跳至內容

木衛一的火山活動

本頁使用了標題或全文手工轉換
維基百科，自由的百科全書
木衛一及兩束來自地表的噴發羽流

木衛一上的火山活動，代表在木星的衛星艾奧表面所存在的火山、火山坑和熔岩流的活動。1979年，航行者1號影像科學家琳達·蒙娜碧朵（Linda Morabito）發現了它的火山活動[1]。通過曾飛掠的航行者號、伽利略號、卡西尼號和新視野號等探測器及地基天文學家的觀測，已發現了150多座的活火山。根據這些觀測結果，預計將有多達400座此類火山存在[2]。木衛一的火山活動使該衛星成為目前已知太陽系中僅四顆存在火山活動的天體之一(另外三顆是地球、土星的衛星恩克拉多斯及海王星的衛星崔頓)。

在「航行者1號」飛越前不久，人們就首次預測到，木衛一火山活動的熱源來自於其軌道偏心率所產生的潮汐加熱[3]，這不同於地球的內部熱量，後者主要來自放射性同位素衰變和吸積的原始熱能[4]。木衛一的偏心軌道導致木星對它的引力在其軌道的最近點和最遠點間產生了些微差異，從而引發潮汐起伏。這種變化也造成木衛一形狀的改變並進而引起內部摩擦加熱。若不是這種潮汐加熱，木衛一就可能與月球一樣，成為一顆大小和質量相當，覆蓋着無數撞擊坑，地質活動業已停止的衛星[3]。

木衛一的火山活動形成了數百座火山噴發中心和廣袤的熔岩地層，使它成為太陽系中火山活動最活躍的天體。現已確認了三種不同的火山噴發類型，它們在持續時間、噴發強度、熔岩流出速率以及噴發是否發生在火山內(稱為「火山口」)等方面存在着差異。木衛一上的熔岩流有數十或數百公里長，主要成分為玄武岩，類似於地球上在夏威夷基拉韋厄火山等盾狀火山所見到的熔岩 [5]。雖然木衛一上大部分熔岩都是由玄武岩構成，但也看到了一些由硫和二氧化硫構成的熔岩流。此外，也檢測到噴發溫度高達1600 K（攝氏1300°；華氏2400°）的熔岩，這種高溫可解釋為屬於超鎂鐵質矽酸鹽熔岩的噴發[6]。

木衛一地殼及表面分佈着大量的含硫物質，一些火山噴發將硫、二氧化硫氣體和火山碎屑物質送入到500公里（310英里）高的太空，形成巨大的傘狀羽流[7]，這些物質將周圍地形塗抹成紅、黑和/或白色，並為木衛一稀薄的大氣和木星廣闊的磁層提供了材料。由於木衛一的火山活動，自1979年太空探測器飛越以來，已觀察到它許多的表面變化[8]。

發現

木衛一火山活動期間的發現影像。漂浮在星球邊沿上方和晨昏線上的佩萊羽流和洛基羽流。

在1979年3月5日航行者1號飛抵前，木衛一被認為是一顆類似月球般死寂的衛星，在發現環木衛一周圍的「鈉雲」後，引發了對該衛星可能覆蓋着蒸發岩的推測[9]。

上世紀70年代，地基紅外觀測顯示了一些新的發現，相較於其他幾顆伽利略衛星，木衛一在10μm紅外波長下，顯示出異常高的熱通量，而此時它正處在木星的陰影中[10]。當時，這一現象被歸因於木衛一表面有比歐羅巴和蓋尼米德更高的熱慣性[11]，但這些結果隨後又與在20μm波長下的情況大不一樣，後者表明木衛一的表面性質其實與其他伽利略衛星基本相似[10]。「羅伯特·納爾遜」(Robert Nelso)和「布魯斯·哈普克」(Bruce Hapke)試圖通過噴氣孔活動所產生在木衛一表面的短鏈硫同素異形體來解釋這些光譜特徵[12]。自此以後，在較短波長下顯示更高通量的原因，被認定是木衛一火山與太陽共同作用的結果，只是太陽提供的熱通量效應可作用於更廣域的波長[13]。1978年2月20日，「維特伯恩」(Wittebor)等人在5μm波長下觀察到木衛一熱輻射急劇升高的現象，該小組當時也考慮到了火山活動，但數據顯示這相當於木衛一表面上一處溫度600K(攝氏300°；華氏600°)，面積8000公里2(3100英里2)的區域。然而，作者認為這種假設不太可能，轉而將輻射來源集中於木衛一與木星磁層的交互作用上[14]。

在航行者1號交會前不久，「斯坦·皮爾」(Stan Peale)、「帕特里克·卡森」(Patrick Cassen)和「R·T·雷諾茲」(R. T. Reynolds)在《科學雜誌》上發表了一篇論文，預言艾奧的表面和內部會因火山的修改而有所不同，有特質分明而非同性混合的岩石。他們的預測模型考慮到了木衛一輕微的偏心率軌道會造成木星引力的差異，並進而引發潮汐力對木衛一內部拉扯產生熱量。依據他們的計算，木衛一內部同性物質孳生的熱量將三倍於放射性同位素衰變單獨產生的熱量，這種作用大到可以很清楚地從木衛一上分辨出來[3]。

航行者1號觀察到的洛基火山口及附近的熔岩流和火山坑

航行者1號首次拍攝的木衛一圖像中並沒顯示有撞擊坑，這表明它的地表非常年輕，隕石坑常被地質學家用來估算行星地表的地質齡。取而代之的是，航行者1號觀察到了一個多彩的表面，上面佈滿了形狀不規則的窪地，缺乏撞擊坑特有的凸起壘壁。航行者1號還觀察到了由低黏度液體構成的流體和巍峨孤聳、與地球火山不太類似的山脈。這些觀察到的結果表明，正如皮爾和同事們的推論，木衛一表面已被火山活動嚴重侵蝕了 [15]

1979年3月8日，在飛過木星的第三天，航行者1號拍攝了一些木星衛星的圖像，以幫助任務控制人員確定探測器的確切位置，這一過程被稱為光學導航。為增強背景恆星的能見度，導航工程師「琳達·蒙娜碧朵」對木衛一的圖像進行了處理，她在該衛星盤面邊沿發現了一朵300公里(190英里)高的雲[1]。最初，她懷疑該雲朵是木衛一後面的一顆衛星，但在那個位置並沒有大小合適的天體出現，後該特徵被確認為是一束火山羽流，產生於一處黑色窪地(後被命名為「佩萊火山」)活躍的火山活動[16]。循着這一發現，又在航行者號拍攝的木衛一圖像中，找到了另外八束羽流。後來這些羽流被以神話中與火、火山或混亂有關的神祇分別命名為：普羅米修斯(Prometheus)、沃倫德(Volund)、阿米拉尼(Amirani)、茂伊(Maui)、馬爾杜克(Marduk)、產靈(Masubi)和有兩束獨立羽流的洛基（Loki）[12]，同時，還發現了多個代表冷卻岩漿的熱輻射源[17]。當比較航行者2號與四個月前航行者1號所拍攝的圖像時，觀察到木衛一地表已發生了明顯變化，包括覆蓋在阿呑火山口(Aten Patera)和蘇爾特火山的新羽流沉積物[18]。

熱源

木衛一的內部熱源主要來自木星引力產生的潮汐力[3]，這種外部加熱不同於地球上火山活動的內部熱源，後者是放射性同位素衰變和吸積餘熱的結果[4][19]。在地球上，這些內部熱源驅動了地幔對流，進而通過板塊構造引起火山活動[20]。

木衛一的潮汐加熱取決於它與木星的距離、軌道離心率、內部結構及物理狀態[21]，它與木衛二和木衛三的拉普拉斯軌道共振，使其維持了穩定的離心率並防止了軌道潮汐力的消散。由於木星引力在木衛一軌道近木極點和遠木極點間的變化，導致木衛一潮汐垂直落差高達100米(330英尺)，這種不斷變化的潮汐力也會使木衛一內部產生摩擦，足以引起顯著的潮汐加熱和熔化。與地球不同的是，地球大部分的內部熱能是通過地殼傳導釋放的，而在木衛一上，內部熱量是通過火山活動釋放的，並產生高熱流量 (全球總量：0.6-1.6 × 1014 瓦)。它的軌道模型表明，木衛一的潮汐熱能隨時間而變化，目前的熱流並不代表長期平均值[21]。從木衛一觀察到，其內部釋放的熱量大於目前所估計的潮汐加熱產生的熱量，這表明木衛一在經歷了一段較大的折曲後正在冷卻[22]。

構成

航行者1號拍攝的拉火山口附近的火山坑和熔岩流

根據航行者號圖像的分析，科學家們認為木衛一上的熔岩流主要由各種形態的熔融元素硫構成[23]，發現流體所顯示的顏色與硫的各種同素異形體相類似[23]。熔岩顏色和亮度的差異是多原子硫的溫度、原子堆積及原子鍵合的函數。分析拉火山口向四周所輻射的流體顯示，離噴口不同距離、不同顏色的物質都與液硫有關：靠近噴口的低反照率物質溫度為525K(攝氏252 °；華氏485 °)；位於各流體中段的紅色物質溫度為450K(攝氏177 °；華氏350 °)；而在各流體遠處末端的橙色物質溫度則為425K(攝氏152；華氏305 °)[23]。這種顏色模式對應了從中央噴口向外輻射的流體，在離開噴口後一路逐慚冷卻的過程。此外，航行者1號的紅外干涉光譜儀和輻射計(IRIS)對洛基火山口熱輻射溫度的測量結果與硫磺火山活動相一致[17]，但IRIS設備無法檢測到指示更高溫度的波長，這意味着航行者號並沒發現符合矽酸鹽火山活動的溫度。儘管如此，「航行者號」的科學家們推斷，矽酸鹽必定在木衛一年輕的地表上發揮了作用，因為該衛星的高密度以及沿火山口的陡峭坑壁都需要矽酸鹽來支撐[24]。航行者號飛越後的光譜、溫度、結構數據間的矛盾，引發了行星科學家就木衛一熔岩流成分到底是由矽酸鹽，還是由含硫物質構成的爭論[25]。

20世紀80和90年代，地基紅外線研究重點從以硫磺為主的火山活動轉移至以矽酸鹽佔主導地位，硫磺起次要作用的火山活動[25]。1986年，在木衛一前導半球發生了一次明亮的噴發，其測得的溫度顯示至少有900K(攝氏600°；華氏1200°)，這遠高於硫磺715K(攝氏442°或華氏827°)的沸點，表明至少部分木衛一上的熔岩流含有矽酸鹽成分[26]。1979年兩艘抵達的航行者號探測器在蘇爾特火山以及維特伯恩(Witteborn)和同僚在1978年所觀察到的火山噴發，都測得了相似的溫度[14][27]。此外，根據對木衛一上矽酸鹽熔岩流的模擬表明，它們冷卻較快，導致其熱輻射主要由較低溫的成分所控制，如凝固的流體，而不是小區域覆蓋的接近實際噴發溫度的靜止熔漿[28]。

伽利略探測器拍攝的木衛一熱輻射圖

矽酸鹽火山活動，含有鐵鎂質至超鎂鐵質(富鎂)成分的玄武質熔岩。20世紀90年代和21世紀初，通過伽利探測器對木衛一上眾多熱點(探測到熱輻射的地點)及黑色物質的光譜測量證實了這一點。伽利略探測器上的固態成像儀(SSI)和近紅外成像光譜儀(NIMS)測量的溫度顯示，許多熱點的高溫分佈範圍從最低1200K(攝氏900°；華氏1700°)到最高1600K(攝氏1300°；華氏2400°)，就像1997年皮蘭火山口爆發時一樣[5]。後來發現由於計算溫度的熱學模型有誤，伽利略任務期間所初估接近2000K(攝氏1700°；華氏3100°)[29]的噴發溫度實際偏高了[5]。對木衛一黑色物質的光譜觀察表明存在斜方輝石，如頑火輝石，一種鎂鐵質和超鎂鐵質玄武岩中常見的富鎂矽酸鹽礦物，這種黑色物質廣泛分佈在木衛一火山坑、新熔岩流和最新爆發的火山噴口周邊火山碎屑沉積物中[30]。根據測得的熔岩溫度及光譜數據反映，部分熔岩可能類似於地球上的科馬提岩[31]。火山噴發期間，熔岩在上升至地表過程中，由於擠壓性過熱，溫度會進一步升高，這也許是造成部分噴發溫度偏高的一種因素[5]。

雖然木衛一火山溫度的測量平息了航行者號與伽利略號木星任務期間硫磺與矽酸鹽之爭，但在木衛一所觀測到的現象中，硫和二氧化硫依然扮演着重要的角色。這兩種物質都在木衛一火山產生的羽流中被檢測到，硫是「佩萊型」羽流的主要構成成分[32]；而在木衛一上發現的明亮流體，例如特蘇伊·戈阿布熔岩流(Tsũi Goab Fluctus)、厄瑪孔火山口(Emakong Patera)和巴爾德爾火山口(Balder Patera)等都揭示了噴發硫磺或二氧化硫的火山活動[33]。

噴發樣式

參見：木衛一火山口列表

通過太空探測器和地基天文台對木衛一的觀測，天文學家們已辨識出了該衛星上各種不同的噴發類型。確定了火山口內部型、流體主導型和爆炸主導型三種主要噴發模式。它們在持續時間、能量釋放、亮度溫度(由紅外成像確定的)、熔岩流類型及是否局限在火山坑內等方面存在着差異[6]。

火山口內部型噴發

圖潘火山口，一處火山窪地的示例

火山口內部型噴發(Intra-patera)發生在被稱為「不規則火山口」(paterae)的窪地內[34]，這些窪地通常有平坦的底表和陡峭的岩壁邊界，類似於地球上的破火山口，但尚不清楚它們是否像地球上的一樣，形成於崩塌的空岩漿室。一種推論認為，它們是通過火山岩床的剝露產生的，上覆的地層要麼被炸開，要麼沉落整合到了岩床中[35]。一些火山口顯示有多次崩塌的跡象，類似於火星奧林帕斯山頂部或地球上基拉韋厄火山的破火山口，表明它們偶爾也會形成像破火山口一樣的火山口[34]。由於形成機制仍不確定，國際天文聯會在命名這些特徵時，使用了拉丁描述詞「paterae」。與地球和火星上類似的特徵不同，這些窪地一般並不位於盾狀火山的頂峰，而且外觀更大，平均直徑為41公里(25英里)[34]，其深度只測量過少數幾座火山口，通常超過1公里[36]。木衛一上最大的火山窪地為洛基火山口，方圓約202公里(126英里)。無論它們的形成機制是什麼，許多火山口的形態和分佈都表明它們受到結構上的限制，至少有一半的火山口被斷層或山脈包圍[34]。

紅外圖像顯示了佩萊火山熔岩湖夜間的熱輻射

這種噴發方式的結果是在火山口內形成散佈於坑底各處的熔岩流，或者是熔岩湖[2][37]。除了伽利略在七次近距飛行的觀察外，其它的觀察由於解像度不足和相似的熱輻射特徵，很難區別是熔岩湖，還是噴發在火山口坑底的熔岩流。火山口內部噴發的熔岩流，比如2001年的吉什巴爾火山口，其規模也可能與縱橫蔓延在愛奧尼亞平原上的一樣大[37]。在許多火山口內，比如卡馬斯特里火山口(Camaxtli Patera)也觀察到了類似熔岩流的特徵，這表明熔岩流會週期性地重複露出坑底表面[38]。

木衛一上的熔岩湖是一些窪地，部分填滿了熔化的岩漿，覆蓋着一層薄薄的凝固殼，這些熔岩湖與下方的岩漿庫直接相連[39]。對木衛一幾座熔岩湖的熱輻射觀測顯示，沿火山口邊緣充斥着熾熱的熔岩，這是由於火山口邊緣的熔岩湖地殼破裂引起的。隨着時間的推移，因凝固的熔岩比下面靜止的岩漿密度更大，熔岩湖表面就會形成一層外殼，從而引發火山熱排放的增加[40]。對於一些熔岩湖，比如佩萊火山熔岩湖，這種情況會一直持續發生，使佩萊火山成為木衛一上一處近紅外光譜特徵最亮的熱源[41]，在其他地點，如洛基火山口，這種情況可能偶爾發生。當這些平靜的熔岩湖發生翻騰對流時，舊湖殼會以每天約1公里(0.6英里)的速度熔化下沉並擴展至整個火山口，新的外殼將隨之而形成，直止整個湖面凝結出一層新外殼。只有當新外殼冷卻變厚，並無法再漂浮在岩漿之上時，另一輪新的噴發就會開始[42]。在一次外殼熔化下沉過程中，洛基火山釋放出的熱量是外殼穩定時的10倍[43]。

流體主導型噴發

庫林火山口，流體主導型噴發的示例。

流體主導型噴發也稱作「普羅米修斯型」噴發，是產生出大範圍、混合型熔岩流的「長壽」性火山活動，這些流體擴散的範圍使它們成為木衛一上主要的地形類型。在這種類型的噴發中，岩漿從火山口坑底噴孔湧出到噴孔周圍的火山口表面，或從平原裂縫中溢出至地表，產生膨脹、混合的熔岩流，類似於夏威夷的基拉韋厄火山[38]。伽利略探測器拍攝的圖像顯示，木衛一上許多主要的熔岩流，像普羅米修斯火山和阿米拉尼火山都是從舊熔岩流表面細小裂縫中湧出的岩漿堆積而成[38]。流體主導型噴發與爆炸主導型噴發的不同之處在於它們的壽命更長，單位時間內輸出的能量較低[6]，熔岩能以穩定的速度噴發，一般可持續數年或數十年。

在阿米拉尼火山和產靈火山曾觀測到300公里(190英里)長的流動熔岩流場，而覆蓋面積超過12.5萬公里2(4.8萬英里2)，比尼加拉瓜略大的「雷公熔岩流」(Lei-Kung Fluctus)卻是一處相對不活躍的熔岩流場[44]。伽利略探測器沒有測到流場的厚度，但在它們個別湧出口表面，可能有1米(3英尺)厚。在大多數情況下，流動的熔岩在距離噴口幾十到幾百公里的地方湧出地表，在噴口和地表出口之間觀察到的熱輻射量很低，這表明在這一段，熔岩是通過熔岩管從噴口源流向出口的[45]。

儘管這些噴發通常具有穩定的噴發速率，但在許多流體主導的噴發點，也都觀察到了更劇烈的熔岩爆發。例如在1979年航行者號和1996年伽利略號的觀測之間，普羅米修斯流場的前緣前移了75至95公里(47至59英里)[46]。雖然總體上與爆炸主導型噴發比顯得相形見絀，但這些混合流場的平均流速卻遠大於同時代地球上所觀察到的熔岩流。伽利略任務期間，普羅米修斯火山和阿米拉尼火山的平均地表覆蓋率為每秒35-60米2(380-650英尺2)，而在基拉韋厄火山觀測到的平均地表覆蓋率僅為0.6米2(6.5英尺2)[47]。

爆炸主導型噴發

1999年伽利略探測器在陀濕多火山口拍攝的活躍熔岩流和熔岩噴泉

爆炸主導型噴發被稱作「皮蘭型火山活動」，是木衛一上最突出的噴發類型。根據地球上的觀測，有時將它們稱為「爆炸式」噴發，具有持續時間短(僅數周或數月)、噴發啟動快、大容量流率和高熱輻射的特點[48]，會導致木衛一在近紅外波段下整體亮度出現短暫而明顯的提升。在木衛一上觀測到的最強烈火山噴發，是2001年2月22日地基天文學家在蘇爾特火山所看到的一次「爆炸式」噴發[49]。

當一團來自木衛一深處熔融地幔的岩漿體(「岩脈」)到達地表裂縫處時，在內部巨大壓力的壓迫下，就會發生爆炸主導型的噴發，並產生壯觀的熔岩噴泉[50]。爆發初期，熱輻射主要集中為強烈的1-3微米紅外輻射，這是由噴源口噴泉內大量曝露、新鮮的岩漿所產生的[51]。1999年11月和2007年2月，在陀濕多不規則火山口內一座更小的「巢狀」火山口發生的爆炸式噴發，形成了一道25公里(16英里)長、1公里(0.62英里)高的熔岩「帷幕 」[50][52]。

這些熔岩噴泉所曝露的大量熔岩，為研究人員測量木衛一熔岩的實際溫度提供了絕佳機會。測得的溫度顯示，成分類似於前寒武紀科馬提岩(大約1600K或攝氏1300 °或華氏2400 °)的超鎂鐵質熔岩，在此類噴發中佔主導地位，但也不排除岩漿在上升至地表時的過熱導致了噴發溫度升高的因素[5]。

兩張伽利略探測器相隔168天拍攝的照片，顯示了1997年皮蘭火山口「爆炸主導型噴發」的影響。

雖然更具爆炸性的熔岩噴泉也許只能維持幾天到一周，但爆炸主導型的噴發可持續數周至數月，並產生大量的矽酸鹽熔岩流。1997年皮蘭火山口內西北坑底一道裂隙產生的大噴發，噴出了超過31公里3(7.4英里3)的新熔岩，持續了2+1⁄2到5+1⁄2個月，後來這些熔岩淹沒了皮蘭火山口的坑底[53]。伽利略的觀測表明，1997年火山爆發期間，皮蘭火山的熔岩覆蓋率為每秒1000至3000米2(11000至32000英尺2)。熔岩流的厚度為10 米(33英尺)，而在普羅米修斯火山和阿米拉尼火山熔岩流場中觀察到的厚度僅1米(3英尺)。與此相似，伽利略探測器於2001年在托爾火山觀測到了快速流動的熔岩流[2]，此種流動速率與地球上1783年冰島拉基火山的噴發和陸相玄武岩溢流噴發很相似[6]。

爆炸主導型噴發會在環噴發點周圍的地表上產生劇烈的變化(但通常是短暫的)，例如大面積的火山碎屑和從熔岩噴泉逸出氣體中產生的羽流沉積物[51]。1997年，皮蘭火山口爆發產生了400公里(250英里)寬的黑色矽酸鹽物質和明亮的二氧化硫沉積物[53]；2000年和2007年的陀濕多不規則火山口內一座更小的「巢狀」火山口發生的爆炸式噴發，形成了一道25公里(16英里)長、1公里(0.62英里)高的熔岩「帷幕」[50][52]。

羽流

新視野拍攝的五幀連續照，拍攝時間超過8分鐘，顯示了陀濕多火山口的噴發物飄浮在木衛一地表上方330公里(210英里)。

1979年在佩萊火山和洛基火山口發現的火山羽流，為木衛一活躍的地質提供了確鑿的證據[1]。一般來說，當硫磺和二氧化硫等揮發物以每秒1公里(0.62英里/秒)的速度從木衛一火山被噴發到空中時，就會產生羽流，形成傘狀的氣體和塵埃雲。在火山羽流中可能還會發現鈉、鉀和氯等在內的其他物質[54][55]。火山羽流雖然在外觀上引人注目，但相對少見，在木衛一所觀測到的約150座活火山中，只有其中的幾十座噴發過羽流[7][52]。木衛一上有限的熔岩流面積表明，抹去了木衛一大部分撞擊坑記錄的地表更新，一定是來自火山羽流的沉積物 [8]。

1999年7月，木衛一產靈區噴發的一束高約100公里的羽流。

木衛一上最常見的火山羽流是塵埃羽流，或「普羅米修斯型」羽流，產生於地表上被漫溢的熔岩流前緣氣化蒸發的二氧化硫霜[56]。「普羅米修斯型」的羽流包括有普羅米修斯、阿米拉尼、札巴巴和產靈等。這些羽流通常不到100公里(62英里)高，噴發速率約為每秒0.5公里(0.31英里/秒)[57]。普羅米修斯型的羽狀物富含塵埃，帶有稠密的內流柱和頂層震波罩，看上去外觀呈傘狀。這些羽流通常會在地表形成半徑100至250公里（62至155英里），主要由二氧化硫霜構成的圓形明亮沉積區。「普羅米修斯型」羽流經常出現在「流體主導型」噴發中，這能使此類羽流保持相當長的壽命。航行者1號在1979年所觀測到的六束普羅米修斯型羽流中，有四束也被後來的伽利略號探測器及2007年的新視野號觀測到[16][52]。雖然探測器拍攝的白晝可見光圖中塵埃羽流清晰可見，但許多普羅米修斯型羽流則有一層由更多氣體物質組成，更淺淡朦朧的外側暈，其高度接近更大的「佩萊型」羽流[7]。

木衛一最大的噴流-「佩萊型」羽流，形成於攜帶着矽酸鹽火山碎屑物，從火山口或熔岩湖噴發的岩漿中逸出的硫磺和二氧化硫氣體[7][58]。曾觀察到少數佩萊型羽流通常與「爆炸主導型」噴發有關，而且壽命很短[6]，但唯一例外的是佩萊火山，它與一座長期活躍的熔岩湖噴發有關，雖然該羽流(噴流)被認為是間歇性的[7]。與這些羽流有關的噴口，其溫度和壓力更高，導致產生了高達每秒1公里(0.62英里/秒)的噴發速度，可讓它們抵達300到500公里(190到310英里)的高度[57]。「佩萊型」羽流形成了紅色(來自短鏈硫)和黑色(來自矽酸鹽火山碎屑)的表面沉積物，如在佩萊火山所看到的直徑1000公里(620英里)寬的巨大紅色環[8]。佩萊型羽流噴發的含硫成分被認為是木衛一地殼中的過量硫及岩石圈深處硫溶解度降低的結果[58]。由於塵埃含量低，它們通常比普羅米修斯型羽流更淺淡難辨，因此，有些被稱為「隱形羽流」。這些羽流有時只能在木衛一處於木星陰影下或紫外線下拍攝的圖像中看到。當氣體抵達噴流頂端時，硫磺和二氧化硫就會凝結，形成在陽光下所拍攝圖像中可看見的小塵埃[7]，這就是為什麼這些羽流缺乏在「普羅米修斯型」羽流中所看到的稠密中心柱(形成於羽流源處的塵埃)的原因。在佩萊火山、陀濕多火山口和格里安火山口(Grian)所觀測到的羽流都屬於「佩萊型」羽流[7]。

相關條目

參考資料

  1. ^ 1.0 1.1 1.2 Morabito, L. A.; et al. Discovery of currently active extraterrestrial volcanism. Science. 1979, 204 (4396): 972. Bibcode:1979Sci...204..972M. PMID 17800432. S2CID 45693338. doi:10.1126/science.204.4396.972. 
  2. ^ 2.0 2.1 2.2 Lopes, R. M. C.; et al. Lava lakes on Io: Observations of Io's volcanic activity from Galileo NIMS during the 2001 fly-bys. Icarus. 2004, 169 (1): 140–74. Bibcode:2004Icar..169..140L. doi:10.1016/j.icarus.2003.11.013. 
  3. ^ 3.0 3.1 3.2 3.3 Peale, S. J.; et al. Melting of Io by Tidal Dissipation. Science. 1979, 203 (4383): 892–94. Bibcode:1979Sci...203..892P. PMID 17771724. S2CID 21271617. doi:10.1126/science.203.4383.892. 
  4. ^ 4.0 4.1 Watson, J. M. Some Unanswered Questions. United Stat es Geological Survey. May 5, 1999 [October 11, 2008]. （原始內容存檔於2008-10-06）. 
  5. ^ 5.0 5.1 5.2 5.3 5.4 Keszthelyi, L.; et al. New estimates for Io eruption temperatures: Implications for the interior. Icarus. 2007, 192 (2): 491–502 [2020-10-26]. Bibcode:2007Icar..192..491K. doi:10.1016/j.icarus.2007.07.008. （原始內容存檔於2019-12-16）. 
  6. ^ 6.0 6.1 6.2 6.3 6.4 Williams, D. A.; Howell, R. R. Active volcanism: Effusive eruptions. Lopes, R. M. C.; Spencer, J. R. (編). Io after Galileo. Springer-Praxis. 2007: 133–61. ISBN 978-3-540-34681-4. 
  7. ^ 7.0 7.1 7.2 7.3 7.4 7.5 7.6 Geissler, P. E.; McMillan, M. T. Galileo observations of volcanic plumes on Io. Icarus. 2008, 197 (2): 505–18 [2020-10-26]. Bibcode:2008Icar..197..505G. doi:10.1016/j.icarus.2008.05.005. （原始內容存檔於2020-12-05）. 
  8. ^ 8.0 8.1 8.2 Geissler, P.; et al. Surface changes on Io during the Galileo mission. Icarus. 2004, 169 (1): 29–64 [2020-10-26]. Bibcode:2004Icar..169...29G. doi:10.1016/j.icarus.2003.09.024. （原始內容存檔於2020-10-18）. 
  9. ^ Fanale, F. P.; et al. Io: A Surface Evaporite Deposit?. Science. 1974, 186 (4167): 922–25. Bibcode:1974Sci...186..922F. PMID 17730914. S2CID 205532. doi:10.1126/science.186.4167.922. 
  10. ^ 10.0 10.1 Morrison, J; Cruikshank, D. P. Thermal Properties of the Galilean satellites. Icarus. 1973, 18 (2): 223–36. Bibcode:1973Icar...18..224M. doi:10.1016/0019-1035(73)90207-8. 
  11. ^ Hansen, O. L. Ten-micron eclipse observations of Io, Europa, and Ganymede. Icarus. 1973, 18 (2): 237–46. Bibcode:1973Icar...18..237H. doi:10.1016/0019-1035(73)90208-X. 
  12. ^ 12.0 12.1 Davies, Ashley Gerard. Volcanism on Io: A Comparison with Earth. United Kingdom: Cambridge University Press. 2007. ISBN 978-0-521-85003-2. 
  13. ^ Cruikshank, D. P.; Nelson, R. M. A history of the exploration of Io. Lopes, R. M. C.; Spencer, J. R. (編). Io after Galileo. Springer-Praxis. 2007: 5–33. ISBN 978-3-540-34681-4. 
  14. ^ 14.0 14.1 Witteborn, F. C.; et al. Io: An Intense Brightening Near 5 Micrometers. Science. 1979, 203 (4381): 643–46. Bibcode:1979Sci...203..643W. PMID 17813373. S2CID 43128508. doi:10.1126/science.203.4381.643. 
  15. ^ Smith, B. A.; et al. The Jupiter system through the eyes of Voyager 1. Science. 1979, 204 (4396): 951–72. Bibcode:1979Sci...204..951S. PMID 17800430. S2CID 33147728. doi:10.1126/science.204.4396.951. 
  16. ^ 16.0 16.1 Strom, R. G.; et al. Volcanic eruption plumes on Io. Nature. 1979, 280 (5725): 733–36. Bibcode:1979Natur.280..733S. S2CID 8798702. doi:10.1038/280733a0. 
  17. ^ 17.0 17.1 Hanel, R.; et al. Infrared Observations of the Jovian System from Voyager 1. Science. 1979, 204 (4396): 972–76. PMID 17800431. S2CID 43050333. doi:10.1126/science.204.4396.972-a. 
  18. ^ Smith, B. A.; et al. The Galilean Satellites and Jupiter: Voyager 2 Imaging Science Results. Science. 1979, 206 (4421): 927–50. Bibcode:1979Sci...206..927S. PMID 17733910. S2CID 22465607. doi:10.1126/science.206.4421.927. 
  19. ^ Turcotte, D. L.; Schubert, G. Chemical Geodynamics. Geodynamics 2nd. Cambridge University Press. 2002: 410. ISBN 978-0-521-66186-7. 
  20. ^ Turcotte, D. L.; Schubert, G. Heat Transfer. Geodynamics 2nd. Cambridge University Press. 2002: 136. ISBN 978-0-521-66186-7. 
  21. ^ 21.0 21.1 Moore, W. B. The Interior of Io. Lopes, R. M. C.; Spencer, J. R. (編). Io after Galileo. Springer-Praxis. 2007: 89–108. ISBN 978-3-540-34681-4. 
  22. ^ Davies, A. Io and Earth: formation, evolution, and interior structure. Volcanism on Io: A Comparison with Earth. Cambridge University Press. 2007: 53–72. ISBN 978-0-521-85003-2. doi:10.1017/CBO9781107279902.007. 
  23. ^ 23.0 23.1 23.2 Sagan, C. Sulphur flows on Io. Nature. 1979, 280 (5725): 750–53. Bibcode:1979Natur.280..750S. S2CID 32086788. doi:10.1038/280750a0. 
  24. ^ Clow, G. D.; Carr, M. H. Stability of sulfur slopes on Io. Icarus. 1980, 44 (2): 268–79. Bibcode:1980Icar...44..268C. doi:10.1016/0019-1035(80)90022-6. 
  25. ^ 25.0 25.1 Spencer, J. R.; Schneider, N. M. Io on the Eve of the Galileo Mission. Annual Review of Earth and Planetary Sciences. 1996, 24: 125–90. Bibcode:1996AREPS..24..125S. doi:10.1146/annurev.earth.24.1.125. 
  26. ^ Johnson, T. V.; et al. Io: Evidence for Silicate Volcanism in 1986. Science. 1988, 242 (4883): 1280–83. Bibcode:1988Sci...242.1280J. PMID 17817074. S2CID 23811832. doi:10.1126/science.242.4883.1280. 
  27. ^ Sinton, W. M.; et al. Io: Ground-Based Observations of Hot Spots. Science. 1980, 210 (4473): 1015–17. Bibcode:1980Sci...210.1015S. PMID 17797493. doi:10.1126/science.210.4473.1015. 
  28. ^ Carr, M. H. Silicate volcanism on Io. Journal of Geophysical Research. 1986, 91: 3521–32 [2020-10-26]. Bibcode:1986JGR....91.3521C. doi:10.1029/JB091iB03p03521. （原始內容存檔於2020-10-29）. 
  29. ^ Davies, A. G.; et al. Thermal signature, eruption style, and eruption evolution at Pele and Pillan on Io. J. Geophys. Res. 2001, 106 (E12): 33,079–33,103. Bibcode:2001JGR...10633079D. doi:10.1029/2000JE001357. 
  30. ^ Geissler, P. E.; et al. Global Color Variations on Io. Icarus. 1999, 140 (2): 265–82. Bibcode:1999Icar..140..265G. doi:10.1006/icar.1999.6128. 
  31. ^ Williams, D. A.; et al. A komatiite analog to potential ultramafic materials on Io. J. Geophys. Res. 2000, 105 (E1): 1671–84. Bibcode:2000JGR...105.1671W. doi:10.1029/1999JE001157. 
  32. ^ Spencer, J.; et al. Discovery of Gaseous S2 in Io's Pele Plume. Science. 2000, 288 (5469): 1208–10. Bibcode:2000Sci...288.1208S. PMID 10817990. doi:10.1126/science.288.5469.1208. 
  33. ^ Williams, D. A.; et al. Mapping of the Culann–Tohil region of Io from Galileo imaging data. Icarus. 2004, 169 (1): 80–97. Bibcode:2004Icar..169...80W. doi:10.1016/j.icarus.2003.08.024. 
  34. ^ 34.0 34.1 34.2 34.3 Radebaugh, D.; et al. Paterae on Io: A new type of volcanic caldera?. J. Geophys. Res. 2001, 106 (E12): 33005–33020. Bibcode:2001JGR...10633005R. doi:10.1029/2000JE001406. 
  35. ^ Keszthelyi, L.; et al. A Post-Galileo view of Io's Interior. Icarus. 2004, 169 (1): 271–86 [2020-10-26]. Bibcode:2004Icar..169..271K. doi:10.1016/j.icarus.2004.01.005. （原始內容存檔於2020-10-31）. 
  36. ^ Schaber, G. G. The Geology of Io. Morrison, David; Matthews, Mildred Shapley (編). Satellites of Jupiter. University of Arizona Press. 1982: 556–97. ISBN 978-0-8165-0762-7. 
  37. ^ 37.0 37.1 Perry, J. E.; et al. Gish Bar Patera, Io: Geology and Volcanic Activity, 1997–2001 (PDF). Lunar and Planetary Science Conference XXXIV. Clear Lake City, Texas. 2003 [2009-05-11]. Abstract #1720. （原始內容存檔 (PDF)於2009-03-26）. 
  38. ^ 38.0 38.1 38.2 Keszthelyi, L.; et al. Imaging of volcanic activity on Jupiter's moon Io by Galileo during the Galileo Europa Mission and the Galileo Millennium Mission. J. Geophys. Res. 2001, 106 (E12): 33025–33052. Bibcode:2001JGR...10633025K. doi:10.1029/2000JE001383. 
  39. ^ Davies, A. Effusive activity: landforms and thermal emission evolution. Volcanism on Io: A Comparison with Earth. Cambridge University Press. 2007: 142–52. ISBN 978-0-521-85003-2. 
  40. ^ Matson, D. L.; et al. Io: Loki Patera as a magma sea. J. Geophys. Res. 2006, 111 (E9): E09002. Bibcode:2006JGRE..111.9002M. doi:10.1029/2006JE002703. 
  41. ^ Radebaugh, J.; et al. Observations and temperatures of Io's Pele Patera from Cassini and Galileo spacecraft images. Icarus. 2004, 169 (1): 65–79. Bibcode:2004Icar..169...65R. doi:10.1016/j.icarus.2003.10.019. 
  42. ^ Rathbun, J. A.; Spencer, J. R. Loki, Io: New ground-based observations and a model describing the change from periodic overturn. Geophysical Research Letters. 2006, 33 (17): L17201. Bibcode:2006GeoRL..3317201R. S2CID 29626659. arXiv:astro-ph/0605240 可免費查閱. doi:10.1029/2006GL026844. 
  43. ^ Howell, R. R.; Lopes, R. M. C. The nature of the volcanic activity at Loki: Insights from Galileo NIMS and PPR data. Icarus. 2007, 186 (2): 448–61. Bibcode:2007Icar..186..448H. doi:10.1016/j.icarus.2006.09.022. 
  44. ^ Davies, A. The view from Galileo. Volcanism on Io: A Comparison with Earth. Cambridge University Press. 2007: 155–77. ISBN 978-0-521-85003-2. 
  45. ^ McEwen, A. S.; Belton, M. J.; Breneman, H. H.; Fagents, S. A.; Geissler, P.; et al. Galileo at Io: Results from High-Resolution Imaging. Science. 2000, 288 (5469): 1193–98. Bibcode:2000Sci...288.1193M. PMID 10817986. doi:10.1126/science.288.5469.1193. 
  46. ^ McEwen, Alfred S.; Keszthelyi, Laszlo; Geissler, Paul; Simonelli, Damon P.; Carr, Michael H.; et al. Active Volcanism on Io as Seen by Galileo SSI. Icarus. 1998, 135 (1): 181–219. Bibcode:1998Icar..135..181M. doi:10.1006/icar.1998.5972. 
  47. ^ Davies, A. Prometheus and Amirani: effusive activity and insulated flows. Volcanism on Io: A Comparison with Earth. Cambridge University Press. 2007: 208–16. ISBN 978-0-521-85003-2. 
  48. ^ Davies, A. Between Voyager and Galileo: 1979-1995. Volcanism on Io: A Comparison with Earth. Cambridge University Press. 2007: 27–38. ISBN 978-0-521-85003-2. 
  49. ^ Marchis, F. High-Resolution Keck Adaptive Optics Imaging of Violet Volcanic Activity on Io. Icarus. 2002, 160 (1): 124–31. Bibcode:2002Icar..160..124M. doi:10.1006/icar.2002.6955. 簡明摘要 – Keck Observatory Press Release (2002-11-13). 
  50. ^ 50.0 50.1 50.2 Wilson, L.; Head, J. W. Lava Fountains from the 1999 Tvashtar Catena fissure eruption on Io: Implications for dike emplacement mechanisms, eruptions rates, and crustal structure. J. Geophys. Res. 2001, 106 (E12): 32,997–33,004. Bibcode:2001JGR...10632997W. S2CID 937266. doi:10.1029/2000JE001323 可免費查閱. 
  51. ^ 51.0 51.1 Davies, A. Pillan and Tvashtar Paterae: lava fountains and flows. Volcanism on Io: A Comparison with Earth. Cambridge University Press. 2007: 192–207. ISBN 978-0-521-85003-2. doi:10.1017/CBO9781107279902.014. 
  52. ^ 52.0 52.1 52.2 52.3 Spencer, J. R.; et al. Io Volcanism Seen by New Horizons: A Major Eruption of the Tvashtar Volcano. Science. 2007, 318 (5848): 240–43. Bibcode:2007Sci...318..240S. PMID 17932290. S2CID 36446567. doi:10.1126/science.1147621. 
  53. ^ 53.0 53.1 McEwen, A. S.; et al. High-temperature silicate volcanism on Jupiter's moon Io. Science. 1998, 281 (5373): 87–90. Bibcode:1998Sci...281...87M. PMID 9651251. doi:10.1126/science.281.5373.87. 
  54. ^ Roesler, F. L.; et al. Far-Ultraviolet Imaging Spectroscopy of Io's Atmosphere with HST/STIS. Science. 1999, 283 (5400): 353–57. Bibcode:1999Sci...283..353R. PMID 9888844. doi:10.1126/science.283.5400.353. 
  55. ^ Geissler, P. E.; et al. Galileo Imaging of Atmospheric Emissions from Io. Science. 1999, 285 (5429): 870–4. Bibcode:1999Sci...285..870G. PMID 10436151. doi:10.1126/science.285.5429.870. 
  56. ^ Milazzo, M. P.; et al. Observations and initial modeling of lava-SO2 interactions at Prometheus, Io. J. Geophys. Res. 2001, 106 (E12): 33121–33128. Bibcode:2001JGR...10633121M. doi:10.1029/2000JE001410. 
  57. ^ 57.0 57.1 McEwen, A. S.; Soderblom, L. A. Two classes of volcanic plume on Io. Icarus. 1983, 55 (2): 197–226. Bibcode:1983Icar...55..191M. doi:10.1016/0019-1035(83)90075-1. 
  58. ^ 58.0 58.1 Battaglia, Steven M.; Stewart, Michael A.; Kieffer, Susan W. Io's theothermal (sulfur) - Lithosphere cycle inferred from sulfur solubility modeling of Pele's magma supply. Icarus. June 2014, 235: 123–129. Bibcode:2014Icar..235..123B. doi:10.1016/j.icarus.2014.03.019. 

外部連結

維基共享資源上的相關多媒體資源：木衛一的火山活動
取自 "https://zh.wikipedia.org/w/index.php?title=木衛一的火山活動&oldid=81812471"