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
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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
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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
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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
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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
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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
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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:
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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
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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
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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
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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
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Satélites
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Superfícies
Crateras
Vulcanismo
Atividade tectônica
Canais, montanhas
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Morfologia superficial
Gravidade e rotação
Atividade tectônica
Efeitos atmosfericos Superfícies modificadas
Processos endogênicos
Processos exognênicos
Colisões
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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
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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
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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
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Lua:depressão de impactopreenchida por lava
Vênus:depressões causadaspelo afundamento debolhas causadas por aquecimento local esubseqüente esfriamento
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Europa
Miranda
Calisto
Enceladus
Marte
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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
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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
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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
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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)
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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
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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
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Olympus Mons700km x 25km
Marte
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Tharsis Elysiumlava flúida
Planices vulcânicas hemisferio Norte
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Largura ~ 300kmAltura ~ 100km
Enxofre!!
Io
Lua
mare
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Meteoritos HED
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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
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![Page 35: Daniela Lazzaro Julho 2007 C iências P lanetárias: C iências P lanetárias: um curso introdutório um curso introdutório.](https://reader035.fdocument.pub/reader035/viewer/2022070311/552fc10b497959413d8c29fc/html5/thumbnails/35.jpg)
Marte: canais água
1. “runoff”
múltiplos
Terras-altas: pequenos chuva
sinuosos
2. “outflow”
largosChryse Planitia: degelo
longos
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Mars Odysseymaio-2002
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Europa: oceano abaixo da crosta
Água líquida
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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
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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)
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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
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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
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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
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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
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Caloris Basin
1400km largura
anéis de montanhas 3km
Crateras duplas
Mercúrio
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Venus
multiplas crateras
Terra
Erosão: ventos chuva água terremotos
vulcões, etc.
homen!
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Marte
Yuty - 8km - “splosh” crater
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Callisto: crateras em cadeia
Phobos: tamanho limite
Mimas: 120/400km
Europa: sobre gelo
Satélites
Phobos
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Asteróides
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Cometas Wild 2Stardust
Tempel 1Deep-Impact
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Na falta de uma superfície...
Shoemaker-Levy 9 - Descoberto: março 1993 - Colisão: julho 1994
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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