Processi Planetari

1. Concetti	2. Origine del sistema solare	3. Processi planetari	4. Processi terrestri	5. Meteoriti
6. La nostra Luna	7. Telerilevamento	8. Mercurio	9. Marte	10. Venere, il nostro gemello
11. Giove & Lune Gioviane	12. Saturno, Anelli & Lune	13. Urano	14. Nettuno	15. Plutone, Caronte & Comete

IMPATTO

Eventi di impatto, come quelli che hanno formato il Meteor Crater circa 50.000 anni fa in Arizona e la struttura di impatto Manicouagan circa 210 milioni di anni fa in Quebec, rappresentano il processo dominante di accrezione (crescita) planetaria e ristrutturazione della superficie. I pianeti senza una significativa rielaborazione tettonica, l’invecchiamento o l’erosione delle loro superfici hanno vecchie superfici che riflettono numerosi impatti durante le loro prime fasi di crescita. Anche se il tasso di impatti è diminuito negli ultimi 4,5 miliardi di anni, questi eventi accadono ancora periodicamente, occasionalmente con abbastanza energia da causare una distruzione massiccia. Tratteremo maggiormente questo argomento quando parleremo della geologia lunare e delle estinzioni di massa sulla Terra.

Cratere Manicouagan

Cratere Meteor

Catene di crateri d’impatto su Callisto:

Gipul Catena è la più lunga delle circa 12 catene di questo tipo su Callisto, uno dei 4 satelliti planetari di Giove. È lunga 620 chilometri ed è la più grande. Visita la pagina Callisto della NASA per maggiori informazioni

Visita lo Slide Show dei crateri da impatto terrestri

Composto da Christian Koeberl e Virgil L. Sharpton

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

Altri siti da visitare sono i seguenti:

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/

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

Oggetti della Terra (Risorse presso la Biblioteca della NASA HQ): http://www.hq.nasa.gov/office/hqlibrary/pathfinders/aster.htm

Asteroidi, comete, meteore e oggetti vicini alla Terra

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

Eugene e Carolyn Shoemaker hanno scritto il capitolo 6 del nostro libro di testo. Come team questi autori hanno contribuito immensamente alla nostra conoscenza dell’impatto e alle prospettive di collisioni devastanti in futuro. La cometa Shoemaker-Levy che ha colpito Giove nel 1996 è stata scoperta dagli Shoemaker e dal loro collega David Levy. (Tragicamente, Gene Shoemaker è stato ucciso e Carolyn Shoemaker è stata ferita in una collisione auto mentre lavorava su strutture di impatto in Australia durante l’estate del 1997).

Differenziazione planetaria

In termini di evoluzione planetaria e processi geologici, differenziazione significa rendere eterogeneo un corpo omogeneo. Questo spesso riflette i cambiamenti nelle proporzioni relative dei costituenti chimici e mineralogici da un luogo all’altro. La differenziazione planetaria, quindi, si riferisce ai processi che fanno sì che un corpo accresciuto essenzialmente omogeneo, costituito da materiale solare primordiale, si separi in strati con proprietà chimiche e/o fisiche diverse. Se un corpo planetario è abbastanza grande, svilupperà un nucleo, un mantello e una crosta, ognuno dei quali può essere ulteriormente suddiviso. Ogni strato della Terra ha la sua serie di suddivisioni, per esempio: crosta superiore, media e inferiore.

• Differenziazione planetaria, Windows to the Universe dell’U. of Michigan: http://www.windows.ucar.edu/
• Processi geofisici nella differenziazione planetaria: http://travesti.eps.mcgill.ca/~olivia/tp2002b/lectures/node40.html
• Pagina dell’Earth and Space Network sulla formazione planetaria: http://earthspace.net/solar_system/Earth_html/under_the_surface.html
• Absolute Astronomy: http://www.absoluteastronomy.com/reference/planetary_differentiation
• Risposte — Wikipedia: http://www.answers.com/topic/planetary-differentiation

NOTE: La litosfera terrestre è composta dall’intero strato crostale più la parte superiore del mantello. Il mantello immediatamente sotto la litosfera è il mantello astenosferico, che è chimicamente e mineralogicamente simile al mantello litosferico, ma è parzialmente fuso per fornire uno strato plastico sopra il quale le placche litosferiche si muovono. La transizione litosfera-astenosfera è una conseguenza di processi superiori a quelli che hanno causato la differenziazione in strati. Vedi modulo 4 Terra.

La differenziazione planetaria è principalmente legata al calore, cioè è la manifestazione del riscaldamento interno, della fusione e della segregazione dei componenti. I componenti più densi affondano verso il centro per formare il nucleo ricco di Fe-metallo, mentre il materiale meno denso sale per formare la crosta di silicati. La pressione e la temperatura aumentano con la profondità in un corpo planetario, quindi i minerali che sono stabili ad una profondità potrebbero non esserlo ad un’altra profondità.

I pianeti iniziano a riscaldarsi nelle loro prime fasi di evoluzione e il bilancio energetico del pianeta coinvolge diversi processi:

Il riscaldamento da impatto avviene quando un bolide (cometa, asteroide, meteora) colpisce un corpo nello spazio. L’energia cinetica del bolide va a polverizzare e vaporizzare sia l’impattatore che parte della superficie planetaria. Una parte di essa si trasforma in onde d’urto che si propagano attraverso il pianeta e il resto si trasforma in calore. La roccia viene fusa istantaneamente durante alcuni grandi impatti. Le prove della fusione da impatto includono le tektiti trovate sulla Terra e le perle di vetro trovate nel suolo lunare (si distinguono chimicamente dai vetri vulcanici che si trovano anche nel suolo lunare).

	Il calore di marea è generato dalla leggera deformazione interna contro la resistenza d’attrito quando un corpo planetario ruota intorno ad un altro. Le fluttuazioni della gravità derivano dalla variazione delle posizioni relative dei due corpi. Per esempio, le maree sulla Terra sono una risposta diretta alle posizioni della Luna e del Sole. Le perturbazioni gravitazionali derivano anche da un’orbita irregolare, tale che la distanza che separa i corpi planetari non è costante. Il miglior esempio di riscaldamento mareale nel sistema solare è nel sistema di Giove, dove la piccola luna interna Io mostra un vulcanismo attivo dovuto all’intenso riscaldamento interno.
Il calore solare è responsabile degli agenti atmosferici superficiali e dei processi erosivi sui pianeti che hanno un’atmosfera, ma causa anche il riscaldamento della superficie sui pianeti con atmosfera sottile o assente. La quantità di energia solare che raggiunge effettivamente la superficie dipende da diversi fattori, come la densità e la composizione delle nuvole. La superficie di Venere raggiunge temperature di circa 700 gradi Celsius a causa del riscaldamento solare. Questo suggerisce che il gradiente termico sotto la superficie è anche abbastanza alto a causa dell’elevata temperatura superficiale di partenza. Quindi, la quantità di calore interno perso nello spazio può essere notevolmente influenzata dalla temperatura della superficie.
	Radiogenetica Il calore viene prodotto durante il decadimento degli isotopi radioattivi. Sappiamo dal Modulo 1 che la nucleosintesi produce una grande varietà di nuclidi che compongono la nebulosa solare. Quando i pianeti si formano, incorporano elementi radioattivi naturali come 235U e 40K che hanno emivite misurate in miliardi di anni. Questi nuclidi a lunga vita sono ancora presenti sulla Terra e in altri corpi planetari, anche se in abbondanza inferiore a quando il sistema solare si è formato. Questo permette un riscaldamento sostenuto a lungo termine durante l’evoluzione planetaria. I radionuclidi con emivite relativamente brevi misurate in migliaia o milioni di anni, come il 26Al, sono decaduti all’inizio dell’evoluzione planetaria e sono stati responsabili del riscaldamento interno iniziale.
	Il riscaldamento interno può anche essere causato dalla formazione del nucleo, durante il quale l’energia potenziale della materia densa che affonda si trasforma in calore mentre il materiale scende verso un livello più profondo. Questo non è considerato un fattore significativo nel portare l’interno di un pianeta vicino alla fusione perché il materiale coinvolto dovrebbe diventare parzialmente fuso perché la segregazione avvenga in primo luogo.

Il più importante processo che genera calore coinvolto nella differenziazione planetaria è il decadimento radiogenico. Le rocce sono materiali isolanti, quindi il calore viene trasferito per conduzione molto lentamente alla superficie, dove viene trasferito per irraggiamento nello spazio. A causa di questo lento tasso di trasferimento di calore, varie parti dell’interno di un pianeta si riscaldano fino al punto di parziale fusione. Quando un magma si forma e viene iniettato in altre regioni del corpo planetario (di solito verso l’alto negli strati sovrastanti) il calore viene trasferito per convezione a causa della mobilità del materiale fuso. Gli elementi e i composti volatili, come l’acqua, l’anidride carbonica, lo zolfo, ecc. aumentano il trasferimento di calore per convezione.

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Minerali che formano le rocce

Le rocce sono fatte di minerali, la maggior parte dei quali sono silicati formati dalla combinazione di alcuni cationi (Mg, Fe, Ca, Na, K, ecc.) con SiO2 (biossido di silicio). Altri minerali includono semplici ossidi (per esempio magnetite, cromite), alogenuri (sale = halite, silvite), solfuri (pirite, galena), solfati (gesso), carbonati (calcite, dolomite), minerali composti da un singolo elemento (diamante, grafite), e così via. Di gran lunga la maggior parte dei minerali che formano le rocce sono silicati che sono presenti su (o in) ogni corpo planetario.

Fonte informativa sulla mineralogia: http://www.mindat.org/

SiO2 è un ossido, ma quando Si si combina con O in una disposizione tetraedrica, ci sono quattro atomi di O per ogni atomo di Si. Questo è il tetraedro del silicato, che agisce come un anione complesso a causa di uno squilibrio di carica con i due atomi di ossigeno extra. L’ossigeno è ionizzato a O2- e il silicio è ionizzato a Si4+, quindi la combinazione di Si + 4O lascia uno squilibrio di carica di 4.

NOTA: Immaginate se ogni atomo di O è condiviso da due atomi di Si in modo che esista una rete tridimensionale di tetraedri SiO4 con tutti interconnessi come una struttura. In questo caso, non ci sarebbe alcuno squilibrio di carica e la formula sarebbe SiO2, quarzo.

Ogni lato di un tetraedro SiO4 è identico, quindi può essere disegnato come un tetraedro geometrico per semplificare le strutture dei vari tipi di minerali silicati.

Nota la struttura della molecola di SiO4 in ognuna delle seguenti

L’olivina, un minerale di silicato in soluzione solida, ha la formula (Mg, Fe)2SiO4 che significa che i cationi Mg e Fe si sostituiscono nel reticolo cristallino. La composizione effettiva dell’olivina varia da un estremo (forsterite = Mg2SiO4) all’altro (fayalite = Fe2SiO4). L’equilibrio chimico di cationi (Mg, Fe) e anioni (SiO4) fa sì che la struttura dell’olivina sia costituita da tetraedri indipendenti di SiO4 circondati da Mg e Fe. L’olivina è chiamata un minerale ferromagnetico (Fe e Mg) e ha un’alta temperatura di fusione.

Fenocristalli di olivina (cristalli verdi) nella colata lavica basaltica. I cristalli di olivina si sono probabilmente formati prima che la lava fosse eruttata. Notare le vescicole dovute all’estinzione e all’espansione del gas quando la lava si è raffreddata. L’immagine è di circa 1×2 cm.

Il pirosseno è composto da Mg, Fe e talvolta Ca (insieme ad altri cationi sostitutivi come Ti, Na, Al, ecc.) che si adattano a singole catene di tetraedri SiO4. Il pirosseno si trova con molte composizioni diverse, e ha vari nomi come augite, enstatite, iperstene, piccionite, ecc. a seconda delle proporzioni relative di Ca, Mg e Fe. Le catene di silicati, chiamate polimeri, sono prodotte quando due dei quattro atomi di O in ogni tetraedro SiO4 sono condivisi con un altro tetraedro. Si noti che ogni altro tetraedro nella catena è invertito (“capovolto”).

L’anfibolo è un minerale ancora più complesso. È formato da una disposizione di catene di SiO4 che sono attaccate una accanto all’altra per formare silicati a doppia catena. L’esempio più comune di anfibolo è l’orneblenda, spesso chiamato un minerale “bidone dell’immondizia” perché è consentita molta sostituzione di cationi nel reticolo cristallino. È un minerale ferromagnetico come l’olivina e il pirosseno, ma spesso contiene abbondantemente Ca, Na e Al, e contiene acqua strutturalmente legata sotto forma di ione idrossile (OH-). Inoltre, l’Al sostituisce il Si in alcuni dei siti tetraedrici, creando uno squilibrio di carica che è compensato dai cambiamenti nelle proporzioni relative di Na, Ca, ecc.

Il cristallo di cornblenda è lungo circa 6 cm, una dimensione insolitamente grande per un comune minerale che forma la roccia. Probabilmente si è formato in una pegmatite o in un altro sistema tardo magmatico o metamorfico di alto grado ricco di fluidi (vedi sotto). Il colore scuro è tipico di questo minerale.

Un altro tipo di minerale idrico è la mica, formata da strati simili a libri di fogli bidimensionali di tetraedri SiO4. Questi minerali hanno una direzione di scissione perfetta, come un mazzo di carte, che permette loro di essere divisi in wafer molto sottili. Esempi comuni sono la biotite (che spesso si presenta in rocce che contengono anfibolo), la muscovite, la clorite e la flogopite. Come l’anfibolo e alcuni pirosseni, la composizione della mica può essere molto variabile, specialmente la biotite.

I feldspati sono silicati quadro che si trovano in quasi tutte le rocce ignee e in molte rocce sedimentarie e metamorfiche. Sono allumino-silicati di Ca, Na e K, e si presentano in vari stati di ordine atomico. I feldspati Ca e Na comprendono una serie di soluzioni solide chiamate plagioclasi che vanno in composizione da anortite (CaAl2Si2O8) ad albite (NaAlSi3O8). L’importanza di questo minerale diventerà evidente nel modulo Luna. I feldspati K sono classificati in base a quanto è ordinato il reticolo cristallino. La sanidina è la forma meno ordinata di KAlSi3O8 che si trova nelle rocce vulcaniche silicee, mentre gradi crescenti di ordinamento si trovano nei feldspati K plutonici ortoclasio e microclino.

Il cristallo di plagioclasio è alto circa 10 cm e, come il cristallo di orneblenda mostrato sopra, è probabilmente cresciuto in un sistema idrotermale o pegmatite. Il plagioclasio si trova in quasi tutti i tipi di roccia ignea, quindi è onnipresente sulla Terra e sugli altri pianeti terrestri. Le regioni chiare della Luna, chiamate Highlands, sono per lo più anortosite, una roccia composta per lo più da plagioclasio ricco di Ca. Guarda la Luna piena e cerca di delineare la disposizione di Highlands e Maria.

Tutti i minerali silicati:Si noti la diminuzione del rapporto tra SiO2 e cationi, dai silicati a tetraedri indipendenti ai silicati a struttura, che indica un aumento della proporzione molecolare relativa di SiO2 nel minerale. Come notato sopra, il silicato quadro più semplice è il quarzo. Si trova in molte rocce, la presenza di quarzo indica la disponibilità di molecole di SiO2 libere in un magma, il che significa che cationi come Mg, Fe, Ca, Na, ecc. sono stati consumati nella formazione di altri minerali. Il quarzo e l’olivina generalmente non si trovano insieme in natura perché il pirosseno ha una composizione intermedia tra i due.

Considera la seguente reazione equilibrata tra composti chimici: Mg2SiO4 + SiO2 <=> 2MgSiO3 In termini mineralogici questa equazione è: Olivina + Quarzo <=> 2 Pirosseni.

Passa al Modulo 3

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