Astronomía

Calor interno y diferenciación planetaria

Calor interno y diferenciación planetaria


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Estaba leyendo un artículo sobre la diferenciación planetaria y, aparentemente, la producción de calor interno juega un papel importante. Se describen varias fuentes de dicho calor, como el calor de las mareas, el calor radiogénico, etc. Sin embargo, lo que no entendí es cómo, a nivel químico, el calentamiento de un sistema lo "heterogeneiza". Lógicamente, ¿una adición de energía cinética no significaría que las moléculas chocan con más violencia y, por lo tanto, se mezclan más?

¿O esta historia del "calor interno" significa que el calor en realidad está escapando del planeta, por lo tanto, se pierde energía cinética y, por lo tanto, el planeta se está enfriando?

fuente: http://geology.isu.edu/wapi/Geo_Pgt/Mod03_PlanetaryEvo/mod3_pt1.htm


Su argumento (una temperatura elevada conduce a una mayor mezcla) es correcto siempre que no haya otras fuerzas a gran escala que actúen sobre el sistema. Esto no es cierto en la formación de planetas, porque la gravedad juega un papel muy importante.

No soy un experto en la formación de planetas, pero creo que el argumento es algo como esto: a medida que un planeta se forma a partir del material del disco protoplanetario, comenzará de manera muy homogénea, algo así como un asteroide, solo roca y metal hasta el final. Si el planeta se calienta lo suficiente en el núcleo, algo de material se derretirá. La flotabilidad (debido a la gravedad) hará que el material más liviano "suba" en el planeta, lejos del núcleo. Cuanto más calor genere, más fusión puede ocurrir y más material comenzará a separarse por densidad.

Por supuesto, hay mucho más en la historia. El material fluido obedece a las leyes de la hidrodinámica, por lo que se pueden formar flujos convectivos a gran escala en algunas regiones, mezclando esas áreas bastante bien. La rotación planetaria agrega fuerzas centrífugas y de Coriolis a la mezcla, que atraen más material al ecuador. La superficie de un planeta está expuesta al espacio y puede irradiar un exceso de calor, enfriándose hasta convertirse en un sólido (como la corteza terrestre). Si el núcleo es magnético y giratorio, los metales del planeta pueden ser empujados por el campo magnético.

Todo esto es solo para decir que la formación planetaria es un acto de equilibrio de muchas fuerzas en competencia. Estas fuerzas pueden diferenciar (¡o no!) Diferentes tipos de material, pero primero (para los planetas rocosos al menos) necesitan ser liberados por calentamiento interno.


El problema es que el material que se acumula en planetas terrestres / asteroides / etc. se espera que sea sólido cuando comience la acreción. * La diferenciación planetaria solo puede ocurrir si las sustancias pueden fluir entre sí. Esto requiere que el interior del objeto (o alguna parte del interior si solo está parcialmente diferenciado) se comporte como un fluido. Grandes cantidades de sólidos pueden comportarse como fluidos durante períodos de tiempo muy largos, como se cree que lo hace el manto de la Tierra, pero este flujo es extremadamente lento, es decir, es muy viscoso cuando se ve como un fluido, y calentarlo lo hace más rápido. En la actualidad, se cree que la materia del manto de la Tierra, que solo está ligeramente derretida, tarda millones de años en moverse entre el manto superior e inferior en corrientes de convección. Si el manto fuera mucho más frío, este flujo podría tardar miles de millones o billones de años, si no mucho más, es decir, es posible que nunca suceda realmente y, por lo tanto, no se produciría ninguna diferenciación. Por lo tanto, en este rango de temperatura, se necesita calor para que un objeto se diferencie. (Tenga en cuenta que la diferenciación original de la Tierra puede no haber tomado ni millones de años, ya que el interior de la Tierra puede haber sido mucho más caliente entonces).

Sin embargo, una vez que el interior de un cuerpo se calienta lo suficiente como para que todos los componentes importantes (hielos, silicatos, metal, etc.) se hayan fundido en un fluido, tiene razón en que más calor tendería a contrarrestar la diferenciación. Podría hacer esto simplemente creando turbulencias, como las células de convección que se cree operan en nuestro manto, o haciendo que las diferentes capas se vuelvan más solubles entre sí **. Esta es la razón por la que se cree que el sol es mayormente homogéneo en composición elemental: el sol probablemente contiene ~ 500 veces más elementos pesados ​​que el resto del Sistema Solar en su interior. Uno podría imaginarse todo esto hundiéndose en un enorme núcleo sólido o líquido en el núcleo de este sol, pero el núcleo del sol está tan caliente que cualquier núcleo sólido de este tipo probablemente herviría (/ "disolvería") rápidamente en el plasma circundante, y el calor crea suficiente caos que probablemente contrarreste en su mayor parte cualquier efecto de asentamiento gravitacional que haría que los átomos más pesados ​​se hundan hasta el núcleo en primer lugar.

* La razón por la que se espera que la materia que se acumula en objetos pequeños comience sólida es porque la presión en la nebulosa es demasiado baja para que algo sea estable como un líquido (o al menos nada lo suficientemente común como para convertirse en una gota en primer lugar). ), por lo que todo es sólido o gaseoso (gas extremadamente difuso) hasta que se acumula en un cuerpo donde la presión causada por el peso de la materia acumulada sobre él puede proporcionar suficiente presión para que tenga un estado líquido. A menudo, esto no es mucha presión, pero incluso una vez que se alcanza esta presión, generalmente tendrá que calentarse para alcanzar ese estado líquido, porque las cosas generalmente deben estar significativamente más frías que su punto triple para depositarse fuera del vacío cercano de una nebulosa proto-planetaria para formar granos de polvo sólidos que pueden acumularse en objetos más grandes.

La excepción a esta regla son los gigantes gaseosos y las estrellas. Una vez que se recolecta suficiente masa en un volumen pequeño, su gravedad puede extraer gas de la nebulosa hacia ella. Obviamente, este gas comienza como un fluido y, dado que es principalmente hidrógeno y helio y debido a las propiedades de esos elementos, es poco probable que se solidifique bajo temperaturas y presiones realistas que podrían ocurrir durante la acreción. Por lo tanto, aunque el calentamiento (como el calor adicional liberado por la acumulación de gas) puede derretir un núcleo preexistente de elementos sólidos más pesados ​​y ayudar a diferenciarlo, más calor solo puede hacer que la mayor parte del interior de un gigante gaseoso esté menos diferenciado. (Tenga en cuenta que, aunque los núcleos de los gigantes gaseosos son probablemente decenas de miles de kelvin, aún pueden tener componentes sólidos o ser completamente sólidos debido a la alta presión, por lo que se necesita aún más temperatura para derretirlos)

** aunque las capas que son solubles entre sí pueden tardar más que la vida útil del sistema estelar de un planeta en disolverse completamente entre sí una vez que se separan, ya que la convección térmica está impulsada por la densidad y, por lo tanto, generalmente no atraviesa cambios bruscos en densidad *** y la difusión podría llevar demasiado tiempo con algo tan grande debido a la ley del cubo cuadrado https://iopscience.iop.org/article/10.1088/0004-637X/803/1/32/pdf. Esto es relevante para los gigantes gaseosos, ya que se cree que muchos, si no la mayoría, comenzaron como planetas terrestres que crecieron lo suficiente como para extraer gas del disco.

*** Por ejemplo, se cree que el núcleo externo de la Tierra es más del doble de denso que el manto inferior. Para que la convección térmica mezcle las dos capas, partes de la superficie del núcleo externo tendrían que volverse mucho más calientes que el manto directamente encima de él, que se calentaría por conducción, que se volvió menos de la mitad de denso, por lo que que era menos denso que el manto inferior por encima de él y se volvió flotante. Esto probablemente nunca sucedería porque tal calor también calentaría el manto por encima de él para tener gotas similares en densidad. (No creo que la superficie del núcleo de la Tierra hierva a cualquier temperatura, sino que gradualmente se vuelva menos densa, porque el punto crítico del hierro es solo 87.5 GPa ± 14% y el del níquel ~ 0.29 GPa: http: / /www.knowledgedoor.com/2/elements_handbook/critical_point.html frente a ~ 136 GPa para nuestro límite central-manto).


Calor interno y diferenciación planetaria - Astronomía

Las temperaturas internas de los planetas no se pueden medir directamente, pero se pueden inferir de diversas formas. Para la Tierra, podemos combinar estudios sísmicos y experimentos de laboratorio para estimar las temperaturas a varias profundidades. Para otros planetas, dependemos del calor irradiado desde sus superficies, características de la superficie que sugieren un tipo de historia geológica u otra, teorías sobre el origen y evolución de los planetas y teorías sobre el origen de los campos magnéticos planetarios. A veces, diferentes líneas de evidencia arrojan diferentes estimaciones de las temperaturas planetarias, pero el rango de temperaturas que se proporciona a continuación probablemente esté más cerca de las temperaturas reales que no.

Teorías de la formación y evolución planetaria
A partir de varias líneas de evidencia, sabemos que el Sistema Solar interior estaba muy caliente en el momento en que se formaban los planetas, y que grandes cantidades de materiales radiactivos de rápida descomposición se mezclaron en los cuerpos rocosos que se formaron cerca del Sol. Como resultado, todos los planetas interiores deben haber sido fundidos en su mayor parte o en su totalidad durante las últimas etapas de su formación (ver La fusión y diferenciación de los planetas).
Las fuentes de calor que derritieron los planetas interiores deben haber desaparecido muy pronto. El Sol, que era una fuente importante de calor al principio de las cosas, se redujo rápidamente en tamaño y brillo y se convirtió en un factor insignificante en unos pocos millones de años. Los materiales radiactivos más importantes se desintegraron hasta desaparecer en unas pocas decenas de millones de años. Y el calentamiento por colisión, que alguna vez se pensó que era el factor más importante, ahora se cree que fue un factor relativamente menor, especialmente cuando los planetas alcanzaron más o menos su tamaño final, y quedaba poco para que se toparan. . Como resultado, los planetas habrían comenzado a resolidificarse casi tan pronto como se derritieron y, a medida que el calor almacenado en su interior se abriera paso gradualmente hacia la superficie, se habrían enfriado lentamente.
A medida que el calor se filtraba desde su interior, los planetas más grandes deberían haberse enfriado más lentamente que los más pequeños, porque con masas más grandes tenían más calor almacenado dentro de ellos en comparación con sus áreas de superficie (duplicar el tamaño de un planeta aumenta la relación entre la masa y el área de superficie). por un factor de dos), lo que significa que tiene que escapar más calor para reducir su temperatura en una cantidad determinada. Pero incluso si el calor interno de un planeta más pequeño provocó que las temperaturas internas aumentaran tan rápidamente como en los planetas más grandes, la distancia más pequeña entre la superficie y el centro debería resultar en temperaturas centrales más bajas para los planetas más pequeños. Ambos factores sugieren que los planetas más pequeños deberían haberse enfriado considerablemente más que los más grandes en los cuatro mil quinientos millones de años desde que se formaron.
Basado en esto, esperaríamos que la Tierra, como el más grande de los planetas terrestres, tenga las temperaturas internas más altas. Venus, con una masa y tamaño un poco más pequeños, debería tener temperaturas comparables. Pero Marte y Mercurio, al ser mucho más pequeños, deberían ser considerablemente más fríos que la Tierra o Venus.
Para los planetas jovianos, la compresión gravitacional de las enormes cantidades de materiales gaseosos que componen su estructura debería haber producido temperaturas internas mucho más altas al principio que para los planetas terrestres. Como resultado, si tuvieran estructuras similares, deberían estar mucho más calientes. Sin embargo, están hechos de fluidos (principalmente gases comprimidos a densidades incluso más altas que las de los líquidos típicos), y el flujo de calor en los fluidos puede ser mucho más rápido que en la roca sólida que forma las capas externas de los planetas terrestres. Entonces, aunque los planetas jovianos probablemente alguna vez fueron mucho más calientes que los planetas terrestres, eso no puede asegurar que todavía estén más calientes que los planetas interiores. Todo lo que podemos decir, basándonos únicamente en esta teoría, es que Júpiter, siendo con mucho el planeta joviano más grande y masivo, debería ser sustancialmente más caliente que Saturno, que debería ser mucho más caliente que los planetas jovianos más pequeños, Urano y Neptuno.
Aunque esta teoría del calentamiento y enfriamiento sugiere temperaturas relativas dentro de un grupo dado de planetas, para cualquier planeta dado, las estimaciones precisas de temperatura dependen de líneas adicionales de evidencia.

Calor irradiado por los planetas
En el momento actual, la mayor parte del calor, una vez almacenado dentro de los planetas, se ha filtrado a sus superficies y ha sido irradiado. Como resultado, el calor del Sol es la principal fuente de calor en sus superficies. De hecho, para los planetas terrestres, el calor absorbido por el Sol y el calor irradiado por los planetas es tan casi idéntico que las incertidumbres en los dos valores, por pequeñas que sean, son mucho mayores que cualquier calor que aún se escape de sus interiores.
Para los planetas jovianos, sin embargo, esto no es cierto. Júpiter irradia casi tres veces más calor del que absorbe de la luz solar, lo que significa que dos tercios de su presupuesto de calor superficial se deriva del calor que se escapa de su interior. Para Saturno, el calor que se escapa del interior es considerablemente más pequeño que para Júpiter, pero todavía es aproximadamente la mitad del presupuesto de calor de la superficie. Como se analiza en la (relativamente antigua, relativamente breve) discusión planeta por planeta a continuación, esto implica que Júpiter todavía está extraordinariamente caliente por dentro, y Saturno, aunque no tan caliente como Júpiter, es probablemente dos veces más caliente (en el interior profundo) que el planeta. Tierra. En el caso de Urano y Neptuno, el flujo de calor del interior es mucho menor y probablemente tengan temperaturas internas más bajas que la Tierra, pero no tanto como se pensaba hace cuarenta o cincuenta años.

(Nota del autor para uno mismo: Necesidad de discutir (1) la relación de las características de la superficie con la historia térmica interna, (2) la relación de los campos magnéticos con las temperaturas internas, (3) los estudios sísmicos de la Tierra y (4) "flexión" mediciones de Mercurio y Marte)

(La siguiente discusión, basada en notas de conferencias que ahora tienen varios años, es relativamente correcta y completa, pero necesita algunas adiciones y revisiones a la luz de los descubrimientos recientes. Se han insertado algunas actualizaciones menores como se indica en varios lugares, pero una revisión considerable será necesaria. se hará en la siguiente iteración de esta página).

Las temperaturas internas de los planetas terrestres
Mercurio: Su superficie extremadamente llena de cráteres implica poca o ninguna actividad geológica desde el final del intenso bombardeo del Sistema Solar hace unos 4 mil millones de años. (Nota agregada en 2014: los estudios gravimétricos y las imágenes tomadas por la nave espacial MESSENGER indican que a pesar de su relativa falta de actividad geológica en eones recientes, Mercurio ha tenido una historia geológica más interesante que la sugerida por estudios anteriores). El planeta debería permitir que el calor sobrante de su formación se escape rápidamente. Ambos factores conducirían a una predicción de una temperatura interna baja, probablemente menos de 4000 grados Fahrenheit, y muy probablemente, un interior completamente sólido. (Nota agregada en 2014: aunque la estimación de temperatura probablemente todavía esté en el estadio correcto, las observaciones de MESSENGER mencionadas anteriormente indican que al menos una parte del núcleo de Mercurio todavía está fundida).

Venus: Las imágenes de radar parecen mostrar una superficie extremadamente volcánica y por lo demás sustancialmente cambiada, con una destrucción casi completa del cráter que habría ocurrido en su historia temprana, lo que implica una cantidad sustancial de actividad geológica a lo largo de su historia. El gran tamaño del planeta debería permitir que gran parte del calor sobrante de su formación se retenga fácilmente. Sin embargo, también hay una gran cantidad de cráteres grandes que habrían tardado la mayor parte de 500 millones de años o más en formarse por colisiones aleatorias, lo que implica que la actividad geológica de otra manera tan evidente en la superficie del planeta probablemente cesó o al menos en gran medida. disminuyó en algún momento del pasado. Esto implica que el planeta es algo más frío que la Tierra, probablemente menos de 10000 grados Fahrenheit en el núcleo central, y puede ser completamente sólido, aunque no se pueden descartar regiones fundidas sustanciales sobre esta base solo.

Tierra: Muestra una actividad geológica extrema, de modo que las principales características de la superficie, como los continentes, cambian casi por completo en escalas de tiempo de solo unos pocos cientos de millones de años (esto se suma a la meteorización y la erosión, que actúan en escalas de tiempo mucho más cortas). Además, su tamaño, el más grande de los planetas terrestres, debería permitirle contener más calor que los planetas más pequeños. Finalmente, los estudios de terremotos prueban absolutamente la existencia de un núcleo en su mayoría fundido. Como resultado de estudios de laboratorio sobre el comportamiento de los materiales a alta temperatura y presión, se cree que su temperatura interna supera los 12000 grados Fahrenheit, y el núcleo central probablemente esté más cerca de los 14000 grados.

Marte: La mitad de su superficie contiene enormes cráteres parcialmente erosionados que casi con certeza datan de hace más de 4 mil millones de años, mientras que la otra mitad tiene muchos volcanes y fracturas por estrés, lo que implica al menos algo de actividad interna, aunque no en la misma escala que Venus o la Tierra. , continuando dentro de unos pocos millones de años desde la actualidad. El pequeño tamaño del planeta debería permitir que el calor se escape con bastante facilidad, y dado que su apariencia es intermedia entre la de Mercurio y los planetas terrestres más grandes, se esperaría que tuviera temperaturas internas entre 5000 y 7000 grados Fahrenheit. Esto podría conducir a una fusión parcial del interior, dependiendo de la composición de las regiones centrales. (Nota agregada en 2014: ahora es seguro que al menos una parte del núcleo exterior está fundido, o parcialmente fundido, pero las estimaciones de temperatura siguen siendo las mismas, y se cree que las diferencias en la composición en comparación con la Tierra son la causa principal de la diferencia inesperada en estructura.)

Los campos magnéticos de los planetas terrestres y de la luna
Los campos magnéticos de los planetas terrestres deben crearse mediante movimientos convectivos dentro de núcleos metálicos fundidos. En algunas teorías, este movimiento por sí solo es capaz de causar un campo planetario neto. En otras teorías también es necesaria una rotación relativamente rápida del planeta, de modo que el efecto Coriolis de la rotación pueda organizar la convección interna paralela (y / o antiparalela) al eje de rotación del planeta.

Tierra: Se sabe que tiene un núcleo fundido, una rápida rotación y un campo magnético bastante fuerte (el más fuerte de los planetas terrestres), casi paralelo a su eje de rotación (aunque se mueve un poco durante largos períodos de tiempo). La teoría predice un fuerte campo magnético en estas circunstancias, lo que concuerda con la observación.

La luna: Su superficie llena de cráteres, presumiblemente antigua, rotación lenta y probablemente núcleo sólido (basado en estudios sísmicos muy limitados) predicen que no debería tener campo magnético. No se observa ningún campo magnético, de nuevo de acuerdo con la teoría.

Marte: Su geología intermedia sugiere que probablemente sea demasiado frío para un gran núcleo fundido (2014: aunque ahora es casi seguro que tenga un núcleo exterior parcialmente fundido, el tamaño de la región fundida es probablemente demasiado pequeño para soportar un extenso movimiento convectivo). Debido a su rotación relativamente rápida (casi tan rápida como la de la Tierra), un núcleo fundido debería producir un campo magnético, pero solo se observa un campo minúsculo, lo que implica que puede ser demasiado frío (probablemente menos de 5000 grados Fahrenheit) para tener un campo magnético. nucleo fundido. (a continuación se agregó en 2005) Sin embargo, el magnetismo fósil en la superficie sugiere que las rocas que contienen magnetismo fósil fueron se formó en un momento, hace más de 4 mil millones de años, cuando Marte tenía un campo magnético sustancial y rayas paralelas de ese magnetismo fósil en ciertas áreas sugiere que en ese mismo período de tiempo ocurrió algo similar a la expansión del fondo marino y las bandas magnéticas causadas por inversiones de campo magnético en la tierra. Entonces, aunque el núcleo de Marte debe estar relativamente frío y casi totalmente sólido ahora, indudablemente estaba lo suficientemente caliente como para crear un campo magnético activo e impulsar algo de actividad en el manto en los primeros días de la historia del planeta.

Venus: Su geología una vez activa sugiere que probablemente tuvo un núcleo fundido, pero su gran cantidad de cráteres más recientes sugiere que la actividad geológica ha cesado, por lo que el núcleo puede haberse enfriado y solidificado, y en cualquier caso, su rotación extremadamente lenta lo hace Es posible que no tenga un campo magnético incluso si tuviera un núcleo fundido. NO SE OBSERVA NINGÚN CAMPO. Esto significa que tiene un núcleo sólido o que las teorías que requieren una rotación rápida para crear un campo magnético tienen más probabilidades de ser correctas, y las que no requieren una rotación rápida están equivocadas.

Mercurio: Una superficie antigua y llena de cráteres implica relativamente poca actividad geológica, particularmente en los últimos tiempos, probablemente bajas temperaturas internas y, por lo tanto, probablemente ningún núcleo fundido de tamaño significativo. Además, tiene una rotación lenta, por lo que incluso si tuviera un núcleo fundido, es posible que no tenga un campo magnético. SIN EMBARGO, tiene un campo magnético, aunque solo alrededor del 1% más fuerte que el nuestro. (Modificado en 2014) La presencia de un campo magnético, combinada con la ausencia de actividad geológica, fue un rompecabezas desde hace mucho tiempo, sin embargo, los estudios de MESSENGER muestran que el planeta tiene un núcleo parcialmente fundido, por lo que su débil campo magnético puede explicarse por movimientos convectivos en la región parcialmente fundida.

Las temperaturas internas de los planetas jovianos
Júpiter: El calor que se escapa de su superficie es casi tres veces mayor que el absorbido por la luz solar, lo que implica que casi el doble de calor se escapa del planeta que el que proviene del Sol. Esto se debe en parte a la gran distancia del Sol (un poco más de 5 UA), lo que hace que reciba menos del 4% del calor que nosotros recibimos, pero esto aún requiere un flujo de calor interno muy grande. En el caso de la Tierra, un aumento de temperatura de 100 grados (F) por milla cerca de la superficie produce muy poco flujo de calor (excepto en lugares inusualmente cálidos como los volcanes), pero la corteza y el manto de la Tierra están hechos de roca sólida. , y el calor fluye muy lentamente a través de dicho material. Júpiter está hecho de hidrógeno líquido, y los movimientos convectivos en tal líquido deberían ser capaces de mover el calor hacia afuera con bastante facilidad. Las estimaciones basadas en la teoría y los experimentos de laboratorio sugieren que un aumento de temperatura de solo 1 grado Fahrenheit por milla podría ser adecuado para explicar tal flujo de calor, pero dado que Júpiter tiene 44000 millas de radio, su temperatura central es probablemente de más de 50000 grados Fahrenheit. (A pesar de esto, el núcleo central de hielo y rocas, al estar comprimido por pesos increíbles, es casi seguro que es sólido).

Saturno: Este planeta tiene solo la mitad de su calor proveniente del interior, y al estar más lejos del Sol que Júpiter, solo necesita de 1/4 a 1/8 del flujo de calor interior para producir este resultado. Por lo tanto, se cree que su temperatura interna aumenta solo aproximadamente la mitad de rápido que en Júpiter, lo que resulta en temperaturas centrales de solo 25000 a 35000 grados Fahrenheit.

Urano y Neptuno están tan lejos de nosotros y del Sol, y tienen tan poco flujo de calor interno que las mediciones anteriores a los sobrevuelos de la Voyager 2 eran casi inútiles. Ahora se ha observado cierto flujo de calor, pero las temperaturas centrales aún son muy inciertas, probablemente sean inferiores a 15000 grados y posiblemente inferiores a 10000 grados.

Los campos magnéticos de los planetas jovianos
La teoría básica es la misma que para los planetas terrestres, pero dado que hay muy poca roca, y mucho menos metal en los planetas jovianos, incluso los núcleos completamente fundidos y las rotaciones muy rápidas no producirían campos lo suficientemente fuertes como para alcanzar sus superficies con una fuerza sustancial. . A pesar de esto, Júpiter tiene un campo MUY fuerte, 10 veces más fuerte en la superficie que el nuestro, que se extiende en el espacio muchas veces más lejos que el nuestro, y tiene una energía total 1000 veces mayor que la nuestra. Saturno tiene un campo relativamente fuerte (divida los números de Júpiter por 10), que también requiere una energía sustancial para crearlo, y Urano y Neptuno, aunque sus campos son solo una fracción de la fuerza del campo de la Tierra, aún requieren una fuente sustancial de energía magnética. Para Júpiter y Saturno, se cree que la respuesta a la creación de sus campos magnéticos es el hidrógeno metálico. Normalmente, el hidrógeno no es un metal, que se aferra firmemente a su único electrón. (Las propiedades metálicas son producidas por átomos que tienen tantos electrones que el más externo puede desprenderse fácilmente y vagar libremente entre los átomos en estado líquido o sólido). Bajo las tremendas resistencias dentro de Júpiter y Saturno, el hidrógeno se comprime tanto (quizás 30 a 40 veces más denso de lo normal dentro de Júpiter) que muchos átomos ocupan el espacio normalmente ocupado por un solo átomo, y aunque cada electrón está más cerca de su propio núcleo que de los núcleos de otros átomos, estar tan cerca de tantos núcleos puede " confunden "algunos de los electrones, lo que les permite vagar de un átomo a otro, produciendo una forma metálica de hidrógeno. Experimentos de laboratorio recientes (que prueban las propiedades del hidrógeno a alta presión) y cálculos teóricos (que involucran las presiones dentro de los planetas jovianos) sugieren que, aunque es poco probable que Urano y Neptuno contengan tal forma de hidrógeno, Saturno debería tener cantidades sustanciales, y Júpiter puede estar hecho principalmente de este extraño líquido. Si esto es correcto, explicaría fácilmente los campos magnéticos de Júpiter y Saturno, pero para Urano y Neptuno, los campos magnéticos probablemente son causados ​​por movimientos convectivos en un núcleo externo hecho principalmente de líquidos conductores de electricidad como el agua de mar mezclada con gases (como el metano y amoniaco) comprimido a la densidad de un líquido.


Geología planetaria

IV.A Introducción

El calor liberado a través de la superficie desde el interior de los planetas proviene de tres fuentes primarias: el calor dejado por la acreción inicial del planeta, el calor formado como consecuencia de la diferenciación interna (por ejemplo, la formación del núcleo metálico de la Tierra) y el calor producido durante la desintegración radiactiva de uranio, torio y el isótopo 40 K. El flujo de calor superficial de la Tierra desde el interior es de aproximadamente 60 ergios / cm 2 / s. Los modelos que rastrean la evolución térmica de la Tierra, incluido el calor de acreción, diferenciación y desintegración radiactiva y los modos de transporte de calor tanto conductivo como convectivo, muestran que la Tierra habría tenido un flujo de calor más alto al principio del tiempo geológico. Es el calor que se pierde en la superficie lo que impulsa tanto el tectonismo como el vulcanismo en la Tierra y en otros cuerpos sólidos. Por lo tanto, la comprensión de los procesos tectónicos y volcánicos, descifrados del registro geológico, proporciona restricciones de primer orden en las historias de evolución térmica de los interiores planetarios, incluidas las variaciones temporales en las tasas de disipación del calor interno.

En efecto, el tectonismo y el vulcanismo son fenómenos de la capa límite que se producen en la interfaz entre los interiores planetarios más cálidos y los vacíos o atmósferas más frías de arriba. En la Tierra, los procesos de la capa límite están dominados por la tectónica de placas, que representan aproximadamente el 65% del flujo de calor. El manto superior y la corteza suprayacente son relativamente fríos y rígidos; esta zona se llama litosfera. La litosfera de la Tierra está dividida en nueve placas principales. Los límites entre placas son de tres tipos. Los límites divergentes están por encima de las corrientes de convección ascendentes en el manto subyacente. El afloramiento genera alturas topográficas alargadas y fisuras a medida que el material del manto se descomprime durante el afloramiento y aumenta de volumen. El vulcanismo basáltico ocurre como derretimiento parcial del manto y asciende a través de las fisuras. La mayoría de los límites divergentes se encuentran en la corteza oceánica en regiones llamadas centros de expansión porque las rocas volcánicas se convierten en una nueva corteza oceánica que luego se mueve hacia ambos lados en forma de cinta transportadora para ser reemplazada por nuevas rocas volcánicas a lo largo de la cresta de la grieta (Fig. .10). La nueva corteza oceánica se enfría a medida que se aleja de la grieta, y finalmente se vuelve más densa que el manto subyacente, lo que hace que la litosfera se hunda hacia el interior. Este hundimiento, llamado subducción, ocurre debajo de las profundas trincheras curvas en el fondo del mar. Las zonas de subducción representan un segundo tipo de límite de placa. Junto con las colisiones de dos masas continentales, este tipo de límite se denomina convergente. El tercer tipo es un límite de transformación y representa zonas de movimiento de rumbo-deslizamiento, como el sistema de fallas de San Andrés.

FIGURA 10. Sección transversal esquemática del centro de expansión del fondo marino. La nueva corteza oceánica se crea por el vulcanismo asociado con el manto de surgencia caliente en las dorsales oceánicas. Luego, la corteza se mueve hacia ambos lados a velocidades que varían de aproximadamente 1 a 10 cm / año. La litosfera se define como la corteza y la parte más fría y rígida del manto superior. La litosfera se espesa alejándose de la cresta a medida que la corteza y el manto superior se enfrían y, finalmente, se produce la subducción debido a la flotabilidad negativa. En el boceto, la subducción se muestra debajo del borde de un continente.

La tectónica de placas probablemente ha dominado la evolución de la corteza continental de la Tierra, zonas de roca más gruesa y menos densa de composición granítica que son demasiado flotantes para ser subducidas. Cuando los continentes chocan o cuando se produce la subducción en un margen continental, se produce la formación de montañas, lo que agrega masa a los márgenes continentales. Sin embargo, debido a que el tectonismo y el vulcanismo son procesos vigorosos en la Tierra, gran parte de la corteza continental primitiva ha sido destruida o removilizada. Por lo tanto, la reconstrucción de los primeros procesos tectónicos y volcánicos, incluso si la tectónica de placas operaba o no en la Tierra, es difícil.

Un objetivo principal de la geología planetaria es utilizar los registros de rocas volcánicas y tectónicas que se encuentran en los cuerpos planetarios para investigar cómo otros objetos han liberado su calor en una variedad de escalas de tiempo geológico. ¿Otros objetos tienen tectónica de placas? Si no es así, ¿el calor se libera principalmente por conducción o el vulcanismo extenso transporta la mayor parte del calor a la superficie? ¿Qué procesos operaron en los primeros tiempos geológicos? En esta sección, se consideran tres ejemplos, utilizando registros tectónicos y volcánicos para explorar estos temas: (1) evidencia conservada en las tierras lunares de la separación temprana de la corteza del manto impulsada por el calor de acreción (2) procesos tectónicos y volcánicos en Venus y (3) resurgimiento volcánico de Io, impulsado por el calentamiento de las mareas de Júpiter.


El calentamiento interno de elementos radiactivos puede ser crucial para la habitabilidad del planeta, según un estudio

La evolución térmica de los planetas rocosos depende del aporte de calor de tres elementos radiogénicos de larga vida: potasio, torio y uranio. Es probable que las concentraciones de los dos últimos en el manto de los planetas rocosos varíen hasta en un orden de magnitud entre diferentes sistemas planetarios porque estos elementos son producidos por raros procesos estelares. En un nuevo artículo publicado en el Cartas de revistas astrofísicas, un equipo de investigadores de la Universidad de California Santa Cruz y la Universidad de Copenhague analiza los efectos de estas variaciones en la evolución térmica de un planeta del tamaño de la Tierra.

Estas ilustraciones muestran tres versiones de un planeta rocoso con diferentes cantidades de calentamiento interno de elementos radiactivos. The middle planet is Earth-like, with plate tectonics and an internal dynamo generating a magnetic field. The top planet, with more radiogenic heating, has extreme volcanism but no dynamo or magnetic field. The bottom planet, with less radiogenic heating, is geologically ‘dead,’ with no volcanism. Image credit: Melissa Weiss.

“Convection in Earth’s molten metallic core creates an internal dynamo that generates the planet’s magnetic field,” said Professor Francis Nimmo, a researcher in the Department of Earth and Planetary Sciences at the University of California Santa Cruz.

“Earth’s supply of radioactive elements provides more than enough internal heating to generate a persistent geodynamo.”

“What we realized was that different planets accumulate different amounts of these radioactive elements that ultimately power geological activity and the magnetic field.”

“So we took a model of the Earth and dialed the amount of internal radiogenic heat production up and down to see what happens.”

What Professor Nimmo and colleagues found is that if the radiogenic heating is more than the Earth’s, the planet can’t permanently sustain a dynamo, as our home planet has done.

That happens because most of the thorium and uranium end up in the mantle, and too much heat in the mantle acts as an insulator, preventing the molten core from losing heat fast enough to generate the convective motions that produce the magnetic field.

With more radiogenic internal heating, the planet also has much more volcanic activity, which could produce frequent mass extinction events.

On the other hand, too little radioactive heat results in no volcanism and a geologically ‘dead’ planet.

“Just by changing this one variable, you sweep through these different scenarios, from geologically dead to Earth-like to extremely volcanic without a dynamo,” Professor Nimmo said.

“Now that we see the important implications of varying the amount of radiogenic heating, the simplified model that we used should be checked by more detailed calculations.”

The heavy elements crucial to radiogenic heating are created in the so-called r-process during mergers of neutron stars, which are extremely rare events.

“We would expect considerable variability in the amounts of these elements incorporated into stars and planets, because it depends on how close the matter that formed them was to where these rare events occurred in the Galaxy,” said Professor Joel Primack, a researcher in the Physics Department at the University of California Santa Cruz.

Astronomers can use spectroscopy to measure the abundance of different elements in stars, and the compositions of planets are expected to be similar to those of the stars they orbit.

The rare earth element europium, which is readily observed in stellar spectra, is created by the same process that makes thorium and uranium, so europium can be used as a tracer to study the variability of those elements in our Galaxy’s stars and planets.

The study authors were able use europium measurements for many stars in our Galactic neighborhood to establish a natural range of inputs to their models of radiogenic heating. The Sun’s composition is in the middle of that range.

“Many stars have half as much europium compared to magnesium as the Sun, and many stars have up to two times more than the Sun,” Professor Primack said.

“The importance and variability of radiogenic heating opens up many new questions for astrobiologists,” added Professor Natalie Batalha, a researcher at the University of California Santa Cruz who was not involved in the study.

“It’s a complex story, because both extremes have implications for habitability. You need enough radiogenic heating to sustain plate tectonics but not so much that you shut down the magnetic dynamo.”

“Ultimately, we’re looking for the most likely abodes of life. The abundance of uranium and thorium appear to be key factors, possibly even another dimension for defining a Goldilocks planet.”

“Using europium measurements of their stars to identify planetary systems with different amounts of radiogenic elements, astronomers can start looking for differences between the planets in those systems, especially once the James Webb Space Telescope is deployed,” Professor Nimmo said.

“This telescope will be a powerful tool for the characterization of exoplanet atmospheres.”

Francis Nimmo et al. 2020. Radiogenic Heating and Its Influence on Rocky Planet Dynamos and Habitability. ApJL 903, L37 doi: 10.3847/2041-8213/abc251

This article is based on a press-release provided by the University of California Santa Cruz.


Internal heat and planetary differentiation - Astronomy

The earth is a heat engine. It remains geologically and biologically active, and evolves, because there are two great sources of energy. One source of energy is from the earth's molten core (that drives the geology), and the second is from the sun (that drives life and the atmosphere.)
However, considering the fact that the solar system began as a cloud of gas and dust that was near absolute zero we might wonder where the earth's internal heat came from to drive the plate tectonics. The problem is more perplexing when we realize that virtually every other planetary body in the solar system (including some moons that are larger than some planets) is geologically dead (they have no internal heat of their own). Similarly, the earth is the only planetary body we know at present that is biologically alive too.
Thus, we wonder, must a planet be geologically alive to also be biologically alive? ¡La respuesta corta es sí! Pero esa es otra historia.

The earth grew from the accumulation of planetismals (meteorites and asteroids), over a period of 1-200 million years about 4.3 to about 4.5 billion years ago. Toward the end of the accumulation a large mini-planet hit a glancing blow with the earth. If the mini-planet had hit directly the earth would have been shattered, and the debris scattered throughout the solar system - no earth (gee, are there not movies on just this theme? Deep Impact comes to mind). As it was, the mini-planet hit obliquely, and then spun off into an orbit around the earth - to become the moon.
If the earth had grown simply from the random accumulation of planetismals it would have been homogeneous - more or less made of the same material throughout, and the earth cross section to the right would be a uniform blob with no structure.
But the earth is stratified into layers by density (heavy core, intermediate mantle, light lithosphere), telling us that early in its history the earth went through a molten stage that led to the heavy materials sinking inward to form the core, and the lighter materials floating toward the surface like a slag to form the crust. The heat for this melting came from meteorite impacts, the moon's impact, and the decay of radioactive elements.
Imagine flying by the earth in a space ship about 4.3 billion years ago all you would see is a glowing red hot ball of seething magma.

All of the geological activity on the earth today is driven from this initial source of heat at the earth's formation, aided and abetted by continued radioactive decay of elements in the earth's interior. However, the earth's heat engine ran faster at the beginning than now, about three times faster. Considering how active the earth is now with earthquakes and volcanoes it must have been a wonder four billion years ago to have it running even faster. But the earth is cooling off, and as time goes by there will be less and less heat to escape until there is none left at all. At that point the earth will die a heat death.
Different planets can have different histories, however, and we can get some idea of how unique the earth is by examining these histories.

By 4 billion years ago the earth had cooled enough for the outer layers to have solidified and for oceans to form. Flying past the earth at this time we would see a vast ocean from pole to pole, with volcanoes scattered here and there but no continents - pretty much the scene to the right captured about about 3.8-4.0 billion years ago. The oldest rocks we have date to 3.96 billion years ago, and contain evidence of sedimentary rocks that require water.
The earth cooled from the outside in, and the still molten iron-nickle core are the remnants of that heat from the early stage of melting. That heat is also what keeps the earth geologically active, and without it nothing that we know of the earth would exist today, no continents, no volcanos, no mountains, no oceans, and almost certainly no life - a dead planet like mars or the moon.

There are several ways a planetary body can loose its internal heat. One way occurs with small planetary bodies, such as the moon. Here we see a planetary body that became geologically dead within a few hundred thousand years after its formation. We know this because the original craters from its formation are still present.
With the moon the heat escaped by two mechanisms. One was volcanic activity induced by meteorite impacts. The meteorites penetrated through the crust and into the core, and provided a conduit for magma to reach the surface and form the mare (smooth areas) we see from earth. This magma brought much heat to the surface to radiate to space. The second way heat escaped was through condution. Rock is a poor conductor of heat, however, so in larger planetary bodies most of the heat must escape by other means.

Mars is an example of another way internal heat can be lost. Olympus mons, the large Martian volcano is a hot spot, and it probably tapped directly into the core of the planet, and piped the heat in the form of magma directly to the surface. Hot spots are typically huge volcanos, and Olympus mons is much bigger than any on earth. So here the heat escaped relatively quickly, leading to the planet becomes geologically dead shortly after formation. It helps that Mars is less than half the size of the earth.


Numerical simulations of the differentiation of accreting planetesimals with 26 Al and 60 Fe as the heat sources

Abstract— Numerical simulations have been performed for the differentiation of planetesimals undergoing linear accretion growth with 26 Al and 60 Fe as the heat sources. Planetesimal accretion was started at chosen times up to 3 Ma after Ca-Al-rich inclusions (CAIs) were formed, and was continued for periods of 0.001–1 Ma. The planetesimals were initially porous, unconsolidated bodies at 250 K, but became sintered at around 700 K, ending up as compact bodies whose final radii were 20, 50, 100, or 270 km. With further heating, the planetesimals underwent melting and igneous differentiation. Two approaches to core segregation were tried. In the first, labelled A, the core grew gradually before silicate began to melt, and in the second, labelled B, the core segregated once the silicate had become 40% molten. In A, when the silicate had become 20% molten, the basaltic melt fraction began migrating upward to the surface, carrying 26 Al with it. The 60 Fe partitioned between core and mantle. The results show that the rate and timing of core and crust formation depend mainly on the time after CAIs when planetesimal accretion started. They imply significant melting where accretion was complete before 2 Ma, and a little melting in the deep interiors of planetesimals that accreted as late as 3 Ma. The latest melting would have occurred at <10 Ma. The effect on core and crust formation of the planetesimal's final size, the duration of accretion, and the choice of ( 60 Fe/ 56 Fe)initial were also found to be important, particularly where accretion was late. The results are consistent with the isotopic ages of differentiated meteorites, and they suggest that the accretion of chondritic parent bodies began more than 2 or 3 Ma after CAIs.


Radioactive Rocks

Another way to trace the history of a solid world is to measure the age of individual rocks. After samples were brought back from the Moon by Apollo astronauts, the techniques that had been developed to date rocks on Earth were applied to rock samples from the Moon to establish a geological chronology for the Moon. Furthermore, a few samples of material from the Moon, Mars, and the large asteroid Vesta have fallen to Earth as meteorites and can be examined directly (see the chapter on Cosmic Samples and the Origin of the Solar System).

Scientists measure the age of rocks using the properties of natural radioactivity. Around the beginning of the twentieth century, physicists began to understand that some atomic nuclei are not stable but can split apart (decay) spontaneously into smaller nuclei. The process of radioactive decay involves the emission of particles such as electrons, or of radiation in the form of gamma rays (see the chapter on Radiation and Spectra).

For any one radioactive nucleus, it is not possible to predict when the decay process will happen. Such decay is random in nature, like the throw of dice: as gamblers have found all too often, it is impossible to say just when the dice will come up 7 or 11. But, for a very large number of dice tosses, we can calculate the odds that 7 or 11 will come up. Similarly, if we have a very large number of radioactive atoms of one type (say, uranium), there is a specific time period, called its half-life, during which the chances are fifty-fifty that decay will occur for any of the nuclei.

A particular nucleus may last a shorter or longer time than its half-life, but in a large sample, almost exactly half of the nuclei will have decayed after a time equal to one half-life. Half of the remaining nuclei will have decayed after two half-lives pass, leaving only one half of a half—or one quarter—of the original sample (Figure 7.16).

Figure 7.16 This graph shows (in pink) the amount of a radioactive sample that remains after several half-lives have passed. After one half-life, half the sample is left after two half-lives, one half of the remainder (or one quarter) is left and after three half-lives, one half of that (or one eighth) is left. Note that, in reality, the decay of radioactive elements in a rock sample would not cause any visible change in the appearance of the rock the splashes of color are shown here for conceptual purposes only.

If you had 1 gram of pure radioactive nuclei with a half-life of 100 years, then after 100 years you would have 1/2 gram after 200 years, 1/4 gram after 300 years, only 1/8 gram and so forth. However, the material does not disappear. Instead, the radioactive atoms are replaced with their decay products. Sometimes the radioactive atoms are called parents and the decay products are called daughter elementos.

We first met the physicist Ernest Rutherford when we talked about the structure of the atom. His work in 1911 showed the existence of the nucleus, but he was already famous due to the work which won him the Nobel Prize in Chemistry in 1908 for his investigations into the disintegration of the elements, and the chemistry of radioactive substances. He did this research while working at McGill University in Montreal, Quebec, Canada. This was the first Nobel Prize awarded to a Canadian.

Similarly, Harriet Brooks was the first Canadian female nuclear physicist. Ernest Rutherford guided her graduate research work and regarded her as being next to Marie Curie in the quality of her work. She graduated in 1898 and was amongst the first to discover radon and to try to determine its atomic mass. 2

In this way, radioactive elements with half-lives we have determined can provide accurate nuclear clocks. By comparing how much of a radioactive parent element is left in a rock to how much of its daughter products have accumulated, we can learn how long the decay process has been going on and hence how long ago the rock formed. Table 7.3 summarizes the decay reactions used most often to date lunar and terrestrial rocks.

Radioactive Decay Reaction Used to Date Rocks 1
Parent Daughter Half-Life (billions of years)
Samarium-147 Neodymium-143 106
Rubidium-87 Strontium-87 48.8
Thorium-232 Lead-208 14.0
Uranium-238 Lead-206 4.47
Potassium-40 Argon-40 1.31

PBS provides an evolution series excerpt that explains how we use radioactive elements to date Earth.

This Science Channel video features Bill Nye the Science Guy showing how scientists have used radioactive dating to determine the age of Earth.

When astronauts first flew to the Moon, one of their most important tasks was to bring back lunar rocks for radioactive age-dating. Until then, astronomers and geologists had no reliable way to measure the age of the lunar surface. Counting craters had let us calculate relative ages (for example, the heavily cratered lunar highlands were older than the dark lava plains), but scientists could not measure the actual age in years. Some thought that the ages were as young as those of Earth’s surface, which has been resurfaced by many geological events. For the Moon’s surface to be so young would imply active geology on our satellite. Only in 1969, when the first Apollo samples were dated, did we learn that the Moon is an ancient, geologically dead world. Using such dating techniques, we have been able to determine the ages of both Earth and the Moon: each was formed about 4.5 billion years ago (although, as we shall see, Earth probably formed earlier).

We should also note that the decay of radioactive nuclei generally releases energy in the form of heat. Although the energy from a single nucleus is not very large (in human terms), the enormous numbers of radioactive nuclei in a planet or moon (especially early in its existence) can be a significant source of internal energy for that world. Geologists estimate that about half of Earth’s current internal heat budget comes from the decay of radioactive isotopes in its interior.


Internal heat and planetary differentiation - Astronomy

1. The Moon:

  • Having coalesced from the vaporized mantles of planetary embryos, is is mostly made of silicates. Indeed, there was an early time in which the moon was completely molten (the only rocky body with that distinction!) That enabled global differentiation to be especially thorough. , (less than 20% of its radius, compared to roughly 50% for most terrestrial planets.)
  • Its crust consists of the differentiated "scum" that floated to the surface of its primordial magma sea. This solidified to form the "highlands," which is rich in anorthosite, a rock consisting primarily of the mineral plagioclase. The oldest radiometrically dated highland rocks rocks are roughly 4.4 - 4.5 Ga. The far side is almost entirely highlands. Nota: Based on data from JAXA's Kayuga lunar orbiter, Yamamoto et al., 2010 suggests that mantle may be exposed in some impact basins. (See panorama of Apollo 16 Descartes Highlands landing site.)
  • Being small, the Moon lost its primordial heat quickly, but being mostly silicate, it contained enough radioisotopes to drive radiogenic heating and widespread volcanic activity during its earlier history. Today, the outer part of its small core is thought to be molten.
  • Because it has lost so much heat, and because its low gravity generates little internal pressure, the Moon's modern lithosphere (zone of brittle deformation) extends, essentially, down to its core.

Mare Imbrium laps against lunar highlands.
Hadley Rille, a volcanic feature, snakes from bottom to top.
From Texas Tech University
  • Impact cratering effects the entire lunar surface. The ancient highlands are completely saturated by impact craters. Indeed, impact cratering seems to be the only process shaping the topography of the highlands.
  • Rilles - collapsed lava tubes like the Hadley Rille (right).
  • Wrinkle ridges - Ridges formed by the contraction of cooling lava. (E.G. wrinkle ridge photographed by Surveyor IV.

Mercury from Wikipedia

2. Mercury:

  • Many wrinkle-ridges. Scarps that represent the surface expression of thrust faults. These "wrinkles" may indicate the physical contraction of Mercury's core and mantle as it cooled. (Note: thrust faults exist on other planetary bodies, including Earth, but for different reasons.)

3. Mars:

Differentiation: Mars is intermediate between the Moon and Earth - roughly 1/9 as massive as Earth and nine times as massive as the Moon. Although it is larger than Mercury, its lower density gives them similar surface gravities. The proportions of its core and mantle are similar to those of Earth and Venus, although its crust is thicker.

Surface composition: Today Mars shows global dichotomy between ancient (4.5 - 3.5 Ga) crater-saturated highlands in the southern hemisphere (E.G.Gusev crater)low-lying and flat (E.G. Viking II site) younger (3.8 Ga - 10 Ma.) northern hemisphere plains. Whereas the Moon's surface shows a compositional dichotomy between anorthosite highlands and basalt maria, most Mars rocks seem to be made of basalt or sedimentary rocks made of basalt derivatives. Compositionally, highlands and northern plains seem similar. Note: highly weathered basalt has a reddish color, and the dust that blankets Mars is red for that reason. Scratch the surface almost anywhere, however, and fresh black basalt is exposed, including dunes of basalt sand. (Compare with rare black sand beaches on Earth.)

Impact basins: Mars resembles the Moon this much - its giant impact basins Hellas and Argyre are definitely filled with basalt flows, as are the northern plains. Recent research suggests that the northern plains may, themselves, be a giant impact basin, the result of the impact of a Pluto-sized Planetary embryo. To date, this is the only plausible proposal to explain Mars' global dichotomy. If true, it would make them the largest impact basin in the Solar System.


The Tharsis Plateau from Lunar and Planetary Institute
    It's not moving: On Earth, rising mantle plumes cause volcanic hot spots like the Hawaii hot spot. When lithospheric plates move over a hot spot, a chain of extinct volcanoes results. Each volcano is of a finite size because it only has limited time in which to grow before it is move away from the hot spot. On Mars, there are no chains, only extremely large volcanoes, suggesting that individual volcanoes sit on top of their hot spots forever and are not moved aside by lithospheric motion.
  • The large Hellas and Argyre impact basins (and most of the northern plains) have no remnant magnetism. They evidently formed after Mars' geodynamo had shut down.
  • The Tharsis Bulge is not magnetized. It must also postdate the magnetic field.
  • But (and this is so cool) the ancient rocks of Mars' highlands show parallel stripes of alternating polarity. Sound familiar? Arguably when it was very young and hot, for a brief interval, Mars had something like Earth style sea floor spreading. The fact that this ancient surface is saturated with impact craters dating back to the Late Heavy Bombardment indicates that any tectonics had ended by 3.8 Ga. Indeed, the orientation of the Vallis Marineris conforms with that of the stripes. Could it represent some last hurrah of Martian lithospheric tectonics?
  • The geochemical comparison of Mars surface (observed by rovers) and deep (sent to Earth as Mars meteorites) rocks by Tuff et al., 2013 suggesting active subduction during Mars' first 0.5 gy.
  • The discovery by Sautter et al., 2015 of crustal rocks whose chemistry (diorite and granodiorite) is typical of continental crust, observed by the Curiosity rover in Gale Crater.

4. Venus:

  • The subduction of cold lithospheric plates at convergent boundaries.
  • Subducting slabs are "lubricated" by partial melting of adjecent mantle rocks as a result of the infusion of water from the subducting slab.
  • Q: What happens if the surface is too hot for oceans to exist?
    A: No melting occurs near subducting slab, so slab is not lubricated and can't move.
  • Q: What happens if the lithosphere stays very hot because of surface conditions?
    A: Lithosphere doesn't subduct because it is not relatively cool.

Subductions zones and their volcanic arcs are the "refineries" at which continental and oceanic crust are differentiated. Lacking them, Venus lacks the global dichotomy (maybe) of continents and ocean basins that characterize Earth, even though it has continent-like elevated regions. (Compare this image of Earth surface elevations to this one of Venus.)

  • Surprisingly few impact craters. We don't expect little ones because small impactors burn up in the dense atmosphere. Big ones, however, like the twenty mile wide Dickinson are also rare.
  • The ones there are uniformly distributed, not clustered in older regions.
  • And they haven't been deformed by tectonic processes.

How does an entire planet get resurfaced all at once?? An ongoing puzzle.

What happens in a planet like Venus where the mantle convects but the lithosphere doesn't. Any heat that makes it through the lithosphere must do so by conduction. The result is the accumulation of heat beneath the lithosphere. Over time, the upper mantle heats to a threshold where widespread melting occurs and the mechanical instability of a solid lithosphere resting on a molten asthenosphere causes the two regions to "overturn" in a paroxysm of subduction over a period of roughly 100 Ma, a period of intense volcanic activity during which heat is transported to the surface by advection. Venus' 500 Ma surface seems mostly to record the last turnover pulse, although evidence does point to some contemporary hot-spot style volcanism.

In effect, Venus could have brief temporary episodes of rapid plate tectonics separated by long periods of quiescence.

Of course, this erases any record of Venus' earlier history. Determining whether Venus ever had Earth-style plate tectonics will be a major priority of future exploration. The identification of distinct continental crust would be a clincher.


Internal heat and planetary differentiation - Astronomy

A differentiated object is one which has a layered internal structure sorted by the densities of the different components.

During the planetary formation stage of the early Solar System, the process of accretion produced homogeneous objects (planetesimals) which had the same composition throughout. Materials of different densities were able to co-exist throughout these bodies until a certain size (a diameter of approximately 200 km) was reached. At this point, the internal heat (generated through gravitational compression, energy from impacts, radioactive decay, and perhaps tidal forces) was sufficient to melt the interior of the object. When this happened, the densest material sunk towards the centre to form a core, while the lighter material floated to the surface to form a mantle and crust in a process called ‘gravitational differentiation’.

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