- Introdução
Planetas habitáveis como a Terra necessitam de geologia ativa para manter um clima temperado ao longo de longos períodos de tempo. Para alimentar esses processos geológicos, o interior do planeta deve ter calor suficiente. A questão é: quanto aquecimento um mundo terrestre pode experimentar antes de se tornar inabitável? Barnes et al. (2009) sugerem que o limite superior é comparável à taxa de aquecimento da lua Io de Júpiter, assumindo que um mundo com a taxa de vulcanismo de Io não poderia suportar o desenvolvimento da vida. No entanto, esse limite permanece não testado. O limite máximo absoluto é onde a taxa de aquecimento interno desencadeia um efeito estufa descontrolado, conhecido como Limite de Vênus de Maré, descrito por Barnes et al. (2013). Entre Io e um Vênus de Maré, há uma ampla gama de taxas de aquecimento interno cujos efeitos na habitabilidade planetária permanecem inexplorados. Este estudo investiga a habitabilidade desses mundos, referidos como Terras Ignanas.
Para mundos rochosos, existem várias fontes de calor interno, incluindo a energia recebida durante a acreção planetária, o calor latente de cristalização do núcleo e a decomposição de isótopos radioativos. Uma fonte de aquecimento que poderia ser suficiente para produzir uma Super-Io é a dissociação de maré. O aquecimento de maré pode aumentar o fluxo de calor geotérmico de um mundo rochoso em pelo menos uma ordem de magnitude. A magnitude do aquecimento de maré dentro de um corpo depende do tamanho do corpo, movimento orbital médio, excentricidade e propriedades composicionais. A maioria das estrelas no Universo são anãs M de baixa massa. Planetas dentro das zonas habitáveis dessas estrelas têm órbitas muito curtas, e o aquecimento de maré deve dominar o orçamento de calor interno de planetas na zona habitável ao redor de estrelas com menos de 0,3 M⊙.
- Manto e Crosta
Para determinar a natureza do manto e a estabilidade da crosta de uma Terra Ignana, utilizamos um modelo de evolução térmica do oceano de magma. A evolução térmica do manto é determinada calculando a temperatura potencial do manto superior. O aquecimento interno é assumido como uniforme em todo o planeta, com cada quilograma tendo um termo específico de produção de calor. O fluxo de calor através da superfície depende tanto do manto abaixo quanto da atmosfera acima. À medida que o oceano de magma esfria, ele desgasifica qualquer volátil que exceda o limite de saturação do magma. Calculamos as pressões parciais atmosféricas dos gases de efeito estufa relevantes, dióxido de carbono e vapor de água.
A fração de fusão do manto é descrita pela diferença entre a temperatura do manto e a temperatura de solidus. Para o manto superior, a temperatura é a temperatura potencial do manto. A fração de fusão varia de 0 (completamente sólido) a 1 (completamente líquido), com a transição de viscosidade ocorrendo no valor crítico de 0,4. Acima desse limiar, as partículas sólidas perdem conectividade, permitindo que o manto se comporte como um líquido. A viscosidade dinâmica é calculada usando diferentes formulações de viscosidade para convecção líquida e sólida. A viscosidade cinemática é usada para calcular o número de Rayleigh, que descreve o vigor da convecção.
- Clima da Terra Ignana
Para simular a habitabilidade a longo prazo de uma Terra Ignana, modelamos o ciclo de feedback climático carbonato-silicato. Assumimos que o planeta está coberto por um oceano global com crosta e litosfera oceânicas. O intemperismo do fundo do mar será o único mecanismo para reduzir os níveis de CO2 atmosférico. O carbono é levado ao manto pela reciclagem vertical e liberado de volta à atmosfera pelo vulcanismo. Modelamos a composição atmosférica em estado estacionário como um equilíbrio entre a liberação e o sepultamento de CO2, rastreando o carbono em cada reservatório importante: manto, crosta basáltica e atmosfera-oceano.
A taxa de intemperismo do fundo do mar depende das concentrações de CO2 na água e da temperatura do oceano profundo. A intemperismo continental é modelada como limitada pelo fornecimento de rochas frescas à superfície ou pela cinética da reação de intemperismo. A taxa de intemperismo total de CO2 é a soma das taxas de intemperismo continental e do fundo do mar. A taxa de afundamento é a taxa na qual o carbono é sequestrado na crosta basáltica e empurrado para o manto pela reciclagem vertical. A taxa de desgaseificação é a taxa na qual o CO2 é devolvido do manto à atmosfera durante as erupções vulcânicas.
- Terras Ignanas no Universo
A dissipação de maré é a fonte mais provável de aquecimento geotérmico para possíveis Terras Ignanas. Isso implica que as Terras Ignanas serão mais provavelmente encontradas ao redor de anãs M. As zonas habitáveis dessas estrelas são pequenas, e qualquer planeta dentro dessas zonas terá um período orbital curto, necessário para a dissipação significativa de maré. Um planeta também deve ter uma excentricidade não nula. A energia liberada pelo aquecimento de maré vem da órbita do planeta, e o aquecimento interno ocorre à custa da excentricidade orbital. A maneira mais simples de superar isso é o planeta estar em ressonância com as órbitas de outros planetas no sistema.
Determinamos uma zona de aquecimento de maré ideal entre 40 mW m² e 300 W m², onde o limite inferior é definido pelo fluxo de calor interno mínimo necessário para permitir a tectônica de placas de tampa móvel. As Terras Ignanas seriam encontradas na sobreposição da zona habitável circunestelar e uma faixa mais restrita da zona de aquecimento de maré. Compilamos uma lista de possíveis candidatos a Terras Ignanas, incluindo planetas como TRAPPIST-1 d, e, f, Teegarden’s Star c, Proxima Centauri b, GJ 1061 d e Ross 128 b.
- Discussão
Um mundo terrestre deve experimentar tectônica de tubos de calor enquanto a produção interna de calor for suficiente para manter um manto acima da temperatura de solidus. Moore et al. (2017) descrevem como todos os mundos rochosos experimentam uma fase de tectônica de tubos de calor após a solidificação de seus oceanos de magma iniciais. A maioria então transita para um regime de tampa estagnada ou tampa móvel quando a produção interna de calor e as temperaturas do manto caem. A maioria das taxas de aquecimento geotérmico exploradas são suficientes para manter um manto com fusão parcial contínua, independentemente da massa do planeta. Portanto, qualquer mundo terrestre que experimente tal aquecimento interno permanecerá em um regime de tectônica de tubos de calor indefinidamente.
Para Terras Ignanas alimentadas por aquecimento de maré, assumimos um regime tectônico de reciclagem vertical de tubos de calor e não um regime de tampa móvel. No entanto, alguns estudos, como McIntyre (2022), argumentam que o estresse de maré suficiente pode fornecer força lateral suficiente na crosta para iniciar a subducção e, assim, forçar um planeta a um regime de tampa móvel. Nosso modelo não assume um regime de tampa móvel ou qualquer tipo de sistema híbrido de tectônica de tampa móvel e tubos de calor, portanto, nosso modelo não se aplica a mundos de tampa móvel induzidos por maré. No entanto, nosso modelo ainda deve ser amplamente aplicável, pois, de uma amostra de 767 exoplanetas terrestres estudados por McIntyre (2022), apenas 28% excederam o limiar de estresse de maré e são previstos para estar em um regime de tampa móvel.
5.1. Limitações do Modelo Climático
Mesmo para planetas terrestres com fusão parcial contínua em seus mantos que experimentam apenas tectônica de tubos de calor, existem outras limitações que devem ser especificadas. Nosso modelo climático não leva em conta a transição para um efeito estufa descontrolado, pois simplesmente terminamos as simulações no limite de 300 W/m². É possível que, na realidade, a temperatura média da superfície possa aumentar distintamente à medida que o fluxo de calor crítico é alcançado. Portanto, nosso modelo provavelmente subestima a temperatura média da superfície quando o fluxo de calor total está próximo do limite do efeito estufa descontrolado.
Um dos fatores que influenciam a taxa de intemperismo do fundo do mar é a velocidade de reciclagem. O fator de normalização ω na Equação (28) foi inicialmente assumido como 1, mas se calculado, o valor de ω varia de 0,4 a 6 na faixa de fluxo de calor de 2–60 W/m², atingindo valores próximos de 4 a 60 W/m². Como este é um fator multiplicativo ao calcular a taxa de intemperismo, os valores mais altos aumentariam a taxa de intemperismo, reduzindo a concentração final de CO2 atmosférico e, assim, diminuindo a temperatura média global final, enquanto o outro extremo diminuiria a taxa de remoção de CO2 da atmosfera, resultando em concentrações mais altas e uma temperatura média mais alta. Isso tem o efeito de “achatar a curva” na Figura (2a). No entanto, isso assume que o fator de escala β tem o valor típico de 1 (Valencia et al., 2018). Para um valor de 0,5, como sugerido por Krissansen-Totton e Catling (2017), o valor de ω varia apenas entre 0,4 e 2, causando variações de temperatura final ainda menores do que quando β = 1. No geral, essas variações de temperatura não são significativas o suficiente para alterar a habitabilidade geral da Terra Ignana simulada.
Outra possível limitação do nosso modelo climático de Terra Ignana é a possível inibição do retorno de carbono à atmosfera devido à sobrepressão de voláteis. À medida que o magma sobe à superfície, a pressão experimentada pelo derretimento diminuirá. A quantidade de CO2 dissolvido no derretimento é determinada em parte pela pressão, e à medida que essa pressão diminui, a quantidade máxima de CO2 que pode ser dissolvida também diminuirá. Uma vez que uma pressão crítica é alcançada, o magma se tornará saturado e o CO2 será desgaseificado para o reservatório atmosfera-oceano. No entanto, para um planeta de massa terrestre, um oceano de 100 km de profundidade aumentará a pressão geral do fundo do oceano e da crosta subjacente de tal forma que o CO2 nunca atinge a pressão crítica de desgaseificação. Com um oceano profundo o suficiente, a sobrepressão resultante poderia cortar os meios pelos quais o CO2 é devolvido à atmosfera, impedindo que esse ciclo de feedback climático ocorra. Por exemplo, Kite et al. (2009) mostram como um oceano de 100 km de profundidade em um planeta de massa terrestre impedirá a desgaseificação de CO2 de derretimento eruptivo contendo 0,5% em peso de CO2. Isso é apoiado pelo trabalho de Krissansen-Totton et al. (2021), onde descrevem que a pressão de sobrecarga em planetas de gravidade terrestre com 1% de H2O manteria os voláteis solúveis no derretimento. Além disso, se um planeta de massa terrestre tiver mais de 40 oceanos terrestres de água na superfície, a sobrepressão é alta o suficiente para aumentar a temperatura de solidus do manto de tal forma que nenhuma fusão parcial é possível, impedindo que a tectônica de tubos de calor ocorra. Em qualquer um dos casos, nosso modelo não seria mais aplicável.
5.2. Limitações do Modelo de Aquecimento Geotérmico
Em nosso modelo, assumimos que o manto é homogêneo e qualquer fusão parcial será distribuída uniformemente entre os sólidos em uma “esponja magmática”. No entanto, trabalhos recentes de Miyazaki e Stevenson (2022) indicam que esponjas magmáticas nem sempre são estáveis, e uma separação de fase entre o derretimento e o sólido pode ocorrer às vezes, levando a uma camada de oceano de magma separada acima do restante do manto sólido. Uma esponja magmática de uma certa fração de fusão requer aquecimento suficiente para sustentar essa fração de fusão, caso contrário, o derretimento percolará para cima, separando a esponja magmática em uma camada líquida acima de uma camada sólida. Medições sugerem que Io tem uma fração de fusão do manto superior de até 0,2 (Khurana et al., 2011), mas Miyazaki e Stevenson (2022) indicam que as estimativas das taxas de aquecimento de maré de Io não são suficientes para sustentar uma esponja magmática com essa fração de fusão, argumentando pela existência de camadas de derretimento e sólido separadas dentro. Isso desacoplaria a superfície de Io do interior, como a superfície gelada de Europa é desacoplada do interior por um oceano de água líquida. Se correto, isso poderia implicar que mantos de Terras Ignanas com frações de fusão intermediárias poderiam passar por uma separação de fase, resultando em oceanos de magma subsuperficiais. Se isso for verdade sobre Io, implica que uma crosta sólida pode permanecer estável e, portanto, habitável ao longo do tempo geológico em um manto líquido. Embora isso seja completamente contrário às nossas suposições básicas na Seção 2, observações mostram que a crosta de Io é estável, e talvez nossas suposições sobre o que é necessário para uma crosta estável sejam muito restritivas.
Essas preocupações poderiam ser contornadas se considerarmos a fonte de aquecimento interno para a Terra Ignana. Se o aquecimento interno for causado pela dissipação de maré, então é importante considerar o quão dissipativo é o material do manto. Uma esponja magmática é um dissipador eficaz de estresse de maré, enquanto um oceano de magma é provavelmente um dissipador pobre, devido à menor viscosidade (Miyazaki & Stevenson, 2022). Por essa razão, um fenômeno de feedback semelhante pode ocorrer em um manto que passa por separação de fase, como encontramos em nosso próprio modelo de evolução do manto: o aquecimento interno pode empurrar o manto além de um ponto crítico, onde as fases de derretimento e sólido se separam. Uma vez que isso ocorre, o manto não é mais tão eficaz em dissipar calor, resfriando o interior até que as duas fases separadas se reagrupem. Dessa forma, uma camada de oceano de magma pode ser impedida de persistir pelos mesmos motivos que um manto com uma fração de fusão acima de 0,4 é impedido, conforme descrito na Seção 2.2.
Nosso trabalho também assume que o aquecimento seria distribuído uniformemente por todo o planeta, mas na realidade isso provavelmente não é o caso. Evidências sugerem que a maior parte do calor dissipado por maré em Io é depositada nas regiões equatoriais do manto, dada a maior concentração de vulcões nessas regiões (Hamilton et al., 2013). Um fluxo de calor superficial não homogêneo não afetaria os resultados deste trabalho, pois nossos modelos envolvem médias sobre todo o planeta. No entanto, a dissipação de maré nem sempre ocorre dentro do manto: no sistema Terra-Lua, a maior parte da dissipação ocorre nos oceanos superficiais da Terra. Se isso for verdade para um planeta com condições de maré semelhantes às da Terra Ignana e configurações de terra-oceano semelhantes às da Terra, a maior parte da dissipação não estaria no manto, o que significa que não contribuiria para o aquecimento interno e, assim, impediria o planeta de ser uma Terra Ignana.
Se o aquecimento de maré for o principal caminho para que um planeta terrestre se torne uma Terra Ignana, isso pode afetar a extensão da Zona Habitável. Zonas Habitáveis para Terras Ignanas podem diferir das de planetas terrestres mais convencionais. As bordas interna e externa das zonas habitáveis tradicionais são definidas pelo limite do efeito estufa descontrolado (Goldblatt & Watson, 2012; Nakajima et al., 1992) e pelo limite máximo do efeito estufa (Kopparapu et al., 2013), respectivamente. A totalidade da zona habitável é calculada assumindo que os planetas possuem o ciclo carbonato-silicato. No entanto, uma Terra Ignana teria um ciclo modificado que poderia afetar as localizações das bordas interna e externa. Como a borda externa está mais distante da estrela, o semi-eixo maior seria maior e, consequentemente, o movimento orbital médio do planeta seria significativamente mais lento, resultando em uma força de maré significativamente mais fraca. Portanto, é provável que planetas terrestres de anãs M sejam mais propensos a serem Terras Ignanas perto da borda interna das zonas habitáveis do que da borda externa. Perto da borda interna, o clima planetário seria influenciado pela insolação da estrela e pelo aquecimento potencialmente significativo da dissipação de maré, fazendo com que alguns mundos atinjam o limite do efeito estufa descontrolado mesmo dentro da Zona Habitável convencional. Portanto, o aquecimento de maré poderia empurrar a borda interna da Zona Habitável efetiva para fora.
- Conclusão
Investigamos a habitabilidade das Terras Ignanas usando um método de duas partes: primeiro, realizando um modelo de evolução térmica do manto para determinar a reologia do manto e, assim, avaliar a estabilidade da crosta; e segundo, usando um modelo climático para determinar a temperatura média da superfície e a habitabilidade geral do planeta. Descobrimos que o manto manterá uma fração de fusão abaixo do limiar crítico de 0,4, sugerindo que o manto como um todo é reologicamente sólido. Argumentamos que isso, juntamente com observações da crosta estável de Io, nos dá boas razões para suspeitar que as crostas nas Terras Ignanas serão estáveis.
Com uma superfície estável, simulamos o clima em uma Terra Ignana variando o fluxo de calor interno. Modelamos um regime tectônico de tubos de calor vertical com um oceano global onde o intemperismo do fundo do mar absorve CO2 e o sequestra na crosta, a reciclagem vertical o leva ao manto, onde a erupção de derretimento através do vulcanismo de tubos de calor desgaseifica-o de volta à superfície. O CO2 é particionado entre a atmosfera e o oceano global, onde o componente atmosférico é usado como gás de efeito estufa em um modelo climático onde o fluxo de energia entrante é a soma da radiação solar de cima mais a radiação geotérmica de baixo. A partir disso, calculamos as temperaturas médias da superfície esperadas nessas Terras Ignanas e descobrimos que não apenas são adequadas para a existência de água líquida, mas também comparáveis às condições climáticas que a Terra experimentou no passado. Portanto, as Terras Ignanas devem ser habitáveis em princípio e não devem ser negligenciadas em futuras buscas por exoplanetas habitáveis.
Fonte:
https://agupubs.onlinelibrary.wiley.com/doi/epdf/10.1029/2023JE008029
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