă necunoscut, s-a preferat adoptarea termenului latin folosit de Uniunea Astronomică Internațională pentru a le denumi: paterae . În ciuda structurilor similare de pe Pământ și Marte, aceste depresiuni nu se formează pe vârfurile vulcanilor-scut și sunt în general mai mari, având o lățime medie de 41 de kilometri. [33] Adâncimea lor a fost măsurată doar de câteva ori și a fost mai mare de 1 kilometru. [35] Cea mai mare depresiune vulcanică de pe Io este Loki Patera , cu un diametru de 202 kilometri. Oricare ar fi mecanismul de formare, distribuția și morfologia multor patere sugerează că acestea sunt reglementate de fenomene geologice. De fapt, cel puțin jumătate sunt delimitate de greșeli sau de munți. [33]

Imagine cu infraroșu care arată emisia termică nocturnă a lacului de lavă al vulcanului Pele.

Acest tip de erupție poate da naștere atât râurilor de lavă care se răspândesc pe fundul paterei, cât și lacurilor de lavă. [2] [36] Cu excepția observațiilor lui Galileo în timpul celor șapte zboruri apropiate, este dificil să se facă diferența dintre o serie de fluxuri de lavă și un lac de lavă în partea de jos a paterei din cauza rezoluției inadecvate a instrumentelor și a caracteristicilor similare de emisie termică. . Erupțiile intra-patera caracterizate prin fluxuri de lavă, cum ar fi cea a Gish Bar Patera din 2001, pot scoate o cantitate de material similară cu erupțiile care formează lacurile de lavă. [36] Structuri asemănătoare fluxului de lavă au fost observate în numeroase patere, cum ar fi Camaxtli Patera, sugerând că lava revine periodic. [37]

Lacurile de lavă sunt depresiuni acoperite de roci topite cu o crustă subțire solidificată la suprafață. Aceste lacuri sunt conectate direct la un rezervor de magmă subiacent.[38] Observațiile emisiilor termice au scos la iveală o rocă topită strălucitoare de-a lungul marginilor paterei, unde se rupe coaja lacului. În timp, deoarece lava solidificată este mai densă decât lichidul care stă la baza ei, această crustă se poate scufunda, provocând o creștere a emisiilor termice ale vulcanului. [39] Pentru unele lacuri de lavă precum Pele, acest proces are loc continuu, făcând acest vulcan unul dintre cele mai strălucitoare de pe Io în infraroșul apropiat. [40] În alte locuri, cum ar fi la Loki Patera, acest lucru se întâmplă rar. Când începe procesul de scufundare a scoarței, într-unul dintre aceste lacuri mai latente, acesta se răspândește ca un val pe suprafața lacului cu un kilometru pe zi, până când noua lavă a înlocuit-o complet pe cea veche. O nouă erupție se poate întâmpla numai după ce noua crustă s-a răcit și s-a îngroșat suficient încât să nu mai poată pluti pe lava de dedesubt. [41] În timpul acestor episoade de rezervă, Loki poate emite de zece ori mai multă căldură decât atunci când crusta lui este stabilă. [42]

Erupții efuzive

Un exemplu de erupție efuzivă: Culann Patera.

Erupțiile efuzive sunt evenimente de lungă durată care produc fluxuri de lavă extinse. Rocile derivate din aceste fluxuri sunt cele predominante pe suprafața Io. În acest tip de erupție, magma iese din fisurile din fundul paterei sau din fisurile din stâncă, producând fluxuri de lavă lungi similare celor văzute pe Kīlauea din Hawaii. [37] Imaginile produse de nava spațială Galileo au dezvăluit că multe dintre fluxurile mai mari de pe Io, precum cele de la vulcanii Prometeus și Amirani, au provenit din acumularea de mici fisuri pe suprafața fluxurilor mai vechi. [37] Erupțiile efuzive diferă de erupțiile explozive prin durata lor mai lungă și energia redusă eliberată pe unitate de timp. [6] Lava scapă într-un ritm relativ constant și o erupție poate dura ani sau decenii.

Pe vulcanii Amirani și Masubi au fost observate fluxuri de peste 300 de kilometri în lungime. Una dintre acestea, numită Lei-Kung Fluctus și relativ inactivă, se întindea pe o suprafață de 125.000 de kilometri pătrați, puțin mai puțin decât Nicaragua .[43] Grosimea acestei turnări nu a fost determinată de Galileo, dar fisurile individuale de pe suprafața sa aveau o adâncime de aproximativ un metru. În multe cazuri, lava curgea din crăpăturile aflate la zeci sau chiar sute de kilometri de orificiul principal, eliberând o cantitate mare de căldură pe parcurs. Acest lucru sugerează că lava curge în interiorul tunelurilor către suprafață. [44]

Deși aceste erupții au o rată de deversare în general constantă, s-au observat cazuri de deversări bruște de lavă în multe locuri de erupție efuzive. De exemplu, marginea debitului Prometeu s-a deplasat între 75 și 95 de kilometri între pasajul Voyager în 1979 și pasajul Galileo în 1996. [45] Deși mult mai mic decât erupțiile explozive, debitul mediu al acestor fluxuri este încă foarte mare decât acela observate în fluxuri similare pe Pământ. În timpul misiunii Galileo, au fost observate rate de progres de 35-60 de metri pătrați pe secundă pe vulcanii Prometeo și Amirani, în ciuda celor 0,6 metri pătrați pe secundă de pe Kīlauea. [46]

Erupții explozive

Imaginea Galileo a fluxurilor de lavă și a fântânilor de la Tvashtar Patera în 1999.

Erupțiile explozive sunt cele mai violente și se caracterizează printr-o durată scurtă (în ordinea săptămânilor sau lunilor), prin rapiditatea cu care încep, prin cantitatea mare de material expulzat și prin emisia termică ridicată.[47] Acestea determină o creștere bruscă și semnificativă a luminozității Io în infraroșul apropiat. Cea mai puternică explozie văzută vreodată de om a fost observată pe Io de către astronomii de la sol la 22 februarie 2001. [48]

Erupțiile explozive apar atunci când un corp de magmă, numit dig , se ridică din mantaua topită a lui Io la suprafață printr-o ruptură, creând fântâni de lavă spectaculoase. [49] La începutul exploziei, emisia termică este dominată de o radiație infraroșie puternică la 1-3 µm. Este produs de o cantitate mare de lavă proaspătă care iese din fântâni. [50] O explozie la Tvashtar Patera în noiembrie 1999 și februarie 2007 a produs o perdea de lavă de un kilometru înălțime, cu diametrul de 25 de kilometri, la o mică Patera amplasată în complexul mai mare Tvashtar Patera. [49] [51]

Cantitatea mare de lavă evacuată din aceste fântâni a oferit cercetătorilor o oportunitate de a măsura temperatura exactă a lavei pe Io. Temperaturile sugerează prezența dominantă a unei lave ultrafemice cu o compoziție similară cu komatiitul precambrian (aproximativ 1.300 ° C), chiar dacă încălzirea suferită de magmă în timpul ascensiunii sale la suprafață nu poate fi exclusă pentru a explica aceste temperaturi. [5]

Două imagini din Galileo care arată efectele unei erupții explozive la Pillan Patera în 1997.

În timp ce faza pur explozivă, cu formarea de fântâni de lavă, poate dura singură câteva zile până la o săptămână, acest tip de erupție poate continua luni întregi, producând fluxuri de lavă abundente pe bază de silicat. O erupție majoră din 1997 dintr-o ruptură de nord-vest a Pillan Patera a produs peste 21 de kilometri cubi de lavă proaspătă pe o perioadă de două până la cinci luni și jumătate, care a acoperit apoi fundul Pillan Patera. [52] Observațiile Galileo au dezvăluit o rată de expansiune a lavei în timpul erupției din 1997 de 1.000 până la 3.000 de metri pătrați pe secundă. Valori similare au fost observate de Galileo în 2001 la Thor [2] și sunt similare cu cele din erupția Laki din 1783 din Islanda și erupțiile lavei bazaltice. [6]

Erupțiile explozive pot da naștere la schimbări bruște și dramatice la suprafața din jurul locului exploziei, cum ar fi depozite piroclastice mari produse de extracția gazelor din fântânile de lavă. [50] Erupția din 1997 a Pillan Patera a produs un depozit de 400 de kilometri lățime de material silicat întunecat și dioxid de sulf mai ușor. Erupția Tvashtar din 2000 și 2007 a dus la o pană înaltă de 330 de kilometri care a depus un inel roșu de sulf și dioxid de sulf pe o suprafață de 1.200 de kilometri lățime. [53] În ciuda dramatismului acestor evenimente, fără un schimb continuu de materiale, craterele revin adesea la modul în care erau înainte de explozie într-o perioadă de timp care poate varia de la câteva luni (la fel ca pentru cerealele Patera) până la câțiva ani. (în ceea ce privește Pillan Patera). [3]

Pene

O secvență de imagini din New Horizons care arată vulcanul Tvashtar aruncând material înalt de 330 de kilometri.

Descoperirea penelor vulcanice la Pele și Loki Patera în 1979 a dovedit în mod concludent că Io este activ din punct de vedere geologic. [1] În general, aceste pene se formează atunci când elemente volatile precum sulful și dioxidul de sulf sunt aruncate de vulcanii lui Io cu o viteză de până la 1 kilometru pe secundă, creând nori de gaz și praf în formă de umbrelă. Alte elemente care pot fi găsite în panouri sunt sodiul , potasiul și clorul . [54] [55] Deși impresionant de văzut, penele vulcanice sunt relativ neobișnuite. Dintre cei aproximativ 150 de vulcani activi descoperiți pe Io, penele au fost observate doar în câteva zeci dintre acestea. [7] [51] Suprafața limitată acoperită de lavă pe Io sugerează că o mare parte din materialul necesar pentru acoperirea craterelor de impact provine din depozite de pană. [3]

Cel mai comun tip de pană pe Io este cel format în principal din praf, numit și panou de tip Prometheus, care se formează atunci când lava întâlnește dioxid de sulf înghețat, vaporizându-l și aruncându-l în sus. [56] În plus față de vulcanul Prometeu menționat mai sus, pene de acest tip se formează pe Amirani, Zamama și Masubi. Aceste pene sunt de obicei mai mici de 100 de kilometri, cu o rată de erupție care ajunge la 0,5 kilometri pe secundă. [57] Plumele de tip Prometheus sunt prăfuite, cu un interior mai dens și o formă umbrelă. Ele formează adesea depozite circulare destul de strălucitoare, cu o rază cuprinsă între 100 și 250 de kilometri și formate în principal din dioxid de sulf înghețat. Se formează frecvent în corespondență cu erupții efuzive și din acest motiv pot avea o durată foarte lungă. Patru dintre penele observate de Voyager 1 în 1979 au fost, de asemenea, observate de misiunea Galileo și New Horizons în 2007. [14] [51] Deși penele de praf pot fi observate clar în spectrul vizibil din sonde, multe dintre penele de tipul Prometeu are un halou extern mai puțin vizibil și mai bogat în gaze care poate atinge înălțimi considerabile, comparabile cu cele ale celor mai mari panouri de tip Pele. [7]

Cele mai mari pene de pe Io, numite de tip Pele, se formează ca rezultat al unui proces de exoluție a sulfului gazos și a dioxidului de sulf din lacurile de lavă sau magma eruptivă, purtând cu ele material piroclastic silicat . [7] Puținele panouri de tip Pele observate până acum sunt asociate cu erupții explozive și sunt de scurtă durată. [6] Vulcanul Pele este considerat o excepție, deoarece este asociat cu un lac de lavă cu activitate îndelungată, deși se crede că panoul său este intermitent. [7] Temperatura ridicată a craterului și presiunea asociată cu aceste pene generează erupții care pot atinge viteza de un kilometru pe secundă și se pot ridica deasupra solului de la 300 la 500 de kilometri. [57] I pennacchi di tipo Pele formano depositi rossi (dallo zolfo a catena corta) e neri (dal materiale piroclastico ricco di silicati), con anelli rossi che raggiungono un diametro di 1.000 chilometri, come si è osservato in corrispondenza del vulcano Pele. [3] Solitamente sono più deboli dei pennacchi di tipo Prometeo a causa di una minore quantità di polvere, e questo ha valso loro il soprannome di pennacchi fantasmi. Alle volte sono visibili solo dalle immagini scattate mentre Io si trovava nell'ombra di Giove o da quelle scattate nell' ultravioletto . La poca polvere visibile nelle immagini illuminate dal Sole si forma quando lo zolfo e l'anidride solforosa condensano quando raggiungono il culmine della traiettoria. [7] Questo avviene perché questi pennacchi sono privi della colonna centrale di polvere vista nei pennacchi di tipo Prometeo, nei quali la polvere proviene dal punto di eruzione. Esempi di pennacchi di tipo Pele sono stati osservati anche nei vulcani Tvashtar e Grain. [7]

Note

  1. ^ a b c LA Morabito et al., Discovery of currently active extraterrestrial volcanism , in Science , vol. 204, n. 4396, 1979, p. 972, DOI : 10.1126/science.204.4396.972 .
  2. ^ a b c RMC Lopes et al., Lava lakes on Io: Observations of Io's volcanic activity from Galileo NIMS during the 2001 fly-bys , in Icarus , vol. 169, 2004, pp. 140–174, DOI : 10.1016/j.icarus.2003.11.013 .
  3. ^ a b c d P. Geissler et al., Surface changes on Io during the Galileo mission , in Icarus , vol. 169, 2004, pp. 29–64, DOI : 10.1016/j.icarus.2003.09.024 .
  4. ^ a b c d SJ Peale et al., Melting of Io by Tidal Dissipation , in Science , vol. 203, n. 4383, 1979, pp. 892–894, DOI : 10.1126/science.203.4383.892 .
  5. ^ a b c d e L. Keszthelyi et al., New estimates for Io eruption temperatures: Implications for the interior , in Icarus , vol. 192, 2007, pp. 491–502, DOI : 10.1016/j.icarus.2007.07.008 .
  6. ^ a b c d e Lopes; Spencer , Active volcanism: Effusive eruptions, pag. 133-161 .
  7. ^ a b c d e f g PE Geissler; MT McMillan, Galileo observations of volcanic plumes on Io , in Icarus , vol. 197, 2008, pp. 505–518, DOI : 10.1016/j.icarus.2008.05.005 .
  8. ^ FP Fanale et al., Io: A Surface Evaporite Deposit? , in Science , vol. 186, n. 4167, 1974, pp. 922–925, DOI : 10.1126/science.186.4167.922 .
  9. ^ a b J. Morrison; DP Cruikshank, Thermal Properties of the Galilean satellites , in Icarus , vol. 18, 1973, pp. 223–236, DOI : 10.1016/0019-1035(73)90207-8 .
  10. ^ OL Hansen, Ten-micron eclipse observations of Io, Europa, and Ganymede , in Icarus , vol. 18, 1973, pp. 237–246, DOI : 10.1016/0019-1035(73)90208-X .
  11. ^ Lopes; Spencer , A history of the exploration of Io, pag. 5-33 .
  12. ^ a b FC Witteborn et al., Io: An Intense Brightening Near 5 Micrometers , in Science , vol. 203, n. 4381, 1979, pp. 643–646, DOI : 10.1126/science.203.4381.643 .
  13. ^ BA Smith et al., The Jupiter system through the eyes of Voyager 1 , in Science , vol. 204, n. 4396, 1979, pp. 951–972, DOI : 10.1126/science.204.4396.951 .
  14. ^ a b RG Strom et al., Volcanic eruption plumes on Io , in Nature , vol. 280, n. 5725, 1979, pp. 733–736, DOI : 10.1038/280733a0 .
  15. ^ a b R. Hanel et al., Infrared Observations of the Jovian System from Voyager 1 , in Science , vol. 204, n. 4396, 1979, pp. 972–976, DOI : 10.1126/science.204.4396.972-a .
  16. ^ BA Smith et al., The Galilean Satellites and Jupiter: Voyager 2 Imaging Science Results , in Science , vol. 206, n. 4421, 1979, pp. 927–950, DOI : 10.1126/science.206.4421.927 .
  17. ^ J. M Watson, Some Unanswered Questions , su United States Geological Survey , 5 maggio 1999. URL consultato il 10 novembre 2008 .
  18. ^ Turcotte; Schubert , Chemical Geodynamics, pag. 410 .
  19. ^ Turcotte; Schubert , Heat Transfer, pag. 136 .
  20. ^ a b Lopes; Spencer , The Interior of Io, pag. 89-108 .
  21. ^ Davies , Io and Earth: formation, evolution, and interior structure, pag. 53–72 .
  22. ^ a b C. Sagan, Sulphur flows on Io , in Nature , vol. 280, n. 5725, 1979, pp. 750–753, DOI : 10.1038/280750a0 .
  23. ^ GD Clow; MH Carr, Stability of sulfur slopes on Io , in Icarus , vol. 44, 1980, pp. 268–279, DOI : 10.1016/0019-1035(80)90022-6 .
  24. ^ a b JR Spencer; NM Schneider, Io on the Eve of the Galileo Mission , in Annual Reviews of Earth and Planetary Sciences , vol. 24, 1996, pp. 125–190, DOI : 10.1146/annurev.earth.24.1.125 .
  25. ^ TV Johnson et al., Io: Evidence for Silicate Volcanism in 1986 , in Science , vol. 242, n. 4883, 1988, pp. 1280–1283, DOI : 10.1126/science.242.4883.1280 .
  26. ^ WM Sinton et al., Io: Ground-Based Observations of Hot Spots , in Science , vol. 210, n. 4473, 1980, pp. 1015–1017, DOI : 10.1126/science.210.4473.1015 .
  27. ^ MH Carr, Silicate volcanism on Io , in Journal of Geophysical Research , vol. 91, 1986, pp. 3521–3532, DOI : 10.1029/JB091iB03p03521 .
  28. ^ AG Davies et al., Thermal signature, eruption style, and eruption evolution at Pele and Pillan on Io , in J. Geophys. Res. , vol. 106, E12, 2001, pp. 33.079–33.103, DOI : 10.1029/2000JE001357 .
  29. ^ PE Geissler et al., Global Color Variations on Io , in Icarus , vol. 140, 1999, pp. 265–282, DOI : 10.1006/icar.1999.6128 .
  30. ^ DA Williams et al., A komatiite analog to potential ultramafic materials on Io , in J. Geophys. Res. , vol. 105, E1, 2000, pp. 1671–1684, DOI : 10.1029/1999JE001157 .
  31. ^ J. Spencer et al., Discovery of Gaseous S 2 in Io's Pele Plume , in Science , vol. 288, n. 5469, 2000, pp. 1208–1210, DOI : 10.1126/science.288.5469.1208 .
  32. ^ DA Williams et al., Mapping of the Culann–Tohil region of Io from Galileo imaging data , in Icarus , vol. 169, 2004, pp. 80–97, DOI : 10.1016/j.icarus.2003.08.024 .
  33. ^ a b c d D. Radebaugh et al., Paterae on Io: A new type of volcanic caldera? , in J. Geophys. Res. , vol. 106, 2001, pp. 33.005–33.020, DOI : 10.1029/2000JE001406 .
  34. ^ L. Keszthelyi et al., A Post-Galileo view of Io's Interior , in Icarus , vol. 169, 2004, pp. 271–286, DOI : 10.1016/j.icarus.2004.01.005 .
  35. ^ Schaber , The geology of Io, pag. 556–597 .
  36. ^ a b JE Perry et al., Gish Bar Patera, Io: Geology and Volcanic Activity, 1997–2001 ( PDF ), XXXIV Lunar and Planetary Science Conference , Clear Lake City, Texas, 2003.
  37. ^ a b c L. Keszthelyi et al., Imaging of volcanic activity on Jupiter's moon Io by Galileo during the Galileo Europa Mission and the Galileo Millennium Mission , in J. Geophys. Res. , vol. 106, 2001, pp. 33.025–33.052, DOI : 10.1029/2000JE001383 .
  38. ^ Davies , Effusive activity: landforms and thermal emission evolution, pag. 142-145 .
  39. ^ DL Matson et al., Io: Loki Patera as a magma sea , in J. Geophys. Res. , vol. 111, 2006, pp. E09002, DOI : 10.1029/2006JE002703 .
  40. ^ J. Radebaugh et al., Observations and temperatures of Io's Pele Patera from Cassini and Galileo spacecraft images , in Icarus , vol. 169, 2004, pp. 65–79, DOI : 10.1016/j.icarus.2003.10.019 .
  41. ^ JA Rathbun; JR Spencer, Loki, Io: New ground-based observations and a model describing the change from periodic overturn , in Geophysical Research Letters , vol. 33, 2006, pp. L17201, DOI : 10.1029/2006GL026844 .
  42. ^ RR Howell; RMC Lopes, The nature of the volcanic activity at Loki: Insights from Galileo NIMS and PPR data , in Icarus , vol. 186, 2007, pp. 448–461, DOI : 10.1016/j.icarus.2006.09.022 .
  43. ^ Davies , The view from Galileo, pag. 155-177 .
  44. ^ AS McEwen et al., Galileo at Io: Results from High-Resolution Imaging , in Science , vol. 288, n. 5469, 2000, pp. 1193–1198, DOI : 10.1126/science.288.5469.1193 .
  45. ^ AS McEwen et al., Active Volcanism on Io as Seen by Galileo SSI , in Icarus , vol. 135, 1998, pp. 181–219, DOI : 10.1006/icar.1998.5972 .
  46. ^ Davies , Prometheus and Amirani: effusive activity and insulated flows, pag. 208-216 .
  47. ^ Davies , Between Voyager and Galileo: 1979-1995, pag. 27–38 .
  48. ^ F. Marchis et al., High-Resolution Keck Adaptive Optics Imaging of Violet Volcanic Activity on Io , in Icarus , vol. 160, 2002, pp. 124–131, DOI : 10.1006/icar.2002.6955 .
  49. ^ a b L. Wilson; JW Head, Lava Fountains from the 1999 Tvashtar Catena fissure eruption on Io: Implications for dike emplacement mechanisms, eruptions rates, and crustal structure , in J. Geophys. Res. , vol. 106, 2001, pp. 32,997–33,004, DOI : 10.1029/2000JE001323 .
  50. ^ a b Davies , Pillan and Tvashtar Paterae: lava fountains and flows, pag. 192-207 .
  51. ^ a b c JR Spencer et al., Io Volcanism Seen by New Horizons: A Major Eruption of the Tvashtar Volcano , in Science , vol. 318, n. 5848, 2007, pp. 240–243, DOI : 10.1126/science.1147621 .
  52. ^ AS McEwen et al., High-temperature silicate volcanism on Jupiter's moon Io , in Science , vol. 281, n. 5373, 1998, pp. 87–90, DOI : 10.1126/science.281.5373.87 .
  53. ^ EP Turtle et al., The final Galileo SSI observations of Io: orbits G28-I33 , in Icarus , vol. 169, 2004, pp. 3–28, DOI : 10.1016/j.icarus.2003.10.014 .
  54. ^ FL Roesler et al., Far-Ultraviolet Imaging Spectroscopy of Io's Atmosphere with HST/STIS , in Science , vol. 283, n. 5400, 1999, pp. 353–357, DOI : 10.1126/science.283.5400.353 .
  55. ^ PE Geissler et al., Galileo Imaging of Atmospheric Emissions from Io , in Science , vol. 285, n. 5429, 1999, pp. 870–874, DOI : 10.1126/science.285.5429.870 .
  56. ^ MP Milazzo et al., Observations and initial modeling of lava-SO2 interactions at Prometheus, Io , in J. Geophys. Res. , vol. 106, 2001, pp. 33121–33128, DOI : 10.1029/2000JE001410 .
  57. ^ a b AS McEwen; LA Soderblom, Two classes of volcanic plume on Io , in Icarus , vol. 58, 1983, pp. 197–226, DOI : 10.1016/0019-1035(83)90075-1 .

Bibliografia

Titoli generali

  • ( EN ) George Forbes, History of Astronomy , Londra, Watts & Co., 1909.
  • ( EN ) Paul Murdin, Encyclopedia of Astronomy and Astrophysics , Bristol, Institute of Physics Publishing, 2000, ISBN 0-12-226690-0 .
  • AA.VV, L'Universo - Grande enciclopedia dell'astronomia , Novara, De Agostini, 2002.
  • J. Gribbin, Enciclopedia di astronomia e cosmologia , Milano, Garzanti, 2005, ISBN 88-11-50517-8 .
  • W. Owen, et al, Atlante illustrato dell'Universo , Milano, Il Viaggiatore, 2006, ISBN 88-365-3679-4 .

Titoli specifici

Sul sistema solare

  • ( EN ) Vari, Encyclopedia of the Solar System , Gruppo B, 2006, p. 412, ISBN 0-12-088589-1 .
  • F. Biafore, In viaggio nel sistema solare. Un percorso nello spazio e nel tempo alla luce delle ultime scoperte , Gruppo B, 2008, p. 146.
  • C. Guaita, I giganti con gli anelli. Le rivoluzionarie scoperte sui pianeti esterni , Gruppo B, 2009, p. 114.

Su Giove

Sul satellite

  • ( EN ) Rosaly MC Lopes; John Robert Spencer, Io after Galileo , Springer-Praxis, 2007, ISBN 3-540-34681-3 .
  • ( EN ) DL Turcotte; G. Schubert, Geodynamics , 2ª edizione, Cambridge University Press, 2002, ISBN 0-521-66186-2 .
  • ( EN ) A. Davies, Volcanism on Io: A Comparison with Earth , Cambridge University Press, 2007, ISBN 0-521-85003-7 .

Voci correlate

Altri progetti

Collegamenti esterni

Controllo di autorità LCCN ( EN ) sh2006008091
Sistema solare Portale Sistema solare : accedi alle voci di Wikipedia sugli oggetti del Sistema solare
Estratto da "https://it.wikipedia.org/w/index.php?title=Vulcanismo_su_Io&oldid=118759903 "