Características Planetarias

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Características Planetarias en el Sistema Solar

Como se ha señalado en otro lugar, los planetas de nuestro sistema solar presentan al menos dos variedades básicas: pequeños y rocosos o grandes y gaseosos. Además, se ha teorizado que podrían existir exoplanetas con “superficies” totalmente líquidas, formadas por voluminosos océanos o magma. Estos tipos básicos de planetas surgen en función de la masa, el radio, los materiales que los componen, la distancia orbital a la estrella anfitriona y otras variables.

Interiores planetarios

Durante su formación, todos los planetas sufrieron una diferenciación, lo que significa que sus interiores parcialmente fundidos se segregaron en capas discretas de diferente composición y densidad. En el caso de los cuatro planetas interiores, el resultado fue un núcleo fundido y rico en hierro recubierto por un manto denso y viscoso y una corteza sólida y relativamente flotante. La mezcla de hidrógeno y helio que domina Júpiter y Saturno existe en ambos planetas como una capa exterior de gas y una capa interior en la que se cree que el hidrógeno asume un estado sólido similar a la disposición de los átomos en un metal. El hielo y la roca se concentran en sus núcleos. Urano y Neptuno, junto con planetas enanos exteriores distantes como Plutón, contienen mezclas aproximadamente iguales de roca y hielo que se han diferenciado en capas discretas.

Los satélites más grandes del sistema solar -la Luna de la Tierra, Io, Europa, Ganímedes y Calisto de Júpiter, Titán de Saturno y Tritón de Neptuno- también tienen interiores parcial o totalmente diferenciados. Por lo tanto, están (o debieron estar) al menos parcialmente fundidos. En consecuencia, sus superficies pueden presentar características geológicas similares a las de los planetas terrestres. En este sentido, los geólogos los consideran cuerpos planetarios; de hecho, varios son lo suficientemente grandes y masivos como para ser clasificados como planetas si orbitaran alrededor del Sol. Véase también: Luna

El interior de los planetas es difícil de estudiar directamente. Incluso en la Tierra, las muestras obtenidas por perforación sondean menos del 1% del radio terrestre. Los sensores sísmicos pueden detectar las ondas de compresión y transversales que se propagan a través de un objeto. La velocidad y la dirección de estas ondas dependen de la densidad y de los gradientes de densidad. Los sensores pueden detectar las ondas que se reflejan en las interfaces (cambios de estado o de composición dentro del planeta). Las misiones Apolo y Viking desplegaron sensores sísmicos en la Luna y Marte, respectivamente, pero en este último caso las mediciones se vieron contaminadas por las sacudidas de los vientos marcianos. En el caso de otros cuerpos, además de la Tierra y la Luna, los astrónomos deben observar la velocidad de giro, la oblación y los campos gravitatorios (que se obtienen midiendo con precisión los cambios de velocidad de las naves espaciales en sus proximidades) para determinar la distribución de la masa en el interior de los planetas. Véase también: Interior de la Tierra; Sismología

Momentos de inercia y distribución de la masa

Un planeta esféricamente simétrico tiene un campo gravitatorio esféricamente simétrico. Sin embargo, la mayoría de los planetas son oblatos: son ligeramente más anchos en el ecuador que de polo a polo. Saturno es el más oblato, con un radio ecuatorial que es un 10% mayor que su radio polar. Como resultado, el campo gravitatorio de Saturno es un poco más fuerte en el plano del ecuador de Saturno que sobre cualquiera de los polos de Saturno (a una distancia dada del planeta).

El campo gravitatorio de un planeta oblato depende de la distribución de la masa en su interior. Si el planeta tiene un núcleo denso, entonces se distribuye menos masa alrededor de su ecuador. El campo gravitatorio alrededor de un hipotético planeta diferenciado de “núcleo denso” será más esférico de lo que sería alrededor de un planeta de “densidad uniforme” del mismo oblato. Las mediciones del campo gravitatorio en las proximidades de un planeta pueden realizarse estudiando el movimiento de un objeto cercano -una luna natural o una nave espacial artificial- que, a su vez, revela detalles sobre el estado del interior del planeta.

Si suponemos que el interior de un planeta está en equilibrio hidrostático (es decir, que las fuerzas que apuntan hacia el interior debido a la gravedad se equilibran con las fuerzas de gradiente de presión que apuntan hacia el exterior), entonces se puede estimar la distribución radial de la masa a partir de dos observables: la velocidad de giro de un objeto y su oblatura. A modo de ejemplo, consideremos un planeta del tamaño de Júpiter que no rote. Sería una cebolla gigante de capas esféricas, con cada capa más densa hacia el centro del planeta. El perfil de densidad puede modelarse -incluyendo los cambios de estado (como la aparición de hidrógeno metálico) cuando la presión y la temperatura son lo suficientemente altas- pero no puede confirmarse si el planeta es esférico. Una vez que empecemos a hacer girar este gigante gaseoso, podremos calcular el equilibrio entre la autogravedad y la aceleración centrípeta en cada punto y comparar la forma prevista del planeta con la oblatura que observamos. Júpiter y Saturno, por ejemplo, serían aún más oblatos si estuvieran compuestos de hidrógeno y helio hasta sus núcleos. Deducimos que Júpiter y Saturno tienen núcleos densos y rocosos (de unas 10 a 20 masas terrestres en el caso de Júpiter) por el hecho de que cada uno de los objetos es menos oblato de lo que sería si no tuvieran núcleos rocosos.

Los asteroides y las lunas pequeñas no suelen estar en equilibrio hidrostático porque su fuerza material intrínseca prevalece sobre la autogravedad. El radio en el que la autogravedad vence a la fuerza intrínseca es de aproximadamente 200-400 km (125-250 mi).

Politrópicos

Júpiter y Saturno tienen composiciones similares y son casi del mismo tamaño, pero Júpiter es casi tres veces más masivo. ¿A qué se debe esta diferencia de densidades? Consideremos un pequeño planeta hecho de hidrógeno al que poco a poco vamos añadiendo más y más hidrógeno. En el caso de los planetas muy pequeños, el radio se escalará con la raíz cúbica de la masa, ya que la densidad será más o menos constante en este régimen. Sin embargo, a medida que aumenta la masa del planeta, aumenta la densidad del núcleo y el radio será proporcional a la masa elevada a una potencia inferior a 1/3 (se puede examinar algunos de estos asuntos en la presente plataforma online de ciencias sociales y humanidades). Finalmente, la compresión es tan grande que la adición de más hidrógeno simplemente aumenta la densidad media, y el radio no cambia. Este es el caso de los planetas basados en el hidrógeno que tienen entre 100 y 1000 masas terrestres, incluidos Saturno y Júpiter. Los objetos de este rango de masas tienen radios casi constantes, independientemente de su masa. La adición de más hidrógeno (más allá de las 1.000 masas terrestres) reduce el radio; es el régimen de las enanas blancas y, eventualmente, de los agujeros negros o las estrellas de neutrones.

Un polítropo es un objeto hipotético en el que la presión es proporcional a la densidad elevada a una potencia. Esta potencia se suele escribir como 1 + 1/n, donde n es el índice politrópico. Para un objeto dominado por el hidrógeno como Júpiter, n = 1 es una aproximación razonable a su ecuación de estado. El radio de Júpiter está muy cerca del radio independiente de la masa de un politrópico n = 1, pero el radio de Saturno es menor. Esto es una prueba de que Saturno contiene más elementos (en relación con Júpiter) que son más pesados que el hidrógeno. Véase también: Proceso politrópico

Composición y cambios de fase

Un polítropo es una aproximación útil para examinar los interiores de Júpiter y Saturno. En particular, nos ayuda a determinar dónde se producen los cambios de fase dentro de los gigantes gaseosos. A una presión de unos 2 Mbar (2 × 1011 N/m2), el hidrógeno gaseoso experimenta un cambio de fase al estado denominado hidrógeno metálico. Podemos estimar la presión a partir de la densidad, y la densidad de un polítropo n = 1 tiene una dependencia radial proporcional a sin (Ar)/Ar, donde A es una constante y r es el radio. Para Júpiter, encontramos que la presión supera los 2 Mbar dentro del 80% del radio de Júpiter, lo que significa que algo más de la mitad de Júpiter (en volumen) es su núcleo de hidrógeno metálico. En el caso de Saturno, la transición metálica tiene lugar en el 50% del radio, por lo que el núcleo de hidrógeno metálico de Saturno ocupa aproximadamente 1/8 de su volumen total.

Geología de la superficie

Las superficies sólidas de Mercurio, Venus, la Tierra y Marte presentan características que han sido moldeadas principalmente por tres procesos principales: craterización por impacto, vulcanismo y tectonismo (movimiento de la corteza). Mientras que la craterización por impacto (de la que se habla más adelante) es consecuencia de fuerzas externas, cada planeta terrestre presenta una firma de vulcanismo y tectonismo que es una manifestación de la cantidad de calor que fluye hacia fuera desde su interior. Los procesos menores de formación de la superficie incluyen la erosión por el viento y (en la Tierra y Marte) por el agua. Véase también: Meteorito; Volcán

Una vez completada la diferenciación, la desintegración de isótopos radiactivos dentro de cada cuerpo generó un calor que fundió parcialmente partes del manto. Los magmas resultantes, más calientes y menos densos que su entorno, ascienden a través de la corteza y pueden entrar en erupción en la superficie como flujos volcánicos. Estos flujos sirven para enfriar el interior de los planetas. Mercurio y Marte, que tienen una relación superficie-volumen relativamente alta, se han enfriado hasta el punto de que el vulcanismo terminó esencialmente hace tiempo. En cambio, el calor interno sigue impulsando el vulcanismo activo tanto en la Tierra como en Venus. Gran parte de Venus está cubierta por corrientes de lava que entraron en erupción en los últimos 700 millones de años.

Los cuatro planetas interiores han sufrido tectonismo en algún grado. Mercurio es el que menos presenta, principalmente en forma de fallas de empuje causadas por una ligera disminución del radio del planeta al enfriarse. Marte presenta grandes protuberancias en la corteza que reflejan el afloramiento de su manto. La deformación tectónica de la superficie de Venus está muy extendida. La Tierra es el planeta más tectónico. Su superficie está cubierta por placas de la corteza terrestre entrelazadas que cambian de posición debido a los movimientos del manto. Se forma nueva corteza a lo largo de las dorsales mesoceánicas y la corteza antigua se recicla en el manto a lo largo de las zonas de subducción. Este movimiento de las placas es el principal medio por el que la Tierra disipa su calor interior. Véase también: Tectónica de placas

Craterización por impacto

Los rasgos más característicos de casi todas las superficies sólidas del sistema solar son los cráteres de impacto. A excepción de los objetos que han sufrido un resurgimiento reciente, como la Tierra o el satélite joviano Europa, todas las superficies sólidas revelan su historia a través de los cráteres de impacto. Véase también: Litosfera

Basado en la experiencia de varios autores, mis opiniones, perspectivas y recomendaciones se expresarán a continuación (o en otros lugares de esta plataforma, respecto a las características en 2026 o antes, y el futuro de esta cuestión):

Durante un impacto, la energía cinética del impactador se reparte rápidamente entre el calentamiento del impactador, el calentamiento del objetivo, la compactación del objetivo, la conminución del objetivo (la ruptura en polvo o en pequeños trozos) y la expulsión del material del objetivo. Los impactos pequeños se encuentran en el régimen de “escala de energía”. La mayor parte de la energía se destina a calentar, compactar o triturar el material. Los cráteres que se forman en este régimen son simples, con forma de cuenco.

A partir de un determinado umbral, aproximadamente la mitad de la energía del impactador se destina a excavar y lanzar el material del lugar de impacto; estos cráteres se encuentran en el “régimen de gravedad”. La transición de la escala de energía a la escala de gravedad depende principalmente de la aceleración debida a la gravedad en la superficie del objetivo. En el caso de la Luna (con una gravedad superficial de 1,6 m/s2), la transición se produce a los 15 km (9 mi). En los objetos con gravedades superficiales más altas, la transición entre la energía y la gravedad se produce en diámetros de cráteres más pequeños. Para la Tierra y Mercurio, las aceleraciones superficiales debidas a la gravedad son de 9,8 y 3,7 m/s2, respectivamente, y los diámetros de transición son de unos 2 y 5 km (1,2 y 3 mi).

Los cráteres grandes, los que se forman en el régimen gravitatorio, son cráteres complejos. Suelen tener picos centrales formados por roca que se ha congelado en medio del rebote. Tienen terrazas y fondos planos. Los lados del cráter se desploman y rellenan el suelo del cráter. Las pendientes poco profundas de las paredes de los cráteres complejos son a menudo sustancialmente menores que el ángulo de reposo, lo que evidencia que la roca posterior al impacto es -por un momento- más fluida que la arena.

Datos verificados por: Thompson
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La energía interna de un planeta

Nota: Consulte también Formas en que se Manifiesta la Energía.

La estructura de la Tierra está formada por varias capas en forma de concha esférica que rodean un núcleo; las capas difieren entre sí química y físicamente. La capa más externa, que no es uniforme, es la corteza: la corteza oceánica, bajo el fondo de los océanos, es una fina capa de rocas relativamente pesadas -principalmente basalto- mientras que la corteza continental, que subyace a los continentes y a las plataformas continentales, es una capa más gruesa de roca menos densa -principalmente granito y rocas afines-. La siguiente capa es el manto. Es un sólido dúctil, formado por rocas de silicato. Por debajo del manto se encuentra el núcleo de la Tierra. Tiene dos capas, una capa líquida exterior que encierra una capa sólida interior. Casi todo el material del interior de la Tierra, excepto (quizás) el hierro sólido del núcleo interno, se mueve constantemente. Todo este movimiento consume energía, y la tierra posee energía de varios tipos: energía térmica, energía cinética y energía magnética. La literatura examina e investiga sobre la energía térmica -el calor- cuya fuente principal es la radiactividad. Una importante fuente secundaria es el calor residual que queda desde el momento de la creación de la Tierra.

Revisor de hechos: Roth
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Recursos

Notas y Referencias

Véase También

Astronomía, Ciencia Planetaria, Colonización espacial, Historia de la Astronomía, Planetas, Sistema Solar

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