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

3. Superfícies

a. Morfologia superficial

• Gravidade e rotação

• Atividade tectônica: estruturas, placas, vulcanismo

• Efeitos atmosféricos

c. 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 Rp pﾣ ﾣ

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 gásHidrogênio 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 formadas

derretimento 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:(iv) 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”

múltiplosTerras-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

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Aula 2: Interiores e Superfícies

Aula 3: Atmosferas e Magnetosferas

Aula 4: As Diversas Populações do Sistema Solar