Planetární procesy

1. Pojmy	2. Vznik sluneční soustavy	3. Planetární procesy	4. Procesy na Zemi	5. Země. Meteority
6. Náš Měsíc	7. Dálkový průzkum Země	8. Merkur	9. Měsíc. Mars	10. Venuše, naše dvojče
11. Jupiter & Jupiterovy měsíce	12. Saturn, prstence & Jupiterovy měsíce	13. Uran	14. Neptun	15. Pluto, Charon & Komety

IMPAKTNÍ

Impaktní události, jako například ty, které vytvořily Meteor Crater asi před 50 000 lety v Arizoně a impaktní strukturu Manicouagan asi před 210 miliony let v Quebecu, představují dominantní proces planetární akrece (růstu) a restrukturalizace povrchu. Planety bez výrazného tektonického přepracování, zvětrávání nebo eroze povrchu mají starý povrch, který odráží četné impakty v raných fázích růstu. Ačkoli se rychlost impaktů za posledních 4,5 miliardy let snížila, k těmto událostem stále periodicky dochází, občas s dostatečnou energií, aby způsobily masivní destrukci. Více se tomuto tématu budeme věnovat, až budeme probírat geologii Měsíce a masová vymírání na Zemi.

Kráter Manicouagan

Kráter Meteor

Řetězce impaktních kráterů na Callisto:

Gipul Catena je nejdelší z asi 12 takových řetězců na Callisto, jednom ze 4 Jupiterových satelitů velikosti planety. Je dlouhá 620 kilometrů a je největší. Pro více informací navštivte stránku NASA Callisto

Navštivte prezentaci pozemských impaktních kráterů

Zpracovali Christian Koeberl a Virgil L. Sharpton

http://www.lpi.usra.edu/publications/slidesets/craters/

Další stránky, které můžete navštívit, jsou následující:

http://seds.lpl.arizona.edu/nineplanets/nineplanets/callisto.html

http://photojournal.jpl.nasa.gov/catalog/PIA03379

http://www.lpl.arizona.edu/SIC/impact_cratering/intro/

http://observe.arc.nasa.gov/nasa/exhibits/craters/impact_home.html

Srážka komety Shoemaker-Levy s Jupiterem: http://www.jpl.nasa.gov/sl9/sl9.html

Objekty v blízkosti Země (zdroje v knihovně ústředí NASA): http://www.hq.nasa.gov/office/hqlibrary/pathfinders/aster.htm

Asteroidy, komety, meteory a blízkozemní objekty

: http://impact.arc.nasa.gov/index.html

Eugene a Carolyn Shoemakerovi napsali 6. kapitolu naší učebnice. Jako tým tito autoři nesmírně přispěli k našim znalostem o impaktech a vyhlídkách na ničivé srážky v budoucnosti. Kometu Shoemaker-Levy, která v roce 1996 narazila do Jupiteru, objevili manželé Shoemakerovi a jejich kolega David Levy. (Gene Shoemaker tragicky zahynul a Carolyn Shoemakerová byla zraněna při autonehodě během práce na impaktních strukturách v Austrálii v létě 1997).

PLANETÁRNÍ DIFERENCIACE

Z hlediska planetárního vývoje a geologických procesů znamená diferenciace učinit homogenní těleso heterogenním. To často odráží změny v relativních poměrech chemických a mineralogických složek z jednoho místa na druhé. Planetární diferenciace tedy označuje procesy, které způsobují, že se v podstatě homogenní akreční těleso, které je tvořeno prvotním slunečním materiálem, rozdělí na vrstvy s různými chemickými a/nebo fyzikálními vlastnostmi. Pokud je planetární těleso dostatečně velké, vytvoří se v něm jádro, plášť a kůra, z nichž každá se může dále dělit. Každá vrstva Země má svůj vlastní soubor dílčích dělení, například: svrchní, střední a spodní kůra.

• Planetární diferenciace, Windows to the Universe by the U. of Michigan: http://www.windows.ucar.edu/
• Geofyzikální procesy v diferenciaci planet: http://travesti.eps.mcgill.ca/~olivia/tp2002b/lectures/node40.html
• Stránka sítě Země a vesmír o formování planet: http://earthspace.net/solar_system/Earth_html/under_the_surface.html
• Absolutní astronomie: http://www.absoluteastronomy.com/reference/planetary_differentiation
• Odpovědi — Wikipedie: http://www.answers.com/topic/planetary-differentiation

POZNÁMKA: Zemská litosféra se skládá z celé vrstvy zemské kůry a nejsvrchnější části pláště. Plášť bezprostředně pod litosférou je astenosférický plášť, který je chemicky a mineralogicky podobný litosférickému plášti, ale je částečně roztavený a tvoří plastickou vrstvu, po které se pohybují litosférické desky. Přechod litosféry do astenosféry je důsledkem procesů mimo ty, které způsobily diferenciaci do vrstev. Viz modul 4 Země.

Planetární diferenciace souvisí především s teplem, tj. je projevem vnitřního ohřevu, tavení a segregace složek. Hustší složky klesají do středu a vytvářejí jádro bohaté na Fe-kovy, zatímco méně hustý materiál stoupá a vytváří silikátovou kůru. Tlak a teplota se v planetárním tělese zvyšují s hloubkou, takže minerály, které jsou stabilní v jedné hloubce, nemusí být stabilní v jiné hloubce.

Planety se začínají zahřívat v raných fázích svého vývoje a energetický rozpočet planety zahrnuje několik procesů:

Impaktní ohřev vzniká při dopadu bolidu (komety, asteroidu, meteoru) na těleso ve vesmíru. Kinetická energie bolidu přechází do rozprašování a vypařování jak impaktoru, tak části povrchu planety. Část se přemění na rázové vlny, které se šíří planetou, a zbytek se přemění na teplo. Při některých velkých impaktech dochází k okamžitému roztavení hornin. Důkazem impaktního tavení jsou tektity nalezené na Zemi a skleněné kuličky nalezené v měsíční půdě (chemicky se odlišují od vulkanických skel, která se rovněž nacházejí v měsíční půdě).

	Přílivové teplo vzniká mírnou vnitřní deformací proti třecímu odporu při oběhu jednoho planetárního tělesa kolem druhého. Kolísání gravitace je důsledkem změny relativní polohy obou těles. Například příliv a odliv na Zemi je přímou reakcí na polohy Měsíce a Slunce. Gravitační poruchy jsou také důsledkem nepravidelné dráhy, takže vzdálenost oddělující planetární tělesa není konstantní. Nejlepším příkladem slapového ohřevu ve Sluneční soustavě je soustava Jupiteru, kde malý vnitřní měsíc Io vykazuje aktivní vulkanismus v důsledku intenzivního vnitřního ohřevu.
Sluneční teplo je zodpovědné za povrchové zvětrávání a erozní procesy na planetách, které mají atmosféru, ale způsobuje také zahřívání povrchu na planetách s řídkou nebo žádnou atmosférou. Množství sluneční energie, které skutečně dosáhne povrchu, závisí na několika faktorech, například na hustotě a složení mraků. Povrch Venuše dosahuje v důsledku slunečního ohřevu teplot kolem 700 stupňů Celsia. To naznačuje, že tepelný gradient pod povrchem je v důsledku zvýšené počáteční teploty povrchu také poměrně vysoký. Množství vnitřního tepla ztraceného do vesmíru tak může být výrazně ovlivněno teplotou povrchu.
	Radiogenní teplo vzniká při rozpadu radioaktivních izotopů. Z modulu 1 víme, že při nukleosyntéze vzniká celá řada nuklidů, které tvoří sluneční mlhovinu. Při vzniku planet se do nich dostávají přirozeně se vyskytující radioaktivní prvky, například 235U a 40K, jejichž poločas rozpadu se měří v miliardách let. Tyto nuklidy s dlouhým poločasem rozpadu jsou stále přítomny na Zemi a dalších planetárních tělesech, i když v menším množství než v době vzniku Sluneční soustavy. To umožňuje trvalý dlouhodobý ohřev během planetárního vývoje. Radionuklidy s relativně krátkým poločasem rozpadu měřeným v tisících až milionech let, jako je 26Al, se rozpadly na počátku planetárního vývoje a byly zodpovědné za počáteční vnitřní ohřev.
	Vnitřní ohřev může být také způsoben tvorbou jádra, při kterémžto procesu se potenciální energie klesající husté hmoty přeměňuje na teplo, když materiál klesá směrem do hloubky. To se nepovažuje za významný faktor, který by přivedl nitro planety do blízkosti tavení, protože příslušný materiál by se musel nejprve částečně roztavit, aby vůbec došlo k segregaci.

Nejdůležitějším procesem generujícím teplo, který se podílí na diferenciaci planet, je radiogenní rozpad. Horniny jsou izolační materiály, takže teplo se přenáší vedením velmi pomalu na povrch, odkud je sáláním odváděno do vesmíru. Kvůli této pomalé rychlosti přenosu tepla se různé části nitra planety zahřívají až k částečnému roztavení. Při vzniku magmatu a jeho vstřikování do jiných oblastí planetárního tělesa (obvykle směrem vzhůru do nadložních vrstev) se teplo přenáší konvekcí v důsledku pohyblivosti roztaveného materiálu. Těkavé prvky a sloučeniny, jako je voda, oxid uhličitý, síra atd., zvyšují přenos tepla konvekcí.

Navštivte online učebnici geochemie W. M. Whitea, kde najdete důkladné pojednání o vývoji Země. Tato učebnice je také skvělým zdrojem informací pro všechny otázky týkající se geochemie.

KAMENY TVOŘÍCÍ MINERÁLY

Kameny jsou tvořeny minerály, z nichž většina jsou křemičitany vzniklé kombinací některých kationtů (Mg, Fe, Ca, Na, K atd.) s SiO2 (oxidem křemičitým). Mezi další minerály patří jednoduché oxidy (např. magnetit, chromit), halogenidy (sůl = halit, sylvit), sulfidy (pyrit, galenit), sírany (sádrovec), uhličitany (kalcit, dolomit), minerály složené z jednoho prvku (diamant, grafit) atd. Zdaleka nejvíce horninotvorných minerálů tvoří silikáty, které se vyskytují na každém planetárním tělese (nebo v něm).

Zdroj informací o mineralogii: http://www.mindat.org/

SiO2 je oxid, ale když se Si spojí s O v tetraedrickém uspořádání, připadají na každý atom Si čtyři atomy O. To znamená, že SiO2 je oxid. Jedná se o křemičitanový tetraedr, který se díky nerovnováze náboje se dvěma atomy kyslíku navíc chová jako složitý aniont. Kyslík je ionizován na O2- a křemík je ionizován na Si4+, takže kombinace Si + 4O zanechává nábojovou nerovnováhu 4.

POZNÁMKA: Představte si, že každý atom O je sdílen dvěma atomy Si tak, že existuje trojrozměrná síť tetraedrů SiO4 se všemi propojenými jako kostra. V tomto případě by nedošlo k nábojové nerovnováze a vzorec by byl SiO2, křemen.

Každá strana čtyřstěnu SiO4 je identická, takže jej lze nakreslit jako geometrický čtyřstěn, aby se zjednodušily struktury různých typů silikátových minerálů.

Všimněte si struktury molekuly SiO4 v každém z následujících

Olivin, silikátový minerál v pevném roztoku, má vzorec (Mg, Fe)2SiO4, což znamená, že kationty Mg a Fe se v krystalové mřížce vzájemně nahrazují. Skutečné složení olivínu kolísá od jednoho koncového členu složení (forsterit = Mg2SiO4) k druhému (fayalit = Fe2SiO4). Chemická rovnováha kationtů (Mg, Fe) a aniontů (SiO4) způsobuje, že struktura olivínu je tvořena nezávislými tetraedry SiO4 obklopenými Mg a Fe. Olivín se nazývá feromagnezický minerál (Fe a Mg) a má vysokou teplotu tání.

Fenokrystaly olivínu (zelené krystaly) v bazaltovém lávovém proudu. Krystaly olivínu pravděpodobně vznikly před vyvržením lávy. Všimněte si puchýřků způsobených rozpouštěním plynu a expanzí při ochlazování lávy. Obrázek má rozměry přibližně 1×2 cm.

Pyroxen je tvořen Mg, Fe a někdy i Ca (spolu s dalšími náhradními kationty jako Ti, Na, Al atd.), které zapadají kolem jednotlivých řetězců tetraedrů SiO4. Pyroxen se vyskytuje v mnoha různých složeních a má různé názvy jako augit, enstatit, hypersten, pigeonit atd. v závislosti na relativním zastoupení Ca, Mg a Fe. Křemičitanové řetězce, nazývané polymery, vznikají, když jsou dva ze čtyř atomů O v každém tetraedru SiO4 sdíleny s jiným tetraedrem. Všimněte si, že každý další tetraedr v řetězci je obrácený („vzhůru nohama“).

Amfibol je ještě složitější minerál. Je tvořen uspořádáním řetězců SiO4, které jsou připojeny vedle sebe a vytvářejí dvojřetězcové křemičitany. Nejběžnějším příkladem amfibolu je rohovec, často nazývaný „popelnicový“ minerál, protože v krystalové mřížce je umožněna velká záměna kationtů. Je to feromagnezický minerál jako olivín a pyroxen, ale často obsahuje hojně Ca, Na a Al a obsahuje strukturně vázanou vodu ve formě hydroxylového (OH-) iontu. Také Al nahrazuje Si v některých tetraedrických místech, čímž vzniká nábojová nerovnováha, která se vyrovnává změnami relativních poměrů Na, Ca atd.

Krystal rohovce je přibližně 6 cm dlouhý, což je na běžný horninotvorný minerál neobvykle velká velikost. Pravděpodobně vznikl v pegmatitu nebo jiném na tekutiny bohatém pozdně magmatickém nebo vysokostupňovém metamorfním systému (viz níže). Tmavá barva je pro tento minerál typická.

Dalším typem hydratovaného minerálu je slída, tvořená knižními vrstvami dvourozměrných listů tetraedrů SiO4. Tyto minerály mají jeden směr dokonalé štěpnosti, podobně jako balíček karet, což umožňuje jejich štěpení na velmi tenké destičky. Běžnými příklady jsou biotit (který se často vyskytuje v horninách obsahujících amfibol), muskovit, chlorit a flogopit. Stejně jako amfibol a některé pyroxeny může být složení slíd značně proměnlivé, zejména biotitu.

Slídy jsou rámcové křemičitany, které se vyskytují téměř v každé vyvřelé hornině a v mnoha sedimentárních a metamorfovaných horninách. Jsou to hlinitokřemičitany Ca, Na a K a vyskytují se v různých stavech atomárního uspořádání. Ca a Na živce tvoří řadu pevných roztoků zvaných plagioklasy, jejichž složení se pohybuje od anorthitu (CaAl2Si2O8) po albit (NaAlSi3O8). Význam tohoto minerálu se ukáže v modulu Měsíc. K živce se klasifikují podle toho, jak dobře je uspořádaná krystalová mřížka. Sanidin je nejméně uspořádaná forma KAlSi3O8, která se vyskytuje v křemičitých vulkanických horninách, zatímco rostoucí stupeň uspořádanosti se vyskytuje u plutonických K-živců ortoklasu a mikroklinu.

Krystal plagioklasu je přibližně 10 cm vysoký a stejně jako výše zobrazený krystal rohovce pravděpodobně vyrostl v hydrotermálním nebo pegmatitovém systému. Plagioklas se vyskytuje téměř ve všech typech vyvřelých hornin, takže je všudypřítomný na Zemi i na jiných pozemských planetách. Světlé oblasti Měsíce, zvané vysočiny, jsou tvořeny převážně anortositem, horninou tvořenou převážně plagioklasem bohatým na Ca. Podívej se na Měsíc v úplňku a pokus se načrtnout uspořádání Vysočiny a Marie.

Všechny silikátové minerály:Všimněte si poklesu poměru SiO2 ke kationtům, od nezávislých tetraedrických křemičitanů k rámovým křemičitanům, což ukazuje na zvýšení relativního molekulárního podílu SiO2 v minerálu. Jak bylo uvedeno výše, nejjednodušším rámcovým silikátem je křemen. Vyskytuje se v mnoha horninách a přítomnost křemene ukazuje na dostupnost volných molekul SiO2 v magmatu, což znamená, že kationty jako Mg, Fe, Ca, Na atd. byly spotřebovány při tvorbě jiných minerálů. Křemen a olivín se v přírodě obvykle nevyskytují společně, protože pyroxen má složení mezi těmito dvěma látkami.

Přemýšlejte o následující vyvážené reakci mezi chemickými sloučeninami: Mg2SiO4 + SiO2 <=> 2MgSiO3 V mineralogickém vyjádření je tato rovnice:

Na modul 3

.