Io (satelit)

De la Wikipedia, enciclopedia liberă
Salt la: Navigare, căutare
Io
Io highest resolution true color.jpg

Fotografie făcută de sonda spațială Galileo.
Nume alternativ Jupiter I
Numit după Io
Date generale
Descoperire Galileo Galilei,
8 ianuarie 1610[1]
Caracteristicile orbitei
Semiaxa mare 421.700 km (0,002 819 UA)
Excentricitatea 0,0041
Perioada siderală 1,769 137 786 zile (152 853,504 7 s, 42,459 306 86 ore)
Viteza medie pe orbită 17,334 km/s
Înclinarea față de ecliptică 2,21°
Înclinarea față de ecuator 0,05° (la ecuatorul lui Jupiter)
Date fizice
Raza medie 1.821,3 km (0,286 Pământ)[2]
Aria suprafeței 41.910,000 km2 (0,082 Pământ)
Volumul 2,53×1010 km3 (0,023 Pământ)
Masa 8,9319×1022 kg (0,015 Earths)
Densitatea medie 3.528 g/cm3
Accelerația gravitațională la suprafață 1,796 m/s2 (0,183 g)
Viteza de eliberare 2,558 km/s
Albedo 0,63 ± 0,02[3]
Temperatura la suprafață 90 K - 130 K[4]
Magnitudine aparentă 5,02 (opoziție)[5]

Io este unul dintre cei patru sateliți galileeni ai planetei Jupiter. Dintre salteliții lui Jupiter, Io este al treilea ca mărime și al patrulea din Sistemul solar. Este puțin mai mare decât Luna (satelitul natural al Terrei), având un diametru de 3,642 kilometri. El a fost denumit în cinstea lui Io, iubita lui Zeus, transformată de acesta într-o junincă (vacă tânără) cu scopul de a o ascunde de Hera. Io mai este poreclit planeta pizza deoarece este colorat ca atare.

Io are peste 400 de vulcani activi, fiind din punct de vedere geologic cel mai activ obiect din Sistemul solar.[6][7] Această activitate geologică este rezultatul încălzirilor mareice generate de forțele de frecare interioare sub influența atracției variabile a lui Jupiter și a celorlalți sateliți galileeni - Europa, Ganymede și Callisto. Câțiva vulcani produc nori de sulfură și dioxid de sulf ce ating și 500 km înălțime. Suprafața lui Io este de asemenea pictată cu 100 de munți ce au fost ridicați de compresia puternică a scoarței silicate a satelitului. Unele vârfuri sunt mai înalte ca Muntele Everest.[8] Spre deosebire de majoritatea sateliților ce sunt compuși din apă înghețată, Io este format din piatră silicată ce învelește un miez de fier topit sau sulfit de fier topit. Suprafața sa este caracterizată de întinderi de sulf și dioxid de sulf înghețat.

Din cauza vulcanismului Io are multe trăsături unice. Norii săi vulcanici și scurgerile de lavă produc mari schimbări ale suprafeței și o vopsesc în diverse nuanțe de roșu, galben, alb, negru și verde, în principal din cauza compușilor de sulf. Multe curgeri de lavă extinse, unele de peste 500 km lungime, de asemenea marchează suprafața. Din cauza acestor caracteristici, Io este cunoscută ca planeta pizza.

Io a jucat un rol semnificativ în dezvoltarea astronomiei în secolele XVII și XVIII. A fost descoperit în 1610 de Galileo Galilei, împreună cu ceilalți sateliți Galileeni. Această descoperire a încurajat adoptarea sistemului solar Copernican, dezvoltarea legilor de mișcare ale lui Kepler și măsurarea vitezei luminii. De pe Pământ, Io nu a rămas decât un punct luminos până spre sfârșitul sec. XIX când a devenit posibil să-i fie observate trăsăturile la scară mare, cum ar fi regiunile polare și ecuatoriale de culoare roșu închis. În 1979, cele două nave Voyager au descoperit că este o lume vulcanică activă, cu munți și o suprafață relativ nouă fără cratere de impact vizibile. Nava Galileo a făcut câteva zboruri prin apropiere în 1990 și 2000, colectând date despre interiorul și suprafața satelitului. Aceste nave de asemenea au descoperit legătura dintre satelit și magnetosfera lui Jupiter și existența unei centuri de radiații centrată pe orbita lui Io. Acesta primește zilnic o radiație de 3600 rem.[9]

Mai târziu, observații asupra satelitului au efectuat sonda spațială Cassini–Huygens în 2000 și Noi Orizonturi în 2007, precum și telescoapele de pe Pământ și telescopul spațial Hubble.

Observații[modificare | modificare sursă]

Galileo Galilei, descoperitorul lui Io

Primă observație raportată a lui Io a fost făcută de către Galileo Galilei la 7 ianuarie 1610 folosind un telescop refractant de la Universitatea din Padova. Cu toate acestea, în această observație, Galileo nu a putut să separe satelitul Io de Europa din cauza puterii reduse a telescopului său, astfel încât cei doi sateliți au fost înregistrați ca un singur punct de lumină. Io și Europa au fost observate pentru prima dată ca obiecte separate în timpul observațiilor lui Galileo a sistemului lui Jupiter în ziua următoare, 8 ianuarie 1610.[1] Descopeirea lui Io și a celorlalți sateliți galileeni ai lui Jupiter a fost publicată în Sidereus Nuncius a lui Galileo în martie 1610.[10]

Pioneer[modificare | modificare sursă]

Primele nave spațiale care au trecut pe lângă Io au fost Pioneer 10 și Pioneer 11 pe 3 decembrie 1973 și respectiv 4 decembrie 1974.[11] Datorită scanării radio, s-a estimat masa aproximativă a satelitului, care, pe lângă informațiile privind dimensiunile lui Io, sugerează că acesta era cel mai dens dintre cei 4 sateliti galileeni și că este format din piatră silicată în loc de gheață.[12] Cele două nave Pioneer au înregistrat de asemenea o atmosfer| subțire și o intensă centură de radiații în apropierea orbitei lui Io. Camera foto de pe bordul lui Pioneer 11 a făcut o singură poză, destul de bună a satelitului, pe care este reprezentată zona nordică a satelitului.[13] S-a plănuit să se facă poze mai apropiate cu Pioneer 10, dar acestea au fost pierdute din cauza nivelului mare de radiații.[11]

Voyager[modificare | modificare sursă]

Când navele spațiale Voyager 1 și Voyager 2 au trecut pe lângă Io în 1979, sistemul lor de fotografiat mai avansat a permis captarea unor imagini mult mai detaliate. Voyager 1 a zburat pe lângă satelit pe data de 5 martie 1979 la o distanță de 20.600 km.[14] Imaginile făcute în timpul apropierii au relevat un peisaj ciudat, multi-color și fără cratere de impact.[15][16] Imaginile cu o rezoluție mai ridicată au arătat o suprafață relativ tânără, punctată cu gropi de o formă ciudată, munți mai înalți ca vârful Everest și caracteristici asemănătoare fluxurilor de lavă vulcanică. Imediat după întâlnire, s-a observat un nor imens ridicâdu-se de pe suprafața satelitului, indicând faptul că este geologic activ.

Voyager 2 a trecut pe lângă acesta pe data de 2 iulie 1979 la o distanță de 1,130,000 km. Chiar dacă nu s-a apropiat la fel de mult ca Voyager 1, comparând pozele făcute de ambele nave spațiale s-a observat o schimbare a suprafaței terestre ce s-a petrecut în numai 4 luni.

Galileo[modificare | modificare sursă]

Galileo a ajuns în apropierea lui Jupiter în 1995, după o călătorie de 6 luni, pentru a continua descoperirile celor două nave Voyager. Io se află într-una din cele mai mari centuri de radiații ale lui Jupiter și nu a permis apropierea sondei. Deși nu s-au făcut poze, s-au extras niște informații prețioase în timp ce pe 7 decembrie 1995 Galileo se afla în apropierea satelitului, cum ar fi descoperirea unui centru de fier asemănător planetelor stâncoase din interiorul sistemului solar (între Soare și centura de asteroizi).[17] Galileo a mai observat efectele unei erupții majore la Pillan Patera și a confirmat că erupțiile vulcanice sunt compuse din magme silicate, cu compoziții mafice și ultra-mafice bogate în magneziu, cu sulfură și dioxid de sulf ce servesc un rol asemănător apei și dioxidului de carbon pe Pământ.

Observațiile ulterioare[modificare | modificare sursă]

După prăbușirea navetei Galileo în atmosfera planetei Jupiter în septembrie 2003, alte observații asupra vulcanismului lui Io au fost făcute cu telescoapele terestre. În particular, imaginile făcute prin optica adaptivă de la telescopul Keck din Hawaii și imaginile făcute de telescopul Hubble le-au permis astronomilor să monitorizeze vulcanii activi de pe Io.[18][19] Vulcanii activi pot fi monitoriziți și fără ca o navă spațială să fie în apropierea acestui satelit.

Sonda spațială Noi Orizonturi în drumul său spre Pluto și Centura Kuiper de asemenea a captat numeroase poze cu Io pe 28 februarie 2007. Aceste imagini includ un nor imens în Tvashtar, oferind primele observații detaliate ale celei mai mari clase de nori vulcanici ionieni de la observarea lui Pelle în 1979.[20] Noi Orizonturi a captat imagini ale unui vulcan în Girru Patera aflat în stadiile inițiale unei erupții și câteva erupții vulcanice care au avut loc după prăbușirea lui Galileo.[20]

Orbită și rotația[modificare | modificare sursă]

Rezonanța orbitală a lui Io cu Europa și Ganymede (fă click pentru a vedea animația)

Io îl orbitează pe Jupiter de la o distanță de 421.700 km de la centrul planetei și 350.000 km de la nori. Acesta este cel mai apropiat satelit galileean al lui Jupiter, aflându-se între Thebe și Europa. Incluzând sateliții interiori, Io este al 5-lea satelit după Jupiter. O mișcare de revoluție se face în 42,5 ore. Acesta se află într-o rezonanță orbitală de 2:1 cu Europa și 4:1 cu Ganymede. Această rezonanță ajută la păstrarea excentricității (0,0041), care este de altfel și motivul activității geologice a satelitului (a se vedea „Încălzirea mareică” pentru o explicație mai detaliată a procesului).[21]

Interacțiunea cu magnetosfera lui Jupiter[modificare | modificare sursă]

Io joacă un rol important în menținerea câmpului magnetic jovian. Magnetosfera lui Jupiter culege praf și gaze din atmosfera subțire a lui Io cu o rată de 1 tonă pe secundă.[22] Acest material este format din sulfură ionizată și atomică, oxigen și clor, sodiu și potasiu atomic, sulfură și dioxid de sulf molecular și praf de clorură de sodiu.[22][23] Aceste materiale ajung ca nori în centurile de radiații joviene: plasmă thorus, un nor neutru și un tub de flux.

Structura[modificare | modificare sursă]

Io este puțin mai mare decât Luna. Are o rază de 1.821,3 km (cu 5% mai mare decât a Lunii) și o masa de 8.9319 × 1022 kg (cu 21% mai mare decât a Lunii). Forma sa este elipsoidală, cu partea bombată înspre Jupiter. Printre sateliții galileeni, după în ​​masă și volum, Io este în urma lui Ganymede și Callisto, dar înaintea lui Europa.

Interiorul[modificare | modificare sursă]

Compus în mare parte din pietre silicate și fier, Io este mai asemănător după compoziție cu planetele terestre decât cu sateliții Sistemului solar, care de obicei sunt compuși dintr-un amestec de apă, gheață și silicați. Acesta are o densitate de 3,5275 g/cm3, cea mai mare dintre toți sateliții din Sistemul solar; cu mult mai mare decât a celorlalți sateliți galileeni și a lunii. Modelele bazate pe măsurătorile făcute de sondele spațiale Voyager și Galieo asupra masei, radiusului și a coeficienților gravitaționali a satelitului indică faptul că crusta și mantaua este bogată în silicați, iar interiorul este format din fier sau sulfat de fier.[17] Miezul metalic reprezintă 20% din masa lui Io.[24] Depinzând de cantitatea de sulf, centrul are o rază de 350–650 km dacă este compus în principal din fier, sau 550–900 km dacă conține și sulf. Magnetometrul lui Galileo nu a depistat nici un câmp magnetic, ce indică faptul că miezul satelitului nu se rotește.[25]

Mantaua este alcătuită 75% din mineralul bogat în magneziu fosterit. Pentru a suporta fluxul de căldură observat pe Io, 10-20% din mantaua lui Io poate fi topită, deși regiunile în care a fost observat vulcanismul cu o temperatură ridicată poat avea fracții mai mari de topire.[26] Litosfera lui Io, este compusă din bazalt și sulfura depozitată de vulcanismul extrem și are o grosime de 12–40 km.[24][27]

Încălzirea mareică[modificare | modificare sursă]

Spre deosebire de Pământ și Lună, principala sursă de caldură a lui Io provine din disiparea mareică, rezultatul rezonanței orbitale cu Europa și Ganymede.[21] Această încălzire depinde de distanța satelitului de la Jupiter, de excentricitatea orbitală, de compoziția interiorului său și de stare sa fizică.[26] Datorită rezonanței LaPlace, Io își menține excentricitatea și oprește disiparea mareică din el să fie captată de orbita sa. Orbita rezonantă îl ajută să-și mențină distanța față de Jupiter, altfel acesta ar fi aruncată în exteriorul sistemului planetar.[28] Frecarea produsă în interiorul satelitului datorită atracției mareice variabile creează o încălzire mareică, topind o cantitate semnificativă de manta și miez. Această căldură este eliberată sub forma activităților vulcanice.

Suprafața[modificare | modificare sursă]

Harta suprafeţei lui Io

Savanții, obișnuiți cu Luna, Marte și Mercur, se așteptau să vadă numeroase cratere în primele imagini ale lui Voyager 1. Densitatea craterelor ar fi indicat vârsta satelitului. Spre surprinderea lor, suprafața nu avea aproape deloc cratere, fiind acoperită de câmpii întinse, munți înalți și curgeri de lavă.[15] Comparativ cu cele mai multe lumi observate la acel punct, suprafața lui Io a fost acoperită într-o varietate de materiale colorate (Io fiind comparată cu o portocală sau o pizza) de la diverși compuși sulfuroași.[29] Lipsa acestor cratere arată că suprafața este geologic nouă, vulcanii astupând orice crater imediat după ce se produce. Acest fapt a fost confirmat de Voyager 1 ce a surprins cel puțin 9 erupții vulcanice.[30]

Compoziția suprafeței[modificare | modificare sursă]

Înfățișarea sa colorată este rezultatul materialelor produse de vulcanism. Aceste materiale includ silicați (de exemplu ortopiroxenii), sulf și dioxid de sulf.[31] Dioxidul de sulf înghețat este omniprezent formând regiuni întinse acoperite cu materiale de culoare alb sau gri. Sulful este de asemenea întâlnită pe suprafața sa, formând regiuni de la culoarea galben la galben-verzui.

Vulcanismul exploziv pictează suprafața cu materiale sulfuroase și silicatice. Depozitele de cenușă de pe Io au culoarea roșie sau albă, în dependență de cantitatea de dioxid de sulf și de sulf din cenușă.

Cartarea compozițională a lui Io ne arată că Io are foarte puțină apă, sau chiar deloc, deși s-au găsit regiuni mici cu apă înghețată și minerale hidratate, mai ales pe flancul de nord-vest a muntelui Gish Bar Mons.[32]

Vulcanismul[modificare | modificare sursă]

O secvenţă în cinci imagini făcute de Noi Orizonturi în care se arată cum vulcanul lui Io, Tvashtar aruncă materie la 330 km deasupra suprafeței sale.

Încălzirea mareică produsă de excentricitatea oribtală a satelitului, a făcut ca acesta să devină una din cele mai vulcanic active lumi din Sistemul solar, cu sute de centre vulcanice și curgeri de lavă extinse. În timpul unei erupții puternice, se pot produce scurgeri de lavă lungi de zeci sau sute de kilometri lungime, fiind de cele mai multe ori din lavă silicat-bazaltică fie cu compoși mafici sau ultra-mafici (bogați în magneziu). Un alt produs al acestei activătăți este sulful, gazul de dioxid de sulf și materiale piroclastice din silicați (cum ar fi cenușă) sunt aruncate la o înălțime de 200 km în spațiu, producând nori largi în formă de umbrelă, care pictează terenul înconjurător în roșu, negru sau alb, și produce materie primă pentru atmosfera neregulată a lui Io sau magnetosfera extensivă a lui Jupiter.

Suprafața lui Io este punctată cu depresiuni vulcanice numite paterae.[33] Acestea reprezintă calderele terestre, dar nu se știe dacă s-au produs prin prăbușire sau prin golirea camerei magmatice. Acestea au un diametru aproximativ 41 km, cu cea mai mare fiind Loki Patera având 202 km.[33] Oricare ar fi mecanismul de formare, morfologia și distribuția de paterae multe sugerează că aceste caracteristici sunt controlate structural, cu cel puțin jumătate limitate de defecte sau de munți.[33] Acestea deseori sunt locul unde se produc erupții, fie prin curgeri de lava ce se întind de-a lungul paterei, cum a fost erupția din 2001 în Gish Bar Patera, sau sub forma unui lac de lavă.[7][34] Lacuri de lavă de pe Io au fie o crusta de lava în continue răsturnare, cum ar fi de la Pele, sau o crustă cu o răsturnare episodică, cum ar fi de la Loki.[35][36]

Imaginile din Galileo arată că multe din curgerile de lavă majore ale lui Io, cum sunt cele din Prometheus și Amirani, sunt produse de acumularea lavei și expulzarea ei peste curgeri mai vechi.[37] De asemenea au fost observate focare mari de lavă pe Io. De exemplu, muchia frontală a fluxului Prometeu sa mutat de la 75 km la 95 km între misiunia lui Voyager din 1979 și cea a lui Galileo din 1996. O erupție mare din 1997 a produs mai mult de 3500 km2 de lavă proaspătă și a inundat planșeul adiacent Pillan Patera.[38]

Cunoaștem tipul de lavă datorită măsurătorilor temperaturii hotspot-urilor sau zonelor de emisie termică ce sugerează o temperatură de cel puțin 1300 K și adesea mai mare de 1600 K.[39]

Munții[modificare | modificare sursă]

Imagine în nuanțe de gri a lui Tohil Mons, un munte înalt de 5.4 km făcută de Galileo

Io are între 100 și 150 de munți. Aceste structuri au în jur de 6 km altitudine cu un maxim de 17.5 ± 1.5 km la Boösaule Montes de Sud.[8] Munții apar ca structuri mari (cu o mărime medie de 157 km) și izolate fără modele aparente tectonice globale delimitate, cum sunt pe Pământ.[8]

În ciuda vulcanismului de pe Io, majoritatea munților ce-i conferă lui Io înfățisarea specifică, sunt structuri tectonice și nu sunt formații de vulcani. De fapt, majoritatea vulcanilor de pi Io sunt rezultatul forțelor de compresiune de la baza litosferei.[40] Forța de compresiune, la rândul ei, este rezultatul subsidenței cauzată de îngroparea continuă a materialului vulcanic.[40] Distribuția globală a munților pare să fie opusă structurilor vulcanice; munții domină zonele unde sunt mai puțini vulcani și viceversa.[41] Acest lucru sugerează că în regiuni la scară mare din litosfera satelitului compresiunea (suportă formarea de munți) și extensia (suportă formarea de patere) domină.[42] Pe plan local, cu toate acestea, munți și paterae sunt adesea unul lângă altul, ceea ce sugerează că magma exploatează adesea defectele formate în timpul formării muntelui pentru a ajunge la suprafață.[33]

Munții de pe Io (în general, structuri ce se ridică deasupra câmpiilor din jur) au o varietate de morfologii. Podișurile sunt cele mai comune.[8] Aceste structuri sunt înalte, plate și fără vârf, cu suprafața frântă. Alți munți par a fi blocuri de crustă înclinate cu o pantă puțin abruptă. Foarte puțini munți de pe Io au origine vulcanică. Acești munți se aseamănă vulcani scut mici, cu pante abrupte (6-7°) în apropierea unei caldere mici, central și pante puțin adânci de-a lungul marjele lor.[43] Acești munți vulcanici sunt de obicei mici, cu o înălțime cuprinsă între 1 și 2 km și o lățime între 40 și 60 km.

Atmosfera[modificare | modificare sursă]

Io are o atmosferă extrem de subțire, conținând în principal dioxid de sulf (SO2), și în cantități mici monoxid de sulf (SO), clorură de sodiu (NaCl) și sulf și oxigen atomic.[44]

Radiațiile golesc atmosfera în mod constant. Sursa cea mai importantă de SO2 este vulcanismul, care pompează în mediu 104 kg de dioxid de sulf în atmosfera lui Io pe secundă, deși o mare parte din acesta se condensează înapoi la suprafață.[22] O mare parte din dioxid de sulf din atmosfera lui Io este întreținut și de topirea de SO2 înghețat cu ajutorul luminii solare.[45] Atmosfera este cel mai bine subliniată la ecuator, unde suprafața este caldă și cea mai activă vulcanic.[46]

În timp ce Io trecea printr-un fenomen de eclipsă, imaginile de înaltă rezoluție dezvăluie o luminescență asemănătoare aurorei.[47] Ca și pe Pământ, acest fenomen se întâmplă datorită radiațiilor ce lovesc atmosfera. Aurorele de obicei au loc la polii magnetici ai planetelor, dar pe Io acestea au loc la ecuator. Io nu are un câmp magnetic, drept urmare, electronii săi călătoresc de-a lungul câmpului magnetic al lui Jupiter, lovind direct atmosfera lui Io.

Note[modificare | modificare sursă]

  1. ^ a b Blue, Jennifer (9 noiembrie 2009). „Planet and Satellite Names and Discoverers”. USGS. http://planetarynames.wr.usgs.gov/append7.html. Accesat la 13 ianuarie 2010. 
  2. ^ Thomas, P. C. (1998). „The Shape of Io from Galileo Limb Measurements”. Icarus 135 (1): 175–180. doi:10.1006/icar.1998.5987. Bibcode1998Icar..135..175T. 
  3. ^ Yeomans, Donald K. (13 iulie 2006). „Planetary Satellite Physical Parameters”. JPL Solar System Dynamics. http://ssd.jpl.nasa.gov/?sat_phys_par. Accesat la 5 noiembrie 2007. 
  4. ^ Rathbun, J. A.; Spencer, J.R.; Tamppari, L.K.; Martin, T.Z.; Barnard, L.; Travis, L.D. (2004). „Mapping of Io's thermal radiation by the Galileo photopolarimeter-radiometer (PPR) instrument”. Icarus 169 (1): 127–139. doi:10.1016/j.icarus.2003.12.021. Bibcode2004Icar..169..127R. 
  5. ^ Classic Satellites of the Solar System”. Observatorio ARVAL. http://www.oarval.org/ClasSaten.htm. Accesat la 28 septembrie 2007. 
  6. ^ Rosaly MC Lopes (2006). „Io: The Volcanic Moon”. in Lucy-Ann McFadden, Paul R. Weissman, Torrence V. Johnson. Encyclopedia of the Solar System. Academic Press. pp. 419–431. ISBN 978-0-12-088589-3 
  7. ^ a b Lopes, R. M. C. (2004). „Lava lakes on Io: Observations of Io’s volcanic activity from Galileo NIMS during the 2001 fly-bys”. Icarus 169 (1): 140–174. doi:10.1016/j.icarus.2003.11.013. Bibcode2004Icar..169..140L. 
  8. ^ a b c d Schenk, P. (2001). „The Mountains of Io: Global and Geological Perspectives from Voyager and Galileo”. Journal of Geophysical Research 106 (E12): 33201–33222. doi:10.1029/2000JE001408. Bibcode2001JGR...10633201S. 
  9. ^ http://zimmer.csufresno.edu/~fringwal/w08a.jup.txt
  10. ^ Cruikshank, D. P.; and Nelson, R. M. (2007). „A history of the exploration of Io”. in Lopes, R. M. C.; and Spencer, J. R.. Io after Galileo. Springer-Praxis. pp. 5–33. ISBN 3-540-34681-3 
  11. ^ a b Fimmel, R. O.; et al. (1977). „First into the Outer Solar System”. Pioneer Odyssey. NASA. http://history.nasa.gov/SP-349/ch5.htm. Accesat la 5 iunie 2007. 
  12. ^ Anderson, J. D. (1974). „Gravitational parameters of the Jupiter system from the Doppler tracking of Pioneer 10”. Science 183 (4122): 322–323. doi:10.1126/science.183.4122.322. PMID 17821098. Bibcode1974Sci...183..322A. 
  13. ^ Pioneer 11 Images of Io”. Galileo Home Page. http://www2.jpl.nasa.gov/galileo/io/pioio.html. Accesat la 21 aprilie 2007. 
  14. ^ Voyager Mission Description”. NASA PDS Rings Node. 19 februarie 1997. http://pds-rings.seti.org/voyager/mission/. Accesat la 21 aprilie 2007. 
  15. ^ a b Smith, B. A. (1979). „The Jupiter system through the eyes of Voyager 1”. Science 204 (4396): 951–972. doi:10.1126/science.204.4396.951. PMID 17800430. Bibcode1979Sci...204..951S. 
  16. ^ The Milwaukee Sentinel, Pasadena, Calif.--UPI, Jupiter moon shows color, erosion signs, Mar. 6, 1979, page 2.
  17. ^ a b Anderson, J. D. (1996). „Galileo Gravity Results and the Internal Structure of Io”. Science 272 (5262): 709–712. doi:10.1126/science.272.5262.709. PMID 8662566. Bibcode1996Sci...272..709A. 
  18. ^ Marchis, F. (2005). „Keck AO survey of Io global volcanic activity between 2 and 5 μm”. Icarus 176 (1): 96–122. doi:10.1016/j.icarus.2004.12.014. Bibcode2005Icar..176...96M. 
  19. ^ Spencer, John (23 februarie 2007). „Here We Go!. http://planetary.org/blog/article/00000874/. Accesat la 3 iunie 2007. 
  20. ^ a b Spencer, J. R. (2007). „Io Volcanism Seen by New Horizons: A Major Eruption of the Tvashtar Volcano”. Science 318 (5848): 240–243. doi:10.1126/science.1147621. PMID 17932290. Bibcode2007Sci...318..240S. 
  21. ^ a b Peale, S. J. (1979). „Melting of Io by Tidal Dissipation”. Science 203 (4383): 892–894. doi:10.1126/science.203.4383.892. PMID 17771724. Bibcode1979Sci...203..892P. 
  22. ^ a b c Schneider, N. M.; Bagenal, F. (2007). „Io's neutral clouds, plasma torus, and magnetospheric interactions”. in Lopes, R. M. C.; and Spencer, J. R.. Io after Galileo. Springer-Praxis. pp. 265–286. ISBN 3-540-34681-3 
  23. ^ Postberg, F. (2006). „Composition of jovian dust stream particles”. Icarus 183 (1): 122–134. doi:10.1016/j.icarus.2006.02.001. Bibcode2006Icar..183..122P. 
  24. ^ a b Anderson, J. D. (2001). „Io's gravity field and interior structure”. J. Geophys. Res. 106 (E12): 32963–32969. doi:10.1029/2000JE001367. Bibcode2001JGR...10632963A. 
  25. ^ Kivelson, M. G. (2001). „Magnetized or Unmagnetized: Ambiguity persists following Galileo's encounters with Io in 1999 and 2000”. J. Geophys. Res. 106 (A11): 26121–26135. doi:10.1029/2000JA002510. Bibcode2001JGR...10626121K. 
  26. ^ a b Moore, W. B. et al. (2007). „The Interior of Io.”. in R. M. C. Lopes and J. R. Spencer. Io after Galileo. Springer-Praxis. pp. 89–108. ISBN 3-540-34681-3 
  27. ^ Jaeger, W. L. (2003). „Orogenic tectonism on Io”. J. Geophys. Res. 108 (E8): 12–1. doi:10.1029/2002JE001946. Bibcode2003JGRE..108.5093J. 
  28. ^ Yoder, C. F. (1979). „How tidal heating in Io drives the Galilean orbital resonance locks”. Nature 279 (5716): 767–770. doi:10.1038/279767a0. Bibcode1979Natur.279..767Y. 
  29. ^ Britt, Robert Roy (16 martie 2000). „Pizza Pie in the Sky: Understanding Io's Riot of Color”. Space.com. Arhivat din original la 18 august 2000. http://web.archive.org/web/20000818092821/http://space.com/scienceastronomy/solarsystem/galileo_io_volcanoes_000316.html. 
  30. ^ Strom, R. G. (1979). „Volcanic eruption plumes on Io”. Nature 280 (5725): 733–736. doi:10.1038/280733a0. Bibcode1979Natur.280..733S. 
  31. ^ Carlson, R. W.; et al. (2007). „Io's surface composition”. in Lopes, R. M. C.; and Spencer, J. R.. Io after Galileo. Springer-Praxis. pp. 194–229. ISBN 3-540-34681-3 
  32. ^ Douté, S. (2004). „Geology and activity around volcanoes on Io from the analysis of NIMS”. Icarus 169 (1): 175–196. doi:10.1016/j.icarus.2004.02.001. Bibcode2004Icar..169..175D. 
  33. ^ a b c d Radebaugh, D. (2001). „Paterae on Io: A new type of volcanic caldera?”. J. Geophys. Res. 106 (E12): 33005–33020. doi:10.1029/2000JE001406. Bibcode2001JGR...10633005R. 
  34. ^ Perry, J. E.; et al. (2003). „Gish Bar Patera, Io: Geology and Volcanic Activity, 1997–2001” (PDF). LPSC XXXIV. Clear Lake City (Greater Houston). Abstract #1720. http://www.lpi.usra.edu/meetings/lpsc2003/pdf/1720.pdf. 
  35. ^ Radebaugh, J. (2004). „Observations and temperatures of Io's Pele Patera from Cassini and Galileo spacecraft images”. Icarus 169 (1): 65–79. doi:10.1016/j.icarus.2003.10.019. Bibcode2004Icar..169...65R. 
  36. ^ Howell, R. R. (2007). „The nature of the volcanic activity at Loki: Insights from Galileo NIMS and PPR data”. Icarus 186 (2): 448–461. doi:10.1016/j.icarus.2006.09.022. Bibcode2007Icar..186..448H. 
  37. ^ Keszthelyi, L. (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 (E12): 33025–33052. doi:10.1029/2000JE001383. Bibcode2001JGR...10633025K. 
  38. ^ McEwen, A. S. (1998). „High-temperature silicate volcanism on Jupiter's moon Io”. Science 281 (5373): 87–90. doi:10.1126/science.281.5373.87. PMID 9651251. Bibcode1998Sci...281...87M. 
  39. ^ Keszthelyi, L. (2007). „New estimates for Io eruption temperatures: Implications for the interior”. Icarus 192 (2): 491–502. doi:10.1016/j.icarus.2007.07.008. Bibcode2007Icar..192..491K. 
  40. ^ a b Schenk, P. M.; Bulmer, M. H. (1998). „Origin of mountains on Io by thrust faulting and large-scale mass movements”. Science 279 (5356): 1514–1517. doi:10.1126/science.279.5356.1514. PMID 9488645. Bibcode1998Sci...279.1514S. 
  41. ^ McKinnon, W. B. (2001). „Chaos on Io: A model for formation of mountain blocks by crustal heating, melting, and tilting”. Geology 29 (2): 103–106. doi:10.1130/0091-7613(2001)029<0103:COIAMF>2.0.CO;2. Bibcode2001Geo....29..103M. 
  42. ^ Tackley, P. J. (2001). „Convection in Io's asthenosphere: Redistribution of nonuniform tidal heating by mean flows”. J. Geophys. Res. 106 (E12): 32971–32981. doi:10.1029/2000JE001411. Bibcode2001JGR...10632971T. 
  43. ^ Schenk, P. M.; Wilson, R. R.; Davies, A. G. (2004). „Shield volcano topography and the rheology of lava flows on Io”. Icarus 169 (1): 98–110. doi:10.1016/j.icarus.2004.01.015. Bibcode2004Icar..169...98S. 
  44. ^ Lellouch, E.; et al. (2007). „Io's atmosphere”. in Lopes, R. M. C.; and Spencer, J. R.. Io after Galileo. Springer-Praxis. pp. 231–264. ISBN 3-540-34681-3 
  45. ^ Moullet, A. (2010). „Simultaneous mapping of SO2, SO, NaCl in Io's atmosphere with the Submillimeter Array”. Icarus. in press (1): 353. doi:10.1016/j.icarus.2010.02.009. Bibcode2010Icar..208..353M. 
  46. ^ Feaga, L. M. (2009). „Io's dayside SO2 atmosphere”. Icarus 201 (2): 570–584. doi:10.1016/j.icarus.2009.01.029. Bibcode2009Icar..201..570F. 
  47. ^ Geissler, P. E. (1999). „Galileo Imaging of Atmospheric Emissions from Io”. Science 285 (5429): 870–874. doi:10.1126/science.285.5429.870. PMID 10436151. Bibcode1999Sci...285..870G. 

Legături externe[modificare | modificare sursă]