Fyzika Sluneční soustavy 05 Stavba a povrch těles Sluneční soustavy (endogenní procesy) Foto: Andrej Lusika
hlavní pás planetek tělesa Kuiperova pásu Planetární světy s pevným povrchem Merkur Venuše Země Mars Jupiter Saturn Uran Neptun Měsíc trpasličí planeta Ceres Plutoidy Pluto Eris Haumea Makemake
Teplo uvolněné při akreci potenciální energie se mění v energii kinetickou Nárůst teploty planet při akreci: kinetická energie se mění v teplo T 0,6 G M R 2 R (km) hustota (g/cm 3 ) T (K) Země 6 378 5,5 375 000 Venuše 6 052 5,24 325 000 Mars 3 397 3,9 75 000 Ganymed 2 631 1,94 23 000 Měsíc 1 738 3,4 7 000 Ceres 512 3 1 300
Teplo uvolněné při formování jádra diferenciace těžší materiál klesá směrem k jádru, gravitační energie se mění na teplo lehčí materiál stoupá k povrchu Nárůst teploty planet při formování jádra: T GM ( 1 f ) f 3 R C rozdíl mezi hustotou jádra a pláště R poloměr planety průměrná hustota C G M průměrná tepelná kapacita gravitační konstanta celková hmotnost R jádra/ R T (K) Merkur 0,7 883 Venuše 0,5 3 310 Země 0,5 3 529 Mars 0,5 759 Měsíc 0,1 0,4
Radioaktivní zahřívání niter planet Teplo pocházející z radioaktivního rozpadu prvků: Hlavními zdroji jsou: 40 K, 238 U, 235 U, 232 Th Teplo uvolňované z radioaktivního rozpadu: uran: 0,97 x 10-7 W.g -1 thorium: 2,7 x 10-8 W.g -1 draslík: 36,0 x 10-13 W.g -1 Pozn. Data zastoupení jednotlivých izotopů jsou podle Verhoogena (1988). Na základě novějších dat se mohou údaje lišit. Průměrný tepelný tok Země je podle Sclatera (1981). Zastoupení radioaktivních izotopů pro celou Zemi na základě analýz meteoritů: uran: 18 x 10-3 ppm 1 x 10 13 W thorium: 65 x 10-3 ppm 1 x 10 13 W draslík: 170 ppm 3,7 x 10 12 W celkem: 2,4 x 10 13 W Průměrný tepelný tok z nitra Země je o něco vyšší (4,2 x 10 13 W). Další teplo pochází z chemických přeměn.
Terestrické planety Zvláštností Merkuru je jeho vysoká hustota dosahující asi 5,4 g/cm³ a poměrně silné magnetické pole. Tento fakt je vysvětlován vysokým zastoupením železa a niklu uvnitř planety a masivním jádrem, které se nachází pod kůrou. Jako důkaz velkých rozměrů jádra slouží přítomnost magnetického pole. Značná akumulace železa v jádře společně s jeho masivní velikostí zabírající až 75 % průměru planety je zatím záhadou. Existuje hypotéza (2014: E. Asphaug, A. Reufer), že vnitřní stavba Merkuru je silně ovlivněna kolizí velké planetesimály v rané historii planety, čímž došlo k vypaření silikátového pláště planety. Srážka tak mohla zredukovat plášť a zanechat velké jádro. R (km) hustota (g/cm 3 ) Země 6 378 5,5 Venuše 6 052 5,24 Mars 3 397 3,9 Merkur 2 439 5,4 Měsíc 1 738 3,4
Nitro Země Kůra sahá do průměrné hloubky 30 km. Je složena převážně z hornin o relativně nízké hustotě, které jsou většinou tvořeny silikátovými minerály. Rozlišujeme dva typy kůry: oceánskou a pevninskou. Plášť zabírá objemově největší část zemského nitra. Skládá se ze silikátových hornin o relativně vysoké hustotě, které mají zvýšený obsah hořčíku a železa. Vrstva D v hloubce 2 690 až 2 890 km v nejspodnější části pláště na hranici s jádrem je podle mnohých autorů nejbouřlivější oblast nitra Země. Stýká se zde křemičitanový obal a kovové jádro. Dochází zde k čilé výměně energie.
Konvekce Konvekce je pohyb hmoty vzniklý účinkem tíhového pole na hustotní rozdíly. Rozložení tepla v plášti je nehomogenní, což vedlo k formulaci hypotézy konvekčních buněk pláště. Konvekční buňky jsou definovány jako velmi rozsáhlé uzavřené proudy v plášti (astenosféře), ve kterých teplejší plášťová hmota stoupá vzhůru a chladnější hmota klesá dolů. Není jisté, zda konvekční proudění probíhá v celém objemu pláště nebo v oddělených buňkách svrchního a spodního pláště. V kůře a v plášti se zemská hmota pohybuje rychlostí asi 1 až 20 cm/rok, zatímco v jádře rychlostí 1 až 10 km/rok. Department of Earth and Planetary Science, Harvard University
Na úvod: hornina vs. minerál Hornina je agregát minerálních zrn nebo pevná přírodně, uměle nebo kombinací obou postupů vzniklá látka, tvořena krystaly, sklem, přeměněnou organickou hmotou nebo kombinací těchto komponent. Minerál (nerost) je prvek nebo chemická sloučenina, která je za normálních podmínek krystalická a která vznikla jako produkt přírodních procesů na Zemi nebo na jiném kosmickém tělese. Příklady: Hornina bazalt (čedič) v sobě může obsahovat minerály olivín, pryroxen, plagioklas. Hornina granit (žila) v sobě může obsahovat minerály křemen, plagioklas, biotit, muskovit. Hornina vápenec obsahuje minerál kalcit. Definice není třeba znát
Důležité pojmy: magma a láva Magma je převážně alumino-silikátová tavenina, která obsahuje sopečné plyny (například vodu, CO 2 ). Magma vzniká v oblastech zemského pláště a nebo tavením z hornin spodní zemské kůry. Láva je označení roztavené horniny, která se dostává na povrch během sopečných erupcí, či lávových výlevů. Jejím podzemním ekvivalentem je magma, které vystupuje sopečným jícnem a nebo v okolí litosférických zlomů a prasklin na zemský povrch, kde se následně rozlévá do okolí v závislosti na své viskozitě. Teplota lávy se pohybuje obyčejně v rozmezí mezi 700 až 1 200 C. Je tvořena roztavenými fázemi hornin, krystaly a plyny, které při kontaktu s okolním prostředím začínají vlivem nevyvážené teploty chladnout.
Kde se bere na povrchu planet tavenina? Zvýšený tlak posouvá teplotu tavení k vyšším teplotám. Za normálních okolností by tavenina v kůře neměla existovat brání tomu tlak. Tavení ovšem může způsobit: 1. snížení tlaku (na oslabených místech zemské kůry) 2. zvýšení teploty (výstup silně zahřátého plášťového materiálu, další možností je prohřátí kůry ztluštělé po kontinentální kolizi. Tato kůra je bohatá na radiogenní prvky a vzniklé teplo nestačí být odváděno přes silnou izloční vrstvu hornin). 3. změna chemického složení (například přidáním vody snížíme teplotu tavení).
Magmatické horniny Není třeba znát jde o doplňující materiál. Half Dome, Yosemite Ship Rock, New Mexico Kilauea, Hawaii Plutonické (= hlubinné, abysální) např. granit, diorit, gabro, peridotit. Žilné (= subvulkanické, hybabysální) např. pegmatit, aplit, profyrit. Vulkanické (= výlevné, efuzivní, extruzivní) např. ryolit, andezit, bazalt, tefrit, dacit.
Magmatické horniny Není třeba znát jde o doplňující materiál. kyselé intermediální mafické ultramafické plutonické granit diorit gabro peridotit vulkanické ryolit andezit bazalt komatiit hustota 2,7 g/cm 3 2,85 g/cm 3 3,0 g/cm 3 3,3 g/cm 3 teplota tavení 600 800 C 800 1 000 C 1 000 1 250 C 1 600 C viskozita vysoká střední nízká velmi nízká barva světlá šedé až zelené šedé až černé tmavě zelené až šedé
Typy láv Za jednoho z hlavních architektů sopek lze považovat viskozitu lávy, která obecně představuje stupeň vnitřního tření kapaliny. Čím je viskozita vytékající lávy větší, tím hůře teče. Viskozita láv je ovlivněna jak chemickým složením (obsah SiO 2 obecně viskozitu zvyšuje), tak teplotou (ta pro změnu viskozitu snižuje). Z málo viskózních láv (především bazaltových) vznikají rozsáhlé lávové proudy, jejichž délka může přesáhnout i 100 km (např. na Islandu jsou lávové proudy dlouhé až 130 km). Bazaltové lávy vytvářejí sopky s povlovnými svahy a s průměrem od několika kilometrů až po stovky kilometrů. Naproti tomu vysoce viskózní lávy (např. z ryolitu) vytvářejí vulkanické kopule nebo dómy, jaké lze sledovat například u sopky St. Helens. Podle Holuba (2002)
Vytlačené kupy a jehly V případě, že má magma vysokou viskozitu, může docházet ke vzniku vulkanických útvarů, u nichž vertikální rozměr vyniká nad plošným. Tyto útvary se označují jako vytlačené kupy nebo jehly. Jsou to bochníkovitá nebo homolovitá tělesa, vyznačující se zpravidla cibulovitou vnitřní stavbou. Viskózní magma vytlačující se ze sopečného jícnu nadzvedává kůru ztuhlé lávy a tak se kupa doplňována zespodu vytlačujícím se magmatem stává mnohdy velmi vysokou a strmou. Podél těchto "slupek" pak může docházet k přednostnímu rozpadu takového tělesa. Mount St. Helens (výška kupy 350 m)
Stratovulkány Nejpohlednějším typem pozemských sopek jsou tzv. stratovulkány (navrstvené sopky) tvořené střídajícími se polohami nesouvislých vyvrženin a různých typů láv. Vytváří se tak relativně štíhlý kužel s vrcholovým kráterem. Typické stratovulkány: Fudži, Etna, Stromboli, Vesuv, Mount St. Helens. Sopka Merapi, Indonésie (foto: T. Boeckel).
Štítové sopky Bazaltové lávy vytvářejí sopky s povlovnými svahy a s průměrem od několika kilometrů až po stovky kilometrů. Sklon svahů se pohybuje do 5 a tak připomínají štíty válečníků položené na zem odtud i jejich název štítové sopky. Rozměry štítových sopek jsou obrovské: Mauna Kea na ostrově Havaj sice vyčnívá nad hladinu oceánu jen do výšky 4 205 metrů, ale připočteme-li její výšku ode dna oceánu, zvýší se o dalších 5 000 metrů (její výška je 1/20 jejího průměru).
Lávové proudy Lávové proudy: povrchové výlevy magmatu tvořené tekutou, viskózní nebo již ztuhlou anebo rozpadlou lávou, které vznikly rozléváním lávy ze sopečných center. Láva odtéká jedním směrem, který je dán reliéfem a sklonem povrchu. Mobilita lávy závisí na její viskozitě. U málo viskózních láv bývají délky lávových proudů extrémní: např. na Islandu až 130 km. Během tuhnutí dochází k tomu, že proud tuhne od povrchu a spodní strany a uprostřed proudu často stále dochází k pohybu lávy dále. Po utuhnutí se směrem do středu často mění struktura v závislosti na teplotě a rychlosti krystalizace.
Lávové proudy Etny
Lávové tunely na Marsu 200 m foto: NASA (MRO)
Lávové tunely na Měsíci Délka 20 metrů, výška 6 až 12 metrů (kráter King), foto: NASA (LRO)
Geotektonická prostředí vzniku pozemských sopek 1. rifty 2. horké skvrny 3. subdukce
Mount St. Helens (sopka nad subdukční zónou) Sopku pojmenoval na podzim roku 1792 anglický námořní kapitán George Vancouver na počest tehdejšího anglického velvyslance ve Španělsku, kterým byl Baron Alleyne Fitzherbert St Helens. Lidé vsi často pletou název této sopky s vulkánem Svaté Heleny (Saint Helena) v Atlantském oceánu.
Erupce St. Helens v roce 1980 Není třeba znát jde o doplňující materiál. 20. března 1980 silné zemětřesení hypocentrum v malé hloubce (plnění krbu) 18. května 1980 ničivá exploze síla 10 Mt TNT (Hirošima 0,2 Mt) devastace území o rozloze 280 km 2 akustický projev ve vzdálenosti 225 km
Mount St. Helens Není třeba znát jde o doplňující materiál. 12. dubna 1980 30. června 1980 Při explozi došlo ke snížení vrcholu o 400 metrů. Tlaková vlna výbuchu z 18. května 1980 byla tak silná, že vyvrátila z kořenů stromy v okruhu 8 km. Pyroklastický oblak, který se ze sopky vyvalil do údolí měl teplotu kolem 100 až 300 C a doslova uvařil mízu uvnitř kmenů stromů.
Rifty Jedná se o tzv. divergentní desková rozhraní, kde se od sebe dvě desky vzdalují. Společným rysem riftů je, že desky jsou spíše neustále odtahovány od sebe, než odtlačovány od sebe. Stoupající magma jednoduše vyplňuje volný prostor vzniklý při oddálení desek. Divergentní rozhraní může způsobit až vznik moře. Nejprve natavený materiál stoupá k povrchu a způsobuje deformaci a ztenčování kůry. Nastává intenzivní sopečná činnost. Oddalováním desek od sebe vzniká riftové údolí. Další zvětšování riftu způsobuje pokles oblasti pod hladinu moře. Po miliónech let vzniká oceán se středooceánským hřbetem.
Východoafrický rift Nyiragongo Foto: Tom Pfeifer Foto: Tom Pfeifer
Horké skvrny Vedle sopek na rozhraní litosférických desek najdeme na naši planetě i takové, které s těmito místy nesouvisí. Zdrojem lávy jsou pro tyto vulkány tzv. horké skvrny, které leží hluboko v zemském plášti. Magma horkých skvrn pochází z větších hloubek a má bazické složení. Díky malé viskozitě lávy vznikají sopky charakteristické velkou šířkou základny a menším sklonem svahů, tzv. štítové vulkány.
Havajské ostrovy (horká skvrna)
Mauna Kea
Velké vyvřelé provincie Není třeba znát jde o doplňující materiál. Velké vyvřelé provincie (Large Igneous Province) se nacházejí jak na kontinentech v podobě rozsáhlých lávových plošin, tak na oceánských dnech. V současné době je známo přes 15 vyvřelých provincií, z nichž největší je plošina Java Ontong v Tichém Oceánu, která pokrývá oblast o rozloze 5 milionů kilometrů čtverečních. Nejintenzivnější výlevy láv zde probíhaly před 119 až 125 Ma. Vznik: Pravděpdobně výstup magmatických chocholů z pláště. Při styku s litosférou dochází ke katastrofickým výlevům obrovského množství láv v průběhu jen několika milionů let. Možný vztah k velkým vymíráním a impaktním kráterům? Zatím žádný důkaz! Sibiřské trapy (250 až 251 Ma), dnes pokrývají asi 2 mil. km 2, původně nejspíš 7 mil. km 2. Souvislost s největším doloženým vymíráním v dějinách života na Zemi na rozhraní permu a triasu před 250 Ma. Dekanské trapy (60 až 68 Ma), dnes 500 000 km 2, dříve asi 1,5 mil. km 2. Vymírání na hranici křída/terciér před 65 Ma? Jedna z příčin?
Velké vyvřelé provincie Není třeba znát jde o doplňující materiál. Zdroj: USGS
Dekanské trapy (60-68 Ma, 512 000 km 2 )
Povodí řeky Columbia (17-14 Ma, 163 700 km 2 )
Vulkanismus na Měsíci moře (mare) jsou tvořeny bazalty pevniny (terrae) jsou tvořeny anortozity
Vulkanismus na Měsíci Zjednodušeně lze tvrdit, že Měsíc prodělal v minulosti pouze dvě hlavní etapy vulkanické činnosti: První probíhala v prvních stovkách milionů roků (zhruba před 4,5 až 4,2 miliardami roků) existence Měsíce, kdy byl jeho svrchní obal tvořen oceánem žhavotekuté taveniny, z něhož se časem vytvořil zárodek měsíční kůry. Tak vznikla nejstarší část měsíčního terénu tvořená převážné světlou horninou označovanou jako anortozit. Druhá fáze vulkanismu probíhala v poměrně krátkém časovém intervalu před 3,8 až 2,5 miliardami roků a byla spojena s výstupem čedičových láv. Ohromné, někdy až stovky metrů mocné lávové příkrovy vyplnily oblasti, kde byla měsíční kůra tektonicky porušena mohutnými impakty. Měsíc tak získal svou dnešní tvář ony tmavé pláně, kterým říkáme moře. Právě z oblastí měsíčních moří se nám zachovaly pozůstatky vulkanických útvarů, které lze ze Země snadno pozorovat i malým dalekohledem.
Vulkanismus na Marsu Původní terén Marsu překryla především dávná vulkanická činnost. Jedná se na první pohled o tmavější a méně červené oblasti, které první pozorovatelé označovali na základě analogie se zemským povrchem jako moře. Nejproslulejší tmavou skvrnou je oblast, objevená 28. listopadu 1659 dánským astronomem Christiaanem Huygensem, kterou roku 1877 pojmenoval italský astronom Giovanni Schiaparelli jako Syrtis Major. Střed této nápadně tmavé oblasti o rozměrech zhruba 1 500 kilometrů ve směru severo-jižním a 1 000 kilometrů ve směru východozápadním. Oblast má tedy podobnou rozlohu jako pozemská Libyjská poušť. Velmi nízký počet kráterů impaktního původu a existence dvou velkých sopečných útvarů (Nili Patera a Meroe Patera) v oblasti Syrtis Major svědčí o jejím vulkanickém původu. Na základě měření spektra Marsova povrchu také víme, že dominantním materiálem Syrtis Major a dalších podobně tmavých oblastí by mohly být bazalty. Také marsovský písek je tvořen úlomky bazaltů, ty však vlivem zvětrávání získávají červenější a světlejší vzhled než většina původních vulkanických hornin. Syrtis Major tedy představuje jednu ze zdrojových oblastí hornin sopečného původu, odkud jsou větrem odlamované úlomky písku a prachu odnášeny do níže položených oblastí. Pozn. Podle nových studií (např. Wray a kol. 2013), mohly dříve na Marsu převažovat světlé (kyselé( horniny.
Vulkanismus na Marsu
Vulkanismus na Marsu Skutečnou podobu vulkanických útvarů na Marsu odhalily kamery sonda Mariner 9 roku 1971. Na záběrech se k překvapení geologů objevily gigantické kaldery sopek Ascraeus Mons, Pavonis Mons a Arsia Mons. Největší z trojice Ascraeus Mons se vypíná do výše 18 209 m nad hypotetickou nadmořskou hladinu Marsu a její průměr činí přes 460 km. Sopka by tedy na Zemi překryla celé území České republiky nebo téměř polovinu Německa! Severně od této trojice sopek najdeme další velmi rozlehlý vulkán Alba Patera. Se svým průměrem 1 200 kilometrů je dokonce nejrozlehlejším vulkánem na Marsu, jeho největší výška však dosahuje jen asi 6 km. Tento štítový vulkán proto nebudí při pohledu na celkovou topografickou mapu Marsu velkou pozornost. Vždyť jeho svahy jsou průměrně ukloněny pod úhlem menším než jeden stupeň. Při výstupu na vrchol tohoto vulkánu bychom tedy museli ujít víc než kilometr, abychom vystoupali alespoň o 10 metrů výš. Topografická mapa Marsu (NASA)
Olympus Mons Díky bílým oblakům tvořících se u jejího vrcholu ji astronomové jako světlý bod označovaný Nix Olympica znali už z dřívějších pozemských pozorování pomocí dalekohledů (poprvé ji popsal italský astronom Giovanni Schiaparelli 10. listopadu 1879), ale teprve na záběrech ze sondy Mariner 9 se ukázalo, že jde skutečně gigantický štítový vulkán, jehož výška se dnes podle přesných měření laserovými výškoměry uvádí na 21 171 m nad lokálním reliéfem. Nejen výška, ale také celkový objem (2,4 milionů kubických kilometrů) řadí Olympus Mons na přední příčku všech vulkánů Sluneční soustavy. Kdybychom vulkanické horniny, které tvoří masu celého Olympu roztavili a zalili jimi plochu celého Německa, sahala by ztuhlá láva až do výšky téměř 7 km!
Olympus Mons: popis Samotný vrchol vulkánu tvoří ohromná kaldera o rozměrech 91 72 km s hloubkou až 3,2 km. Počet impaktních kráterů na dně celkem šesti kráterů, které kalderu tvoří, prozrazuje, že žhavá láva na některých místech vyvěrala možná ještě před méně než 30 miliony roky. Na snímcích pořízených při šikmém slunečním osvětlení je dobře patrné, že okraje obřího vulkánu ohraničují prakticky po celém jeho obvodu strmé srázy o výšce až 8 km. Když k tomu přidáme podivně zmuchlanou krajinu pokrytou jakoby zamrzlými vlnami s rozpětím 5 až 10 km, která se rozprostírá až do vzdálenosti 1 000 km od severního okraje vulkánu, začnou se nám před očima rýsovat stopy po gigantickém sesuvu stovek tisíců kubických kilometrů lávy a sopečného materiálu. Severní okolí sopky nápadně připomíná trosky podmořských sesuvů, které jsou patrné na radarových snímcích oceánského dna v okolí Havajských vulkánů. Zda-li v případě marsovského Olympu došlo k podmořskému sesuvu nebo zda se jedná o odtečené pozůstatky ledovcových uloženin, zatím jasné není. K velkému zhroucení okrajových částí štítové sopky, které nejspíš způsobil vyklenující se magmatický krb pod povrchem vulkánu, zde však nepochybně došlo. Proč vulkanické útvary podobných rozměrů neznáme ani ze Země nebo Venuše? Existence tak vysoké a mohutné hory je na Marsu možná zásluhou nižšího gravitačního zrychlení na povrchu a také díky chladnější a mocnější litosféře na Zemi nebo na Venuši by se útvar takovýchto rozměrů zbortil. Nakupení obrovského množství utuhlé lávy nad zdrojovou horkou skvrnou způsobila v případě Olympu rovněž absence deskové tektoniky na Marsu. Zatímco na Zemi se bloky kůry s aktivními štítovými vulkány díky deskové tektonice přes horké skvrny přesouvají rychlostí až několika centimetrů za rok, na Marsu zůstávají bloky kůry na jednom místě a štítový vulkán tak může narůstat do skutečně gigantických rozměrů. Četné praskliny a stopy po mohutných sesuvech však ukazují, že ani na Marsu nemohou sopky růst neomezeně.
Olympus Mons
Vulkanismus na Venuši Už první černobílé záběry povrchu ukrytého pod hustou atmosférou Venuše odvysílané sovětskou sondou Veněra 9 v říjnu 1975 napověděly, že krajina této planety musela být významně formována vulkanismem. Další úspěšná přistání sond typu Veněra a především radarové mapování Venušina povrchu americkou sondou Magellan toto zjištění jen potvrdily. Více jak dvě třetiny povrchu planety jsou sopečného původu. Pod oblačnou přikrývkou se ukrývají až několik tisíc kilometrů dlouhé kanály vytvořené lávovými proudy a přes 150 sopek s průměrem přesahujícím100 km. Převážná část vulkanismu tady má pravděpodobně povahu bazaltových láv, které se rozlévaly do velkých vzdáleností a vytvořily rozsáhlá lávové pole a velké štítové sopky. Veněra 14
Vulkanismus na Venuši
Vulkanismus na Venuši Počet vulkanických center (okolo 1 700) na povrchu Venuše je mnohonásobně vyšší než na povrchu Země. Mohlo by se proto zdát, že Venuše je vulkanicky aktivnější než Země, ale s největší pravděpodobností tomu tak není. Povrch Venuše totiž není tak silně přetvářen jako povrch Země a proto se zde zachovaly vulkanické útvary staré i stovky milionů roků. Velkou otázkou však zůstává, jaký mechanismus vedl k tomu, že je kůra Venuše relativně mladá (na celé Venuši nebyl objeven kráter starší než 750 milionů roků). Známky deskové tektoniky na Venuši objeveny nebyly, proto se předpokládá, že zde opakovaně dochází k obdobím zvýšené vulkanické aktivity, při kterých se obnoví většina povrchu. Princip vulkanismu na Venuši je tedy stále velmi nejasný a nebudou-li mít geologové k dispozici vzorky hornin a potřebná geofyzikální data, budou všechny modely jen odvážnými spekulacemi.
Recentní vulkanismus na Venuši Není třeba znát jde o doplňující materiál. 2010: Identifikace čerstvých lávových proudů ve třech vulkanicky aktivních oblastech. Stáří lávových proudů od stovek let do 2,5 milionů let. Lávové proudy se prozrazují odlišným infračerveným zářením proti okolnímu materiálu. 2010: Objev oblastí horkých skvrn pod některými vulkanickými centry. Nahoře topografie podle sondy Magellan, dole VIRTIS spektrometr na palubě Venus Express. Podle Smrekar (2010).
Vulkanismus na Merkuru Vulkanická aktivita zde probíhala ovšem odlišným způsobem než na Měsíci. Chybí zde moře.
Vulkanismus na Ió Kresba Ió a Ganymedu z 21. října 1973, kterou pořídil francouzský astronom Audouin Charles Dollfus pomocí 83centimetrového refraktoru na observatoři u Paříže. Objev chocholu Lindou Morabitovou na snímcích Voyageru 1. Týden před objevem (březen 1979) byl vulkanismus předpovězen.
Vulkanismus na Ió předpovězen týden před objevem (Stanton Peale, Patrick Cassen a Ray Reynolds) slapové působení vlivem excentricity dráhy Ió kolem Jupiteru působení měsíce Europa a Ganymed tepelný ohřev 0,6 až 1,6 x 10 14 W Pelé a Pillan Patera 4. dubna 1997 19. září 1997
Vulkanismus na Ió sonda New Horizons: Tvashtar oblaka jen asi tucet sopek rychlost výronů asi 1 000 m/s výška 350 km teplota 1 150 až 1 335 K
Kryovulkanimus alespoň jeden příklad: Enceladus průměr 504 km 1981: oblasti s poměrně málo krátery 2005: objev atmosféry (91 % vodní pára) 2005: Cassini, objev gejzírů gejzíry až 1 000 km vysoké krystalky vodního ledu rychlost až 500 m/s
Prstenec E vzdálenost : 181 000 až 483 000 km, šířka 302 000 km
Prstenec E
Tektonika planet Tektonika je geologická věda o stavbě geologických těles. Jako tektonické procesy označujeme takové děje, které vedou k rozpraskání povrchu ať už vlivem komprese nebo extenze.
(1915) Alfred Wegener: Kontinentální drift" Indicie kontinentálního driftu: Jižní Amerika a Afrika do sebe zapadají Brazílie a rovníková Afrika na sebe navazují geologickou stavbou důkazy současného zalednění J. Ameriky, J. Afriky, Indie a Austrálie charakter karbonské a permské fauny a flóry
Námitky proti kontinentálnímu driftu: Wegenerova teorie se zprvu setkala mnohdy s velkým odporem: Zásadní výtka se týkala způsobu, jakým Wegener pohyb kontinentů vysvětloval. Předpokládal, že pevniny se při svém pohybu prodírají oceánským dnem. Pásemná pohoří na okrajích kontinentů jsou pak důsledkem tohoto prodírání. Zkoušky odolnosti prokázaly, že oceánská kůra je příliš pevná na to, aby se jimi mohly kontinenty prodírat. Za hnací mechanismus, který pohyb desek způsobuje, považoval Wegener rotaci Země a slapové působení Měsíce a Slunce. Tyto síly jsou však ve skutečnosti příliš malé na to, aby rozpohybovaly pevninské masy.
Oceánské dno Není třeba znát jde o doplňující materiál. průzkum oceánského dna (financován armádou) v 50. a 60. letech dvacátého století. objev středoatlantského hřbetu: délka 14 000 km, výška až 2,5 km. V roce 1960 publikoval americký geolog Harry Hess teorii o rozpínání oceánského dna. Příčiny pohybu odvozoval od konvekčních proudů v zemském plášti, které souvisí s výstupem tepla ze zemského jádra a pláště k povrchu. V důsledku aktivity těchto proudů dochází nad místy jejich výstupu k divergentnímu pohybu (rozpínání pohyb od sebe) sousedních litosférických desek.
Paleomagnetismus Orientace a poloha magnetických polí nejsou stálé a v průběhu geologického času se mění. Vzhledem k tomu, že díky vulkanickým (částečně i sedimentárním) horninám lze určit polohu a orientaci magnetických polí v době jejich vzniku (díky minerálu magnetitu), lze měřením zjistit, v jaké poloze se původně tyto horniny nacházely. Za posledních 76 Ma se polarita nepravidelně střídala rychlostí 1x až 2x za milion let. Ma Když bylo v roce 1955 zahájeno mapování magnetického pole na oceánském dně (pomocí citlivých magnetometrů tažených za lodí), zjistila se překvapivá věc: - na oceánském dně se střídají pásy, ve kterých se mění kladné a záporné odchylky magnetických polí. - tyto odchylky jsou souměrné podle oceánských hřbetů
Tempo přibývání oceánské kůry Mapa světa znázorňující stáří oceánské kůry v Ma. Bazalty oceánské kůry vzniklé na středooceánských hřbetech nepřesahují 200 Ma. V porovnání se stářím bazaltových plošin na Venuši nebo na Marsu se jedná o velmi mladou kůru. Mapa: National Geophysical data Center
Desková tektonika litosférické desky zahrnují oceány i kontinenty, které se na nich vezou desková tektonika popisuje pohyb, zánik i zrod desek je to teorie, která vysvětluje většinu seismické a tektonické aktivity ve svrchním zemském obalu vzájemným působením několika velkých a menších rigidních desek.
Mars Venuše Země Mapy: USGS