Calentamiento mareal

El calentamiento mareal (también conocido como disipación mareal o amortiguación mareal ) se produce a través de los procesos de fricción mareal : la energía orbital y rotacional se disipa como calor en la superficie oceánica o en el interior de un planeta o satélite (o en ambos). Cuando un objeto se encuentra en una órbita elíptica , las fuerzas mareales que actúan sobre él son más intensas cerca del periapsis que cerca del apoapsis. Por lo tanto, la deformación del cuerpo debido a las fuerzas mareales (es decir, el abultamiento mareal) varía a lo largo de su órbita, generando fricción interna que calienta su interior. Esta energía ganada por el objeto proviene de su energía orbital y/o rotacional , por lo que, con el tiempo, en un sistema de dos cuerpos, la órbita elíptica inicial se convierte en una órbita circular ( circularización mareal ) y los períodos de rotación de los dos cuerpos se ajustan para coincidir con el período orbital ( acoplamiento mareal ). El calentamiento mareal sostenido se produce cuando la órbita elíptica se ve impedida de circularizarse debido a fuerzas gravitacionales adicionales de otros cuerpos que siguen atrayendo al objeto de vuelta a una órbita elíptica. En este sistema más complejo, la energía orbital y rotacional todavía se convierte en energía térmica; sin embargo, ahora el semieje mayor de la órbita se contraería en lugar de su excentricidad .

El calentamiento por mareas es responsable de la actividad geológica del cuerpo volcánicamente más activo del Sistema Solar : Io , una luna de Júpiter . La excentricidad de Io persiste como resultado de sus resonancias orbitales con las lunas galileanas Europa y Ganímedes . ^{[ 1 ]} El mismo mecanismo ha proporcionado la energía para derretir las capas inferiores del hielo que rodea el manto rocoso de la siguiente luna grande más cercana a Júpiter, Europa. Sin embargo, el calentamiento de esta última es más débil, debido a una flexión reducida: Europa tiene la mitad de la frecuencia orbital de Io y un radio un 14 % menor; además, mientras que la órbita de Europa es aproximadamente el doble de excéntrica que la de Io, la fuerza de marea disminuye con el cubo de la distancia y es solo una cuarta parte de la fuerza en Europa. Júpiter mantiene las órbitas de las lunas a través de las mareas que estas generan en él y, por lo tanto, su energía rotacional alimenta en última instancia el sistema. ^{[ 1 ]} Se cree que la luna de Saturno, Encélado, posee un océano de agua líquida bajo su corteza helada, debido al calentamiento por mareas relacionado con su resonancia con Dione . Se piensa que los géiseres de vapor de agua que expulsan material de Encélado son impulsados ​​por la fricción generada en su interior. ^{[ 2 ]}

Munk y Wunsch (1998) estimaron que la Tierra experimenta 3,7 TW (0,0073 W/m² ⁾ de calentamiento mareal, de los cuales el 95 % (3,5 TW o 0,0069 W/m² ⁾ está asociado con las mareas oceánicas y el 5 % (0,2 TW o 0,0004 W/m² ⁾ está asociado con las mareas terrestres , con 3,2 TW debido a interacciones mareales con la Luna y 0,5 TW debido a interacciones mareales con el Sol. ^{[ 3 ]} Egbert y Ray (2001) confirmaron esa estimación general, escribiendo "la cantidad total de energía mareal disipada en el sistema Tierra-Luna-Sol ahora está bien determinada. Los métodos de geodesia espacial —altimetría, medición láser satelital, medición láser lunar— han convergido a 3,7 TW  ..." ^{[ 4 ]}

Heller et al. (2021) estimaron que poco después de la formación de la Luna, cuando esta orbitaba entre 10 y 15 veces más cerca de la Tierra que ahora, el calentamiento por mareas podría haber contribuido con aproximadamente 10 W/m² ^de calentamiento. Este calentamiento se produjo durante quizás 100 millones de años y podría haber provocado un aumento de temperatura de hasta 5 °C en la Tierra primitiva. ^{[ 5 ] [ 6 ]}

Harada et al. (2014) propusieron que el calentamiento mareal pudo haber creado una capa fundida en el límite núcleo-manto dentro de la Luna de la Tierra. ^{[ 7 ]}

La tasa de calentamiento mareal,${\displaystyle {\dot {E}}_{\text{Marea}}}$, en un satélite que es síncrono de giro , coplanar (${\displaystyle I=0}$), y tiene una órbita excéntrica dada por:$${\displaystyle {\dot {E}}_{\text{Tidal}}=-\operatorname {Im} (k_{2}){\frac {21}{2}}{\frac {GM_{h}^{2}R^{5}ne^{2}}{a^{6}}}}$$dónde${\displaystyle R}$,${\displaystyle n}$,${\displaystyle a}$, y${\displaystyle e}$son respectivamente el radio medio del satélite, el movimiento orbital medio , la distancia orbital y la excentricidad. ^{[ 8 ]}${\displaystyle M_{h}}$es la masa del cuerpo anfitrión (o central) y${\displaystyle \operatorname {Soy} (k_{2})}$representa la porción imaginaria del número de Love de segundo orden que mide la eficiencia con la que el satélite disipa la energía de las mareas en calor por fricción. Esta porción imaginaria se define por la interacción de la reología del cuerpo y la autogravitación. Por lo tanto, es una función del radio del cuerpo, la densidad y los parámetros reológicos (el módulo de corte , la viscosidad y otros, que dependen del modelo reológico). ^{[ 9 ] [ 10 ]} Los valores de los parámetros reológicos, a su vez, dependen de la temperatura y la concentración de fusión parcial en el interior del cuerpo. ^{[ 11 ]}

La potencia disipada por las mareas en un rotador no sincronizado viene dada por una expresión más compleja. ^{[ 12 ]}

• Criovolcán
• aceleración de las mareas
• Bloqueo de mareas
• Observador de volcanes de Io
• Diferenciación planetaria