Núi lửa trên Io

Bách khoa toàn thư mở Wikipedia
Bước tới: menu, tìm kiếm
Io, với hai cột khói núi lửa trên bề mặt của nó.

Núi lửa trên Io, một vệ tinh tự nhiên của Sao Mộc, với số lượng lên đến hàng trăm, là hoạt động địa chất mạnh mẽ nhất trên thiên thể này, thường xuyên đưa các chất khoáng nóng chảy với nhiệt độ và áp suất cao lên bề mặt của thiên thể, đồng thời cung cấp vật chất cho khí quyển Iotừ quyển Sao Mộc. Môn khoa học về núi lửa trên Io là môn nghiên cứu về các dòng chảy dung nham, các hố núi lửa và các hoạt động núi lửa trên bề mặt của Io. Hoạt động núi lửa của Io đã được phát hiện vào năm 1979, bởi Linda Morabito, người nghiên cứu các ảnh chụp từ Voyager 1.[1] Các quan sát về Io bởi các tàu vũ trụ đi ngang qua (Voyagers, Galileo, Cassini, và New Horizons) và các đài thiên văn trên Trái Đất đã cho thấy hơn 150 núi lửa hoạt động. Tới 400 núi lửa được dự đoán là đang tồn tại trên Io, dựa vào những quan sát này.[2] Hoạt động núi lửa của Io làm cho vệ tinh tự nhiên này trở thành một trong bốn thiên thể trong Hệ Mặt Trời được biết đến là đang có núi lửa hoạt động (ba thiên thể còn lại là Trái Đất, Enceladus - một vệ tinh tự nhiên của Sao Thổ - và Triton - vệ tinh tự nhiên của Sao Hải Vương).

Các nguồn nhiệt cung cấp năng lượng cho hoạt động núi lửa của Io, được tiên đoán lần đầu tiên vào thời gian ngay trước khi Voyager 1 bay ngang qua, đến từ nhiệt thủy triều do độ lệch tâm quỹ đạo lớn của Io.[3] Đây là nguồn nhiệt khác hẳn với địa nhiệt của Trái Đất, sinh ra chủ yếu là từ hoạt động phân rã đồng vị phóng xạ và nguồn nhiệt nguyên thủy.[4] Quỹ đạo lệch tâm lớn của Io dẫn đến khác biệt về lực hút của Sao Mộc lên nó ở cận điểm so với viễn điểm quỹ đạo, khiến cho bướu thủy triều của Io ở cận điểm và viễn điểm là khác nhau. Như vậy, Io biến dạng liên tục khi di chuyển trên quỹ đạo, và sự biến dạng này gây ra ma sát, sinh ra nhiệt trong lòng của nó. Nếu không có nhiệt thủy triều, Io có thể sẽ tương tự như Mặt Trăng, một thiên thể có kích cỡ và khối lượng tương đương, với hoạt động địa chất đã ngừng và bề mặt lỗ chỗ các hố thiên thạch.[3]

Hoạt động núi lửa của Io đã dẫn đến sự hình thành của hàng trăm tâm núi lửa và các cấu trúc dung nham rộng lớn, làm cho nó trở thành thiên thể có hoạt động núi lửa mạnh mẽ nhất trong Hệ Mặt Trời. Ba kiểu phun trào núi lửa khác nhau đã được xác định, khác nhau về thời gian, cường độ và tốc độ tràn dung nham, và vị trí phun trào (có xảy ra trong vùng lõm núi lửa hay không). Các dòng dung nham trên Io, với chiều dài từ hàng chục đến hàng trăm cây số, có thành phần chủ yếu là bazan, tương tự như dung nham trên Trái Đất tại các núi lửa hình khiên như KīlaueaHawaii.[5] Mặc dù hầu hết các dung nham trên Io cấu tạo từ bazan, một vài dòng dung nham chứa lưu huỳnhlưu huỳnh dioxit đã được quan sát thấy. Ngoài ra, nhiệt độ phun trào có thể lên tới 1.600 K (1.300 °C; 2.400 °F), nhiệt độ cao này có thể được giải thích bởi sự phun trào dung nham siêu mafic silicat nhiệt độ cao.[6]

Do sự hiện diện của lượng lớn vật liệu lưu huỳnh trong lớp vỏ và trên bề mặt của Io, một số vụ phun trào đẩy lưu huỳnh, khí lưu huỳnh dioxit, và tephra lên độ cao tới 500 kilômét (310 mi) vào không gian, tạo ra các cột khói núi lửa hình ô dù.[7] Các vật chất được phun ra tạo nên màu sắc cho địa hình xung quanh - gồm các màu đỏ, đen, và/hoặc trắng - đồng thời cung cấp vật liệu cho bầu khí quyển mỏng của Io và từ quyển Sao Mộc. Các tàu vũ trụ bay qua Io từ năm 1979 đã quan sát thấy nhiều thay đổi bề mặt của Io do hoạt động núi lửa.[8]

Lịch sử khám phá[sửa | sửa mã nguồn]

Hình ảnh đầu tiên chụp núi lửa đang hoạt động trên Io. Các cột khói của PeleLoki có thể được nhìn thấy ở đường chân trời và ở biên giới giữa nửa sáng và nửa tối.

Trước khi Voyager 1 đến Io vào ngày 5 tháng 3 năm 1979, Io đã được cho là một thế giới chết như Mặt Trăng. Việc khám phá ra một đám mây natri xung quanh Io đã dẫn đến giả thuyết rằng vệ tinh tự nhiên này được bao phủ trong evaporit.[9]

Những gợi ý cho các khám phá ban đầu đến từ các ảnh chụp hồng ngoại bởi các đài thiên văn trên Trái Đất trong những năm 1970. Một thông lượng nhiệt nhiều bất thường, so với những vệ tinh Galileo khác, đã được phát hiện trong các phép đo ở bước sóng hồng ngoại 10 μm khi Io nằm trong bóng tối của Sao Mộc.[10] Vào thời gian của phát hiện này, thông lượng nhiệt cao được giả định là do bề mặt có nhiệt dung riêng cao hơn EuropaGanymede.[11] Tuy nhiên, các kết quả đo ở bước sóng 20 μm lại cho thấy Io có bề mặt với các đặc tính tương tự như các vệ tinh khác.[10] Điều này dẫn đến kết luận sơ bộ là thông lượng nhiệt cao ở bước sóng ngắn là do sự kết hợp của hoạt động núi lửa trên Io và nhiệt lượng từ Mặt Trời, trong đó Mặt Trời cung cấp một lượng nhiệt lớn hơn ở bước sóng dài hơn.[12] Phát xạ nhiệt của Io được quan sát thấy là mạnh bất thường ở 5 μm vào ngày 20 năm 1978 bởi Witteborn, et al. Nhóm tác giả này giả định hoạt động núi lửa gây ra phát xạ nhiệt này, trong trường hợp đây đúng là hoạt động núi lửa thì các dữ liệu cho thấy vùng hoạt động núi lửa rộng khoảng 8.000 kilômét vuông (3.100 sq mi) và có nhiệt độ 600 K (300 °C; 600 °F). Tuy nhiên, các tác giả đã coi là giả thuyết này ít có khả năng xảy ra, và tập trung vào giả thuyết về sự tương tác giữa Io và từ quyển Sao Mộc.[13]

Ngay trước khi Voyager 1 bay qua Io, Stan Peale, Patrick Cassen và R. T. Reynolds đã công bố một bài báo trên tạp chí Science dự đoán về bề mặt của Io bị thay đổi nhiều do hoạt động núi lửa và lõi của Io bị phân tách thành nhiều tầng, có tầng lõi đá ở trong cùng, chứ không phải là một lõi đồng nhất. Dự đoán này dựa trên mô hình trong đó có một lượng nhiệt lớn được sinh ra bởi thay đổi lực thủy triều của Sao Mộc lên Io do quỹ đạo có độ lệch tâm lớn của Io. Các tính toán của họ cho thấy lượng nhiệt sinh ra cho một Io với lõi đồng nhất sẽ gấp ba lần nhiệt tạo ra bởi phân rã đồng vị phóng xạ. Hiệu ứng này sẽ còn lớn hơn với Io có lõi được tách thành nhiều tầng.[3]

Ảnh chụp Loki Patera từ Voyager 1 cho thấy các dòng dung nham và hố núi lửa.

Những hình ảnh đầu tiên chụp Io từ Voyager 1 cho thấy bề mặt không có các hố va chạm, đặc điểm của một bề mặt rất trẻ. Các hố va chạm được sử dụng bởi các nhà địa chất để ước tính tuổi của một bề mặt hành tinh; số hố va chạm tăng theo tuổi của bề mặt hành tinh. Thay vào đó, các hình ảnh từ Voyager 1 cho thấy bề mặt nhiều màu sắc, có nhiều chỗ lõm bất thường không có đặc tính của hố va chạm (là vành miệng hố cao lên). Voyager 1 cũng cho thấy các dòng chảy được hình thành bởi chất lưu có độ nhớt thấp, cùng những ngọn núi cao cô lập nhưng lại không giống núi lửa trên Trái Đất. Bề mặt quan sát được cho thấy là đã bị thay đổi nhiều bởi hoạt động núi lửa, giống như giả thuyết mà Peale và các đồng nghiệp đã đưa ra.[14]

Vào ngày 8 tháng 3 năm 1979, ba ngày sau khi đi qua Sao Mộc, Voyager 1 chụp ảnh các vệ tinh tự nhiên của Sao Mộc để giúp những người điều khiển Voyager 1 xác định vị trí của con tàu này một cách chính xác, theo một quy trình được gọi là định hướng quang học. Khi thực hiện việc xử lý hình ảnh của Io để nâng cao mức độ khả kiến của nền sao, kỹ sư định hướng tàu Linda Morabito tìm thấy một đám mây cao tới 300 kilômét (190 mi) của Io ở gần đường chân trời trên ảnh chụp.[1] Lúc đầu, cô đã nghi ngờ hình ảnh đám mây thực ra chỉ là hình ảnh của một vệ tinh tự nhiên khác của Sao Mộc ở phía sau Io, nhưng không vệ tinh với kích thước phù hợp nào đã ở vị trí đó. Đám mây này sau đó đã được xác định là một cột khói tạo bởi núi lửa đang hoạt động ở một vùng lõm tối sau này được đặt tên là Pele.[15] Sau phát hiện này, bảy cột khói khác đã được xác định trong các ảnh chụp Io trước đó của Voyager.[15] Kết quả đo bức xạ nhiệt từ nhiều nguồn quan sát khác cũng đã được thực hiện, cho thấy quá trình dung nham nguội dần.[16] So sánh các hình ảnh Io thu được bởi Voyager 2 bay qua bốn tháng sau đó cho thấy bề mặt đã bị thay đổi, với các cột khói mới ở vùng mà sau này được đặt tên là Aten PateraSurt.[17]

Nguồn nhiệt[sửa | sửa mã nguồn]

Mô hình lõi Io, cho thấy một phần lõi được duy trì ở trạng thái nóng chảy bởi nhiệt thủy triều, phần màu cam trên hình.

Nguồn nhiệt chính cho hoạt động núi lửa của Io đến từ các lực thủy triều được tạo ra bởi lực hấp dẫn của Sao Mộc.[3] Nguồn nhiệt đến từ bên ngoài này khác với nguồn địa nhiệt từ nội tại Trái Đất cho các hoạt động núi lửa trên Trái Đất, vốn là kết quả của phân rã đồng vị phóng xạ và nhiệt dư từ thời kỳ bồi tụ nguyên thủy.[4][18] Ở Trái Đất, những nguồn nhiệt nội tại gây ra đối lưu manti, dẫn đến hoạt động núi lửa thông qua kiến tạo mảng.[19] Trên Io, nhiệt thủy triều phụ thuộc vào khoảng cách từ nó đến Sao Mộc, độ lệch tâm quỹ đạo, thành phần cấu tạo bên trong Io, và trạng thái vật lý của nó.[20]

Cộng hưởng quỹ đạo của Io với EuropaGanymede giúp duy trì quỹ đạo lệch tâm của Io và ngăn cản lực thủy triều làm cho Io bị chuyển về quỹ đạo tròn. Cụ thể, chu kỳ quay của Europa gấp 2 lần chu kỳ quay của Io, và chu kỳ quay của Ganymede gấp 2 lần chu kỳ quay của Europa. Vị trí mà Io ở gần Europa nhất luôn xảy ra tại cùng một điểm trên quỹ đạo của Io và của Europa, lặp lại một lần sau hai vòng quay của Io, tại đó Europa kéo Io về phía nó thông qua lực hấp dẫn. Lực kéo định kỳ, theo tần số cộng hưởng, tại một điểm trên quỹ đạo giúp duy trì quỹ đạo không tròn của Io. Hiện tượng tự xảy ra với tương tác giữa Europa và Ganymede, cũng như giữa Io và Ganymede.[21]

Lực thủy triều nhào bóp Io khi nó di chuyển trên quỹ đạo, gây ra ma sát làm nóng chảy lõi Io. Các mũi tên xanh chỉ vận tốc góc của Io trên quỹ đạo, nhanh hơn ở cận điểm, và chậm hơn ở viễn điểm.
Hoạt hình minh họa một cách phóng đại biến dạng của Io khi di chuyển trên quỹ đạo.

Độ lệch tâm quỹ đạo dẫn đến hai hiệu ứng làm tỏa nhiệt trên Io. Thứ nhất, bướu thủy triều của Io ở cận điểm quỹ đạo, khi Io gần Sao Mộc hơn và chịu lực hút mạnh hơn, cao hơn tới 100 mét (330 ft) so với ở viễn điểm quỹ đạo, do chênh lệch lực hấp dẫn của Sao Mộc giữa hai củng điểm quỹ đạo này. Như vậy hình dáng của bướu thủy triều biến dạng liên tục khi Io di chuyển quỹ đạo, co bóp theo đúng chu kỳ quay của Io. Thứ hai, trong khi Io tự quay quanh trục của nó với tốc độ góc tương đối đều đặn, bằng với tốc độ góc trung bình của Io trên quỹ đạo, thì bướu thủy triều lại không quay với tốc độ đều. Bướu thủy triều quay với tốc độ góc của Io trên quỹ đạo, và do đó quay nhanh hơn ở cận điểm quỹ đạo, và chậm hơn tại viễn điểm quỹ đạo. Như vậy, nếu đứng trong hệ quy chiếu của Io, bướu thủy triều sẽ quay lúc lắc, lắc sang một bên ở cận điểm quỹ đạo, và lắc sang bên kia ở viễn điểm quỹ đạo. Góc lúc lắc khoảng nửa độ,[22] ứng với sự dịch chuyển qua lại của đỉnh bướu thủy triều trong khoảng cách cỡ 16 km. Tổng hợp sự co bóp và lúc lắc của bướu thủy triều làm biến dạng Io, nhào bóp thiên thể này, và gây ra ma sát trong lòng Io, sinh ra nhiệt thủy triều, duy trì trạng thái tan chảy của ít nhất một phần lõi của Io.[21]

Không giống như ở Trái Đất, nơi mà nội nhiệt được tỏa ra ngoài không gian qua dẫn nhiệt ở các lớp vỏ, trên Io nội nhiệt được giải phóng qua hoạt động núi lửa và sinh ra thông lượng nhiệt tỏa ra lớn (tổng cộng 0,6 đến 1,6 × 1014 W). Một nghiên cứu vào 2015, chỉ ra các dòng chảy của mắc ma bên trong lòng Io, là hỗn hợp của đá rắn và mắc ma lỏng, gây ra nhiệt do ma sát khi chảy, khiến vị trí phun trào của núi lửa được quan sát thực tế trên Io bị lệch về phía đông khoảng 30 đến 60 độ so với mô hình nhiệt thủy triều của Io đơn giản không có dòng chảy trong lòng.[23][24] Mô hình của quỹ đạo Io cho thấy nhiệt thủy triều bên trong Io thay đổi theo thời gian, và giá trị thông lượng nhiệt hiện tại không đại diện cho mức trung bình lâu dài.[20] Thông lượng nhiệt quan sát được hiện tại lớn hơn lượng nhiệt ước tính được sinh ra từ nhiệt thủy triều, cho thấy rằng Io đang ở giai đoạn nguội đi, sau một thời gian bị thủy triều nhào bóp mạnh hơn trước đó.[25] Theo định luật bảo toàn năng lượng, thông lượng nhiệt tỏa ra ngoài không gian từ Io làm tiêu hao cơ năng của hệ các thiên thể Io, Sao Mộc, Europa và Ganymede, là hệ thống được gắn kết thông qua tương tác hấp dẫn.[26] Một nghiên cứu vào năm 2009 của Valéry Lainey và các đồng nghiệp, phân tích dữ liệu của 116 năm quan sát hệ thống Sao Mộc và các vệ tinh tự nhiên của nó, chỉ ra rằng sự tiêu hao cơ năng nêu trên đang làm cho Io quay ngày càng gần Sao Mộc hơn, và ba vệ tinh Io, Europa và Ganymede đang trong quá trình rời khỏi cộng hưởng quỹ đạo.[21][27]

Thành phần[sửa | sửa mã nguồn]

Hình ảnh của Voyager 1 chụp các hố núi lửa và dòng dung nham gần Ra Patera.

Việc phân tích các hình ảnh của Voyager đã dẫn các nhà khoa học đến kết luận rằng những dòng dung nham trên Io bao gồm chủ yếu là các dạng thù hình của nguyên tố lưu huỳnh nóng chảy.[28] Màu sắc ở các dòng dung nham tương tự màu của các dạng thù hình của lưu huỳnh. Sự khác biệt về màu và độ sáng của dung nham phụ thuộc vào nhiệt độ của lưu huỳnh đa nguyên tử và cách sắp xếp và liên kết của các nguyên tử. Một phân tích về hình ảnh các dòng chảy tỏa ra từ Ra Patera cho thấy các vật liệu có nhiều màu sắc khác nhau, tất cả đều có liên hệ với lưu huỳnh lỏng, ở những khoảng cách khác nhau đến lỗ phun: vật chất có suất phản chiếu thấp nằm gần lỗ phun với nhiệt độ 525 K (252 °C; 485 °F), vật liệu màu đỏ nằm ở trung tâm của mỗi dòng chảy và có nhiệt độ 450 K (177 °C; 350 °F), và vật liệu màu cam ở điểm kết thúc xa nhất của mỗi dòng chảy với nhiệt độ 425 K (152 °C; 305 °F).[28] Mẫu hình sắc màu này tương ứng với các dòng chảy tỏa ra từ một lỗ phun, và các dòng chảy nguội dần khi đi ra khỏi lỗ phun. Ngoài ra, phép đo nhiệt độ sử dụng bức xạ nhiệt tại Loki Patera thực hiện bởi Phổ kế Giao thoa Hồng ngoại và Máy đo sóng radio (IRIS) của Voyager 1 cũng cho các số liệu phù hợp với hoạt động núi lửa phun ra lưu huỳnh.[16] Tuy nhiên, IRIS đã không có khả năng đo đạc ở các bước sóng ứng với các nhiệt độ cao hơn. Điều này có nghĩa rằng nhiệt độ phù hợp với hoạt động núi lửa phun silicat không được phát hiện bởi Voyager. Mặc dù vậy, các nhà khoa học trong chương trình Voyager suy luận rằng silicat phải đóng một vai trò trong việc làm trẻ hóa bề mặt của Io, do mật độ khối lượng cao của silicat và sự cần thiết của silicat trong việc hỗ trợ độ dốc lớn ở quanh vùng lõm núi lửa.[29] Mâu thuẫn giữa các chứng cứ về kết cấu và kết quả phân tích quang phổ và nhiệt độ sau chuyến bay qua của Voyager đã dẫn đến một cuộc tranh luận trong cộng đồng các nhà khoa học hành tinh về thành phần của dung nham trên Io, liệu có chứa lưu huỳnh hay silicat.[30]

Các nghiên cứu ảnh chụp hồng ngoại từ các đài thiên văn trên Trái Đất trong những năm 1980 và 1990 đã dần chuyển dịch mô hình về thành phần vật chất trong dung nham núi lửa của Io, từ chủ yếu chứa lưu huỳnh sang chủ yếu chứa silicat, và lưu huỳnh chỉ đóng một vai trò thứ yếu.[30] Vào năm 1986, các quan sát về một đợt phun trào sáng trên Io đã cho thấy nhiệt độ ít nhất 900 K (600 °C; 1.200 °F). Nhiệt độ này cao hơn so với điểm sôi của lưu huỳnh (715 K hoặc 442 °C hoặc 827 °F), cho thấy thành phần phải là silicat, ít nhất cho một số dung nham trên Io.[31] Nhiệt độ cao tương tự cũng được tìm thấy ở một đợt phun trào tại vùng Surt trong năm 1979, giữa hai chuyến bay qua của các tàu Voyager, và ở một đợt phun trào khác vào năm 1978, được quan sát bởi Witteborn và các đồng nghiệp.[13][32] Ngoài ra, mô hình dòng dung nham silcat trên Io cho cho thấy chúng nguội đi nhanh chóng, khiến bức xạ nhiệt của chúng được thống trị bởi các thành phần nhiệt độ thấp, chẳng hạn như ở dòng chảy đông cứng nhanh, trái ngược với các khu vực nhỏ vẫn còn được phủ bởi dung nham lỏng với nhiệt độ cao gần bằng nhiệt độ lúc mới phun ra.[33]

Bản đồ phát xạ nhiệt của Io đo bởi Galileo.

Hoạt động núi lửa có thành phần chứa silicat, với dung nham bazanmafic hoặc siêu mafic (giàu magie), đã được xác nhận bởi thông tin từ tàu vũ trụ Galileo trong những năm 1990 và 2000, gồm kết quả đo nhiệt độ tại các điểm nóng của Io, nơi phát xạ nhiệt được phát hiện, và kết quả đo quang phổ tại các vùng vật liệu tối trên Io. Các phép đo nhiệt độ từ Máy ảnh Chất Rắn (SSI) và Phổ kế Lập bản đồ Hồng ngoại gần (NIMS) của Galileo đã cho thấy nhiều điểm nóng với các thành phần nhiệt độ cao từ ít nhất 1.200 K (900 °C; 1.700 °F) đến tối đa của 1.600 K (1.300 °C; 2.400 °F), ví dụ như ở vụ phun trào tại Pillan Patera vào năm 1997.[5] Ước tính ban đầu trong quá trình thực hiện nhiệm vụ Galileo đã gợi ý nhiệt độ phun trào gần 2.000 K (1.700 °C; 3.100 °F)[34], sau đó đã bị chứng minh là quá cao, vì sử dụng mô hình nhiệt sai trong tính toán nhiệt độ.[5] Các quan sát quang phổ của các phần vật liệu tối của Io đã chỉ ra sự hiện diện của pyroxen, như enstatit, khoáng chất silicat giàu magie phổ biến trong các bazan mafic và siêu mafic. Các vật liệu tối được tìm thấy trong các hố núi lửa, trong các dòng dung nham mới được phun ra, và các trầm tích mạt vụn núi lửa (pyroclastic) xung quanh các vùng phun trào núi lửa kiểu nổ mới xảy ra.[35] Dựa vào kết quả đo nhiệt độ dung nham và các phép đo quang phổ, một số dung nham có thể là tương tự như komatiit trên Trái Đất.[36] Việc siêu gia nhiệt do áp lực lớn, có thể làm tăng nhiệt độ dung nham trong quá trình chúng được phun lên bề mặt trong một vụ phun trào, cũng có thể là một yếu tố gây nên một số vụ phun trào có nhiệt độ cao hơn.[5]

Mặc dù các kết quả đo nhiệt độ của núi lửa Io đã giúp giải quyết cuộc tranh luận về việc núi lửa ở đây chứa lưu huỳnh hay silicat, đã diễn ra trong thời gian giữa các chuyến thăm của tàu VoyagerGalileo tại Sao Mộc, lưu huỳnh và lưu huỳnh dioxit vẫn có một vai trò quan trọng trong các hiện tượng quan sát được trên Io. Cả hai vật liệu đã được phát hiện trong các cột khói được tạo ra ở núi lửa của Io, với lưu huỳnh là một phần chính của cột khói loại Pele.[37] Các dòng dung nham sáng màu đã được xác định trên Io, ví dụ tại Tsũi Goab Fluctus, Emakong Patera, và Balder Patera, đã gợi ý về sự tồn tại của hoạt động núi lửa tràn ngập lưu huỳnh, hay lưu huỳnh dioxit.[38]

Các kiểu phun trào[sửa | sửa mã nguồn]

Các quan sát Io, bởi các tàu vũ trụ và các đài thiên văn trên Trái Đất, đã cho thấy có một số loại phun trào núi lửa khác nhau trên thiên thể này. Ba loại chính đã được xác định bao gồm phun trào trong vùng lõm, phun trào kiểu chảy, và phun trào kiểu nổ. Chúng có sự khác biệt về thời gian phun trào, năng lượng thoát ra, nhiệt độ (được xác định từ hình ảnh hồng ngoại), loại dòng chảy dung nham, và việc có bị giới hạn trong hố núi lửa hay không.[6]

Phun trào trong vùng lõm[sửa | sửa mã nguồn]

Tupan Patera, một ví dụ về một vùng lõm núi lửa.

Phun trào trong vùng lõm là các phun trào núi lửa xảy ra trong vùng lõm núi lửa,[39] vùng thường có sàn phẳng bao quanh bởi những bức tường dốc. Vùng lõm núi lửa trên Io trông giống như hõm chảo trên Trái Đất, nhưng không rõ liệu chúng có được hình thành khi buồng dung nham rỗng bị sụp đổ như trên Trái Đất không. Một giả thuyết cho rằng chúng được tạo ra khi các mạch ngang (sill) của núi lửa bị làm lộ ra, với lớp vật liệu nằm bên trên bị thổi bay hoặc bị rơi vào trong mạch ngang.[40] Một số vùng lõm có dấu hiệu của nhiều vụ sụp đổ đã xảy ra, tương tự như với hõm chảo trên đỉnh Olympus Mons trên Sao Hỏa hay Kīlauea trên Trái Đất, cho thấy rằng chúng có thể thỉnh thoảng được hình thành giống như các hõm chảo.[39] Vì cơ chế hình thành của chúng vẫn chưa được chắc chắn, thuật ngữ mà Hiệp hội Thiên văn Quốc tế đặt cho chúng là tên Latinh patera (số nhiều là paterae), thay vì tên gọi của hõm chảo. Không giống các hõm chảo hoặc các cấu trúc tương tự trên Trái Đất và Sao Hỏa, các vùng lõm thường không nằm ở đỉnh của các núi lửa hình khiên và rộng lớn hơn, với đường kính trung bình cỡ 41 kilômét (25 mi).[39] Độ sâu vùng lõm mới chỉ được đo cho một vài vùng lõm và thường sâu hơn 1 km.[41] Vùng lõm núi lửa lớn nhất trên Io là Loki Patera có bề ngang 202 kilômét (126 mi). Dù cơ chế hình thành có như thế nào, hình thái và phân bố của nhiều vùng lõm núi lửa gợi ý rằng cấu trúc của chúng có tuân theo những quy tắc nhất định, với ít nhất một nửa được bao quanh bởi các đứt gãy hoặc núi non.[39]

Hình ảnh hồng ngoại cho thấy bức xạ nhiệt vào ban đêm từ hồ dung nham Pele.

Phun trào kiểu này có thể có hình dạng là các dòng dung nham chảy tỏa ra sàn của vùng lõm, hoặc ở hình dạng hồ dung nham.[2][42] Trừ các quan sát ở cự ly gần của tàu vũ trụ Galileo trong bảy lần bay qua Io, với các ảnh chụp khác, có thể khó phân biệt hồ dung nham với dòng dung nham phun tràn lên sàn vùng lõm, do không đủ độ phân giải và phát xạ nhiệt của hai hình dạng này tương tự nhau. Các vụ phun trào trong vùng lõm, ví dụ như vụ phun trào ở Gish Bar Patera vào năm 2001, có thể to rộng như những vụ phun trào tràn ra các vùng đồng bằng của Io.[42] Các đặc điểm giống như dòng chảy cũng đã được quan sát trong một số vùng lõm, như ở Camaxtli Patera, gợi ý rằng các dòng dung nham có thể nổi lên sàn của các vùng lõm một cách định kỳ.[43]

Các hồ dung nham trên Io là các vùng thấp được điền đầy bởi dung nham nóng chảy, bao phủ bởi một lớp mỏng dung nham đông cứng. Những hồ dung nham này nối trực tiếp với một bể chứa mắc ma nằm bên dưới.[44] Các quan sát phát xạ nhiệt tại một số hồ dung nham trên Io tiết lộ các vùng đá nóng chảy tỏa sáng nằm ở rìa vùng lõm, do lớp phủ mỏng ở mặt trên của hồ bị nứt vỡ theo đường chạy quanh rìa của vùng lõm. Theo thời gian, vì dung nham đông cứng có trọng lượng riêng lớn hơn so với dung nham vẫn còn nóng chảy, lớp vỏ này có thể bị chìm xuống, gây ra một sự tăng đột ngột bức xạ nhiệt ở vùng lõm núi lửa.[45] Với một số hồ dung nham, ví như tại núi lửa Pele, hiện tượng lớp phủ đông cứng chìm xuống thường xuyên diễn ra, làm chúng trở thành những điểm bức xạ hồng ngoại gần mạnh nhất trên Io.[46] Tại các hồ dung nham khác, như Loki Patera, hiện tượng này có thể chỉ xảy ra vào một số thời điểm. Ở loại hồ dung nham yên tĩnh hơn này, trong thời điểm diễn ra quá trình chìm xuống của lớp phủ, một làn sóng lớp phủ bề mặt chìm xuống lan tỏa ra vùng lõm với tốc độ khoảng 1 kilômét (0,6 mi) mỗi ngày, với lớp phủ non mới hình thành ở phía sau làn sóng này, cho tới khi toàn bộ hồ bị dung nham nóng chảy nổi lên. Một vụ phun trào mới sẽ chỉ bắt đầu, ở một thời điểm sau, một khi lớp phủ non mới đã đủ nguội, đủ đông cứng và đủ dày để cho nó không còn có thể nổi bền vững bên trên dung nham lỏng được nữa.[47] Trong mỗi lần đảo lộn lớp phủ như vậy, Loki có thể phát ra đến hơn mười lần lượng nhiệt so với khi lớp phủ của nó đang ổn định.[48]

Phun trào kiểu chảy (kiểu Prometheus)[sửa | sửa mã nguồn]

Culann Patera, một ví dụ về một vụ phun trào kiểu chảy.

Phun trào kiểu chảy là các sự kiện phun trào tồn tại lâu dài, tạo ra những dòng dung nham rộng lớn và phức hợp. Độ phủ rộng của những dòng dung nham của phun trào kiểu chảy làm cho chúng trở thành đặc điểm địa hình lớn nhất trên Io. Với loại phun trào này, mắc ma nổi lên trên bề mặt từ lỗ phun trên sàn của vùng lõm núi lửa, hoặc từ các mạch dẫn hẹp (fissure) trên vùng đồng bằng, tạo ra những dòng chảy dung nham phồng và phức hợp, tương tự như dung nham ở núi lửa Kīlauea tại Hawaii trên Trái Đất.[43] Hình ảnh từ các tàu vũ trụ Galileo cho thấy nhiều trong số những dòng chảy dung nham lớn trên Io, như ở PrometheusAmirani, được tạo ra bởi sự bồi đắp của những dòng chảy nhỏ hơn bên trên những dòng chảy cũ.[43] Phun trào kiểu chảy khác với phun trào kiểu nổ ở chỗ chúng tồn tại lâu hơn và phát ra ít hơn năng lượng trong mỗi đơn vị thời gian.[6] Dung nham được phun ra ở tốc độ ổn định, và một vụ phun trào kiểu chảy có thể kéo dài nhiều năm hoặc nhiều thập kỷ.

Những vùng có dòng chảy dung nham dài hơn 300 kilômét (190 mi) đã được quan sát trên Io tại Amirani và Masubi. Một vùng có dòng chảy dung nham không còn hoạt động có tên là Lei-Kung Fluctus bao phủ một diện tích rộng 125.000 kilômét vuông (48.000 sq mi), một khu vực hơi lớn hơn Nicaragua một chút.[49] Độ dày của vùng có dòng chảy không được xác định bởi các thông tin từ tàu Galileo, nhưng những vụ phun trào đơn lẻ trên bề mặt của nó có thể dày khoảng 1 m (3 ft). Trong nhiều trường hợp, dung nham được phun chảy ra trên bề mặt tại những địa điểm cách lỗ phun của núi lửa hàng chục đến hàng trăm cây số, với vùng nằm giữa lỗ phun núi lửa và địa điểm có dung nhan tràn ra có phát xạ nhiệt thấp. Quan sát này chứng tỏ rằng dòng dung nham được chảy qua các ống dung nham nối từ lỗ phun của núi lửa đến những địa điểm dung nham tràn ra trên bề mặt.[50]

Mặc dù phun trào kiểu chảy thường có tốc độ phun trào ổn định, những vụ bùng phát phun trào lớn cũng đã được quan sát ở nhiều địa điểm có phun trào kiểu này. Ví dụ, mép của vùng có dòng chảy dung nham Prometheus đã dịch chuyển khoảng 75 đến 95 kilômét (47 đến 59 mi) giữa lần quan sát của tàu Voyager, trong năm 1979, và lần quan sát bởi tàu Galileo vào năm 1996.[51] Mặc dù không mạnh như phun trào kiểu nổ, tốc độ dòng chảy trung bình tại những vùng có dòng chảy phức hợp lớn hơn rất nhiều so với các dòng chảy dung nham tương tự trên Trái Đất. Tốc độ lấn chiếm diện tích của dòng chảy dung nham, tính trung bình, vào khoảng 35–60 mét vuông (380–650 sq ft) mỗi giây đã được quan sát thấy ở Prometheus và Amirani qua các thông tin thu được từ tàu Galileo, cao hơn so với 0,6 mét vuông (6,5 sq ft) mỗi giây tại Kīlauea.[52]

Phun trào kiểu nổ (kiểu Pillan)[sửa | sửa mã nguồn]

Hình ảnh các dòng dung nham và đài phun đang hoạt động ở Tvashtar Paterae, chụp bởi tàu Galileo vào năm 1999.

Phun trào kiểu nổ là kiểu phun trào mạnh nhất trên Io. Những vụ phun trào kiểu này, đôi khi được gọi là những "vụ nổ" khi quan sát từ Trái Đất, có đặc trưng là chỉ kéo dài trong vài tuần đến vài tháng, khởi động nhanh chóng, thông lượng dòng chảy phun trào lớn, và bức xạ nhiệt mạnh.[53] Chúng làm cho độ sáng của Io ở vùng hồng ngoại gần tăng mạnh trong một khoảng thời gian ngắn. Vụ phun trào núi lửa mạnh nhất đã được thấy trong lịch sử quan sát Io là một "vụ nổ" tại Surt, quan sát bởi các nhà thiên văn trên Trái Đất vào ngày 22 tháng 2 năm 2001.[54]

Phun trào kiểu nổ xảy ra khi một khối mắc ma (gọi là một thể mạch) nổi lên từ lớp phủ nóng chảy ở sâu bên trong lòng Io, đến được bề mặt Io qua một mạch dẫn hẹp (fissure). Khi đó có một màn trình diễn ngoạn mục giống như một đài phun dung nham.[55] Trong giai đoạn đầu của phun trào kiểu nổ, bức xạ nhiệt được thống trị bởi thành phần mạnh trong dải bức xạ hồng ngoại 1-3 μm. Bức xạ này được phát ra từ một lượng lớn dung nham mới được lộ ra trong đài phun tại lỗ phun.[56] Những vụ phun trào kiểu nổ tại núi lửa Tvashtar trong tháng 11 năm 1999 và tháng 2 năm 2007, tập trung vào một "rèm" nham thạch dài 25 kilômét (16 mi) và cao 1 kilômét (0,62 mi) sinh ra tại một vùng lõm nằm trong vùng phức hợp Tvashtar Paterae lớn hơn.[55][57]

Lượng lớn các dung nham nóng chảy lộ ra ở những đài phun đã cung cấp cho các nhà nghiên cứu những cơ hội tốt nhất để đo nhiệt độ chính xác của dung nham Io. Nhiệt độ gợi ý của dung nham siêu mafic tương tự komatiit thời kỳ tiền Cambri (khoảng 1.600 K hoặc 1.300 °C hoặc 2.400 °F) chiếm chủ đạo tại những vụ phun trào như vậy, mặc dù quá trình siêu gia nhiệt của mắc ma khi trồi lên bề mặt có thể cũng đóng vai trò gây ra nhiệt độ cao của dung nham được phun ra.[5]

Hai hình chụp bởi tàu Galileo cho thấy các tác động của một vụ phun trào kiểu nổ tại Pillan Patera năm 1997.

Mặc dù giai đoạn bùng nổ với đài phun dung nham có thể chỉ kéo dài một vài ngày cho đến một tuần, vụ phun trào kiểu nổ vẫn có thể tiếp tục trong nhiều tuần đến vài tháng, sinh ra dòng dung nham silicat có thể tích lớn. Một vụ phun trào lớn trong năm 1997 từ một mạch dẫn phía tây bắc của Pillan Patera đã phun ra hơn 31 kilômét khối (7,4 cu mi) dung nham nóng chảy trong một khoảng thời gian cỡ 2 12 đến 5 12 tháng, và sau đó làm ngập sàn của vùng lõm Pillan Patera.[58] Các quan sát bởi tàu Galileo gợi ý tốc độ lấn chiếm diện tích của dòng dung nham ở Pillan là vào khoảng từ 1.000 đến 3.000 mét vuông (11.000 đến 32.000 sq ft) mỗi giây trong vụ phun trào năm 1997. Các dòng chảy trong vụ phun trào này ở Pillan có độ dày khoảng 10 m (33 ft), so với độ dày 1 m (3 ft) được quan sát ở vùng phồng tại Prometheus và Amirani. Tương tự, những dòng dung nham chảy nhanh cũng đã được quan sát bởi tàu Galileonúi lửa Thor vào năm 2001.[2] Tốc độ chảy này tương tự như tại vụ phun trào ở Laki tại Iceland trên Trái Đất vào năm 1783 và ở các vụ phun trào dòng lũ bazan khác ở Trái Đất.[6]

Các vụ phun trào kiểu nổ có thể tạo ra những thay đổi bề mặt ấn tượng (nhưng thường ngắn ngủi) xung quanh địa điểm phun trào, ví dụ như những vùng trầm tích lớn của các cột khói chứa khí được giải phóng từ đài phun dung nham.[56] Vụ phun trào tại Pillan năm 1997 đã tạo ra một vùng rộng 400 km (250 mi) chứa các vật chất trầm tích silcat tối màu và lưu huỳnh dioxit sáng màu.[58] Các vụ phun trào ở Tvashtar năm 2000 và 2007 tạo ra một cột khói cao 330 km (210 mi); vật chất trong cột này lắng xuống đã tạo ra một vùng hình nhẫn chứa lưu huỳnh và lưu huỳnh dioxide màu đỏ, rộng 1.200 km (750 mi).[59] Mặc dù có sự xuất hiện ngoạn mục, nhưng do không có nguồn cung cấp vật chất liên tục, các lỗ phun thường quay lại trạng thái trước khi phun sau vài tháng (trong trường hợp ở Grian Patera) hay vài năm (như ở Pillan Patera).[8]

Các cột khói[sửa | sửa mã nguồn]

Hoạt hình ghép từ các ảnh chụp của New Horizons cho thấy núi lửa Tvashtar ở Io đang phun vật liệu lên độ cao tới 330 kilômét (210 mi).

Những khám phá về các cột khói núi lửa ở Pele và Loki trong năm 1979 đã cung cấp những bằng chứng rằng Io có hoạt động địa chất tích cực.[1] Về cơ bản, các cột khói hình thành khi các vật liệu bốc hơi như lưu huỳnhlưu huỳnh dioxit bị đẩy lên trời từ núi lửa của Io với tốc độ đến 1 kilômét một giây (0,62 mi/s), tạo ra những đám mây khí và bụi hình ô dù. Các vật chất khác có thể được tìm thấy trong cột khói núi lửa của Io gồm natri, kaliclo.[60][61] Rất nổi bật khi xuất hiện, các cột khói không thường xuyên xảy ra. Trong số khoảng 150 núi lửa đã được quan sát là đang hoạt động trên Io, các cột khói chỉ được phát hiện trong khoảng vài chục núi lửa.[7][57] Vùng có dung nham chảy trên Io có diện tích giới hạn, cho nên để xóa được các dấu vết của các hố va chạm trên toàn bộ bề mặt Io, phải cần đến các vật liệu bay ra từ các cột khói và đọng lại trên bề mặt Io.[8]

Loại cột khói phổ biến nhất trên Io là các cột bụi, hay còn gọi là loại Prometheus, được sinh ra khi các dòng dung nham chảy qua băng đá lưu huỳnh dioxit, làm bốc hơi các vật liệu, và khiến chúng bay lên trời.[62] Ví dụ về loại Prometheus bao gồm Prometheus, Amirani, Zamama, và Masubi. Những cột khói thường có độ cao thấp hơn 100 kilômét (62 mi) và tốc độ phun trào khoảng 0,5 kilômét một giây (0,31 mi/s).[63] Các cột khói loại Prometheus chứa nhiều bụi, với bên trong cột có mật độ dày đặc còn vùng tán bên trên có hình ô dù là vùng sóng sốc. Những cột khói này thường tạo ra vùng có vật liệu rơi xuống và lắng đọng ở bên dưới có hình tròn sáng màu, với bán kính vào khoảng từ 100 đến 250 kilômét (62 đến 155 mi) và chứa chủ yếu băng đá lưu huỳnh dioxit. Các cột khói loại Prometheus thường thấy ở các núi lửa kiểu chảy, và do đó có thể tồn tại trong thời gian dài. Bốn trên sáu cột khói được quan sát bởi Voyager 1 trong năm 1979 cũng được nhìn thấy trong suốt thời gian tàu Galileo thực hiện nhiệm vụ và cả khi New Horizons bay qua trong năm 2007.[15][57] Mặc dù các cột bụi có thể được nhìn thấy rõ trên ảnh chụp trong phổ ánh sáng thông thường của Mặt Trời, thực hiện bởi các tàu vũ trụ bay qua, nhiều cột khói loại Prometheus có một vầng hào quang mờ nhạt bọc bên ngoài, có chứa nhiều khí và đạt độ cao tương đương với cột khói loại Pele.[7]

Các cột khói lớn nhất của Io là loại Pele, được tạo ra khi khí lưu huỳnh và lưu huỳnh dioxit khí được giải phóng từ dung nham tại miệng núi lửa hoặc tại hồ dung nham, mang theo các vật liệu tephra.[7][64] Một vài cột khói loại Pele đã được quan sát thường có liên hệ với các núi lửa kiểu nổ, và do đó tồn tại trong thời gian ngắn ngủi.[6] Trường hợp của núi lửa Pele là ngoại lệ, do có hồ dung nham hoạt động liên tục trong thời gian dài, mặc dù cột khói của núi lửa này được cho là không liên tục.[7] Các cột khói ứng với lỗ phun có nhiệt độ và áp suất cao hơn, có tốc độ phun lên đến 1 kilômét một giây (0,62 mi/s), cho phép chúng đạt đến đỉnh cao khoảng từ 300 đến 500 kilômét (190 đến 310 mi).[63] Các cột khói Pele tạo ra vật liệu rơi xuống và đọng lại trên bề mặt Io có màu đỏ (từ hợp chất lưu huỳnh chuỗi ngắn) và màu đen (từ tephra), tạo thành vùng hình nhẫn có màu đỏ và kích thước tới 1.000 kilômét (620 mi), giống như xung quanh núi lửa Pele.[8] Các thành phần lưu huỳnh của các cột khói loại Pele được cho là kết quả của dư lượng lưu huỳnh lớn trong lớp vỏ của Io và sự giảm khả năng hòa tan của lưu huỳnh tại tầng thạch quyển sâu hơn trong Io.[64] Các cột khói loại Pele thường mờ hơn loại Prometheus do chứa ít bụi hơn, khiến một số được gọi là cột khói tàng hình. Những cột khói này đôi khi chỉ quan sát được khi Io nằm trong trong bóng tối của Jupiter hoặc qua ảnh chụp trong phổ cực tím. Một lượng nhỏ bụi quan sát được trong ánh sáng Mặt Trời được tạo ra khi khí lưu huỳnh và lưu huỳnh dioxit ngưng tụ lại, khi các dòng khí này đạt đến đỉnh của quỹ đạo đạn đạo.[7] Đây là lý do tại sao những cột khói này thiếu cột trung tâm dày đặc thường thấy trong loại Prometheus, loại mà bụi được sinh ra ngay từ nguồn. Ví dụ của các cột khói loại Pele đã được quan sát là ở Pele, Tvashtar, và Grian.[7]

Xem thêm[sửa | sửa mã nguồn]

Tham khảo[sửa | sửa mã nguồn]

  1. ^ a ă â Morabito, L. A. và đồng nghiệp (1979). “Discovery of currently active extraterrestrial volcanism”. Science 204 (4396): 972. Bibcode:1979Sci...204..972M. PMID 17800432. doi:10.1126/science.204.4396.972. 
  2. ^ a ă â Lopes, R. M. C. và đồng nghiệp (2004). “Lava lakes on Io: Observations of Io's volcanic activity from Galileo NIMS during the 2001 fly-bys”. Icarus 169: 140–74. Bibcode:2004Icar..169..140L. doi:10.1016/j.icarus.2003.11.013. 
  3. ^ a ă â b Peale, S. J. và đồng nghiệp (1979). “Melting of Io by Tidal Dissipation”. Science 203 (4383): 892–94. Bibcode:1979Sci...203..892P. PMID 17771724. doi:10.1126/science.203.4383.892. 
  4. ^ a ă Watson, J. M. (ngày 5 tháng 5 năm 1999). “Some Unanswered Questions”. Điều tra Địa chất Hoa Kỳ. Truy cập ngày 11 tháng 10 năm 2008. 
  5. ^ a ă â b c Keszthelyi, L. và đồng nghiệp (2007). “New estimates for Io eruption temperatures: Implications for the interior”. Icarus 192 (2): 491–502. Bibcode:2007Icar..192..491K. doi:10.1016/j.icarus.2007.07.008. 
  6. ^ a ă â b c Williams, D. A.; Howell, R. R. (2007). “Active volcanism: Effusive eruptions”. Trong Lopes, R. M. C.; Spencer, J. R. Io after Galileo. Springer-Praxis. tr. 133–61. ISBN 3-540-34681-3. 
  7. ^ a ă â b c d đ Geissler, P. E.; McMillan, M. T. (2008). “Galileo observations of volcanic plumes on Io”. Icarus 197 (2): 505–18. Bibcode:2008Icar..197..505G. doi:10.1016/j.icarus.2008.05.005. 
  8. ^ a ă â b Geissler, P. và đồng nghiệp (2004). “Surface changes on Io during the Galileo mission”. Icarus 169: 29–64. Bibcode:2004Icar..169...29G. doi:10.1016/j.icarus.2003.09.024. 
  9. ^ Fanale, F. P. và đồng nghiệp (1974). “Io: A Surface Evaporite Deposit?”. Science 186 (4167): 922–25. Bibcode:1974Sci...186..922F. PMID 17730914. doi:10.1126/science.186.4167.922. 
  10. ^ a ă Morrison, J; Cruikshank, D. P. (1973). “Thermal Properties of the Galilean satellites”. Icarus 18 (2): 223–36. Bibcode:1973Icar...18..224M. doi:10.1016/0019-1035(73)90207-8. 
  11. ^ Hansen, O. L. (1973). “Ten-micron eclipse observations of Io, Europa, and Ganymede”. Icarus 18 (2): 237–46. Bibcode:1973Icar...18..237H. doi:10.1016/0019-1035(73)90208-X. 
  12. ^ Cruikshank, D. P.; Nelson, R. M. (2007). “A history of the exploration of Io”. Trong Lopes, R. M. C.; Spencer, J. R. Io after Galileo. Springer-Praxis. tr. 5–33. ISBN 3-540-34681-3. 
  13. ^ a ă Witteborn, F. C. và đồng nghiệp (1979). “Io: An Intense Brightening Near 5 Micrometers”. Science 203 (4381): 643–46. Bibcode:1979Sci...203..643W. PMID 17813373. doi:10.1126/science.203.4381.643. 
  14. ^ Smith, B. A. và đồng nghiệp (1979). “The Jupiter system through the eyes of Voyager 1”. Science 204 (4396): 951–72. Bibcode:1979Sci...204..951S. PMID 17800430. doi:10.1126/science.204.4396.951. 
  15. ^ a ă â Strom, R. G. và đồng nghiệp (1979). “Volcanic eruption plumes on Io”. Nature 280 (5725): 733–36. Bibcode:1979Natur.280..733S. doi:10.1038/280733a0. 
  16. ^ a ă Hanel, R. và đồng nghiệp (1979). “Infrared Observations of the Jovian System from Voyager 1”. Science 204 (4396): 972–76. PMID 17800431. doi:10.1126/science.204.4396.972-a. 
  17. ^ Smith, B. A. và đồng nghiệp (1979). “The Galilean Satellites and Jupiter: Voyager 2 Imaging Science Results”. Science 206 (4421): 927–50. Bibcode:1979Sci...206..927S. PMID 17733910. doi:10.1126/science.206.4421.927. 
  18. ^ Turcotte, D. L.; Schubert, G. (2002). “Chemical Geodynamics”. Geodynamics (ấn bản 2). Nhà xuất bản Đại học Cambridge. tr. 410. ISBN 0-521-66186-2. 
  19. ^ Turcotte, D. L.; Schubert, G. (2002). “Heat Transfer”. Geodynamics (ấn bản 2). Nhà xuất bản Đại học Cambridge. tr. 136. ISBN 0-521-66186-2. 
  20. ^ a ă Moore, W. B. (2007). “The Interior of Io”. Trong Lopes, R. M. C.; Spencer, J. R. Io after Galileo. Springer-Praxis. tr. 89–108. ISBN 3-540-34681-3. 
  21. ^ a ă â Miller, J. (2009). “Analysis quantifies effects of tides in Jupiter and Io”. Tạp chí Physics Today 62 (8): 11. doi:10.1063/1.3206081. 
  22. ^ Lang, K. R. “Tidal flexing of Io” (bằng tiếng Anh). Đại học Tufts. Truy cập 11 tháng 9 năm 2017. 
  23. ^ NASA Press Release (10 tháng 9 năm 2015). “Underground Magma Ocean Could Explain Io's Misplaced Volcanoes” (bằng tiếng Anh). NASA. Truy cập 11 tháng 9 năm 2017. 
  24. ^ Tyler, R.H. và đồng nghiệp (2015). “TIDAL HEATING IN A MAGMA OCEAN WITHIN JUPITER’S MOON Io”. The Astrophysical Journal Supplement Series 218: 22. doi:10.1088/0067-0049/218/2/22. 
  25. ^ Davies, A. (2007). “Io and Earth: formation, evolution, and interior structure”. Volcanism on Io: A Comparison with Earth. Nhà xuất bản Đại học Cambridge. tr. 53–72. ISBN 0-521-85003-7. 
  26. ^ Lainey, V. và đồng nghiệp (2005). “New constraints on Io’s and Jupiter’s tidal dissipation”. Icarus 179: 485–89. doi:10.1016/j.icarus.2005.07.017. 
  27. ^ Lainey, V. và đồng nghiệp (2009). “Strong tidal dissipation in Io and Jupiter from astrometric observations”. Nature 459: 957–959. doi:10.1038/nature08108. 
  28. ^ a ă Sagan, C. (1979). “Sulphur flows on Io”. Nature 280 (5725): 750–53. Bibcode:1979Natur.280..750S. doi:10.1038/280750a0. 
  29. ^ Clow, G. D.; Carr, M. H. (1980). “Stability of sulfur slopes on Io”. Icarus 44 (2): 268–79. Bibcode:1980Icar...44..268C. doi:10.1016/0019-1035(80)90022-6. 
  30. ^ a ă Spencer, J. R.; Schneider, N. M. (1996). “Io on the Eve of the Galileo Mission”. Annual Review of Earth and Planetary Sciences 24: 125–90. Bibcode:1996AREPS..24..125S. doi:10.1146/annurev.earth.24.1.125. 
  31. ^ Johnson, T. V. và đồng nghiệp (1988). “Io: Evidence for Silicate Volcanism in 1986”. Science 242 (4883): 1280–83. Bibcode:1988Sci...242.1280J. PMID 17817074. doi:10.1126/science.242.4883.1280. 
  32. ^ Sinton, W. M. và đồng nghiệp (1980). “Io: Ground-Based Observations of Hot Spots”. Science 210 (4473): 1015–17. Bibcode:1980Sci...210.1015S. PMID 17797493. doi:10.1126/science.210.4473.1015. 
  33. ^ Carr, M. H. (1986). “Silicate volcanism on Io”. Journal of Geophysical Research 91: 3521–32. Bibcode:1986JGR....91.3521C. doi:10.1029/JB091iB03p03521. 
  34. ^ Davies, A. G. và đồng nghiệp (2001). “Thermal signature, eruption style, and eruption evolution at Pele and Pillan on Io”. J. Geophys. Res. 106 (E12): 33,079–33,103. Bibcode:2001JGR...10633079D. doi:10.1029/2000JE001357. 
  35. ^ Geissler, P. E. và đồng nghiệp (1999). “Global Color Variations on Io”. Icarus 140 (2): 265–82. Bibcode:1999Icar..140..265G. doi:10.1006/icar.1999.6128. 
  36. ^ Williams, D. A. và đồng nghiệp (2000). “A komatiite analog to potential ultramafic materials on Io”. J. Geophys. Res. 105 (E1): 1671–84. Bibcode:2000JGR...105.1671W. doi:10.1029/1999JE001157. 
  37. ^ Spencer, J. và đồng nghiệp (2000). “Discovery of Gaseous S2 in Io's Pele Plume”. Science 288 (5469): 1208–10. Bibcode:2000Sci...288.1208S. PMID 10817990. doi:10.1126/science.288.5469.1208. 
  38. ^ Williams, D. A. và đồng nghiệp (2004). “Mapping of the Culann–Tohil region of Io from Galileo imaging data”. Icarus 169: 80–97. Bibcode:2004Icar..169...80W. doi:10.1016/j.icarus.2003.08.024. 
  39. ^ a ă â b Radebaugh, D. và đồng nghiệp (2001). “Paterae on Io: A new type of volcanic caldera?”. J. Geophys. Res. 106: 33005–33020. Bibcode:2001JGR...10633005R. doi:10.1029/2000JE001406. 
  40. ^ Keszthelyi, L. và đồng nghiệp (2004). “A Post-Galileo view of Io's Interior”. Icarus 169: 271–86. Bibcode:2004Icar..169..271K. doi:10.1016/j.icarus.2004.01.005. 
  41. ^ Schaber, G. G. (1982). “The Geology of Io”. Trong Morrison, David; Matthews, Mildred Shapley. Satellites of Jupiter. Nhà xuất bản Đại học Arizona. tr. 556–97. ISBN 0-8165-0762-7. 
  42. ^ a ă Perry, J. E. và đồng nghiệp (2003). Gish Bar Patera, Io: Geology and Volcanic Activity, 1997–2001 (PDF). Hội thảo Khoa học Mặt Trăng và Hành tinh XXXIV. Thành phố Clear Lake, Texas. Abstract #1720. 
  43. ^ a ă â Keszthelyi, L. và đồng nghiệp (2001). “Imaging of volcanic activity on Jupiter's moon Io by Galileo during the Galileo Europa Mission and the Galileo Millennium Mission”. J. Geophys. Res. 106: 33025–33052. Bibcode:2001JGR...10633025K. doi:10.1029/2000JE001383. 
  44. ^ Davies, A. (2007). “Effusive activity: landforms and thermal emission evolution”. Volcanism on Io: A Comparison with Earth. Nhà xuất bản Đại học Cambridge. tr. 142–52. ISBN 0-521-85003-7. 
  45. ^ Matson, D. L. và đồng nghiệp (2006). “Io: Loki Patera as a magma sea”. J. Geophys. Res. 111: E09002. Bibcode:2006JGRE..11109002M. doi:10.1029/2006JE002703. 
  46. ^ Radebaugh, J. và đồng nghiệp (2004). “Observations and temperatures of Io's Pele Patera from Cassini and Galileo spacecraft images”. Icarus 169: 65–79. Bibcode:2004Icar..169...65R. doi:10.1016/j.icarus.2003.10.019. 
  47. ^ Rathbun, J. A.; Spencer, J. R. (2006). “Loki, Io: New ground-based observations and a model describing the change from periodic overturn”. Geophysical Research Letters 33 (17): L17201. Bibcode:2006GeoRL..3317201R. arXiv:astro-ph/0605240. doi:10.1029/2006GL026844. 
  48. ^ Howell, R. R.; Lopes, R. M. C. (2007). “The nature of the volcanic activity at Loki: Insights from Galileo NIMS and PPR data”. Icarus 186 (2): 448–61. Bibcode:2007Icar..186..448H. doi:10.1016/j.icarus.2006.09.022. 
  49. ^ Davies, A. (2007). “The view from Galileo”. Volcanism on Io: A Comparison with Earth. Nhà xuất bản Đại học Cambridge. tr. 155–77. ISBN 0-521-85003-7. 
  50. ^ McEwen, A. S.; Belton, M. J.; Breneman, H. H.; Fagents, S. A.; Geissler, P. và đồng nghiệp (2000). “Galileo at Io: Results from High-Resolution Imaging”. Science 288 (5469): 1193–98. Bibcode:2000Sci...288.1193M. PMID 10817986. doi:10.1126/science.288.5469.1193. 
  51. ^ McEwen, Alfred S.; Keszthelyi, Laszlo; Geissler, Paul; Simonelli, Damon P.; Carr, Michael H. và đồng nghiệp (1998). “Active Volcanism on Io as Seen by Galileo SSI”. Icarus 135 (1): 181–219. Bibcode:1998Icar..135..181M. doi:10.1006/icar.1998.5972. 
  52. ^ Davies, A. (2007). “Prometheus and Amirani: effusive activity and insulated flows”. Volcanism on Io: A Comparison with Earth. Nhà xuất bản Đại học Cambridge. tr. 208–16. ISBN 0-521-85003-7. 
  53. ^ Davies, A. (2007). “Between Voyager and Galileo: 1979-1995”. Volcanism on Io: A Comparison with Earth. Nhà xuất bản Đại học Cambridge. tr. 27–38. ISBN 0-521-85003-7. 
  54. ^ Marchis, F. (2002). “High-Resolution Keck Adaptive Optics Imaging of Violet Volcanic Activity on Io”. Icarus 160: 124–31. Bibcode:2002Icar..160..124M. doi:10.1006/icar.2002.6955. Tóm lược dễ hiểuKeck Observatory Press Release (ngày 13 tháng 11 năm 2002). 
  55. ^ a ă Wilson, L.; Head, J. W. (2001). “Lava Fountains from the 1999 Tvashtar Catena fissure eruption on Io: Implications for dike emplacement mechanisms, eruptions rates, and crustal structure”. J. Geophys. Res. 106: 32,997–33,004. Bibcode:2001JGR...10632997W. doi:10.1029/2000JE001323. 
  56. ^ a ă Davies, A. (2007). “Pillan and Tvashtar Paterae: lava fountains and flows”. Volcanism on Io: A Comparison with Earth. Nhà xuất bản Đại học Cambridge. tr. 192 207. ISBN 0-521-85003-7. 
  57. ^ a ă â Spencer, J. R. và đồng nghiệp (2007). “Io Volcanism Seen by New Horizons: A Major Eruption of the Tvashtar Volcano”. Science 318 (5848): 240–43. Bibcode:2007Sci...318..240S. PMID 17932290. doi:10.1126/science.1147621. 
  58. ^ a ă McEwen, A. S. và đồng nghiệp (1998). “High-temperature silicate volcanism on Jupiter's moon Io”. Science 281 (5373): 87–90. Bibcode:1998Sci...281...87M. PMID 9651251. doi:10.1126/science.281.5373.87. 
  59. ^ Turtle, E. P. và đồng nghiệp (2004). “The final Galileo SSI observations of Io: orbits G28-I33”. Icarus 169: 3–28. Bibcode:2004Icar..169....3T. doi:10.1016/j.icarus.2003.10.014. 
  60. ^ Roesler, F. L. và đồng nghiệp (1999). “Far-Ultraviolet Imaging Spectroscopy of Io's Atmosphere with HST/STIS”. Science 283 (5400): 353–57. Bibcode:1999Sci...283..353R. PMID 9888844. doi:10.1126/science.283.5400.353. 
  61. ^ Geissler, P. E. và đồng nghiệp (1999). “Galileo Imaging of Atmospheric Emissions from Io”. Science 285 (5429): 870–4. Bibcode:1999Sci...285..870G. PMID 10436151. doi:10.1126/science.285.5429.870. (cần đăng ký mua (trợ giúp)). 
  62. ^ Milazzo, M. P. và đồng nghiệp (2001). “Observations and initial modeling of lava-SO2 interactions at Prometheus, Io”. J. Geophys. Res. 106: 33121–33128. Bibcode:2001JGR...10633121M. doi:10.1029/2000JE001410. 
  63. ^ a ă McEwen, A. S.; Soderblom, L. A. (1983). “Two classes of volcanic plume on Io”. Icarus 55 (2): 197–226. Bibcode:1983Icar...55..191M. doi:10.1016/0019-1035(83)90075-1. 
  64. ^ a ă Battaglia, Steven M.; Stewart, Michael A.; Kieffer, Susan W. (tháng 6 năm 2014). “Io's theothermal (sulfur) - Lithosphere cycle inferred from sulfur solubility modeling of Pele's magma supply”. Icarus 235: 123–129. Bibcode:2014Icar..235..123B. doi:10.1016/j.icarus.2014.03.019. 

Liên kết ngoài[sửa | sửa mã nguồn]