Daniela Lazzaro Julho 2007 C iências P lanetárias: C iências P lanetárias: um curso...
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Daniela Lazzaro
Julho 2007
CCiências iências PPlanetárias: lanetárias: um curso introdutório um curso introdutório
Aula 1: O Sistema Solar e sua formação
Aula 2: Interiores e Superfícies
Aula 3: Atmosferas e Magnetosferas
Aula 4: As Diversas Populações do Sistema Solar
Interiores e Superfícies
1. Estrutura interna
2. Superfícies
a. Morfologia superficial
• Gravidade e rotação
• Atividade tectônica: estruturas, placas, vulcanismo
• Efeitos atmosféricos
b. Crateras de impacto
Estrutura interna dos corpos do Sistema Solar
Interiores não podem ser observados (Terra e Lua, ondas sismicas)
Estimativa da estrutura interna requer:• suposições quanto a composição • equação de estado do material• estrutura de T depende:
fontes de energiamecanismos de transporte de calor mecanismos de perda de calor
modelo
observações
Tendo: massa, tamanho e forma
densidade média composição
pequenos: gelo / alta porosidade ~ 1 g cm-3
grandes: hélio e hidrogênio
<= 3 g cm-3 objeto rochoso
> 3 g cm-3 ferro
Tendo: tamanho, densidade, resistência do material e rotação
sem rotação forma esférica Todo corpo “tipo-fluido”
com rotação esferóide oblato
estado de energia mínima
deformável em tempos geológicos ( ~ milhões de anos) = plasticidade
Forma depende de sua plasticidade + sua taxa de rotação
figura de equilíbrio do efeito combinado gravidade + força centrifuga
equilíbrio hidrostático:
R
r
p drrrgrP ')'()'()(
determina-se P em qualquer ponto do planeta se conhecido)(r
Equações do interior
4 4
3 32
8 8c
GM GMP
R R
fases dos materiais do interior, em função da T e P:
),(),( PTGPTG msml energia livre de Gibbs
A obtenção de valores empíricos é simples a baixaspressões mas os interiores planetários tem pressõese temperaturas muito altas difíceis de reproduzir em laboratório
Equação de estado:
),,( ifTPP composição
equação de estado é obtida a T ambiente e modificada por medidas a T e P maiores
Relação pressão-densidade:
nKP /11 3/5,2/3
,0
Pn
nPbaixas P:
altas P:
planeta incompressível 3RM
se a pressão interna aumenta ao ponto dos elétrons se tornarem degenerados o tamanho do planeta diminui a medida que aumenta a massa estrelas anãs brancas
3
1
RM
abaixo mais massa aumenta o raio Existe limite:
acima mais massa diminui o raio Júpiter está próximo do limite!
Relação massa-raio:
Sismologia fornece informações sobre interior
estudo da passagem de ondas plásticas no interior do planeta
terremotosimpactos de meteoritosexplosões vulcânicasexplosões não naturais (homem)
se propagam no interior, refletidas e transmitias nas interfaces onde varia
Oscilações na direção da propagação da onda
Oscilações transversaisà direção de propagação
Compressão e rarefação do material
Stress e rotação do material
ondas P, ou Primárias ondas S, ou Secundárias
Terra Perfil de densidade
Interface entre o manto sólidoe o núcleo externo líquido
Descontinuidade entre o núcleo externo líquido e o núcleo interno sólido
Descontinuidade de Mohorovicic oude Moho entre a crosta e o manto superior
Mercúrio: maior densidade “uncompressed” 60% metal campo magnético interior líquido
Venus: interior quente devido a vulcanismo não tem magnetosfera núcleo rico em metais
Marte: densidade 3, 9 e 3,8 (unc.) pouco metal núcleo (FeS) não tem magnetosfera
Lua: pouco metal muito material do manto
Interior é governado pela pressão
centro 100 x 106 bars, densidade 31g/cm
(Terra: P = 4 x106 bar, ρ = 17g/cm3)
Nuvens: H, He gás
Hidrogênio metálico
H líquido eletrons livres
comportamento metal
Núcleo: rochas + gelos
Fe, Si, O C, N, O, + H
Planetas Gigantes
Satélites
Superfícies
Crateras
Vulcanismo
Atividade tectônica
Canais, montanhas
Morfologia superficial
Gravidade e rotação
Atividade tectônica
Efeitos atmosfericos Superfícies modificadas
Processos endogênicos
Processos exognênicos
Colisões
Gravidade e rotação
corpo esférico corpo oblato geóide
Superfície equipotencial de uma elipse em rotação em torno do seu eixo menor
Mapa de gravidade (geóide) da Terra
Topografia medida em relação ao geóide
estrutura local (ex: montanha) sobrevive à gravitação dependendo da densidade e coesão do material
Movimentos de deslizamento (“downhill”) são induzidospela gravidade mas sua ocorrência depende da pendentecomparada com o “ângulo de repouso” do material
maior inclinação que determinado material suporta
corpos pequenos com pequena gravidade podem manteruma forma não esférica
depende
materialgranulaçãoquantidade de ar e águatemperatura
Atividade tectônica
Estruturas tectônicas
Movimentos da crosta
deformações causadas por movimentos da superfície, inclusive aqueles causados por esticamento e compressão da crosta
Muitos corpos apresentam evidências de movimentos da crostadevido ao encolhimento e/ou expansão das camadas superficiaiscausados pelo aquecimento e esfriamento nos primórdios
Considere um planeta em formação como uma bola de magma quente e fluída as camadas mais externas estão em contato com o espaço frio ao redor esfriam primeiro por radiação do calor uma crosta fina é formada acima do magma quente.Enquanto a crosta esfria também afundaConvecção no manto pode mover ¨hot spots¨ a aquecer a crosta localmente levando à expansão local da crostaO interior esfria através de convecção e conducção com escapes vulcânicos em locais aonde crosta é fina e pode ser quebrada aumento do peso sobre a crosta pela lava provoca depressões locais
Lua:depressão de impactopreenchida por lava
Vênus:depressões causadaspelo afundamento debolhas causadas por aquecimento local esubseqüente esfriamento
Europa
Miranda
Calisto
Enceladus
Marte
Placas tectônicas
200Myr atrás só tinha um continente: Pangaea
Desde então os continentes tem se separado e afastado:continental drift
induzido pela tectônica de placas
litosfera (crosta) consiste de ~10 grandes placas flutuando em cima da atenosfera
Placas se movem uma em relação as outras ~ 20cm p/ano
movimento das placas causado por convecção no manto estrutura global de circulação com as placas se movendo em cima
não se conhece a força que gera a conveçcão no manto
1. placas se afastam na cordilheira oceânica magma sobe nova crosta
2. placas colidem ou deslizam uma contra a outra gerando terremotos
3. quando uma placa oceânica e uma continental colidem a placa oceânica (mais pesada) vai para baixo aonde é novamente aquecida novas rochas metamórficas são formadasderretimento da crosta ocorre em um meio rico em água
a solidificação deste novo magma resulta em rochas graníticas
ciclo no fundo dos oceanos ocorre numa escala de tempo de 108 anos
Tectonismo de placas é observado apenas na Terra
Mercúrio, Marte e Lua por serem pequenos, resfriaram muito rapidamente criando uma espessa litosfera
Vênus parece mostrar algum indício de movimentolateral tectônico mas não associado a placas
Crosta oceânica– formada: limites divergentes cordilheiras
- destruída: limites convergentes
crosta derretida ~= crosta formada
~60.000km cordilheiras ativas + taxa separação ~ 4cm/ano =
2 km2/ano crosta nova
Vulcanismoalguns corpos mostram indícios de vulcanismo passado hoje: apenas Terra e Io
Explosões vulcânicas modificam:- superfície - recobrindo velhas
estruturas e criando novas- atmosfera e clima
Requisito para a atividade vulcânica: presença de um material quente e líquido, magma, abaixo da crosta
Possíveis fontes de calor para criar o magma:(i) calor gerado durante a formação do planeta (ex: Terra) e através da
continua diferenciação de material (ex: Saturno)(ii) interação de maré entre diversos corpos sólidos (ex: Io)(iii) nuclideos radiativos (fonte importante em todos os planetas terrestres)
atividade vulcânica é encontrada na borda entre duas placas tectônicas
acima de “plumes” termais quentes do manto
emissão de gás e vapor sem a erupção de lava ou material piroclástico marca os últimos estágios de atividade vulcânica
Sif Mons: vulcão escudo diâmetro ~ 500km altura ~ 3 km caldera ~ 40km
Venus
Gula Mons: ~4km caldera ~ 100km
Domes: lava viscosa homogenea, ~ circulares, ~25km x ~2km
Olympus Mons700km x 25km
Marte
Tharsis Elysiumlava flúida
Planices vulcânicas hemisferio Norte
Largura ~ 300kmAltura ~ 100km
Enxofre!!
Io
Lua
mare
Meteoritos HED
Efeitos atmosféricos
Água, fluídosVentosReações químicas
Deslizamentos com velocidade dependendo: viscosidade do fluído, terreno e gravidade
Movimento de poeira dependendo: densidade, viscosidade, temperatura, composição e rugosidade do solo
Interação entre atmosfera e superfícielevando a processos de “weathering”(intemperismo) dependendo da composição da atmosfera e das rochas
Marte: canais água
1. “runoff”
múltiplos
Terras-altas: pequenos chuva
sinuosos
2. “outflow”
largosChryse Planitia: degelo
longos
Mars Odysseymaio-2002
Europa: oceano abaixo da crosta
Água líquida
Crateras de impacto
Envolve a transferência instantânea de energia do projétil para o alvo
se existir uma atmosfera o projétil é primeiramente observado como uma bola de fogo = bólide
Velocidades típicas grandes meteoróides ~ 10 – 40 km s-1
cometas (longo) período ~ 75km s-1
Um meteoróide de níquel-ferro de ~30m impacta com uma energia ~1023 ergs
igual a um terremoto de magnitude 7.7
Ex.: Meteor Crater com um diâmetro ~1km e profundidade ~200m foi formado num minuto por um meteoro de níquel-ferro de ~30m de diâmetro
Formação da cratera
Energia cinética relativa transferida no corpo através de ondas de choqueno alvo
Rápida seqüência de eventos: início projétil toca o alvo fim últimos fragmentos caem em torno da cratera
Três estágios:
Estágio de contato e compressão
Estágio de ejeção ou escavação
Estágio de colapso e modificação
1. Estágio de contato e compressãono projétil
- velocidade típica de um meteoróide de rocha (ρ ~ 3 g cm-3) com um planeta tipo Terra = ~10km s-1
- velocidade de ondas sísmicas ~ alguns km s-1
Velocidade deimpactosupersônica
0
0 0
0 00
( )
( )( )
2
p
p
v v v
P P v v
P P V VE E
índice 0 não comprimidosem índice comprimidoρ densidadeV volume p/ unidade de massaP0 pressão na frente do choqueP pressão atrás do choquev velocidade do choquevp velocidade da partícula atrás do choqueE0 energia interna p/ unidade de massa na frente do choqueE energia interna p/ unidade de massa atrás do choque
Propagação ondas de choque conservação de massa, momentum e energia(equações de Hugoniot)
onda de choque no ponto de contato comprime projétil e alvo grandes pressõesrochas são comprimidas facilmente P >> Mbar e vaporizam quando subitamente de-comprimidas P > 600 kbar
hemisfério de alta pressão centrado no ponto de contato material é pulverizado pela de-compressão devido à rarefação da onda jatos com velocidades de vários km p/seg. - jatos ocorrem ~ instantaneamente quando projétil toca alvo- impacto se propagando hemisfericamente dentro do alvo: onda sísmica
Ondas de rarefação se formam atrás da onda de choque devido a presença de superfícies livres atrás do projétil (não sustentam altas pressões)
onda de choque viaja através do projétil de-comprimindo o material até pressão ~zero
projétil derrete ou vaporiza completamente devido a descompressão formando uma nuvem de vapor ou bola de fogo que escapa da cratera
estágio de contato e compressão: t = ~ 1-100ms para meteoróides entre 10m e 1km tempo da onda de choque e subseqüente onda de rarefação atravessar o projétil
2. Estágio de ejeção ou escavação
A nuvem de vapor expande adiabaticamente para cima e para fora punhado de gás a uma distância r é acelerado:
2
2
1
g
d r dP
dt dr
densidade do gás
Simultaneamente a onda de choque se propaga dentro do alvo enquanto se expande e se enfraquece
Rochas e fragmentos escavados são jogados em trajetórias balísticas, quase parabólicas
Devido à onda de rarefação o material se move paracima com velocidades dirigidas radialmente parafora do ponto de impacto
Fluxo escavado forma uma cortina de ejetas em forma de cone invertido
- velocidades ~ 100m s-1
- lados da cratera se expandem até toda energia ser dissipada pela viscosidade ou levada pelos fragmentos ejetados- cratera resultante é várias vezes maior do que o projétil - a cratera é ~ hemisférica até a máxima profundidade ser atingida, depois cresce horizontal- material ejetado forma o lençol de ejeta até 1 ou 2 vezes o raio da cratera- fragmentos ejetados recaindo na superfície deslizam (raios)- morfologia do lençol de ejeta depende do material presente na superfície- alguns fragmentos formam crateras secundárias- raios brilhantes emanam das crateras maiores (material derretido do projétil)
final do estágio de escavação: cratera transiente
forma tamanho
projétil
tamanhovelocidadecomposiçãoângulo de impacto
gravidadesuperfície
energia cinética projétil
3/1ED alvo
3. Colapso e modificação da cratera
gravidade do alvocratera é modificada
relaxação do material comprimido no fundo da cratera
fragmentos restantes deslizam p/ fundo e piso recebe empuxo para cima: pico central
se pico central alto demais colapsa anel de picos
bordas da cratera colapsam
aumenta diâmetro enche o fundo forma terraços nas laterais
processo de colapso = vários minutosmodificação da morfologia da cratera = meses, anos, séculos
Caloris Basin
1400km largura
anéis de montanhas 3km
Crateras duplas
Mercúrio
Venus
multiplas crateras
Terra
Erosão: ventos chuva água terremotos
vulcões, etc.
homen!
Marte
Yuty - 8km - “splosh” crater
Callisto: crateras em cadeia
Phobos: tamanho limite
Mimas: 120/400km
Europa: sobre gelo
Satélites
Phobos
Asteróides
Cometas Wild 2Stardust
Tempel 1Deep-Impact
Na falta de uma superfície...
Shoemaker-Levy 9 - Descoberto: março 1993 - Colisão: julho 1994
Aula 1: O Sistema Solar e sua formação
Aula 2: Interiores e Superfícies
Aula 3: Atmosferas e Magnetosferas
Aula 4: As Diversas Populações do Sistema Solar