Procesos Planetarios

1. Conceptos	2. Origen del Sistema Solar	3. Procesos planetarios	4. Procesos terrestres	5. Meteoritos
6. Nuestra Luna	7. Teledetección	8. Mercurio	9. Marte	10. Venus, nuestro gemelo
11. Júpiter & Lunas jovianas	12. Saturno, Anillos & Lunas	13. Urano	Urano	14. Neptuno	15. Plutón, Caronte & Cometas

IMPACTO

Los eventos de impacto, como los que formaron el Cráter del Meteorito hace unos 50.000 años en Arizona y la estructura de impacto Manicouagan hace unos 210 millones de años en Quebec, representan el proceso dominante de acreción (crecimiento) planetaria y reestructuración de la superficie. Los planetas que no presentan una reelaboración tectónica significativa, meteorización o erosión de sus superficies tienen superficies antiguas que reflejan numerosos impactos durante sus primeras etapas de crecimiento. Aunque el ritmo de los impactos ha disminuido en los últimos 4.500 millones de años, estos sucesos siguen ocurriendo periódicamente, en ocasiones con suficiente energía como para causar una destrucción masiva. Trataremos más de este tema cuando hablemos de la geología lunar y de las extinciones masivas en la Tierra.

Cráter Manicouagan

Cráter de meteorito

Cadenas de cráteres de impacto en Calisto:

Gipul Catena es la más larga de las aproximadamente 12 cadenas de este tipo que hay en Calisto, uno de los 4 satélites del tamaño de un planeta de Júpiter. Tiene 620 kilómetros de longitud y es la más grande. Visite la página de Calisto de la NASA para obtener más información

Visite la presentación de diapositivas de los cráteres de impacto terrestres

Compilado por Christian Koeberl y Virgil L. Sharpton

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

Otros sitios para visitar son los siguientes:

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

Comet Shoemaker-Levy Collision with Jupiter: http://www.jpl.nasa.gov/sl9/sl9.html

Objetos cercanos a la Tierra (Recursos en la Biblioteca del Cuartel General de la NASA): http://www.hq.nasa.gov/office/hqlibrary/pathfinders/aster.htm

Asteroides, Cometas, Meteoros y Objetos Cercanos a la Tierra

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

Eugene y Carolyn Shoemaker escribieron el capítulo 6 de nuestro libro de texto. Como equipo, estos autores han contribuido inmensamente a nuestro conocimiento de los impactos y las perspectivas de colisiones devastadoras en el futuro. El cometa Shoemaker-Levy que chocó con Júpiter en 1996 fue descubierto por los Shoemaker y su colega David Levy. (Trágicamente, Gene Shoemaker murió y Carolyn Shoemaker resultó herida en una colisión automovilística mientras trabajaba en estructuras de impacto en Australia durante el verano de 1997).

Diferenciación planetaria

En términos de evolución planetaria y procesos geológicos, diferenciación significa hacer heterogéneo un cuerpo homogéneo. Esto suele reflejar cambios en las proporciones relativas de los componentes químicos y mineralógicos de un lugar a otro. La diferenciación planetaria, por tanto, se refiere a los procesos que hacen que un cuerpo acretado esencialmente homogéneo y formado por material solar primordial se separe en capas con propiedades químicas y/o físicas diferentes. Si un cuerpo planetario es lo suficientemente grande, desarrollará un núcleo, un manto y una corteza, cada uno de los cuales puede subdividirse. Cada capa de la Tierra tiene su propio conjunto de subdivisiones, por ejemplo: corteza superior, media e inferior.

• Diferenciación planetaria, Windows to the Universe por la U. de Michigan: http://www.windows.ucar.edu/
• Procesos geofísicos en la diferenciación planetaria: http://travesti.eps.mcgill.ca/~olivia/tp2002b/lectures/node40.html
• Página de la Red Tierra y Espacio sobre formación planetaria: http://earthspace.net/solar_system/Earth_html/under_the_surface.html
• Astronomía absoluta: http://www.absoluteastronomy.com/reference/planetary_differentiation
• Respuestas — Wikipedia: http://www.answers.com/topic/planetary-differentiation

NOTA: La litosfera de la Tierra está formada por toda la capa de la corteza más la parte superior del manto. El manto inmediatamente inferior a la litosfera es el manto astenosférico, que es química y mineralógicamente similar al manto litosférico, pero está parcialmente fundido para proporcionar una capa plástica sobre la que se mueven las placas litosféricas. La transición litosfera-astenosfera es consecuencia de procesos que van más allá de los que provocaron la diferenciación en capas. Ver módulo 4 Tierra.

La diferenciación planetaria está principalmente relacionada con el calor, es decir, es la manifestación del calentamiento interno, la fusión y la segregación de componentes. Los componentes más densos se hunden hacia el centro para formar el núcleo rico en Fe-metal, mientras que el material menos denso asciende para formar la corteza de silicatos. La presión y la temperatura aumentan con la profundidad de un cuerpo planetario, por lo que los minerales que son estables a una profundidad podrían no serlo a otra.

Los planetas comienzan a calentarse en sus primeras etapas de evolución y el presupuesto energético del planeta implica varios procesos:

El calentamiento por impacto se produce cuando un bólido (cometa, asteroide, meteorito) choca con un cuerpo en el espacio. La energía cinética del bólido se destina a pulverizar y vaporizar tanto el impactador como parte de la superficie planetaria. Una parte se transforma en ondas de choque que se propagan por el planeta y el resto se transforma en calor. La roca se funde instantáneamente durante algunos grandes impactos. Las pruebas de la fusión por impacto incluyen las tektitas encontradas en la Tierra y las cuentas de vidrio encontradas en los suelos lunares (se distinguen químicamente de los vidrios volcánicos también encontrados en el suelo lunar).

	El calor de las mareas se genera por la ligera deformación interna contra la resistencia a la fricción cuando un cuerpo planetario gira alrededor de otro. Las fluctuaciones de la gravedad son el resultado de la variación de las posiciones relativas de los dos cuerpos. Por ejemplo, las mareas en la Tierra son una respuesta directa a las posiciones de la Luna y el Sol. Las perturbaciones gravitatorias también son el resultado de una órbita irregular, de manera que la distancia que separa los cuerpos planetarios no es constante. El mejor ejemplo de calentamiento por mareas en el Sistema Solar se encuentra en el sistema de Júpiter, donde la pequeña luna interior Io muestra un activo vulcanismo debido a un intenso calentamiento interno.
El calor solar es responsable de la meteorización superficial y de los procesos erosivos en los planetas que tienen atmósfera, pero también provoca el calentamiento de la superficie en los planetas con una atmósfera fina o sin ella. La cantidad de energía solar que realmente llega a la superficie depende de varios factores, como la densidad y la composición de las nubes. La superficie de Venus alcanza temperaturas de unos 700 grados centígrados debido al calentamiento solar. Esto sugiere que el gradiente térmico bajo la superficie es también bastante alto debido a la elevada temperatura inicial de la superficie. Así, la cantidad de calor interno que se pierde en el espacio puede verse muy afectada por la temperatura de la superficie.
	El calor radiogénico se produce durante la desintegración de isótopos radiactivos. Sabemos por el Módulo 1 que la nucleosíntesis produce una gran variedad de núclidos que conforman la nebulosa solar. Cuando los planetas se forman, incorporan elementos radiactivos naturales como el 235U y el 40K que tienen vidas medias medidas en miles de millones de años. Estos nucleidos de larga vida siguen presentes en la Tierra y otros cuerpos planetarios, aunque en menor abundancia que cuando se formó el Sistema Solar. Esto permite un calentamiento sostenido a largo plazo durante la evolución planetaria. Los radionúclidos con vidas medias relativamente cortas, medidas en miles o millones de años, como el 26Al, se desintegraron al principio de la evolución planetaria y fueron los responsables del calentamiento interno inicial.
	El calentamiento interno también puede ser causado por la formación del núcleo, durante cuyo proceso la energía potencial de la materia densa que se hunde se transforma en calor a medida que el material desciende hacia un nivel más profundo. Esto no se considera un factor significativo para que el interior de un planeta se acerque a la fusión porque el material implicado tendría que fundirse parcialmente para que la segregación se produjera en primer lugar.

El proceso más importante de generación de calor implicado en la diferenciación planetaria es la desintegración radiogénica. Las rocas son materiales aislantes, por lo que el calor se transfiere por conducción muy lentamente a la superficie, donde se transfiere por radiación al espacio. Debido a esta lenta transferencia de calor, varias partes del interior de los planetas se calentarán hasta el punto de fundirse parcialmente. Cuando se forma un magma y se inyecta en otras regiones del cuerpo planetario (normalmente hacia arriba en las capas superpuestas) el calor se transfiere por convección debido a la movilidad del material fundido. Los elementos y compuestos volátiles, como el agua, el dióxido de carbono, el azufre, etc., aumentan la transferencia de calor por convección.

Visite el libro de texto de geoquímica en línea de W. M. White para una discusión completa de la evolución de la Tierra. Este libro de texto es también un recurso maravilloso para cualquier pregunta relacionada con la geoquímica.

MINERALES QUE FORMAN ROCAS

Las rocas están formadas por minerales, la mayoría de los cuales son silicatos formados por la combinación de ciertos cationes (Mg, Fe, Ca, Na, K, etc.) con SiO2 (dióxido de silicio). Otros minerales son óxidos simples (por ejemplo, magnetita, cromita), haluros (sal = halita, silvita), sulfuros (pirita, galena), sulfatos (yeso), carbonatos (calcita, dolomita), minerales compuestos por un solo elemento (diamante, grafito), etc. Con mucho, la mayoría de los minerales que forman rocas son silicatos que están presentes en (o en) cada cuerpo planetario.

Fuente de información de mineralogía: http://www.mindat.org/

SiO2 es un óxido, pero cuando el Si se combina con el O en una disposición tetraédrica, hay cuatro átomos de O por cada átomo de Si. Este es el tetraedro de silicato, que actúa como un anión complejo debido a un desequilibrio de carga con los dos átomos de oxígeno adicionales. El oxígeno se ioniza a O2- y el silicio se ioniza a Si4+, por lo que la combinación de Si + 4O deja un desequilibrio de carga de 4.

NOTA: Imagina que cada átomo de O es compartido por dos átomos de Si de tal manera que existe una red tridimensional de tetraedros de SiO4 con todos ellos interconectados como un entramado. En este caso, no habría desequilibrio de cargas y la fórmula sería SiO2, cuarzo.

Cada lado de un tetraedro de SiO4 es idéntico, por lo que se puede dibujar como un tetraedro geométrico para simplificar las estructuras de varios tipos de minerales de silicato.

Nota la estructura de la molécula de SiO4 en cada una de las siguientes

El olivino, un mineral de silicato en solución sólida, tiene la fórmula (Mg, Fe)2SiO4 lo que significa que los cationes Mg y Fe se sustituyen entre sí en la red cristalina. La composición real del olivino varía de una composición final (forsterita = Mg2SiO4) a otra (fayalita = Fe2SiO4). El equilibrio químico de cationes (Mg, Fe) y aniones (SiO4) hace que la estructura del olivino esté formada por tetraedros de SiO4 independientes rodeados de Mg y Fe. El olivino es un mineral ferromagnesiano (Fe y Mg) y tiene una alta temperatura de fusión.

Fenocristales de olivino (cristales verdes) en un flujo de lava basáltica. Los cristales de olivino se formaron probablemente antes de la erupción de la lava. Obsérvense las vesículas debidas a la exsolución del gas y a la expansión al enfriarse la lava. La imagen mide aproximadamente 1×2 cm.

El piroxeno está formado por Mg, Fe y a veces Ca (junto con otros cationes sustitutivos como Ti, Na, Al, etc.) que se ajustan alrededor de cadenas simples de tetraedros de SiO4. El piroxeno se encuentra con muchas composiciones diferentes, y tiene varios nombres como augita, enstatita, hiperstena, palomita, etc. dependiendo de las proporciones relativas de Ca, Mg y Fe. Las cadenas de silicatos, llamadas polímeros, se producen cuando dos de los cuatro átomos de O de cada tetraedro de SiO4 se comparten con otro tetraedro. Obsérvese que todos los demás tetraedros de la cadena están invertidos («al revés»).

El anfíbol es un mineral aún más complejo. Está formado por una disposición de cadenas de SiO4 que se unen una al lado de la otra para formar silicatos de doble cadena. El ejemplo más común de anfíbol es la hornblenda, a menudo llamada mineral «cubo de basura» porque se permite mucha sustitución de cationes en la red cristalina. Es un mineral ferromagnesiano como el olivino y el piroxeno, pero a menudo contiene abundante Ca, Na y Al, y contiene agua estructuralmente ligada en forma de ion hidroxilo (OH-). Además, el Al sustituye al Si en algunos de los sitios tetraédricos, creando un desequilibrio de carga que se compensa con los cambios en las proporciones relativas de Na, Ca, etc.

El cristal de hornblenda tiene aproximadamente 6 cm de longitud, un tamaño inusualmente grande para un mineral común de formación de rocas. Probablemente se formó en una pegmatita u otro sistema magmático tardío o metamórfico de alto grado rico en fluidos (ver más abajo). El color oscuro es típico de este mineral.

Otro tipo de mineral hidrófilo es la mica, formada por capas tipo libro de láminas bidimensionales de tetraedros de SiO4. Estos minerales tienen una dirección de escisión perfecta, como una baraja de cartas, lo que les permite dividirse en obleas muy finas. Ejemplos comunes son la biotita (que suele aparecer en rocas que contienen anfíbol), la moscovita, la clorita y la flogopita. Al igual que el anfíbol y algunos piroxenos, las composiciones de la mica pueden ser muy variables, especialmente la biotita.

Los feldespatos son silicatos marco que se encuentran en casi todas las rocas ígneas y en muchas rocas sedimentarias y metamórficas. Son silicatos alumínicos de Ca, Na y K, y se presentan en varios estados de orden atómico. Los feldespatos de Ca y Na forman una serie de soluciones sólidas denominada plagioclasa, cuya composición va desde la anortita (CaAl2Si2O8) hasta la albita (NaAlSi3O8). La importancia de este mineral se pondrá de manifiesto en el módulo de la Luna. Los feldespatos K se clasifican según el grado de orden de la red cristalina. La sanidina es la forma menos ordenada de KAlSi3O8 que se encuentra en las rocas volcánicas silíceas, mientras que los grados crecientes de ordenación se encuentran en los feldespatos K plutónicos ortoclasa y microclina.

El cristal de plagioclasa tiene aproximadamente 10 cm de altura y, al igual que el cristal de hornblenda que se muestra arriba, probablemente creció en un sistema hidrotermal o pegmatita. La plagioclasa se encuentra en casi todos los tipos de roca ígnea, por lo que es omnipresente en la Tierra y en otros planetas terrestres. Las regiones de color claro de la Luna, denominadas Tierras Altas, son en su mayoría anortosita, una roca compuesta principalmente por plagioclasa rica en Ca. Observa la Luna llena e intenta esbozar la disposición de las Tierras Altas y María.

Todos los minerales de silicato:Obsérvese la disminución de la relación entre el SiO2 y los cationes, desde los silicatos tetraédricos independientes hasta los silicatos marco, lo que indica un aumento de la proporción molecular relativa del SiO2 en el mineral. Como se ha señalado anteriormente, el silicato marco más sencillo es el cuarzo. Encontrado en muchas rocas, la presencia de cuarzo indica la disponibilidad de moléculas libres de SiO2 en un magma, lo que significa que los cationes como el Mg, el Fe, el Ca, el Na, etc. han sido utilizados en la formación de otros minerales. El cuarzo y el olivino generalmente no se encuentran juntos en la naturaleza porque el piroxeno tiene una composición intermedia entre ambos.

Considere la siguiente reacción equilibrada entre compuestos químicos: Mg2SiO4 + SiO2 <=> 2MgSiO3 En términos mineralógicos esta ecuación es: Olivino + Cuarzo <=> 2 Piroxenos.

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