Processos Planetários

1. Conceitos	2. Origem do Sistema Solar	3. Processos Planetários	4. Processos da Terra	5. Meteoritos
6. Nossa Lua	7. Sensoriamento Remoto	8. Mercúrio	9. Marte	10. Vénus, Nosso Gémeo
11. Júpiter & Luas Jovianas	12. Saturno, Anéis & Luas	13. Urano	14. Neptuno	15. Plutão, Caronte & Cometas

IMPACTO

Eventos de impacto, como os que formaram a Cratera do Meteoro há cerca de 50.000 anos no Arizona e a estrutura de impacto de Manicouagan há cerca de 210 milhões de anos no Quebec, representam o processo dominante de acreção planetária (crescimento) e reestruturação superficial. Os planetas sem retrabalho tectônico significativo, sem desgaste ou erosão de suas superfícies têm superfícies antigas que refletem numerosos impactos durante seus estágios iniciais de crescimento. Embora a taxa de impacto tenha diminuído nos últimos 4,5 bilhões de anos, esses eventos ainda acontecem periodicamente, ocasionalmente com energia suficiente para causar destruição maciça. Cobriremos mais deste tópico quando discutirmos a geologia lunar e as extinções em massa na Terra.

Cratera Manicouagan

Cratera Meteorológica

Cadeias de Crateras de Impacto em Calisto:

Gipul Catena é a mais longa de cerca de 12 correntes deste tipo em Callisto, um dos 4 satélites de Júpiter do tamanho de um planeta. Tem 620 quilómetros de comprimento e é o maior. Visite a página Callisto da NASA para mais informações

Visit the Terrestrial Impact Craters Slide Show

Compilado por Christian Koeberl e Virgil L. Sharpton

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

Outros sites a visitar são os seguintes:

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

Colisão de Shoemaker-Levy com Júpiter: http://www.jpl.nasa.gov/sl9/sl9.html>

Objectos da Terra (Recursos na Biblioteca da Sede da NASA): http://www.hq.nasa.gov/office/hqlibrary/pathfinders/aster.htm

Asteróides, Cometas, Meteoros e Objectos Próximos da Terra:

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

Eugene e Carolyn Shoemaker escreveram o capítulo 6 do nosso livro de texto. Como uma equipe, estes autores contribuíram imensamente para o nosso conhecimento do impacto e das perspectivas de colisões devastadoras no futuro. O cometa Shoemaker-Levy, que atingiu Júpiter em 1996, foi descoberto pelos Shoemakers e seu colega David Levy. (Tragicamente, Gene Shoemaker foi morto e Carolyn Shoemaker foi ferida numa colisão automática enquanto trabalhava nas estruturas de impacto na Austrália durante o verão de 1997).

DIFERENCIAÇÃO PLANETÁRIA

Em termos de evolução planetária e processos geológicos, diferenciação significa tornar um corpo homogêneo e heterogêneo. Isto frequentemente reflete mudanças nas proporções relativas dos constituintes químicos e mineralógicos de um lugar para outro. A diferenciação planetária, portanto, refere-se aos processos que causam um corpo essencialmente homogéneo que é composto de material solar primordial para se separar em camadas com diferentes propriedades químicas e/ou físicas. Se um corpo planetário for suficientemente grande desenvolverá um núcleo, manto e crosta, cada um dos quais poderá ser subdividido. Cada camada na Terra tem seu próprio conjunto de subdivisões, por exemplo: crosta superior, média e inferior.

• Diferenciação Planetária, Janelas para o Universo pela U. de Michigan: http://www.windows.ucar.edu/
• Processos geofísicos na diferenciação planetária: http://travesti.eps.mcgill.ca/~olivia/tp2002b/lectures/node40.html
• Terra e Rede Espacial página sobre formação planetária: http://earthspace.net/solar_system/Earth_html/under_the_surface.html
• Astronomia Absoluta: http://www.absoluteastronomy.com/reference/planetary_differentiation
• Respostas — Wikipedia: http://www.answers.com/topic/planetary-differentiation

NOTE: A litosfera terrestre é composta por toda a camada da crosta mais a parte mais alta do manto. O manto imediatamente abaixo da litosfera é o manto astenosférico, que é quimicamente e mineralogicamente semelhante ao manto litosférico, mas é parcialmente derretido para fornecer uma camada plástica sobre a qual as placas litosféricas se movem. A transição litosfera-astrosfera é uma consequência de processos além daqueles que causaram diferenciação em camadas. Ver módulo 4 Terra.

A diferenciação planetária é principalmente relacionada ao calor, ou seja, é a manifestação do aquecimento interno, fusão e segregação de componentes. Os componentes do densímetro afundam ao centro para formar o núcleo rico em Fe-metal enquanto material menos denso se eleva para formar a crosta de silicato. A pressão e a temperatura aumentam com a profundidade em um corpo planetário, de modo que minerais que são estáveis em uma profundidade podem não ser estáveis em outra profundidade.

Os planetas começam a aquecer em seus estágios iniciais de evolução e o orçamento energético do planeta envolve vários processos:

Aquecimento por impacto quando um bólide (cometa, asteróide, meteoro) atinge um corpo no espaço. A energia cinética do bólide vai para pulverizar e vaporizar tanto o impactor como parte da superfície planetária. Parte dela é transformada em ondas de choque que se propagam através do planeta e o restante é transformado em calor. A rocha é derretida instantaneamente durante alguns grandes impactos. Evidências para o derretimento por impacto incluem tektites encontradas na Terra e contas de vidro encontradas em solos lunares (elas são quimicamente distintas dos vidros vulcânicos também encontrados em solo lunar).

	Calor das marés é gerado pela ligeira deformação interna contra a resistência à fricção à medida que um corpo planetário gira em torno de outro. As flutuações na gravidade resultam da variação nas posições relativas dos dois corpos. Por exemplo, as marés na Terra são uma resposta directa às posições da Lua e do Sol. As perturbações gravitacionais também resultam de uma órbita irregular, de tal forma que a distância que separa os corpos planetários não é constante. O melhor exemplo de aquecimento da maré no Sistema Solar é no sistema de Júpiter, onde a pequena lua interna Io exibe um vulcanismo ativo devido ao intenso aquecimento interno.
Calor solar é responsável por processos meteorológicos superficiais e erosivos em planetas que têm atmosfera, mas também causa o aquecimento superficial em planetas com pouca ou nenhuma atmosfera. A quantidade de energia solar que realmente atinge a superfície depende de vários fatores, tais como a densidade e composição das nuvens. A superfície de Vénus atinge temperaturas de cerca de 700 graus Celsius devido ao aquecimento solar. Isto sugere que o gradiente térmico abaixo da superfície também é bastante elevado devido à elevada temperatura inicial da superfície. Assim, a quantidade de calor interno perdido no espaço pode ser muito afetada pela temperatura da superfície.
	Caloradiogênico é produzido durante a decadência dos isótopos radioativos. Sabemos pelo Módulo 1 que a nucleossíntese produz uma grande variedade de nuclídeos que compõem uma nebulosa solar. À medida que os planetas se formam, eles incorporam elementos radioativos naturais como 235U e 40K que têm meia-vida medida em bilhões de anos. Esses nuclídeos de longa vida ainda estão presentes na Terra e em outros corpos planetários, embora em menor abundância do que quando o Sistema Solar se formou. Isto permite um aquecimento sustentado a longo prazo durante a evolução planetária. Radionuclídeos com semi-vidas relativamente curtas medidas em milhares a milhões de anos, como o 26Al, decaíram cedo na evolução planetária e foram responsáveis pelo aquecimento interno inicial.
>	Aquecimento interno também pode ser causado pela formação do núcleo, durante o qual a energia potencial de afundamento da matéria densa é transformada em calor à medida que o material desce em direção a um nível mais profundo. Isto não é considerado um fator significativo para aproximar um interior planetário do derretimento porque o material envolvido teria que se tornar parcialmente derretido para que a segregação ocorresse em primeiro lugar.

O processo de geração de calor mais importante envolvido na diferenciação planetária é o decaimento radiogênico. As rochas são materiais isolantes, portanto o calor é transferido por condução muito lentamente para a superfície onde é transferido pela radiação para o espaço. Devido a esta lenta taxa de transferência de calor, várias partes do interior de um planeta serão aquecidas até ao ponto de derretimento parcial. Quando um magma é formado e injetado em outras regiões do corpo planetário (geralmente para cima em camadas sobrepostas) o calor é transferido por convecção devido à mobilidade do material fundido. Elementos e compostos voláteis, tais como água, dióxido de carbono, enxofre, etc., aumentam a transferência de calor por convecção.

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MINERAIS FORMADORES DE ROCK

Rocks são feitos de minerais, a maioria dos quais são silicatos formados pela combinação de certos cátions (Mg, Fe, Ca, Na, K, etc.) com SiO2 (dióxido de silício). Outros minerais incluem óxidos simples (por exemplo, magnetita, cromite), halogenetos (sal = halita, silvite), sulfetos (pirita, galena), sulfatos (gesso), carbonatos (calcita, dolomita), minerais compostos de um único elemento (diamante, grafite), e assim por diante. A maioria dos minerais formadores de rochas são silicatos que estão presentes em (ou em) todos os corpos planetários.

Mineralogia Fonte de Informação: http://www.mindat.org/

SiO2 é um óxido, mas quando Si se combina com O num arranjo tetraédrico, há quatro átomos de O para cada átomo de Si. Este é o tetraedro de silicato, que atua como um ânion complexo devido a um desequilíbrio de carga com os dois átomos de oxigênio extras. O oxigênio é ionizado para O2- e o silício é ionizado para Si4+, assim a combinação de Si + 4O deixa um desequilíbrio de carga de 4,

NOTE: Imagine se cada átomo de O é compartilhado por dois átomos de Si de tal forma que uma rede tridimensional de tetraedros de SiO4 exista com todos eles interligados como uma estrutura. Neste caso, não haveria desequilíbrio de carga e a fórmula seria SiO2, quartzo.

Cada lado de um tetraedro de SiO4 é idêntico, pelo que pode ser desenhado como um tetraedro geométrico de forma a simplificar as estruturas de vários tipos de minerais silicatos.

Note a estrutura da molécula de SiO4 em cada um dos seguintes

Olivina, um mineral silicato em solução sólida, tem a fórmula (Mg, Fe)2SiO4 o que significa que Mg e Fe catiões se substituem um ao outro na estrutura cristalina. A composição real da olivina varia de um membro final (forsterite = Mg2SiO4) para o outro (fayalite = Fe2SiO4). O equilíbrio químico dos cátions (Mg, Fe) e ânions (SiO4) faz com que a estrutura da olivina seja feita de tetrahedra independente de SiO4 rodeada por Mg e Fe. A Olivina é chamada de mineral ferromagnesiano (Fe e Mg) e tem uma temperatura de fusão elevada.

Fenocristais de Olivina (cristais verdes) em fluxo de lava basáltica. Cristais de Olivina provavelmente se formaram antes da erupção da lava. Note as vesículas devido à exsolução e expansão do gás à medida que a lava arrefeciava. A imagem é aproximadamente 1×2 cm.

Piroxeno é composto de Mg, Fe e às vezes Ca (junto com outros cátions substitutos como Ti, Na, Al, etc.) que se encaixam em torno de cadeias únicas de SiO4 tetrahedra. O piroxeno é encontrado com muitas composições diferentes, e tem vários nomes como augite, enstatite, hypersthene, pigeonite, etc. dependendo das proporções relativas de Ca, Mg e Fe. As cadeias de silicatos, chamadas polímeros, são produzidas quando dois dos quatro átomos O de cada tetraedro de SiO4 são compartilhados com outro tetraedro. Note que cada outro tetraedro da cadeia é invertido (“de cabeça para baixo”).

Anfibólio é um mineral ainda mais complexo. Ele é formado por um arranjo de cadeias SiO4 que são fixadas lado a lado para fazer silicatos de cadeia dupla. O exemplo mais comum de anfibólio é o hornblende, muitas vezes chamado de mineral “lata de lixo” porque muita substituição de cátions é permitida na grade de cristal. É um mineral ferromagnesiano como olivina e piroxeno, mas muitas vezes contém abundantes Ca, Na e Al, e contém água estruturalmente ligada sob a forma do íon hidroxil (OH-). Também, Al substitui o Si em alguns dos locais tetraédricos, criando um desequilíbrio de carga que é compensado por mudanças nas proporções relativas de Na, Ca, etc.

Hornblende cristal tem aproximadamente 6 cm de comprimento, um tamanho invulgarmente grande para um mineral de formação de rocha comum. Ele provavelmente se formou em um sistema pegumatita ou outro sistema metamórfico de alto grau ou magmático tardio rico em fluidos (veja abaixo). A cor escura é típica deste mineral.

Um outro tipo de mineral hidratado é a mica, formada por camadas em forma de livro de folhas bidimensionais de SiO4 tetrahedra. Estes minerais têm uma direcção de clivagem perfeita, como um baralho de cartas, o que permite a sua divisão em wafers muito finos. Exemplos comuns são a biotite (que ocorre frequentemente em rochas que contêm anfibólio), moscovite, clorite e clogopite. Como o anfibólio e alguns piroxenos, as composições de mica podem ser bastante variáveis, especialmente a biotite.

Feldspatos são silicatos estruturais encontrados em quase todas as rochas ígneas, e em muitas rochas sedimentares e metamórficas. Eles são alumino-silicatos de Ca, Na e K, e ocorrem em vários estados de ordem atômica. Os feldspatos Ca e Na compreendem uma série de soluções sólidas chamadas plagioclase que variam em composição desde anorthite (CaAl2Si2O8) até albite (NaAlSi3O8). A importância deste mineral se tornará aparente no módulo lunar. Os feldspatos K são classificados de acordo com a forma como a malha de cristal é ordenada. Sanidina é a forma menos ordenada de KAlSi3O8 encontrada em rochas vulcânicas siliciosas, enquanto graus crescentes de ordenação são encontrados em ortoclases plutônicos de feldspatos K e microclinas.

Cristal de plagioclase tem aproximadamente 10 cm de altura e, como o cristal de hornblende mostrado acima, provavelmente cresceu em um sistema hidrotermal ou pegmatita. A plagioclase ocorre em quase todos os tipos de rochas ígneas, portanto é onipresente na Terra, assim como em outros planetas terrestres. As regiões de cor clara da Lua, chamadas de Highlands, são em sua maioria anortositas, uma rocha composta principalmente de plagioclase rica em Ca-. Veja a lua cheia e tente delinear o arranjo das Highlands e Maria.

All Silicate Minerals:Note a diminuição da proporção de SiO2 para cátions, de silicatos de tetrahedra independentes para silicatos de estrutura, indicando um aumento na proporção molecular relativa de SiO2 no mineral. Como já mencionado, o silicato de estrutura mais simples é o quartzo. Encontrado em muitas rochas, os presentes de quartzo indicam a disponibilidade de moléculas de SiO2 livres em um magma, o que significa que cátions como Mg, Fe, Ca, Na, etc. têm sido utilizados na formação de outros minerais. O quartzo e a olivina geralmente não são encontrados juntos na natureza porque o piroxeno tem uma composição intermediária entre os dois.

Considerar a seguinte reação equilibrada entre os compostos químicos: Mg2SiO4 + SiO2 <=> 2MgSiO3 Em termos mineralógicos esta equação é: Olivina + Quartzo <=> 2Piroxenos.

Em relação ao módulo 3