Іо (супутник)

Іо (грец. Ιώ) — супутник Юпітера, найближчий до планети з чотирьох галілеєвих супутників. Його діаметр становить 3642 кілометри, тому Іо є четвертим за величиною супутником у Сонячній системі. Названий на честь міфологічної Іо, яка була жрицею Гери та коханкою Зевса. Має особливо бурхливу вулканічну активність. Його відкрив Галілео Галілей у 1610 році за допомогою найпершого в історії телескопа. Перші фото Іо були зроблені зондом «Піонер-11», який пролетів повз Юпітер в грудні 1974.

Будова Іо
Іо


Іо, знімок NASA 1999 р., кольори штучно підсилені.

Дані про відкриття
Дата відкриття 7 січня 1610 року
Відкривач(і) Галілео Галілей
Планета Юпітер
Номер I
Орбітальні характеристики
Велика піввісь 421 700 км
Перицентр 420 000 км
Апоцентр 423 400 км
Орбітальний період 1,769137786 діб
Ексцентриситет орбіти 0,0041
Нахил орбіти 0,05° до площини екватора планети
Фізичні характеристики
Середній радіус 1821,3 км
Площа поверхні 41 910 000 км²
Об'єм 2,53×1010 км³
Маса 8,9319×1022 кг
Густина 3,528 г/см³
Прискорення вільного падіння 1,796 м/с²
Друга космічна швидкість 2,558 км/с
Атмосфера відсутня
Інші позначення

Іо у Вікісховищі

За даними непрямих досліджень, поверхня супутника представлена породами, що на 55(60)% складені сіркою (в Сонячній системі це, імовірно, найбагатші поклади сірки, які доступні з поверхні планети), на 30 % — зневодненим астраханітом, на 15 % — сульфатом заліза, гематитом (модель Ф.Фанале і Д.Неша). Надра планети містять силікатні гірські породи. На Іо зафіксовано до 8-10 активних вулканів, на поверхні — скиди, ескарпи.

У Сонячній системі є також астероїд Іо.

Номенклатура
«Юпітер та Іо». Картина Паріса Бордоне (1550-і роки)

Хоча Симона Маріуса не було визнано першовідкривачем галілеєвих супутників, для них прийняли назви, які дав саме він. 1614 року вийшла публікація Маріуса Mundus Iovialis anno M.DC.IX Detectus Ope Perspicilli Belgici, у якій він запропонував назви для найближчих супутників Юпітера, включаючи «Меркурій Юпітеріанський» або першу з «Юпітеріанських планет»[1]. Він підтримав пропозицію Йоганна Кеплера, яку той зробив у жовтні 1613 року, — називати супутники цієї планети на честь коханок героя давньогрецької міфології Зевса або його римського еквівалента Юпітера. Найближчого з внутрішніх великих місяців — Іо — він назвав на честь Іо з грецької міфології[1][2]. Потім назви, які запропонував Маріус, були забуті й вийшли з ужитку аж до середини 20-го століття. У більш ранній літературі Іо називається за планетною приналежністю з додаванням римської цифри, наприклад, «Юпітер I», або просто «перший супутник Юпітера».

Деталі рельєфу Іо названі на честь персонажів і місцевостей з міфу про Іо, а також на честь божеств вогню, вулканів, Сонця і грози з різних міфів, і на честь персонажів та місць із дантівського пекла, що підходять для поверхні вулканічної природи[3]. Відтоді як «Вояджер-1» досить докладно вивчив поверхню Іо, Міжнародний астрономічний союз затвердив назви 225 вулканів, гір, плато і областей з високим альбедо. Найменовані деталі рельєфу належать до таких типів: пате́ра (лат. patera) — вулканічний кратер неправильної форми, потік (fluctus) — лавовий потік, долина (vallis) — лавовий канал, еруптивний центр — місцевість, де помітні перші ознаки виверження, гора (mons), столова гора (mensa), купол (tholus), плато (planum), область (regio)[3]. Прикладами названих структур є столова гора Пана, патери Тваштара і область Колхіда[4].

Спостереження
Галілео Галілей, першовідкривач Іо

Перше спостереження Іо провів Галілео Галілей 7 січня 1610 року. Він зміг побачити супутник за допомогою рефрактора з 20-кратним збільшенням, якого сконструював у Падуанському університеті. Однак під час першого спостереження, через малу потужність телескопа, Галілей не зміг відокремити Іо від іншого супутника Юпітера — Європи — і позначив їх як один об'єкт. Але вже наступного дня — 8 січня 1610 року — він побачив їх окремо (цю дату і визнає Міжнародний астрономічний союз днем відкриття Іо)[5]. Відкриття Іо та інших галілеєвих супутників Галілео опублікував у роботі Sidereus Nuncius у березні 1610 року[6]. Симон Маріус у своїй праці Mundus Jovialis, яку він опублікував 1614 року, стверджував, що спостерігав Іо та інші супутники Юпітера ще в 1609 році, за один тиждень до того, як їх відкрив Галілей. Той висловив сумніви в автентичності цих тверджень і відхилив заяву Маріуса як плагіат. Але перше зареєстроване спостереження Маріуса датоване 29 грудня 1609 року за юліанським календарем, що відповідає 8 січня 1610 року за григоріанським календарем, яким користувався Галілей[7]. Оскільки Галілео першим опублікував роботу, то йому й приписують відкриття[8].

Упродовж двох наступних століть на Іо не могли розрізнити жодних деталей: її бачили за допомогою астрономічних телескопів лише як цятку світла 5 величини. У XVII столітті Іо та інші Галілеєві супутники слугували для різних цілей: за їх допомогою моряки визначали довготу[9], фізики перевіряли третій закон Кеплера про рух планет, а також визначали час, який потребен світлу, щоб подолати відстань між Юпітером і Землею[6]. На основі ефемерид, вимірювання яких провели такі астрономи як Джованні Кассіні та інші, П'єр-Симон Лаплас створив математичну теорію, яка пояснює орбітальні резонанси Іо, Європи і Ганімеда[6]. Ці резонанси, як виявилося пізніше, справили величезний вплив на геологію цих трьох супутників.

Наприкінці XIX — на початку XX століть покращилася технологія створення телескопів і з'явилися телескопи з кращою роздільною здатністю. Це дозволило астрономам побачити великомасштабні деталі на поверхні Іо. У 1890-х роках Едвард Барнард став першим астрономом, який побачив відмінності у яскравості між екваторіальною і полярною областями Іо й правильно припустив, що вони виникають через відмінності кольору і альбедо цих областей, а не через те, що Іо має яйцеподібну форму (як це запропонував астроном Вільям Пікерінг) або через те, що екваторіальна і полярна області є двома окремими об'єктами (як це спочатку запропонував Барнард)[10][11][12]. Пізніші телескопічні спостереження за поверхнею Іо підтвердили відмінність між червонувато-коричневими полярними регіонами і жовто-білою екваторіальною стрічкою[13].

Телескопічні спостереження Іо в середині XX століття почали наводити на думку про його надзвичайну незвичну природу. Спектрографічні спостереження показали, що, ймовірно, поверхня Іо позбавлена водяного льоду (на інших галілеєвих супутниках його знайдено в достатку)[14]. Ті самі спостереження вказують на те, що на поверхні супутника переважають випари, які складаються з сірки і солей натрію[15]. Радіотелескопічні спостереження Іо показали її вплив на магнітосферу Юпітера, про що свідчать сплески на декаметрових хвилях, що відбуваються з періодом, який дорівнює орбітальному періоду супутника[16].

14 травня 1971 року о 2:00 UTC відбулась важлива для науки подія, коли Іо покрила зорю Бета Скорпіона[17][18], а це надзвичайно рідкісна для такої яскравої зорі подія. Це дозволило в 1972 році отримати дуже хорошу оцінку середнього радіусу Іо: 1818±5 км[19].

«Піонер»

Першими космічними апаратами, які наблизилися до Іо, були апарати-близнюки «Піонер-10» і «Піонер-11», що пролітали біля неї 3 грудня 1973 року і 2 грудня 1974 року відповідно[20]. Радіостеження за ними дозволило уточнити масу Іо. Ці дані, разом з даними про його розмір, показали, що Іо має найбільшу серед галілеєвих супутників щільність і складається з силікатних порід, а не водяної криги[21]. За допомогою «Піонерів» вдалося також помітити тонкий шар атмосфери Іо та інтенсивний радіаційний пояс біля її орбіти. Камера на борту «Піонера-11» дала єдине добре зображення північної полярної області Іо[22]. Детальні знімки мав зробити і «Піонер-10», але ці спостереження не вдалися через неправильну роботу апаратури за високої радіації[20].

«Вояджер»
Мозаїка поверхні Іо, складена зі знімків, що їх зробив космічний апарат «Вояджер-1»

Польоти зондів-близнят «Вояджер-1» і «Вояджер-2» повз Іо в 1979 році, завдяки їхній більш досконалій системі зйомки, дали набагато детальніші зображення супутника. «Вояджер-1» пролітав повз супутника 5 березня 1979 на відстані 20 600 кілометрів[23]. Зображення, добуті під час цього прольоту, показали дивний різнокольоровий краєвид, позбавлений метеоритних кратерів[24]. На знімках з високою роздільною здатністю видно відносно молоду поверхню, поцятковану ямами дивної форми, горами вищими за Джомолунгму і речовиною, що нагадує потоки лави.

Невдовзі після прольоту «Вояджера-2» інженер навігації «Вояджера» Лінда Морабіто помітила шлейф, що виходить від поверхні, на одному із зображень[25]. Аналіз знімків з «Вояджера-1» показав наявність дев'яти таких шлейфів, що свідчить про значку вулканічну активність на Іо[26]. Її передбачили у своїй роботі Стентон Піл, Патрік Кассен і Р. Т. Рейнольдс незадовго до отримання знімків з «Вояджера-1». Вони обчислили, що надра Іо повинні періодично істотно нагріватися через орбітальний резонанс Іо з Ганімедом і Європою[27]. Дані, отримані від «Вояджера-1», показали, що на поверхні Іо переважає сірка і заморожений діоксид сірки. Вони переважають і в тонкому шарі атмосфери Іо і в торі плазми, зосередженої на його орбіті (це випливає також зі спостережень «Вояджера»)[28][29][30].

«Вояджер-2» пройшов поблизу Іо на відстані 1 130 000 кілометрів 9 липня 1979 року. І хоча цей космічний апарат не підлітав до супутника настільки близько, як «Вояджер-1», при порівнянні їх знімків вдалося виявити кілька змін на поверхні, що відбулися за чотири місяці між прольотами. Крім того, спостереження за Іо як за півмісяцем під час віддалення «Вояджера-2» від системи Юпітера показали, що сім з дев'яти шлейфів, що спостерігалися в березні, проявляли активність і в липні 1979 року і лише вулкан Пеле виглядав пасивно[31].

«Галілео»
Знімок «Галілео», на якому видно велику темну пляму, окреслену червоним кільцем, яке утворилось внаслідок сильного виверження патери Піллана 1997 року

Космічний апарат «Галілео» досяг Юпітера в 1995 році (через шість років після старту з Землі). Його метою було продовження і уточнення досліджень двох «Вояджерів» і наземних спостережень минулих років. Перебування Іо в межах одного з найбільш інтенсивних радіаційних поясів Юпітера виключило можливість тривалих близьких досліджень, але «Галілео» досить близько пролетів поруч з Іо перш ніж вийти на орбіту, потрібну для виконання свого основного завдання — дворічного докладного вивчення системи Юпітера. І хоча під час цього прольоту, що відбувся 7 грудня 1995, не було зроблено жодного знімка, він приніс значні результати: відкриття у Іо залізного ядра, подібного до ядра кам'янистих планет Сонячної системи[32].

Попри нестачу знімків крупним планом і механічні несправності, які дуже обмежили обсяг отриманих даних, «Галілео» в ході основної місії зробив кілька суттєвих відкриттів. Він був свідком великого виверження патери Піллана й зміг підтвердити, що викиди вулканів складаються з силікатної магми, багатої на магній і яка має осн́овний і ультраосн́овний склад[33]. Віддалена зйомка Іо велася практично на кожному обороті «Галілео» під час його основної місії. Це дозволило побачити багато активних вулканів (завдяки тепловому випромінюванню магми в процесі охолодження і вулканічним шлейфам), численні гори з різноманітною морфологією і деякі зміни поверхні в проміжку між спостереженнями «Вояджер» і «Галілео», а також в проміжку між оборотами «Галілео»[34]. Із 35 обертів « Галілео» навколо Юпітера 7 були спроектовані з метою вивчення Іо (максимальне зближення, 102 км, відбулося 17 січня 2002 року).

Місію Галілео двічі продовжували — у 1997 і 2000 роках. Під час цих продовжених місій космічний апарат пролетів повз Іо тричі наприкінці 1999 — на початку 2000 року і тричі наприкінці 2001 — на початку 2002 року. Спостереження під час цих прольотів показали геологічні процеси, що відбуваються у вулканах і горах Іо, виключили присутність магнітного поля і продемонстрували масштаби вулканічної активності[34]. У грудні 2000 року космічний корабель «Кассіні» пройшов неподалік від системи Юпітера на шляху до Сатурна і робив спостереження спільно з «Галілео». Тоді вдалося виявити новий шлейф на патерах Тваштара і краще зрозуміти сяйво Іо[35]. Крім того, «Кассіні» добув нові дані про плазмовий тор, який формує Іо, за допомогою свого чутливого ультрафіолетового спектрометра. Тор складається з іонізованих атомів і молекул сірки з домішкою інших речовин. Меридіональний перетин тора має форму еліпса зі співвимірними осями[36].

Наступні спостереження
Зміни поверхні Іо між вивченням її космічними апаратами «Галілео» і «Нові горизонти»

Після того, як 21 вересня 2003 року місія «Галілео» завершилась і апарат згорів у атмосфері Юпітера, спостереження за Іо велися лише за допомогою наземних і космічних телескопів. Зокрема, можна виділити знімки, зроблені за допомогою адаптивної оптики в обсерваторії Кека на Гаваях і знімки телескопа Хаббл, що дозволяють вченим стежити за активними на Іо вулканами навіть без допомоги космічних апаратів у системі Юпітера[37][38].

Космічний корабель «New Horizons» на шляху до Плутона і поясу Койпера пролітав повз систему Юпітера, в тому числі Іо, 28 лютого 2007 року. Під час прольоту зроблено безліч віддалених спостережень за Іо. Серед них знімки великого шлейфу на вулкані Тваштара, які, разом із спостереженнями за шлейфом вулкана Пеле в 1979 році, дали можливість вести перші детальні спостереження за вулканічним шлейфом найбільшого класу на Іо[39]. Космічний апарат «New Horizons» також зумів зробити знімок вулкана поблизу патери Гірру на ранніх стадіях виверження і кілька вивержень вулканів, які відбулися від часу завершення місії «Галілео»[39].

Нині для вивчення системи Юпітера заплановано дві місії. Апарат «Юнона», який запустило 5 серпня 2011 НАСА[40], має обмежені можливості зйомки, але може забезпечити моніторинг вулканічної діяльності Іо своїм ближнім інфрачервоним спектрометром JIRAM. Запланована дата виходу «Юнони» на потрібну орбіту — серпень 2016 року[40]. Спільна (NASA/ESA/Роскосмос) космічна програма «Europa Jupiter System Mission», схвалена в лютому 2009 року, намічена на 2020 рік. Кількість апаратів, які будуть запущені, варіює від двох до чотирьох: «Jupiter Europa Orbiter» (NASA), «Jupiter Ganymede Orbiter» (ESA)[41], «Jupiter Magnetospheric Orbiter» (JAXA) і «Jupiter Europa Lander» (Роскосмос). Дослідження Іо входить у плани лише у «Jupiter Europa Orbiter», який зробить чотири прольоти біля Іо у 2025 і 2026 роках до входу на орбіту навколо Європи. Внесок ESA в цю місію все ще зіштовхується з конкуренцією за фінансування з боку інших його космічних проектів[42]. На додаток до цих місій, які вже схвалило НАСА, запропоновано ще кілька більш спеціалізованих місій. Одна місія, яка має назву «Спостерігач вулканів Іо» («Io Volcano Observer»), повинна була б розпочатися у 2015 році як місія класу Discovery і включала б кілька прольотів повз Іо, однак нині вона залишається на стадії розробки[43].

Орбіта й обертання
Анімація, що демонструє Лапласів резонанс Іо з Європою і Ганімедом

Орбіта Іо розташована на відстані 421 700 км від центру Юпітера і за 350 000 км від верхнього шару його хмар. Іо — п'ятий за віддаленістю від Юпітера його супутник і найближчий з галілеєвих супутників. Його орбіта пролягає між Тебою і Європою. Йому потрібно 42,5 години, щоб зробити повний оберт навколо Юпітера (досить швидко, щоб його рух був помітний за одну ніч спостережень). Іо перебуває в орбітальному резонансі 2:1 з Європою і 4:1 з Ганімедом, тобто встигає обернутися навколо Юпітера двічі за час одного оберту Європи і 4 рази — за час одного оберту Ганімеда. Такий резонанс підтримує ексцентриситет орбіти Іо (0,0041), який, у свою чергу, є основною причиною небувалої геоактивності супутника (див. розділ «припливний розігрів» для детальнішого пояснення)[27]. Без такого резонансу орбіта Іо закруглилась би через припливне прискорення, і, супутник не був настільки геологічно активний.

Як і інші Галілеєві супутники, а також земний Місяць, Іо — синхронний супутник: одна з його півкуль завжди звернена до Юпітера. На цьому ґрунтується система визначення довгот на Іо. Нульовий меридіан перетинає екватор у суб'юпітеріальній (найближчій до Юпітера) точці. Півкуля, що завжди обернена в бік Юпітера, називається суб'юпітеральною, тоді як протилежна їй півкуля — антиюпітеріальною. Півкуля, що спрямована в бік руху супутника по орбіті, називається ведучою, а протилежна — веденою[44].

Взаємодія з магнітосферою Юпітера
Схема магнітосфери Юпітера і впливу Іо (біля центру зображення): плазмовий тор (червоне), нейтральна хмара (жовте), потокова трубка (зелене) і лінії магнітного поля (блакитне)[45]

Іо відіграє важливу роль у формуванні магнітного поля Юпітера. Магнітосфера Юпітера вбирає в себе гази і пил з тонкої атмосфери Іо зі швидкістю 1 тонна на секунду[46]. Ця матерія переважно складається з йонізованих та атомарних сірки, кисню і хлору; атомарних натрію і калію; молекулярних діоксиду сірки і сірки; а також пилу хлориду натрію[46][47]. Вони викидаються вулканами Іо, потрапляють в його атмосферу, а далі — в магнітосферу Юпітера і, іноді, в міжпланетний простір. Вся ця матерія, в залежності від її складу і ступеня іонізації, опиняється в різних нейтральних (неіонізованих) хмарах і радіаційних поясах юпітеріанської магнітосфери, а іноді й полишає межі системи Юпітера.

Іо оточений хмарою з нейтральних атомів сірки, кисню, натрію і калію, яка тягнеться приблизно на шість його радіусів від поверхні. Ці частинки приходять з верхніх шарів атмосфери супутника. Вони збуджуються через зіткнення з частинками плазмового тора (як обговорено нижче) та інших процесів у сфері Гілла Іо, тобто в області де його тяжіння переважає над юпітеріанським. Частина всієї цієї матерії залишає атмосферу і виходить на орбіту навколо Юпітера. Упродовж 20 годин ці частинки залишають сферу Хілла Іо і формують бананоподібну нейтральну хмару, яке може поширюватися на відстань до 6 юпітеріанських радіусів від Іо — або всередині орбіти Іо і перед супутником, або поза орбітою Іо і позаду супутника[46]. Зіткнення, які збуджують частки, також іноді постачають електронами іони натрію в плазмовому торі, і утворені нейтральні атоми вилітають з тора. Однак ці частки все ще зберігають свою швидкість 70 км/с (тоді як орбітальна швидкість Іо — 17 км/с) і формують струмені речовини позаду Іо[48].

Орбіта Іо проходить у межах поясу сильної радіації, відомого як плазмовий тор Іо. Це пундикоподібне кільце складається з іонізованої сірки, кисню, натрію і хлору. Плазма в ньому утворюється з нейтральних атомів «хмари», що оточує Іо, які іонізуються і захоплюються магнітосферою Юпітера[46]. На відміну від частинок нейтральної хмари, ці частинки обертаються навколо Юпітера разом з його магнітосферою зі швидкістю 74 км/с. Як і решта магнітосфери Юпітера, плазмовий тор нахилений до екватора Юпітера (і до орбітальної площини Іо). Це означає, що Іо перебуває то вище, то нижче ядра тора. Як зазначено вище, вищі швидкість і енергія цих іонів частково відповідальні за витік нейтральних атомів і молекул з атмосфери Іо і більш протяжної нейтрального хмари. Тор складається з трьох частин: зовнішнього «теплого» тора, який розташований одразу за орбітою Іо; вертикально-широкого регіону, відомого як «стрічка», який складається з нейтральної області-джерела, а також охолодженої плазми, розташованої в районі орбіти Іо; а також внутрішньої частини, «холодного» тора, що складається з частинок, які повільно по спіралі рухаються до Юпітера[46]. Після приблизно 40-денного перебування в «теплому торі» частинки його залишають. Частково вони відповідальні за надзвичайно велику магнітосферу Юпітера[49]. Частинки з Іо були виявлені датчиками КА «Нові Горизонти» за варіаціями магнітосферної плазми дуже далеко від супутника (в хвості магнітосфери). Щоб вивчати подібні зміни всередині плазмового тора, дослідники вимірюють його ультрафіолетове випромінювання. Хоча такі зміни остаточно не ув'язані зі змінами у вулканічній активності Іо (основного джерела матерії в плазмовому торі), такий зв'язок встановлено для нейтральної хмари натрію[50].

Наближаючись до Юпітера в 1992 році, КА «Улісс» зафіксував потік пилоподібних частинок, спрямований із системи Юпітера[51]. Пил в цих потоках віддаляється від Юпітера на швидкостях у кілька сотень кілометрів на секунду, має розмір близько 10 μm і складається переважно з хлориду натрію[47][52]. Дослідження пилу, які провів «Галілео», виявили, що пилові потоки походять з поверхні Іо, але точний механізм їх формування невідомий: вони можуть бути результатом вулканічної активності або зіткнень з поверхнею Іо[53].

Лінії магнітного поля Юпітера, які перетинають Іо, з'єднують атмосферу Іо і нейтральну хмару з верхніми шарами полярної атмосфери Юпітера електричним струмом, відомим як потокова трубка Іо[46]. Цей струм спричиняє полярні сяйва в юпітеріанській атмосфері, які мають назву «слід Іо», а також сяйва у атмосфері Іо. Частинки, що йдуть по цій трубці, роблять полярні області Юпітера темними у видимому діапазоні світла. Місце перебування Іо та її «сліду» в атмосфері Юпітера відносно Землі та Юпітера сильно впливає на інтенсивність спостережуваного радіовипромінювання Юпітера: воно сильно збільшується коли Іо перебуває в зоні видимості[16][46]. КА «Юнона», який стартував до Юпітера 5 серпня 2011 року і прибуде до нього в липні 2016, повинен пролити світло на взаємодію між Іо і магнітосферою Юпітера. Лінії юпітеріанського магнітного поля, що проходять крізь іоносферу Іо, генерують електричні струми, які створюють магнітне поле в надрах Іо. Вважають, що індуковане магнітне поле Іо генерується в частково розплавленій силікатній магмі за 50 кілометрів під поверхнею супутника[54]. Подібні індуковані магнітні поля «Галілео» виявив на інших галілеєвих супутниках, де вони генеруються ймовірно підповерхневими водними океанами.

Внутрішня структура
Модель можливої внутрішньої будови Іо з ядром, що складається з заліза або сульфіду заліза (виділено сірим кольором), силікатною корою (виділено коричневим) і частково розплавленою силікатною мантією між ними (виділено помаранчевим)

Іо, що складається переважно з силікатних порід і заліза, ближче за складом до планет земної групи, ніж до інших супутників у зовнішній частині Сонячної системи (які складаються головним чином з водяного льоду і силікатів). Щільність Іо дорівнює 3,5275 г/см3, що більше, ніж у інших галілеєвих супутників (і навіть ніж у Місяця), і це ставить Іо на перше місце за щільністю серед супутників у Сонячній системі[55]. Моделі, які складені за виміряними «Вояджерами» і «Галілео» масою, радіусом і коефіцієнтами гравітаційного квадруполя (числа, що описують розподіл маси в межах об'єкта), вказують на те, що Іо розшарована на ядро із заліза або сульфіду заліза і кору з мантією, які багаті на силікати[32]. Металеве ядро становить приблизно 20 % маси Іо[56]. Радіус ядра залежить від вмісту сірки: якщо воно складається з чистого заліза, його радіус перебуває в межах від 350 до 650 км, а якщо воно складається із сполук заліза і сірки — в межах від 550 до 900 км. Магнітометр «Галілео» не виявив у Іо власного магнітного поля, а це вказує на те, що в її залізному ядрі немає конвекції[57].

Моделювання внутрішнього складу Іо показує, що мантія складається принаймні на 75 % з багатого на магній мінералу форстериту, а її склад подібний до складу метеоритів L-хондритів і LL-хондритів. Відношення концентрацій заліза і кремнію там вище, ніж на Місяці або Землі, але нижче, ніж на Марсі[58][59]. Підтримка теплового потоку, що спостерігається на Іо, вимагає, щоб 10-20 % мантії були в розплавленому вигляді, хоча в областях, де наявний високотемпературний вулканізм, частка розплавленої речовини може бути більшою[60]. Однак повторний аналіз даних магнітометра «Галілео» у 2009 році показав наявність на Іо індукованого магнітного поля, для якого потрібен океан магми на глибині 50 км[54]. Наступне дослідження, опубліковане 2011 року, надало прямі докази існування такого океану[61]. Товщину цього шару оцінюють у 50 км, і він становить близько 10 % мантії Іо. Температура там досягає приблизно 1 200 °C. Невідомо, чи сумісне це 10-20-відсоткове плавлення з умовою значної кількості розплавлених силікатів у цьому ймовірному океані магми[62]. Товщина літосфери Іо, що складається з базальту та сірки і утвореної інтенсивним вулканізмом, становить не менш як 12 кілометрів і, ймовірно, не більш ніж 40 кілометрів[56][63].

Припливний розігрів

Найбільш імовірним джерелом внутрішнього тепла Іо (на відміну від Землі й Місяця) вважають припливний розігрів надр супутника[64] в результаті орбітальних резонансів Іо з Європою і Ганімедом[27], а не радіоактивний розпад. Такий розігрів залежить від відстані між Іо і Юпітером, ексцентриситету його орбіти, складу і фізичних характеристик його надр[60]. Орбітальний резонанс з Європою і Ганімедом підтримує ексцентриситет Іо і запобігає округленню орбіти Іо, яке інакше відбувалося б через дисипацію припливної енергії. Орбітальний резонанс підтримує і поточний радіус орбіти Іо (інакше припливи на Юпітері змушували б Іо повільно віддалятися від нього)[65]. Зміна висоти припливного горба Іо між перицентром та апоцентром може досягати 100 метрів. Тертя при цих переміщеннях створює в надрах Іо припливний розігрів, а він підтримує в розплавленому стані істотну частину мантії і ядра супутника. Це уможливлює вулканічну активність[64]. Припливний розігрів дає приблизно в 200 разів більше тепла, ніж радіоактивний розпад[66]. Оцінки, зроблені на основі вимірів теплового потоку з «гарячих» областей Іо, показали, що потужність припливного розігріву може досягати 0,6 — 1,6×108 МВт, що на два порядки перевищує сумарну потужність, яку споживає людство (2×106 МВт). Моделі орбіти Іо показують, що потужність припливного розігріву надр Іо змінюється з часом, і поточний тепловий потік не репрезентативний для довгострокової перспективи[60].

Поверхня
Мапа поверхні Іо

За аналогією з давньою поверхнею Місяця, Марса і Меркурія вчені очікували побачити на перших зображеннях Іо, які зробив «Вояджер-1», численні метеоритні кратери (а їх концентрація дозволила б оцінити вік поверхні). Але вони були дуже здивовані, виявивши, що метеоритних кратерів там майже немає. Замість них видно гладкі рівнини, всіяні високими горами, потоками лави і ямами різних форм і розмірів[24]. На відміну від більшості інших космічних об'єктів, поверхня Іо покрита безліччю різнокольорових речовин, здебільшого модифікаціями і сполуками сірки[67]. Мала кількість метеоритних кратерів показує, що поверхня Іо, як і поверхня Землі, геологічно молода. Кратери на Іо швидко покриваються вулканічними викидами. Ці висновки були підтверджені щонайменше дев'ятьма діючими вулканами, що спостерігалися «Вояджером-1»[26].

Окрім вулканів на Іо є невулканічні гори, в'язкі лавові потоки, що досягають довжини в сотні кілометрів, озера розплавленої сірки і кальдери, глибина яких сягає кількох кілометрів.

2012 року складено повну геологічну мапу Іо, для якої використані зображення з різною деталізацією, що за допомогою комп'ютера склеєні в єдину мозаїку з роздільною здатністю 1 км на піксель. Мапу складали 6 років. Очолив проект Девід Вільямс (David Williams) з університету Аризони. Дослідники також склали онлайнову базу даних по Іо, що включає не лише нову геологічну мапу, але й численні знімки з космічних апаратів і дані низки інших мимірювань[68].

Поверхневий склад

Гарний зовнішній вигляд Іо — результат інтенсивної роботи вулканів, які викидають різні речовини. Серед них — силікати (наприклад, ортопіроксен), сірка і діоксид сірки[69]. Іній з діоксиду сірки покриває майже всю поверхню Іо, барвлячи великі області в білий або сірий колір. На багатьох ділянках супутника видно й сірку завдяки її жовтому або жовто-зеленому кольору. У середніх і високих широтах радіація розбиває зазвичай стійкі восьмиатомні циклічні молекули сірки S8, і внаслідок цього полярні області Іо мають червоно-коричневий колір[10].

Вибуховий вулканізм, який часто дає шлейфи вулканічного попелу, що утворюють химерні форми, забарвлює поверхню силікатами і сполуками сірки. Опади цих шлейфів часто мають червоний або білий колір (залежно від вмісту сірки та її діоксиду). Зазвичай шлейфи, що утворені в жерлі вулкана внаслідок дегазації лави, містять більшу кількість S2 і дають червоні опади, що випадають віялом або, у виняткових випадках, великими (часто радіусом понад 450 кілометрів) кільцями[70]. Яскравий приклад червоного кільця з опадів шлейфу можна побачити навколо вулкана Пеле. Цей червоний осад складається здебільшого з сірки (переважно 3- і 4-атомної молекулярної сірки), двоокису сірки та, ймовірно, Cl2SO2[69]. Шлейфи, що утворені на межах потоків силікатної лави, дають білі або сірі опади (продукт взаємодії цієї лави з сіркою і двоокисом сірки, які лежать на поверхні).

Картування складу і висока щільність Іо вказують на те, що на Іо практично немає води, хоча там орієнтовно ідентифіковані невеликі кишені водяного льоду або гідратованих мінералів (насамперед на північно-західному боці гори Gish Bar Mons)[71]. Цей брак води, ймовірно, пов'язаний з тим, що за часів формування Сонячної системи Юпітер був досить гарячим, щоб такі летючі речовини, як вода, випарувалися з околиць Іо (хоча й не дуже гарячим, щоб так сталося і на більш віддалених супутниках).

Вулканізм Іо
Active lava flows in volcanic region Tvashtar Paterae (blank region represents saturated areas in the original data). Images taken by Galileo in November 1999 and February 2000.
П'ятикадрова послідовність зображень зонда «Нові обрії», що ілюструє виверження матерії вулкану Тваштар на 330 км над поверхнею Іо.

Для Іо характерний розвинений вулканізм, найінтенсивніший у всій Сонячній системі.

Одночасно на поверхні планети зафіксовано виверження 10 вулканів. Конфігурація вулканічного поля швидко змінюється — за 4 місяці між польотами Вояджера-1 і Вояджера-2 встигли потухнути одні вулкани і з'явитися інші. Рельєф Іо теж швидко змінюється — повністю за декілька сотень років. Найбільші виверження вулканів виносять речовину зі швидкістю 1 км/с на висоту близько 300 км. Жерла багатьох вулканів мають гігантські розміри.

Подібно до земних вулканів вулкани Іо викидають сірку і діоксид сірки, лавові потоки — це розплавлені гірські породи зі значним вмістом сполук сірки.

У кінці 2017 р. вчені NASA виявили виверження вулкана стромболіанського типу на Іо.[72]

Джерелом енергії для вулканічної діяльності, імовірно, є припливні сили, викликані сильним гравітаційним впливом з боку Юпітера, а також його супутників — Європи і Ганімеда. Гравітаційні впливи викликають коливання поверхні Іо на 100 м по вертикалі.

Гори
Гора Тохіль заввишки 8,8 кілометра. Фото космічного апарату «Галілео»

На Іо налічується 100—150 гір. Середня їх висота — 6 кілометрів, а максимальна — 17,5±1,5 кілометра (у гори Південна Боосавла)[73]. Часто гори являють собою великі (із середньою довжиною 157 км) ізольовані геологічні структури. Глобальних тектонічних структур, таких як на Землі, не видно[73]. Величезний розмір гір свідчить про те, що вони складаються здебільшого з силікатних порід, а не з сірки[74].

Попри значний вулканізм, що визначає зовнішність Іо, походження майже всіх її гір не вулканічне. Більшість з них утворюється в результаті напружень стискання в літосфері, які піднімають і часто нахиляють шматки кори Іо, насуваючи їх один на одного[75]. Тиск, що веде до утворення гір, — результат безперервного осідання вулканічних матеріалів[75]. Глобальний розподіл гір по поверхні Іо, судячи з усього, протилежний розподілу вулканічних структур — в областях з найменшою кількістю вулканів багато інших гір і навпаки[76]. Це вказує на наявність в атмосфері Іо великих областей, в деяких з яких відбувається стиснення (що формує гори), а в іншому — розширення (сприятливе для утворення патер)[77]. Однак в окремих областях гори і пантери розташовані близько один від одного. Це можна пояснити тим, що магма часто досягає поверхні через розломи, утворені під час формування гір[78].

Гори Іо (як і взагалі геологічні структури, що підносяться над рівнинами) мають різні форми. Найпоширеніша серед них — плато[73]. Вони нагадують великі столові гори з пласкою вершиною з нерівною поверхнею. Інші гори, мабуть, — нахилені блоки кори Іо з пологим схилом (утвореним з пласкої поверхні) і крутим обривом, де на поверхню виходять шари, які раніше залягали глибоко. У обох типів гір часто зустрічаються круті ескарпи уздовж одного або декількох країв. Лише деякі гори на Іо мають вулканічне походження. Вони нагадують маленькі щитові вулкани з крутими схилами (6 — 7°) поблизу їх невеликої кальдери і більш пологими схилами по краях[79]. Вулканічні гори невеликі і досягають у середньому лише 1-2 кілометри заввишки і 40-60 кілометрів завширшки. Морфологія деяких інших структур (де з центральної патери виходять тонкі потоки, як у патер Ра) свідчить про те, що це теж щитові вулкани, але з дуже пологими схилами[79].

Судячи з усього, практично всі гори на Іо перебувають на деякій стадії руйнування. Біля їхніх підніж поширені великі зсуви. Напевне, осипання — основний фактор руйнування гір. Для столових гір і плато Іо звичайні зубчасті краї, які виходять через вивітрювання діоксиду сірки, що створює слабкі місця уздовж краю гір[80].

Атмосфера
Полярне сяйво у верхніх шарах атмосфери Іо. Різними кольорами світяться різні компоненти атмосфери. Зображення зроблене під час затемнення на Іо

Іо має дуже тонку атмосферу, що складається переважно з діоксиду сірки (SO2) з незначним вмістом моноксиду сірки (SO), хлориду натрію (NaCl) і атомарних сірки і кисню[81]. Щільність і температура атмосфери істотно залежать від часу доби, широти, вулканічної активності і кількості поверхневого інею. Максимальний атмосферний тиск на Іо коливається від 0,33×10−4 до 3×10−4 Па або від 0,3 до 3 нбар. Воно спостерігається на протиюпітеріанській півкулі Іо й уздовж екватора, а іноді спостерігається на початку другої половини дня, коли температура поверхні досягає максимуму[81][82][83]. Були помічені й піки тиску у вулканічних шлейфах, де він становив 5×10−4—40×10−4 Па (5—40 нбар)[29]. Найнижчий атмосферний тиск спостерігається на нічній стороні супутника, де він падає до величин 0,1×10−7—1×10−7 Па (0,0001—0,001 нбар)[81][82]. Температура атмосфери Іо коливається в межах від температури поверхні на малих висотах, де газоподібний діоксид сірки перебуває в рівновазі з інеєм, до 1800 К на великих висотах, де низька щільність уможливлює нагрів від заряджених частинок у плазмовому торі Іо і джоулевий нагрів від струмової трубки Іо[81][82]. Низький тиск обмежує вплив атмосфери на поверхню, за винятком тимчасового перерозподілу діоксиду сірки між багатими і бідними на іней областями і розширення розмірів областей опадів вулканічних шлейфів, коли вулканічні викиди падають у щільнішу денну атмосферу[81][82]. Тонка атмосфера Іо також показує, що будь-які зонди, які будуть сідати на Іо, не потребуватимуть аеродинамічної оболонки з тепловим екраном, але зате їх потрібно оснащувати ретро-ракетами, щоб уповільнити і зупинити апарат для м'якшої посадки. Мала товщина атмосфери вимагає й великої стійкості апарату до радіації.

Газ із атмосфери Іо зганяється в магнітосферу Юпітера, випаровуючись або в нейтральну хмару, що оточує Іо, або в плазмовий тор (кільце іонізованих частинок), який перебуває на орбіті Іо, але обертається спільно з магнітосферою Юпітера. За допомогою цього процесу кожної секунди з атмосфери Іо видаляється близько тонни газу і, отже, вона повинна поповнюватися з тією ж швидкістю[46]. Основне джерело SO2 — вулканічні викиди. Вони закачують в атмосферу Іо в середньому 10 тонн діоксиду сірки на секунду, але більша частина цих викидів випадає назад на поверхню[84]. Атмосферний оксид сірки перебуває в газоподібному вигляді здебільшого за рахунок нагріву інею сонячним світлом і його сублімації[85]. Атмосфера на денній стороні переважно зосереджена в межах 40° від екватора, де поверхня найтепліша, а вулканічні викиди найактивніші[86]. Існування атмосфери за рахунок сублімації узгоджується з тим, що щільність атмосфери максимальна на протиюпітеріанській півкулі Іо, де найбільше інею SO2, і з тим, що ця щільність збільшується при наближенні Іо до Сонця[81][85][87]. Однак певний внесок в атмосферу роблять і вулканічні викиди, оскільки найвища її щільність спостерігається біля жерл вулканів[81]. Оскільки тиск діоксиду сірки в атмосфері тісно пов'язаний з поверхневою температурою, атмосфера Іо деякою мірою зіщулюється вночі або коли супутник перебуває в тіні Юпітера. Деградацію атмосфери під час затемнення істотно ускладнює утворення над поверхнею дифузійного шару несконденсованого газу (моноксиду сірки), але все ж атмосферний тиск на нічній стороні Іо на два-чотири порядки менший, ніж у максимумі відразу після полудня[82][88]. Другорядні складові атмосфери Іо (такі як NaCl, SO, O і S) беруться з вулканічних викидів або внаслідок фотолізу SO2 (розпаду, викликаного сонячним ультрафіолетовим випромінюванням), або в процесі руйнування поверхневих відкладень зарядженими частинками з магнітосфери Юпітера[85].

На зображеннях Іо, зроблених високочутливими камерами під час затемнення супутника, видно полярні сяйва[89]. Як і на Землі, ці сяйва викликані радіацією, яка уражує атмосферу, але у випадку Іо заряджені частинки прибувають по лініях магнітного поля Юпітера, а не від сонячного вітру. Зазвичай полярні сяйва спостерігаються біля магнітних полюсів планет, але у Іо вони найяскравіші поблизу екватора. Іо не має власного магнітного поля, тому заряджені частинки, які рухаються вздовж магнітного поля Юпітера, безперешкодно впливають на атмосферу супутника. Найяскравіші полярні сяйва виникають поблизу екватора — там, де лінії магнітного поля паралельні до поверхні супутника і, отже, перетинають велику товщу газу. Полярні сяйва в цих областях коливаються в залежності від змін орієнтації нахиленого магнітного диполя Юпітера[90]. Крім екваторіальних, наявні й інші полярні сяйва (теж видимі на зображенні вище): червоне свічення атомів кисню вздовж лімбу Іо і зелене свічення атомів натрію на його нічній стороні[91].

Примітки
  1. Marius, S. (1614). Mundus Iovialis anno M.DC.IX Detectus Ope Perspicilli Belgici [The World of Jupiter discovered in the year 1609 by Means of a Belgian spy-glass].
  2. Marius, S. (1614). Mundus Iovialis anno M.DC.IX Detectus Ope Perspicilli Belgici. (де він приписує пропозицію Кеплеру)
  3. Blue, Jennifer (16 жовтня 2006). Categories for Naming Features on Planets and Satellites. USGS. Архів оригіналу за 25 серпня 2011. Процитовано 14 червня 2007.
  4. Blue, Jennifer. Io Nomenclature Table of Contents. USGS. Архів оригіналу за 25 серпня 2011. Процитовано 13 березня 2015.
  5. Blue, Jennifer (9 листопада 2009). Planet and Satellite Names and Discoverers. USGS.
  6. Cruikshank, D. P.; and Nelson, R. M. (2007). A history of the exploration of Io. У Lopes, R. M. C.; and Spencer, J. R. Io after Galileo. Springer-Praxis. с. 5–33. ISBN 3-540-34681-3.
  7. Van Helden, Albert (14). The Galileo Project / Science / Simon Marius. Rice University. Архів оригіналу за 25 серпня 2011. Процитовано 7 січня 2010.
  8. Baalke, Ron. Discovery of the Galilean Satellites. Jet Propulsion Laboratory. Архів оригіналу за 25 серпня 2011. Процитовано 7 січня 2010.
  9. O'Connor, J. J.; Robertson, E. F. (February 1997). Longitude and the Académie Royale. University of St. Andrews. Архів оригіналу за 25 серпня 2011. Процитовано 14 червня 2007.
  10. Barnard, E. E. (1894). On the Dark Poles and Bright Equatorial Belt of the First Satellite of Jupiter. Monthly Notices of the Royal Astronomical Society 54 (3): 134–136. Bibcode:1894MNRAS..54..134B.
  11. Dobbins, T.; and Sheehan, W. (2004). The Story of Jupiter's Egg Moons. Sky & Telescope 107 (1): 114–120.
  12. Barnard, E. E. (1891). Observations of the Planet Jupiter and his Satellites during 1890 with the 12-inch Equatorial of the Lick Observatory. Monthly Notices of the Royal Astronomical Society 51 (9): 543–556. Bibcode:1891MNRAS..51..543B.
  13. Minton, R. B. (1973). The Red Polar Caps of Io. Communications of the Lunar and Planetary Laboratory 10: 35–39. Bibcode:1973CoLPL..10...35M.
  14. Lee, T. (1972). Spectral Albedos of the Galilean Satellites. Communications of the Lunar and Planetary Laboratory 9 (3): 179–180. Bibcode:1972CoLPL...9..179L.
  15. Fanale, F. P.; et al. (1974). Io: A Surface Evaporite Deposit?. Science 186 (4167): 922–925. Bibcode:1974Sci...186..922F. PMID 17730914. doi:10.1126/science.186.4167.922.
  16. Bigg, E. K. (1964). Influence of the Satellite Io on Jupiter's Decametric Emission. Nature 203 (4949): 1008–1010. Bibcode:1964Natur.203.1008B. doi:10.1038/2031008a0.
  17. Силкин, 1982, с. 54.
  18. Bartholdi, P.; Owen, F. (1972). The Occultation of Beta Scorpii by Jupiter and Io. II. Io. Astronomical Journal 77: 60–65. Bibcode:1972AJ.....77...60B.
  19. O'Leary, Brian; Van Flandern, Thomas C. (1972). Io's Triaxial Figure. Icarus 17 (1): 209–215. Bibcode:1972Icar...17..209O. doi:10.1016/0019-1035(72)90057-7.
  20. Fimmel, R. O.; et al. (1977). First into the Outer Solar System. Pioneer Odyssey. NASA. Архів оригіналу за 25 серпня 2011. Процитовано 5 червня 2007.
  21. Anderson, J. D.; et al. (1974). Gravitational parameters of the Jupiter system from the Doppler tracking of Pioneer 10. Science 183 (4122): 322–323. Bibcode:1974Sci...183..322A. PMID 17821098. doi:10.1126/science.183.4122.322.
  22. Pioneer 11 Images of Io. Galileo Home Page. Архів оригіналу за 25 серпня 2011. Процитовано 21 квітня 2007.
  23. Voyager Mission Description. The Planetary Rings Node — Planetary Data System (НАСА) (англ.). Інститут SETI. 19 лютого 1997. Архів оригіналу за 25 серпня 2011. Процитовано 19 квітня 2014.
  24. Smith, B. A.; et al. (1979). The Jupiter system through the eyes of Voyager 1. Science 204 (4396): 951–972. Bibcode:1979Sci...204..951S. PMID 17800430. doi:10.1126/science.204.4396.951.
  25. Morabito, L. A.; et al. (1979). Discovery of currently active extraterrestrial volcanism. Science 204 (4396): 972. Bibcode:1979Sci...204..972M. PMID 17800432. doi:10.1126/science.204.4396.972.
  26. Strom, R. G.; et al. (1979). Volcanic eruption plumes on Io. Nature 280 (5725): 733–736. Bibcode:1979Natur.280..733S. doi:10.1038/280733a0.
  27. Peale, S. J.; et al. (1979). Melting of Io by Tidal Dissipation. Science 203 (4383): 892–894. Bibcode:1979Sci...203..892P. PMID 17771724. doi:10.1126/science.203.4383.892.
  28. Soderblom, L. A.; et al. (1980). Spectrophotometry of Io: Preliminary Voyager 1 results. Geophys. Res. Lett. 7 (11): 963–966. Bibcode:1980GeoRL...7..963S. doi:10.1029/GL007i011p00963.
  29. Pearl, J. C.; et al. (1979). Identification of gaseous SO2 and new upper limits for other gases on Io. Nature 288 (5725): 757–758. Bibcode:1979Natur.280..755P. doi:10.1038/280755a0.
  30. Broadfoot, A. L.; et al. (1979). Extreme ultraviolet observations from Voyager 1 encounter with Jupiter. Science 204 (4396): 979–982. Bibcode:1979Sci...204..979B. PMID 17800434. doi:10.1126/science.204.4396.979.
  31. Strom, R. G.; Schneider, N. M. (1982). Volcanic eruptions on Io. У Morrison, D. Satellites of Jupiter. University of Arizona Press. с. 598–633. ISBN 0-8165-0762-7.
  32. Anderson, J. D.; et al. (1996). Galileo Gravity Results and the Internal Structure of Io. Science 272 (5262): 709–712. Bibcode:1996Sci...272..709A. PMID 8662566. doi:10.1126/science.272.5262.709.
  33. McEwen, A. S.; et al. (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.
  34. Perry, J.; et al. (2007). A Summary of the Galileo mission and its observations of Io. У Lopes, R. M. C.; and Spencer, J. R. Io after Galileo. Springer-Praxis. с. 35–59. ISBN 3-540-34681-3.
  35. Porco, C. C.; et al. (2003). Cassini imaging of Jupiter's atmosphere, satellites, and rings. Science 299 (5612): 1541–1547. Bibcode:2003Sci...299.1541P. PMID 12624258. doi:10.1126/science.1079462.
  36. Холшевников, Костянтин Владиславович. Чому планети земної групи не мають кілець?. Соросовський журнал. Архів оригіналу за 23 серпня 2011. Процитовано 29 грудня 2010.(рос.)
  37. Marchis, F.; et al. (2005). Keck AO survey of Io global volcanic activity between 2 and 5 μm. Icarus 176 (1): 96–122. Bibcode:2005Icar..176...96M. doi:10.1016/j.icarus.2004.12.014.
  38. Spencer, John (23 лютого 2007). Here We Go!. Архів оригіналу за 25 серпня 2011. Процитовано 3 червня 2007.
  39. Spencer, J. R.; et al. (2007). Io Volcanism Seen by New Horizons: A Major Eruption of the Tvashtar Volcano. Science 318 (5848): 240–243. Bibcode:2007Sci...318..240S. PMID 17932290. doi:10.1126/science.1147621.
  40. NASA запустило міжпланетну станцію до Юпітера.(рос.)
  41. Joint Jupiter Science Definition Team; NASA/ESA Study Team (16 січня 2009). Europa Jupiter System Mission Joint Summary Report (PDF). NASA/ESA. Архів оригіналу за 25 серпня 2011. Процитовано 21 січня 2009.
  42. Cosmic Vision 2015–2025 Proposals. ESA. 21 липня 2007. Архів оригіналу за 25 серпня 2011. Процитовано 20 лютого 2009.
  43. McEwen, A. S.; the IVO Team (2008). Io Volcano Observer (IVO) (PDF). Io Workshop 2008. Berkeley, California.
  44. Lopes, R. M. C.; D. A. Williams (2005). Io after Galileo. Reports on Progress in Physics 68 (2): 303–340. Bibcode:2005RPPh...68..303L. doi:10.1088/0034-4885/68/2/R02.
  45. Spencer, J. John Spencer's Astronomical Visualizations. Архів оригіналу за 25 серпня 2011. Процитовано 25 травня 2007.
  46. Schneider, N. M.; Bagenal, F. (2007). Io's neutral clouds, plasma torus, and magnetospheric interactions. У Lopes, R. M. C.; and Spencer, J. R. Io after Galileo. Springer-Praxis. с. 265–286. ISBN 3-540-34681-3.
  47. Postberg, F.; et al. (2006). Composition of jovian dust stream particles. Icarus 183 (1): 122–134. Bibcode:2006Icar..183..122P. doi:10.1016/j.icarus.2006.02.001.
  48. Burger, M. H.; et al. (1999). Galileo's close-up view of Io sodium jet. Geophys. Res. Let. 26 (22): 3333–3336. Bibcode:1999GeoRL..26.3333B. doi:10.1029/1999GL003654.
  49. Krimigis, S. M.; et al. (2002). A nebula of gases from Io surrounding Jupiter. Nature 415 (6875): 994–996. PMID 11875559. doi:10.1038/415994a.
  50. Medillo, M.; et al. (2004). Io's volcanic control of Jupiter's extended neutral clouds. Icarus 170 (2): 430–442. Bibcode:2004Icar..170..430M. doi:10.1016/j.icarus.2004.03.009.
  51. Grün, E.; et al. (1993). Discovery of Jovian dust streams and interstellar grains by the ULYSSES spacecraft. Nature 362 (6419): 428–430. Bibcode:1993Natur.362..428G. doi:10.1038/362428a0.
  52. Zook, H. A.; et al. (1996). Solar Wind Magnetic Field Bending of Jovian Dust Trajectories. Science 274 (5292): 1501–1503. Bibcode:1996Sci...274.1501Z. PMID 8929405. doi:10.1126/science.274.5292.1501.
  53. Grün, E.; et al. (1996). Dust Measurements During Galileo's Approach to Jupiter and Io Encounter. Science 274 (5286): 399–401. Bibcode:1996Sci...274..399G. doi:10.1126/science.274.5286.399.
  54. Kerr, R. A. (2010). Magnetics Point to Magma 'Ocean' at Io. Science 327 (5964): 408–409. PMID 20093451. doi:10.1126/science.327.5964.408-b.
  55. Schubert, J. et al. (2004). Interior composition, structure, and dynamics of the Galilean satellites.. У F. Bagenal et al.. Jupiter: The Planet, Satellites, and Magnetosphere. Cambridge University Press. с. 281–306. ISBN 978-0-521-81808-7.
  56. Anderson, J. D.; et al. (2001). Io's gravity field and interior structure. J. Geophys. Res. 106 (E12): 32963–32969. Bibcode:2001JGR...10632963A. doi:10.1029/2000JE001367.
  57. Kivelson, M. G.; et al. (2001). Magnetized or Unmagnetized: Ambiguity persists following Galileo's encounters with Io in 1999 and 2000. J. Geophys. Res. 106 (A11): 26121–26135. Bibcode:2001JGR...10626121K. doi:10.1029/2000JA002510.
  58. Sohl, F.; et al. (2002). Implications from Galileo observations on the interior structure and chemistry of the Galilean satellites. Icarus 157 (1): 104–119. Bibcode:2002Icar..157..104S. doi:10.1006/icar.2002.6828.
  59. Kuskov, O. L.; V. A. Kronrod (2001). Core sizes and internal structure of the Earth's and Jupiter's satellites. Icarus 151 (2): 204–227. Bibcode:2001Icar..151..204K. doi:10.1006/icar.2001.6611.
  60. Moore, W. B. et al. (2007). The Interior of Io.. У R. M. C. Lopes and J. R. Spencer. Io after Galileo. Springer-Praxis. с. 89–108. ISBN 3-540-34681-3.
  61. NASA's Galileo Reveals Magma 'Ocean' Beneath Surface of Jupiter's Moon. Science Daily. 12 травня 2011.
  62. Perry, J. (21 січня 2010). Science: Io's Induced Magnetic Field and Mushy Magma Ocean. The Gish Bar Times. Архів оригіналу за 4 лютого 2012. Процитовано 22 січня 2010.
  63. Jaeger, W. L.; et al. (2003). Orogenic tectonism on Io. J. Geophys. Res. 108 (E8): 12–1. Bibcode:2003JGRE..108.5093J. doi:10.1029/2002JE001946.
  64. Сонячна система. Вулканізм на тілах Сонячної системи. Соросівська Енциклопедія, Глосарій Astronet.ru. Архів оригіналу за 4 лютого 2012. Процитовано 15 березня 2016.(рос.)
  65. Yoder, C. F.; et al. (1979). How tidal heating in Io drives the Galilean orbital resonance locks. Nature 279 (5716): 767–770. Bibcode:1979Natur.279..767Y. doi:10.1038/279767a0.
  66. Rosaly MC Lopes (2006). Io: The Volcanic Moon. У Lucy-Ann McFadden; Paul R. Weissman; Torrence V. Johnson. Encyclopedia of the Solar System. Academic Press. с. 419–431. ISBN 978-0-12-088589-3.
  67. Britt, Robert Roy (16 березня 2000). Pizza Pie in the Sky: Understanding Io's Riot of Color. Space.com. Архів оригіналу за 15 грудня 2000. Процитовано 25 липня 2007. Вказано більш, ніж один |deadlink= та |deadurl= (довідка)
  68. Леонід Попов (20.03.2012). Науковці склали першу повну геологічну мапу Іо. membrana.ru. Архів оригіналу за 30.05.2012. Процитовано 15.03.2016.(рос.)
  69. Carlson, R. W.; et al. (2007). Io's surface composition. У Lopes, R. M. C.; and Spencer, J. R. Io after Galileo. Springer-Praxis. с. 194–229. ISBN 3-540-34681-3.
  70. Spencer, J.; et al. (2000). Discovery of Gaseous S2 in Io's Pele Plume. Science 288 (5469): 1208–1210. Bibcode:2000Sci...288.1208S. PMID 10817990. doi:10.1126/science.288.5469.1208.
  71. Douté, S.; et al. (2004). Geology and activity around volcanoes on Io from the analysis of NIMS. Icarus 169 (1): 175–196. Bibcode:2004Icar..169..175D. doi:10.1016/j.icarus.2004.02.001.
  72. Вчені виявили на супутнику Юпітера новий тип потужних вивержень
  73. Schenk, P. (2001). The Mountains of Io: Global and Geological Perspectives from Voyager and Galileo. Journal of Geophysical Research 106 (E12): 33201–33222. Bibcode:2001JGR...10633201S. doi:10.1029/2000JE001408.
  74. Clow, G. D.; Carr, M. H. (1980). Stability of sulfur slopes on Io. Icarus 44 (2): 268–279. Bibcode:1980Icar...44..268C. doi:10.1016/0019-1035(80)90022-6.
  75. 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. Bibcode:1998Sci...279.1514S. PMID 9488645. doi:10.1126/science.279.5356.1514.
  76. McKinnon, W. B.; et al. (2001). Chaos on Io: A model for formation of mountain blocks by crustal heating, melting, and tilting. Geology 29 (2): 103–106. Bibcode:2001Geo....29..103M. doi:10.1130/0091-7613(2001)029<0103:COIAMF>2.0.CO;2.
  77. Tackley, P. J. (2001). Convection in Io's asthenosphere: Redistribution of nonuniform tidal heating by mean flows. J. Geophys. Res. 106 (E12): 32971–32981. Bibcode:2001JGR...10632971T. doi:10.1029/2000JE001411.
  78. Radebaugh, D. (2001). Paterae on Io: A new type of volcanic caldera?. J. Geophys. Res. 106 (E12): 33005–33020. Bibcode:2001JGR...10633005R. doi:10.1029/2000JE001406.
  79. Schenk, P. M.; et al. (2004). Shield volcano topography and the rheology of lava flows on Io. Icarus 169 (1): 98–110. Bibcode:2004Icar..169...98S. doi:10.1016/j.icarus.2004.01.015.
  80. Moore, J. M.; et al. (2001). Landform degradation and slope processes on Io: The Galileo view. J. Geophys. Res. 106 (E12): 33223–33240. Bibcode:2001JGR...10633223M. doi:10.1029/2000JE001375.
  81. Lellouch, E.; et al. (2007). Io's atmosphere. У Lopes, R. M. C.; and Spencer, J. R. Io after Galileo. Springer-Praxis. с. 231–264. ISBN 3-540-34681-3.
  82. Walker, A. C.; et al. (2010). A Comprehensive Numerical Simulation of Io’s Sublimation-Driven Atmosphere. Icarus. in. press (1): 409. Bibcode:2010Icar..207..409W. doi:10.1016/j.icarus.2010.01.012.
  83. Spencer, A. C.; et al. (2005). Mid-infrared detection of large longitudinal asymmetries in Io’s SO2 atmosphere. Icarus 176 (2): 283–304. Bibcode:2005Icar..176..283S. doi:10.1016/j.icarus.2005.01.019.
  84. Geissler, P. E.; Goldstein, D. B. (2007). Plumes and their deposits. У Lopes, R. M. C.; and Spencer, J. R. Io after Galileo. Springer-Praxis. с. 163–192. ISBN 3-540-34681-3.
  85. Moullet, A.; et al. (2010). Simultaneous mapping of SO2, SO, NaCl in Io’s atmosphere with the Submillimeter Array. Icarus. in. press (1): 353. Bibcode:2010Icar..208..353M. doi:10.1016/j.icarus.2010.02.009.
  86. Feaga, L. M.; et al. (2009). Io’s dayside SO2 atmosphere. Icarus 201 (2): 570–584. Bibcode:2009Icar..201..570F. doi:10.1016/j.icarus.2009.01.029.
  87. Spencer, John (8 червня 2009). Aloha, Io. The Planetary Society Blog. The Planetary Society. Архів оригіналу за 4 лютого 2012. Процитовано 7 березня 2010.
  88. Moore, C. H.; et al. (2009). 1-D DSMC simulation of Io’s atmospheric collapse and reformation during and after eclipse. Icarus 201 (2): 585–597. Bibcode:2009Icar..201..585M. doi:10.1016/j.icarus.2009.01.006.
  89. Geissler, P. E.; et al. (1999). Galileo Imaging of Atmospheric Emissions from Io. Science 285 (5429): 870–874. Bibcode:1999Sci...285..870G. PMID 10436151. doi:10.1126/science.285.5429.870.
  90. Retherford, K. D.; et al. (2000). Io's Equatorial Spots: Morphology of Neutral UV Emissions. J. Geophys. Res. 105 (A12): 27,157–27,165. Bibcode:2000JGR...10527157R. doi:10.1029/2000JA002500.
  91. Geissler, P. E.; McEwen, A. S.; Ip, W.; Belton, M. J. S.; Johnson, T. V. та ін. (August 1999). Galileo Imaging of Atmospheric Emissions from Io. Science 285 (5429): 870–874. Bibcode:1999Sci...285..870G. PMID 10436151. doi:10.1126/science.285.5429.870.

Література

Посилання
This article is issued from Wikipedia. The text is licensed under Creative Commons - Attribution - Sharealike. Additional terms may apply for the media files.