Geodinámica de los exoplanetas terrestres

El manto de un planeta con tectónica de placas tiene fuerzas impulsoras que superan la resistencia a la fluencia de la litosfera frágil, lo que provoca que la litosfera se fracture en placas que se mueven unas con respecto a otras. ^{[ 3 ] [ 4 ]} Un elemento crítico del sistema de tectónica de placas es que estas placas litosféricas se vuelven negativas en algún punto de su evolución, hundiéndose en el manto. El déficit de masa superficial se compensa con la formación de nuevas placas en otros lugares a través de plumas ascendentes del manto . La tectónica de placas es un método eficiente de transferencia de calor desde el interior del planeta a la superficie. La Tierra es el único planeta en el que se sabe que ocurre la tectónica de placas, ^{[ 6 ]} aunque se han presentado evidencias de que la luna Europa de Júpiter experimenta una forma de tectónica de placas análoga a la de la Tierra. ^{[ 7 ]}

Un régimen de tapa estancada se produce cuando las fuerzas impulsoras del manto no superan la resistencia a la fluencia de la litosfera, lo que da como resultado una única placa rígida continua que recubre el manto. Las tapas estancadas solo se desarrollan cuando el contraste de viscosidad entre la superficie y el interior del planeta supera aproximadamente cuatro órdenes de magnitud. ^{[ 8 ]}

La tectónica episódica es un término general para un régimen geodinámico que posee aspectos tanto de la tectónica de placas como de la dinámica de tapas estancadas. Los planetas con regímenes tectónicos episódicos tendrán tapas superficiales inmóviles durante largos períodos de tiempo geológicamente prolongados, hasta que un cambio en las condiciones de equilibrio se precipita por el debilitamiento de la litosfera o el aumento de las fuerzas impulsoras del manto. Cuando esto ocurre, el cambio a la tectónica de placas suele ser de naturaleza catastrófica y puede implicar el resurgido de toda la superficie del planeta. ^{[ 9 ]} Después de tal evento de resurgido (o período de eventos de resurgido), se recuperan las condiciones de equilibrio de la tapa estancada, lo que resulta en una tapa quiescente e inmóvil.

Se cree generalmente que todos los planetas rocosos del Sistema Solar, excepto la Tierra, se encuentran en el régimen geodinámico de tapa estancada. ^{[ 8 ] [ 9 ]} Marte y, en particular, Venus, presentan evidencia de eventos previos de renovación de la superficie, pero parecen estar tectónicamente inactivos en la actualidad. Las inferencias geodinámicas sobre los planetas del Sistema Solar se han extrapolado a los exoplanetas para delimitar qué tipo de regímenes geodinámicos se pueden esperar dado un conjunto de criterios físicos como el radio planetario, la presencia de agua superficial y la insolación. En particular, el planeta Venus ha sido estudiado intensamente debido a sus similitudes físicas generales con la Tierra, pero a su régimen geodinámico completamente diferente. Las explicaciones propuestas incluyen la falta de agua superficial, ^{[ 9 ]} la falta de una geodinamo magnética, ^{[ 11 ]} o la evacuación a gran escala del calor interior poco después de la coalescencia planetaria. ^{[ 8 ]}

Otra fuente de conocimiento dentro del Sistema Solar es la historia del planeta Tierra, que pudo haber tenido varios episodios de geodinámica de tapa estancada a lo largo de su historia. ^{[ 12 ]} Estos períodos de tapa estancada no necesariamente fueron a escala planetaria; cuando existían supercontinentes como Gondwana, su presencia pudo haber detenido el movimiento de las placas en grandes extensiones de la superficie terrestre hasta que la acumulación de calor del manto debajo de la superplaca fue suficiente para romperlas. ^{[ 13 ]}

Los métodos de observación indirecta y directa, como la velocidad radial y los coronógrafos, permiten estimar parámetros de la envoltura de los exoplanetas, como su masa, radio planetario y radio/excentricidad orbital. Dado que se cree que la distancia a la estrella anfitriona y el tamaño planetario influyen en el régimen geodinámico de los exoplanetas, se pueden extraer conclusiones a partir de esta información. Por ejemplo, un exoplaneta lo suficientemente cerca de su estrella anfitriona como para estar en rotación síncrona podría tener temperaturas drásticamente diferentes en su lado oscuro y en su lado iluminado, y, en consecuencia, regímenes geodinámicos bipolares (véase la sección de insolación más adelante).

La espectroscopia se ha utilizado para caracterizar gigantes gaseosos extrasolares , pero aún no se ha aplicado a exoplanetas rocosos. Sin embargo, la modelización numérica ha demostrado que la espectroscopia podría detectar niveles de dióxido de azufre atmosférico tan bajos como 1  ppm; la presencia de dióxido de azufre a esta concentración podría indicar un planeta sin agua superficial y con un vulcanismo entre 1500 y 80000 veces mayor que el de la Tierra. ^{[ 2 ]}

Dado que los datos reales sobre exoplanetas son actualmente limitados, gran parte del debate sobre la tectónica de exoplanetas rocosos se ha basado en los resultados de estudios de modelado numérico. En estos modelos, se manipulan diferentes parámetros físicos planetarios (como la viscosidad del manto, la temperatura del límite núcleo-manto, la insolación y la hidratación de la litosfera subducida ) y se informa sobre el impacto resultante en el régimen geodinámico. Debido a las limitaciones computacionales, no es posible tener en cuenta la gran cantidad de variables que controlan la geodinámica planetaria en la realidad; por lo tanto, los modelos ignoran ciertos parámetros que se consideran menos importantes y enfatizan otros para intentar aislar los factores determinantes desproporcionadamente importantes. Algunos de estos parámetros incluyen:

Parámetros de escala

Los primeros modelos de exoplanetas rocosos escalaron diferentes factores (a saber, la viscosidad del manto, la resistencia a la fluencia litosférica y el tamaño planetario) hacia arriba y hacia abajo para predecir el régimen geodinámico de un exoplaneta con parámetros dados. Dos estudios de escalamiento del tamaño de exoplanetas publicados en 2007 llegaron a conclusiones fundamentalmente diferentes: O'Neill y Lenardic (2007) ^{[ 3 ]} mostraron que un planeta de 1,1 masas terrestres tendría una tensión de fluencia litosférica similar a la de la Tierra pero tensiones de impulso del manto reducidas, lo que resultó en un régimen de tapa estancada. Por el contrario, Valencia et al. (2007) ^{[ 4 ]} concluyeron que el aumento en la velocidad del manto (fuerza impulsora) es grande en comparación con el aumento de la viscosidad de la placa forzado gravitacionalmente a medida que los planetas aumentan más allá de una masa terrestre, aumentando la probabilidad de tectónica de placas con el tamaño del planeta.

Para exoplanetas rocosos más grandes que la Tierra, la temperatura interior inicial después de la convalecencia planetaria puede ser un factor de control importante del movimiento de la superficie. Noack y Breuer (2014) ^{[ 1 ]} demostraron que una temperatura inicial del límite núcleo-manto de 6100 K probablemente formaría una tapa estancada, mientras que un planeta de las mismas dimensiones con un límite núcleo-manto inicial 2000 K más caliente probablemente desarrollará eventualmente tectónica de placas. Este efecto se reduce en planetas más pequeños que la Tierra, porque sus interiores planetarios más pequeños redistribuyen el calor de manera eficiente, reduciendo los gradientes de calor núcleo-manto que impulsan la convección del manto.

Las fuentes externas de calor planetario (es decir, la radiación de la estrella anfitriona de un planeta) pueden tener efectos drásticos en el régimen geodinámico. Manteniendo constantes todas las demás variables, un exoplaneta del tamaño de la Tierra con una temperatura superficial de 273  K evolucionará a lo largo de su vida geológica desde un régimen de tectónica de placas, pasando por períodos episódicos de tectónica de placas intercalados con geodinámica de tapa estancada, hasta una fase terminal de tapa estancada a medida que se agota el calor interior. Mientras tanto, un planeta "caliente" (  temperatura superficial de 759 K) bajo las mismas condiciones iniciales tendrá una superficie amorfa (debido a que la tensión de fluencia litosférica se supera constantemente) hasta una tapa estancada a medida que se agota el calor interior, sin observarse tectónica de placas. ^{[ 5 ]}

Es probable que los planetas que se encuentran a menos de 0,5 unidades astronómicas de su estrella estén en rotación síncrona; se espera que estos planetas presenten regímenes de temperatura drásticamente diferentes en sus lados "diurno" y "nocturno". Al modelar este escenario, el lado diurno muestra convección de tapa móvil con deformación superficial difusa que fluye hacia el lado nocturno, mientras que el lado nocturno presenta un régimen tectónico de placas con placas descendentes y un flujo de retorno del manto profundo en dirección al lado nocturno. Se requiere un contraste de temperatura de 400 K entre los lados diurno y nocturno para crear un sistema tan estable. ^{[ 5 ]}

Si bien los primeros estudios de modelado enfatizaron el tamaño de un exoplaneta dado como un factor crítico del régimen geodinámico, ^{[ 3 ] [ 4 ]} estudios posteriores mostraron que la influencia del tamaño puede ser pequeña hasta el punto de ser irrelevante en comparación con la presencia de agua superficial. Para que la tectónica de placas sea un proceso sostenido, en lugar de episódico, el coeficiente de fricción en la capa límite superior (la interfaz manto-litosfera) debe estar por debajo de un valor crítico; mientras que algunos modelos llegan a un coeficiente de fricción críticamente bajo a través del aumento de la temperatura de la capa límite superior (y la consiguiente disminución de la viscosidad), Korenaga (2010) demuestra que un alto contenido de fluido en los poros también puede reducir el coeficiente de fricción por debajo del valor crítico. ^{[ 6 ]}