3.4.1 Interiores de cuerpos
sólidos del sistema solar
Astrobiología
Lic. Ciencias de la Tierra
Antígona Segura Peralta
Estructura de los planetas del Sistema
Solar: Interiores
• La estructura en del interior de los planetas se puede deducir
en primera aproximación a partir de su densidad.
• La densidad puede obtenerse conociendo la masa y el radio
de un planeta.
• La Tierra tiene una densidad de 5.5 g/cm
3, el material de la
corteza (rocas de silicatos) tiene una densidad de 2.7 g/cm
3.
Esto significa que el material en el interior de la Tierra debe
ser más denso, por lo tanto nuestro planeta está
DIFERENCIADO.
• La estructura interna de los planetas rocosos se puede
verificar a partir de movimientos tectónicos y de su momento
de inercia.
Interiores de planetas rocosos
• Un planeta rocoso diferenciado tendrá un núcleo
de Fe-Ni y un manto y corteza de silicatos.
• Esto se cumple de manera general para los
planetas rocosos del sistema solar, excepto para
Mercurio.
• La estructura interna puede determinarse con
mediciones de ondas sísmicas (sólo disponibles
para la Luna y la Tierra) o con la medición del
momento de inercia.
Momento de inercia
• El momento de inercia es la medida de la inercia
para un cuerpo rígido que gira.
• Es un tensor que depende de la distribución de
masa y geometría de un cuerpo.
• En un eje dado el momento de inercia es un
escalar que está dado por:
𝐼 = ම 𝜌(r) 𝑟
𝑐2𝑑r
donde r
ces la distancia desde el eje y la integral se
hace sobre el cuerpo completo.
Momento de inercia
• Para una esfera de densidad uniforme con
radio R y masa m, el momento de inercia con
respecto a su centro de masa está dado por:
𝐼 =
2
5
𝑚𝑅
2
• Los cuerpos con altas densidades en su centro
tienen un momento de inercia I/(mR
2)
menor
La Tierra: estructura interna
• Ondas sísmicas: En un sismo se producen dos tipos de onda:
– Las ondas P o primarias que resultan de la compresión del
material en el interior de la Tierra. Transmitidas a través de
sólidos y fluidos.
– Las ondas S también llamadas secundarias que son
transmitidas por desplazamientos perpendiculares a la
dirección de transmisión de la perturbación. Únicamente
los sólidos pueden transmitir las ondas S.
• La detección y medición de estas ondas en diferentes puntos
de la corteza terrestre permite deducir las propiedades del
material por el cuál atravesaron (temperatura, composición y
fase).
Velocidad de propagación de las ondas
sísmicas
Onda S Onda P Donde: K = Módulo de incompresibilidad, = módulo de cizalla y = densidad http://en.wikipedia.org/wiki/File:Onde_compression_impulsion_1d_30_petit.gif http://en.wikipedia.org/wiki/File:Onde_cisaillement_impulsion_1d_30_petit.gifOndas sísmicas
• Las velocidades v
py v
sse relacionan de la forma:
𝐾
𝜌
= 𝑣
𝑝2−
4
3
𝑣
𝑠2• El módulo de incompresibilidad es una medida de la
presión que se requiere para comprimir el material.
• El módulo de cizalla es una medida de la fuerza que se
requiere para cambiar la forma del material sin
cambiar su volumen.
• Simulador de temblores:
P-waves of a hypothetical earthquake at the North Pole are refracted at the core–mantle boundary, and shadow zones are created. Although P-waves reappear, S-waves do not. https://www.bgs.ac.uk/discoveringGeology/hazards/earthquakes/structureOfEarth.html
Velocidad de las ondas sísmicas y estructura del interior de la Tierra.
La estructura
de la Tierra
Núcleo: Hierro +
elementos ligeros (S, O y
otros)
Manto: (Mg,Fe)
2,
Ca(Mg,Fe)Si
2O
6,
(Mg,Fe)
2SiO
4y fase de
Al/(Mg,Fe)SiO
3, (Mg,Fe)O
y Al.
El núcleo
• El núcleo interno es sólido y tiene un radio de 1,220
km.
• El núcleo externo es líquido y va de los 1,220 a los
3,480 km.
• Está formado básicamente por hierro con pequeñas
proporciones de niquel (~6%) y otros compuestos más
ligeros (~8-10%).
• Mucho más denso que el manto.
• El núcleo externo tiene movimientos de convección
que generan el campo magnético terrestre.
• Su fuente de energía es el calor latente liberado por la
solidificación del hierro.
El manto
Inferior
• Está relacionado con las discontinuidades sísmicas mayores por arriba de r = 3,480 km (P135 GPa) y por debajo de r = 5,701 km (P 23 GPa).
• Está compuesto por:
– 70% de (Mg,Fe)SiO3 perovskita – 20% periclasa (Mg,Fe)O
– 10% CaSiO3perovskita
• Se conoce poco las fases que presenta la perovskita a estas presiones y temperaturas
Superior
• Compuesto de olivino, orto y clino piroxenos y granate.
• Tiene movimientos convectivos, aunque no se sabe si las celdas convectivas llegan hasta el núcleo externo o sólo abarcan una parte del manto.
• El manto y la corteza tienen una composición similar a la de los meteoritos conocidos como condritas carbonáceas, excepto por el contenido de volátiles y de hierro.
• Su fuente de energía es el calor residual de la formación del planeta y el decaimiento radiactivo del potasio, uranio y torio.
La corteza
• Se divide en:
– Corteza continental: tiene un grosor de unos 20 a
60 km.
– Corteza oceánica: Más densa y más reciente. Mide
unos 6 km de grosor.
• Representa un 0.4% de la masa terrestre
• En general se compone de silicatos
• Se forma a partir de rocas ígneas,
metamórficas y sedimentarias.
Deriva continental
• En 1912 Alfred Wegener propuso que todos los continentes
estuvieron juntos en un inicio.
• A este continente único le llamo Pangea (toda la Tierra)
• Se basó en las similitudes morfológicas entre Sudamérica y
África y las plantas y animales fósiles idénticos que se
encontraban en las costas de ambos continentes.
• Además existían evidencias de climas que no coincidían con la
geografía. Por ejemplo fósiles de plantas tropicales en la
Antártida y depósitos glaciares en zonas desérticas de
Sudáfrica.
• La hipótesis de la deriva continental no fue aceptada debido a
que no se explicaban cómo los continentes podían moverse
sobre el fondo oceánico.
Tectónica de placas
• La superficie de la Tierra está dividida en placas rígidas que se
mueven unas con respecto a otras.
• Las placas se extienden desde la corteza hasta el manto
superior, la litosfera.
• Las placas se mueven sobre la astenósfera.
• La litosfera es dura, mientras que la astenósfera es dúctil.
• Existen dos tipos de placas: las continentales y las oceánicas.
• La Teoría de la Tectónica de Placas explica de manera
coherente la estructura de la Tierra y sus cambios a corto y
largo plazo.
Tectónica de placas
• El contacto entre placas puede ser a partir de:
– Falla transformante: son límites a lo largo de los cuales se
deslizan las dos placas sin creación ni destrucción de
litósfera.
– Divergencia litosférica: son límites en los que se separan
las placas, estos márgenes son típicos de las dorsales
oceánicas.
– Convergencia litosférica: son límites en los que existe una
colisión entre dos placas; la placa mas densa (placa
oceánica) subduce por debajo de la placa de menor
densidad (placa continental) formando una trinchera.
Las dorsales oceánicas
• Son los lugares donde se generacorteza nueva.
• Son las cordilleras más largas del planeta.
• Las placas se separan y la salida de magma genera nueva corteza.
Sección de la dorsal mesoceánica recreada en computadora
Trincheras
• En estos sitios se destruye la corteza terrestre.
• En estos sitios la corteza oceánica se desliza bajo la corteza
continental. De esta manera la corteza oceánica es destruida
al fundirse en el manto. A este proceso se le llama
subducción.
• En estas zonas se registran los sismos más profundos y
presentan cadenas volcánicas paralelas a la trinchera
Reciclamiento de la corteza terrestre
• Toda la corteza oceánica actual tiene una edad
menor a los 200 millones años.
• Dos terceras partes de la superficie terrestre
fueron recicladas durante 200 millones de
años.
Imagen: National Geophysical Data Center/National Oceanic and Atmospheric Administration (NGDC/NOAA)
Venus, Tierra y Marte
Distance (AU) Radius (Earth's) Mass (Earth's) Rotation (Earth's) # Moons Orbital Inclinatio n Orbital Eccentrici ty Obliquity Density (g/cm3) Sun 0 109 332,800 25-36* --- --- --- --- 1.410 Mercury 0.39 0.38 0.05 58.8 0 7 0.2056 0.1° 5.43 Venus 0.72 0.95 0.89 244 0 3.394 0.0068 177.4° 5.25 Earth 1.0 1.00 1.00 1.00 1 0.000 0.0167 23.45° 5.52 Mars 1.5 0.53 0.11 1.029 2 1.850 0.0934 25.19° 3.95 Jupiter 5.2 11 318 0.411 16 1.308 0.0483 3.12° 1.33 Saturn 9.5 9 95 0.428 18 2.488 0.0560 26.73° 0.69 Uranus 19.2 4 17 0.748 15 0.774 0.0461 97.86° 1.29 Neptune 30.1 4 17 0.802 8 1.774 0.0097 29.56° 1.64 Pluto 39.5 0.18 0.002 0.267 1 17.15 0.2482 119.6° 2.03Venus
• Debido a que Venus está cubierto una capa de nubes, su superficie no puede estudiada con luz visible.
• La superficie de nubes puede ser estudiada con sondas o con observaciones con ondas de radio a ondas de cm.
Fegley et al. 1992 MORB = Mid Ocean Ridge basalt
La composición de las rocas analizada en los sitios de
Superficie de Venus
• Una pequeña fracción (8%) está cubierta por tierras
altas con alturas de 3 a 5 km sobre el promedio de la
superficie.
• El 20% de la superficie son planicies bajas y alrededor
del 70% son superficies onduladas.
• La diferencia de elevación entre la estructura más alta
y la mas profunda es de 13 km, similar a las de la Tierra
(10 km).
• Esto se debe a que la gravedad y el esfuerzo litosférico,
que definen qué tan alto puede ser un volcán sin
Tessera: terrenos altamente
deformados generados por fracturas que se intersectan. No se sabe su origen, son únicos de Venus.
Mesetas corticales (crustal plateaus):
Miden entre 1000 y 3000 km de diámetro y están de 0.5 a 4 km de altura con respecto a las planicies que las rodean.
Vulcanismo
Smrekar et al. 2014Flujos de lava
Domos volcánicos
“pancake”
Corona
Coronae son exclusivas de Venus, son estructuras circulares (<100 km de diámetro) rodeadas de fracturas y crestas (ridges). Se piensa que se
formaron a partir de plumas del manto de escala pequeña que deformaron la superficie.
Superficie de Venus
• La distribución del número y tamaño de cráteres de impacto implica que la superficie de Venus es más joven que la de Marte pero más vieja que la de la Tierra.
• Los cráteres están distribuidos aleatoriamente en la superficie, lo que sugiere que la mayor parte de la superficie tiene una edad similar.
• Esto sugiere que Venus ha pasado de por un proceso de recubrimiento global de la superficie.
• La litosfera de Venus puede ser muy gruesa (200 km) de manera que el calor generado por procesos radiogénicos no puede escapar tan rápido como es generada.
• En algún momento la litosfera debe romperse y hundirse bajo el manto sobrecalentado.
• Una vez que la subducción comienza los pedazos de corteza se hunden a 20-50 cm por años, de manera que la corteza se renueva completamente en 108 años.
• Otra alternativa es que la corteza sea delgada y que pedazos de ella se rompan y hundan mientras la corteza se renueva lentamente debido a eventos volcánicos globales.
Venus: Estructura interna
• Venus es muy similar a la Tierra en tamaño y densidad
promedio, lo que sugiere una estructura interna similar
para ambos planetas.
• La densidad media de la corteza de Venus es de 2.7-2.9
g/cm
3, algo consistente con la diferenciación del planeta.
• La falta de campo magnético global indica la ausencia de
una región metálica convectiva en su manto y/o núcleo.
• La densidad total de Venus es de 5.2 g/cm
3.
• La densidad de Venus y la falta de campo magnético
indican que hay una cantidad menor de elementos pesados
comparado con la Tierra.
Estructura interna
• Alternativamente, la diferencia entre las densidades de los dos planetas puede ser el resultado de perturbaciones estocásticas en el proceso de diferenciación.
• Entonces, en vez de un núcleo congelado, Venus podría tener un núcleo líquido pero sin convección.
• La mayor parte de la convección del núcleo externo de la Tierra es debida a la transición de fase entre el núcleo interno y externo. • La solidificación del núcleo libera energía que produce la
convección.
• Si este cambio de fase no existe en Venus entonces no hay convección aunque el núcleo esté líquido.
• Mediciones del campo gravitacional de Venus apoyan esta hipótesis.
Estructura interna
• Otra posibilidad para la ausencia de convecciónen un núcleo líquido podría ser que el manto fuera más caliente que el núcleo, lo que inhibiría la convección en el núcleo.
• Esto sucedería por que la litosfera de Venus no permite la salida rápida del calor producido en el manto. En la Tierra esto sucede a partir de la actividad tectónica, pero en Venus esta
actividad es mucho menor.
• Si suponemos que el calentamiento por núcleos radiactivos es la fuente de energía del manto entonces esto resultaría en un manto caliente sobre un núcleo más frío.
• La menor actividad tectónica en Venus se debe a la ausencia de agua en el manto superior. El agua disminuye la viscosidad del manto .
Marte
• Marte ha sido estudiado a partir de:
– Meteoritos SNC
– Sondas no tripuladas: La primera misión exitosa fue el Mariner 4 en 1964. Sólo la misión Viking buscó vida
(http://mars.jpl.nasa.gov/)
– Observaciones con telescopios en la superficie y en órbita alrededor de la Tierra.
• Tiene una masa intermedia entre la Luna y la Tierra.
• Su densidad promedio es de 3.93 g/cm
3, un poco mayor a
la esperada de un planeta compuesto por material
condrítico.
• Contiene cantidades más altas de FeO que la Tierra.
• También tiene abundancias mayores de compuestos
Suelos de Marte
• La superficie de Marte está cubierta por regolito que también
es llamada “suelo”.
• Los suelos son estrictamente el resultado de procesos
biológicos pero aún así el término se usa para el material que
cubre la superficie de Marte.
• Compuesto de granos finos de roca ígnea, arcillas ricas en
hierro, sulfato de magnesio, óxidos de hierro (FeO) y otros
agentes oxidados.
• Existen algunas zonas que contienen hematita,
principalmente en forma de magnetita.
• Altos contenidos de Fe, S, Na, P, Mn, K y Cl comparados con la
Tierra (manto y corteza).
Composición general
Nimmo y Tanaka, 2005
Tipo 1: Composición basáltica de erupciones volcánicas más recientes Tipo 2: Composición andesítica característica de las zonas más viejas
Mapa de la superficie Marciana realizado a partir de las
observaciones de la sonda Mars
Global Surveyor, con una resolución
de ~180 km. El modelo asume la existencia de una corteza continua. La topografía muestra las
depresiones causadas por impactos de asteroides (Zuber, 2004).
La corteza de minerales como pirrotita (Fe7S8), magnetita (Fe3O4),
titanomagnetita (Fe2O3-FeTiO3) hematina (Fe2O3) y maghemita (γ-Fe2O3),
suponiendo que son similares a los de la Tierra, la formación de estos minerales sugieren la presencia de agua.
La dicotomía de la corteza
• Los hemisferios sur y norte de Marte tienen una
diferencia de elevación de unos 6 km.
• El hemisferio sur contiene gran cantidad de cráteres.
• La mayor parte del hemisferio norte está una baja
altitud y contiene pocos cráteres.
• Las características más interesantes de Marte, como los
canales y grandes volcanes se encuentran a lo largo de
la frontera entre los dos hemisferios.
• La diferencia temporal entre la formación de las dos
superficies es de unos 100 Ma (Frey, 2004).
La dicotomía de la corteza
El mecanismo que formó la dicotomía aún no se
ha determinado, existen 3 conjuntos de
hipótesis:
• Exogénica: un gran impacto
• Endogénica: vulcanismo concentrado en un
hemisferio
• Exogénica-Endogénica: Océano de magma y
súper pluma en el manto inducidas por un
gran impacto
Volcanes en la zona
de Elysium
Candor Chasma en el
sistema Valles
Marineris
Evidencia de actividad geológica y agua
líquida
Se calcula que las zonas ricas en agua contienen un 35±15 wt% de hielo de agua. Las zonas ecuatoriales y en latitudes medias el agua puede estar en forma de minerales hidratados en un porcentaje de 1 a 2 wt%.
Sección recta de la superficie con respecto a la latitud mostrando la profundidad de las mediciones de la sonda Odyssey.
Curiosity
• Mars Science Laboratory
• Aterrizó en el Cráter Gale el 6 de agosto del
2012.
http://mars.jpl.nasa.gov/msl/mission/timeline/prelau nch/landingsiteselection/aboutgalecrater/
http://mars.jpl.nasa.gov/msl/multimedia/image s/?ImageID=3365
Curiosity
Resultados:
• Evidencia de actividad fluvial
• El agua compone el 2% del polvo
• Materiales amorfos derivados de actividad
volcánica
• Altos niveles de cloro
• Presencia de carbono orgánico
Campo magnético en Marte
• El Mars Global Surveyor detectó zonas magnetizadas sobretodo en la región más vieja de Marte (hemisferio sur).
• Esto implica que Marte tuvo un campo magnético.
• El campo magnético de Marte pudo haberse “apagado” antes de la formación de las grandes cuencas de impactos que no muestran magnetización (Utopia, Hellas, Argyre, and Isidis).
• Puede ser que en Marte hubo procesos tectónicos similares a los de las zonas de generación de corteza en la Tierra.
• No se sabe qué materiales pueden estar asociados a estas regiones magnetizadas. Se especula que puede ser magnetita (Fe3O4),
titanomagnetita (Fe2O3-FeTiO3), hematita (Fe2O3), titanohematita (Fe2-xTixO3) o pirrotita (Fe7S8).
Campo magético de Marte
Campo magnético terrestre 3,000 nT en la superficieEn Marte a 100 km de altura fueron detectados campos de
1600 nT
Estructura interna
• Marte es un planeta
diferenciado
• La corteza está compuesta
principalmente por
materiales basálticos con
una densidad promedio de
2.9 g/cm
3.
• La corteza del hemisferio
sur es más gruesa que la
del norte.
• El grosor de la corteza está
entre los 38 y 62 km.
Longhi et al. 1992
Estructura interna
• El manto se compone principalmente de olivino y espinela que se extiende a profundidades de 1700-2100 km.
• El manto superior y la corteza constituyen una capa rígida (litosfera) que se rompe fácilmente creando las características de la superficie. • La profundidad de la litosfera no está bien determinada.
• El manto inferior estaría fluido y se espera que haya convección en esta región.
• El núcleo de Fe-S tendría un radio de 1300-1700 km.
• El estado físico del núcleo es incierto, existen modelos que han propuesto tanto un núcleo sólido como líquido.
• La ausencia de un campo magnético activo en el presente indica que el núcleo no tiene una convección vigorosa o bien, que el núcleo se encuentra en estado sólido
Cuerpos sólidos en el sistema solar
exterior
• Además de los cuerpos rocosos del sistema solar se
cuentan como cuerpos sólidos aquellos compuestos por
hielos.
• Los cuerpos formados en las zonas exteriores a la línea de
nieve están compuestos por un 45-50% de roca + hierro y
un 50-65% de hielo de agua.
• En las zonas donde el amoniaco se condensó el contenido
de éste en los hielos de ser de un 2% o más.
• En regiones más lejanas donde el metano se condensó, el
76% de un cuerpo podría ser de hielos y sólo un 24% de
rocas y hierro.
• Las densidades típicas de estos cuerpos helados son de 1-2
g/cm
3.
• La formación de océanos de agua líquida en el interior de los satélites helados depende de la historia de acreción, estado térmico inicial y el grado de diferenciación interna.
• La persistencia de capas de agua líquida a profundidades de unas decenas de kilómetros está relacionada con la estructura interna, composición
química y estado térmico del interior del satélite después del proceso de diferenciación.
• Los presencia de agua líquida depende de la competencia entre el calor liberado por los compuestos radiogénicos en los silicatos, las
contribuciones adicionales que pueden deberse, por ejemplo, a la
disipación de energía por mareas y qué tan efectiva es la superficie para transferir el calor.
• Además la temperatura de fundido del hielo depende de la presión y composición química. La presencia de sales y volátiles como amoniaco y metanol baja el punto de fusión del hielo dando como resultado océanos más anchos y fríos.
Satélites Galileanos
• Son los cuatro satélites más grande de Júpiter
y fueron descubiertos por Galileo.
Satélites Galileanos
Satélites Galileanos: Ío
• Tiene una densidad de 3.53 g/cm3, lo que indica una composición
de roca y hierro.
• La superficie está cubierta de hielo de SO2 que es el compuesto que arrojan los volcanes de Io.
• El interior debe encontrarse caliente para mantener la actividad volcánica actual.
• Ío está cubierto por volcanes, tiene más de 200 calderas volcánicas la mayoría de ellas de unos 20 km de diámetro.
• La actividad volcánica se debe a las fuerzas de marea de Júpiter que producen un flujo global de calor 40 veces mayor al terrestre.
• El calor depositado en el interior es tan grande que no puede ser liberado por convección o conducción de maneta que algunas zonas se funden, generando enormes volcanes.
https://twitter.com/_RomanTkachenko/status/983762538776092673
Satélites Galileanos: Ío
• Los modelos predicen una que la corteza de Ío consiste de
una capa de silicatos de grosor variable en promedio de
unos 30 km.
• Debajo de esta capa está la astenosfera de silicatos
fundidos de unos 8 km o más de grosor.
• El momento de inercia medido por la sonda Galileo es de
0.37±0.007, esto implica que la masa de Ío está
concentrada hacia su centro.
• Existen dos suposiciones en cuanto al núcleo:
– Núcleo de hierro puro que ocupa un 36% del radio del satélite. – Núcleo de Fe y FeS que ocupa un 52% del radio del satélite.
Satélites Galileanos: Europa
• Tiene una densidad promedio de 3.02 g/cm
2, lo que indica
una composición de roca y hierro, donde el manto/núcleo
rocoso ocupa el 92% de la masa.
• El momento de inercia es de 0.347±0.014, lo que sugiere un
cuerpo diferenciado, concentrado en el centro.
• Tiene un manto rocoso deshidratado sobre el que se
superpone una corteza de agua de unos 140 km de grueso.
• Probablemente tiene un núcleo metálico.
• La corteza está compuesta por capas de hielo que flotan en
un océano de hielo suave. El agua puede ser hasta un 10%
de la masa del satélite.
• Las mediciones del magnetómetro de Galileo indican la
presencia de un océano salado.
Satélites Galileanos: Ganímedes
• Tienen una densidad de 1.94 g/cm3 lo que sugiere una mezcla de
roca y hierro en su interior.
• Su momento de inercia es de 0.3115±0.0028, lo que implica que su masa está concentrada hacia el centro.
• Galileo detectó un campo magnético intrínseco para este cuerpo, lo que sugiere un núcleo metálico líquido.
• Los modelos indican que está compuesto por tres capas cada una de ellas de unos 900 km de grosor.
• Estos modelos incluyen un manto líquido rodeado de un manto de silicatos cubierto pro una capa gruesa de hielo.
• Es posible que este hielo se encuentre líquido a profundidades de 150 km (2kbar), donde las temperaturas (253 K) corresponden al punto mínimo de fundición del agua.
Satélites Galileanos: Calisto
• Su densidad promedio es de 1.85 g/cm
3, lo que sugiere
que este satélite debe contener un alto porcentaje de
hielo.
• El momento de inercia es 0.358, lo que indica que está
parcialmente diferenciado con una corteza de hielo
(unos miles de km)y un manto de roca y hielo que es
ligeramente más denso hacia el interior.
• El magnetómetro de la sonda Galileo detectó
perturbaciones en su campo magnético que pueden
deberse a la presencia de un océano salado. Que
Satélites de Saturno
Sohl et al. 2010
• A diferencia de los satélites jovianos, los de Saturno no tienen un gradiente de densidad como función de la distancia a Saturno, lo que sugiere una composición promedio similar.
• La comparación entre las características de los satélites jovianos y de Saturno indica que estos últimos debieron tener más materiales volátiles durante su formación.
Titán
• Es el segundo satélite más grande del sistema
solar.
• Es el único con una atmósfera masiva (1.5 bar)
• Su momento de inercia está entre 0.33 y 0.34,
valor intermedio entre el de Ganímedes y Calisto.
Esto indica que tuvo la energía interna suficiente
para separar la mayor parte de la roca del hielo
para formar un núcleo rico en roca pero no
alcanzó la temperatura suficiente para tener un
núcleo de hierro similar al de Ganímedes.
Titán
• Debido a la niebla que cubre todo el satélite se desconocían las características de la superficie de Titán.
• La presencia de metano en la atmósfera indicaba reservorios en la superficie que podrían cubrir grandes áreas del planeta.
• La sonda Huygens fue diseñada para obtener todos los datos posibles de la atmósfera y superficie de Titán durante su descenso previendo la posibilidad de que descendiera sobre metano líquido y se perdiera contacto con ella.
Descenso de la sonda Huygens:
http://saturn.jpl.nasa.gov/multimedia/videos/movie s/cassin20150114-480cc.mov
Página de la misión Cassini-Huygens:
http://saturn.jpl.nasa.gov/
http://sci.esa.int/cassini-huygens/
Titán
• A partir de la comparación entre los satélites helados jovianos
Ganímedes y Calisto y la probabilidad de que exista un océano en Titán, el modelo del interior del satélite está parcialmente
diferenciado y no incluye un núcleo de hierro .
• Las capas que lo componen (del interior a la superficie) son:
– Núcleo de silicatos
– Capa de hielo a alta presión – Océano rico en amoniaco
– Capa de hielo I cubierta por una capa de materiales desconocidos, posiblemente una mezcla de hielos y compuestos orgánicos.
• Si la densidad de los silicatos que formaron a Titán es de 3.5 g/cm3,
entonces la fracción de silicatos es un poco más del 50% de la masa del satélite.
Titán
• La fuente probable de energía interna es la
presencia de elementos radiogénicos como el
40
K,
232Th,
235U y
238U, aunque no hay datos del
contenido de estos elementos en Titán.
• La presencia de
40Ar y la baja abundancia de
36
Ar en la atmósfera de Titán demuestra que
el decaimiento de
40K está ocurriendo y que
hay procesos de intercambio entre el interior,
donde se encuentra el
40K, y la superficie.
Titán
• La superficie de Titán contiene una mezcla de
materiales orgánicos y hielo de agua.
• Algunas unidades geológicas no contienen
agua, están formadas únicamente por
orgánicos y nitrilos.
• Es posible que también haya trazas de CO
2en
la superficie.
Titán
Superficie de Titán tomada por la sonda Huygens (izq) y de rocas de rio en la Tierra (der).
