Astronomie

La dominance de la gravité par rapport à la force et sa dépendance à la taille du cratère

La dominance de la gravité par rapport à la force et sa dépendance à la taille du cratère


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J'essaie donc d'écrire un document de recherche (environ 3700 mots) pour le lycée sur le sujet "La dominance de la gravité contre la force et sa dépendance à la taille du cratère" ou quelque chose de similaire.

J'ai trouvé les informations suivantes que j'ai du mal à comprendre et qui m'empêchent de poursuivre mes recherches : (Quelqu'un peut-il expliquer ce qu'est la dominance et comment puis-je aborder la lecture d'autres informations sur ce sujet ?)

  • Faire un cratère nécessite à la fois la résistance matérielle de la cible et la gravité pour être surmontées.
  • lequel d'entre eux domine dépend de la taille du cratère

$$ ho g d = frac{1}{5} ho g D = Y $$

Où Y est la limite d'élasticité, est la densité du matériau cible, d est la profondeur du cratère et D est son diamètre.

Un graphique lié à ce sujet est le suivant (Holsapple 1993) :

Alors s'il vous plaît, quelqu'un peut-il expliquer ce que tout cela signifie en termes simples ?


La domination n'est pas un terme technique. Pour donner un autre exemple, lorsque vous faites du vélo rapidement sur un terrain plat, nous pourrions dire que la résistance au vent est la force dominante, mais lorsque vous roulez lentement en montée, la gravité est dominante.


Je suppose que le fait est qu'il y a deux façons de calculer la taille d'un cratère qu'un impact donné créera. L'une est basée sur le calcul de la quantité de roche que l'énergie d'impact peut briser, donc la principale contrainte est la résistance de la roche) l'autre sur le calcul de combien elle peut soulever (la principale contrainte est donc le poids de la roche). Pour les petits impacts, le premier est la considération principale ("domine") pour les grands impacts, c'est le second et la formule identifie le point autour duquel il bascule.


Europe : faits sur la lune glacée de Jupiter et son océan

Europe est l'une des lunes galiléennes de Jupiter, avec Io, Ganymède et Callisto. L'astronome Galileo Galilei obtient le mérite d'avoir découvert ces lunes, parmi les plus grandes du système solaire. Europa est le plus petit des quatre, mais c'est l'un des satellites les plus intrigants.

La surface d'Europe est gelée, recouverte d'une couche de glace, mais les scientifiques pensent qu'il y a un océan sous la surface. La surface glacée fait également de la lune l'une des plus réfléchissantes du système solaire.

Des chercheurs utilisant le télescope spatial Hubble ont repéré un possible panache d'eau provenant de la région polaire sud d'Europe en 2012. Une autre équipe de recherche, après des tentatives répétées pour confirmer les observations, a vu des panaches apparents en 2014 et 2016. Les chercheurs ont averti que les panaches n'avaient pas encore été pleinement confirmé, mais ils suggèrent qu'il y a de l'eau dans l'océan d'Europe qui remonte à la surface.

Plusieurs vaisseaux spatiaux ont fait des survols d'Europe (dont les Pioneers 10 et 11 et les Voyagers 1 et 2 dans les années 1970). Le vaisseau spatial Galileo a effectué une mission à long terme sur Jupiter et ses lunes entre 1995 et 2003. La NASA et l'Agence spatiale européenne prévoient toutes deux des missions vers Europe et d'autres lunes qui quitteraient la Terre dans les années 2020.


Marées et niveaux d'eau

L'attraction gravitationnelle entre la Terre et la Lune est la plus forte du côté de la Terre qui fait face à la Lune, simplement parce qu'il est plus proche. Cette attraction fait que l'eau de ce "côté" de la Terre est attirée vers la Lune. Alors que la force gravitationnelle agit pour rapprocher l'eau de la lune, l'inertie tente de maintenir l'eau en place. Mais la force gravitationnelle la dépasse et l'eau est attirée vers la lune, provoquant un &ldquobulge&rdquo d'eau du côté proche vers la lune (Ross, D.A., 1995).

De l'autre côté de la Terre, ou du côté "loin", l'attraction gravitationnelle de la Lune est moindre car elle est plus éloignée. Ici, l'inertie dépasse la force gravitationnelle, et l'eau essaie de continuer en ligne droite, s'éloignant de la Terre, formant également un renflement (Ross, D.A., 1995).

La gravité et l'inertie agissent en opposition sur les océans de la Terre, créant des renflements de marée sur des sites opposés de la planète. Du côté &ldquonear&rdquo de la Terre (le côté faisant face à la lune), la force gravitationnelle de la lune attire les eaux océaniques vers elle, créant un renflement. De l'autre côté de la Terre, l'inertie domine, créant un deuxième renflement.

De cette façon, la combinaison de la gravité et de l'inertie crée deux renflements d'eau. L'une se forme là où la Terre et la Lune sont les plus proches, et l'autre se forme là où elles sont les plus éloignées. Sur le reste du globe, la gravité et l'inertie sont en équilibre relatif. Parce que l'eau est fluide, les deux renflements restent alignés avec la lune pendant que la Terre tourne (Ross, D.A., 1995).

Le soleil joue également un rôle majeur, affectant la taille et la position des deux renflements de marée. L'interaction des forces générées par la lune et le soleil peut être assez complexe. Comme il s'agit d'une introduction au sujet des marées et des niveaux d'eau, nous concentrerons l'essentiel de notre attention sur les effets de la plus forte influence céleste, la lune.


2 Méthode

Des expériences d'impact ont été menées à l'aide d'un canon à gaz léger à deux étages à l'Agence japonaise d'exploration aérospatiale (JAXA). Projectiles sphériques en polycarbonate (rayon une = 2,38 mm, masse m = 0,06 g, et densité δ = 1,1 g cm -3 ) ont été accélérés par le canon. le vje des projectiles variaient de 715 à 6075 m s -1 et l'angle d'impact était vertical par rapport à la surface cible (tableau 1). Nous avons utilisé des cibles de sable sec avec un diamètre de grain moyen de 510 m, une densité apparente de ρ = 1,56 ± 0,07 g cm -3 , une porosité moyenne de 38 % et un angle de repos de ∼35°. Le sable sec, qui remplissait un bassin en acier inoxydable (600 mm de diamètre et 200 mm de profondeur) a été placé dans la chambre à vide (1,5 m de diamètre sur 2 m de hauteur). Toutes les expériences ont été menées sous la pression ambiante <10 Pa.

Tir n° vje (ms −1 ) ap (mm) γ μ
1509250910 2194 112 0.362 ± 0.008 0.566 ± 0.019
1509251026 3117 117 0.331 ± 0.006 0.494 ± 0.014
1509251124 4058 133 0.321 ± 0.007 0.474 ± 0.015
1509251315 4748 143 0.323 ± 0.013 0.478 ± 0.025
1509251424 5587 155 0.294 ± 0.008 0.416 ± 0.015
1509251525 6075 160 0.297 ± 0.007 0.422 ± 0.013
1509251613 5112 146 0.308 ± 0.009 0.445 ± 0.019
1509251714 2849 121 0.327 ± 0.006 0.486 ± 0.014
1509260854 3754 134 0.313 ± 0.008 0.456 ± 0.017
1509260957 1840 99 0.376 ± 0.012 0.604 ± 0.030
1509261053 1090 94 0.365 ± 0.009 0.576 ± 0.022
1509261151 1520 98 0.367 ± 0.006 0.580 ± 0.015
1509261259 988 88 0.350 ± 0.008 0.539 ± 0.020
1509261345 882 86 0.383 ± 0.006 0.620 ± 0.017
1510271451 2551 118 0.335 ± 0.006 0.505 ± 0.013
1510271600 2731 118 0.324 ± 0.004 0.480 ± 0.009
1510271653 715 70 0.399 ± 0.011 0.663 ± 0.030
1510271745 1171 90 0.380 ± 0.012 0.612 ± 0.031
1510281033 2208 111 0.340 ± 0.006 0.515 ± 0.014
1510281111 1943 108 0.343 ± 0.006 0.522 ± 0.015
1510281202 1621 99 0.364 ± 0.017 0.573 ± 0.043
1510281309 802 81 0.391 ± 0.016 0.643 ± 0.044
1510281354 859 88 0.376 ± 0.019 0.601 ± 0.050
1510281438 1065 91 0.400 ± 0.010 0.666 ± 0.028

Le profilomètre à grande vitesse (KEYENCE) est un instrument de mesure laser 1-D qui peut obtenir un profil de ligne pour une longueur horizontale de ∼14 cm sur la surface cible avec une résolution spatiale de 300 300m (Figure 1). Le profilomètre observe quantitativement le changement temporel de la forme de la cavité du cratère et du rideau d'éjecta pendant la croissance transitoire du cratère à 2000 images par seconde sans caméra vidéo haute vitesse. Afin d'obtenir des données à haute résolution pour la croissance transitoire du cratère, nous avons placé le profilomètre adjacent au site d'impact au-dessus de la surface cible à l'intérieur de la chambre à vide (Figure 1c). Avant les expériences, nous avons effectué un test de calibration pour vérifier la linéarité du profil laser comme suit : Nous avons utilisé une cible en gypse, car le gypse est compétent pour que le profil détaillé du cratère soit conservé après sa formation. Nous avons d'abord mesuré un profil de référence du cratère d'une taille 10 cm formé dans la cible de gypse par une échelle et un pied à coulisse numérique puis comparé le profil déterminé par le profilomètre avec le profil de référence. Étant donné que le cratère dans la cible de gypse possède des formes irrégulières avec des terrasses, une fosse et des rebords, nous pouvons vérifier différents types d'échelles de longueur à partir du profil. A partir de ce test d'étalonnage, nous avons confirmé la linéarité du profilomètre pour différentes longueurs. De plus, nous avons également mesuré les diamètres finaux du bord du cratère à la main à chaque tir et comparés à ceux du profilomètre. Les résultats du profilomètre sont cohérents avec ceux de la main.

Nous avons installé un déflecteur de gaz propulseur constitué d'une fine plaque acrylique percée d'un trou pour permettre le passage du projectile à ∼1 m de hauteur au-dessus de la surface cible. Il y a un grand espace (∼1 m de long) entre la bouche et le déflecteur de gaz. La cible de sable est entourée de quatre plaques acryliques. Étant donné que les quatre plaques acryliques et la plaque déflectrice de gaz sont connectées les unes aux autres, le souffle de gaz après la bouche n'a pas pu atteindre la cible de sable. De plus, les prises de vue avec ce système de déflecteur de gaz ne montrent aucune preuve d'interférence avec le souffle de gaz dans le rideau d'éjecta, tandis que les prises de vue sans système de déflecteur de gaz montrent que les rideaux d'éjecta sont déviés en raison du souffle de gaz, en particulier pour le coups. Par conséquent, il est peu probable que le souffle de gaz affecte la formation du cratère dans les mesures.

A partir de chaque profil obtenu par le profilomètre (par exemple, Figure 2a), nous mesurons le diamètre apparent d(t) de la cavité du cratère au temps t après impact comme suit. Nous déterminons d'abord la hauteur moyenne de la surface avant impact. La hauteur moyenne est fixée à oui = 0 dans la figure 2a. On détermine alors le point d'intersection Xoui = 0, où Xoui = 0 est X à oui = 0 dans chaque profil. On suppose que d(t) = 2·(Xoui = 0Xp), où Xp est le centre du site d'impact. Déterminer Xp, nous avons effectué des tests d'étalonnage avant chaque impact, dans lesquels nous avons utilisé la lumière laser, qui traverse le canon du canon à gaz, pour estimer le centre du site d'impact. Étant donné que le projectile a une largeur (diamètre 4,76 mm) plutôt que d'être une pointe sans dimension, le rayon du projectile avec une = 2,38 mm est pris en compte pour l'erreur dans l'estimation de Xp, ce qui conduit à l'incertitude dans d(t). Nous prenons également en compte la faible fluctuation de la hauteur de la surface cible lorsque nous déterminons Xoui = 0. De plus, nous avons défini la barre d'erreur dans t en raison de l'incertitudet de la résolution temporelle en 2 kHz (c'est-à-dire Δt = 1/2000s =0,5ms).

Bien que les données de croissance en profondeur soient utiles pour étudier la dynamique de la croissance du cratère par rapport à l'approximation de la source ponctuelle, nous avons constaté que les profils dans la région juste en dessous du site d'impact sont largement perturbés. Ainsi, nous ne pouvons pas déterminer la croissance en profondeur de la cavité du cratère à l'aide du profilomètre.


Cratère d'impact

Introduction

Les cratères d'impact sont relativement rares sur terre, le débat était donc à l'origine centré sur l'origine des cratères lunaires observés au télescope. Le manque de in situ L'examen couplé à une compréhension naturellement faible de la surface planétaire et des processus évolutifs a permis d'envisager de nombreux scénarios douteux. Les quelques structures d'impact relativement bien conservées sur terre étaient considérées comme volcaniques, mais comme il n'y avait aucune preuve de lave ou d'autres matériaux volcaniques, elles ont été qualifiées de cryptovolcaniques. Même G. K. Gilbert, un géologue célèbre qui a préconisé une origine d'impact pour les cratères lunaires et a trouvé du fer météoritique abondant à Meteor Crater, en Arizona (tous deux en 1891), a conclu que le cratère Meteor était d'origine volcanique.

Gilbert a été égaré par une compréhension incomplète de la mécanique des cratères. Cette situation a commencé à changer après la Seconde Guerre mondiale, lorsque des analogies avec les grands cratères d'explosion ont été développées, notamment par R. B. Baldwin et E. M. Shoemaker. Leurs arguments ont aidé à convaincre les premiers scientifiques planétaires H. C. Urey et G. P. Kuiper et d'autres que les cratères lunaires ont été créés par impact. Les preuves géologiques se sont accumulées à l'appui de l'hypothèse de l'impact, telles que la découverte de polymorphes choqués de quartz et d'autres minéraux sur les sites de cratères, mais ce n'est qu'au début des années 1960, avec le retour d'images de la lune montrant une abondance de cratères à toutes les échelles , que l'hypothèse volcanique a été écartée. Même à cette époque, l'appréciation des cratères d'impact en tant que phénomène général était incomplète. Lorsque Mariner 4 a rendu des images des hautes terres cratérisées de Mars en 1965, les chercheurs ont été surpris. En revanche, des terrains cratérisés étaient attendus dans les images des satellites des planètes extérieures renvoyées par Voyagers 1 et 2 de 1979 à 1989. L'analyse des morphologies des cratères, des distributions spatiales et des distributions de fréquence de taille est maintenant un outil majeur pour comprendre les histoires géologiques. des corps planétaires, y compris la terre.

Cratères V.A.3

Même observée avec une paire de jumelles ou un petit télescope, la lune apparaît couverte de cratères : environ 30 000 sont visibles depuis la terre. Selon une tradition commencée par Riccioli en 1651, les cratères portent le nom de scientifiques bien connus. La taille des cratères lunaires varie de petites fosses millimétriques causées par des micrométéorites à de grandes structures de centaines de kilomètres de diamètre (voir Fig. 5 ).

ILLUSTRATION 5 . Le Copernicus rayé de cratères, montrant une vaste couverture d'éjectas, des impacts secondaires et un pic central. Le cratère Erastosthène est en haut à droite du centre. Plusieurs cratères plus anciens sur la photo ont été comblés par la lave.

Avant la période d'exploration lunaire dans les années 1960, l'une des questions majeures de la science lunaire était de savoir si les cratères étaient d'origine volcanique ou causés par des impacts. Sur la base de preuves morphologiques, la plupart des géologues ont déterminé que les cratères ont été causés par des impacts. Ces preuves incluent l'existence de matériaux éjectés (appelés couvertures d'éjectas) autour des bords des cratères, la création d'impacts secondaires à proximité des grands cratères et l'existence de pics centraux, qui sont dus au rebond du matériau après un impact important.

Tout au long de son histoire, la Lune a été bombardée par des météorites dont la taille varie de quelques microns à plusieurs kilomètres. La plupart des cratères, en particulier les plus grands, datent de la période des bombardements intenses, qui a terminé sa phase intense il y a environ 3,9 milliards d'années et s'est rétrécie jusqu'à il y a 3,1 milliards d'années. Depuis lors, la lune n'a connu qu'un impact occasionnel. Parce que les processus géologiques sur la lune n'incluent pas l'érosion éolienne ou hydrique ou la tectonique des plaques, qui ont effacé presque tous les cratères terrestres, le visage de la lune porte les cicatrices de son histoire passée. Les cratères les plus récents, tels que Tycho (0,27 milliard d'années), sont des rayons brillants causés par la perturbation et l'exposition subséquente de matériaux souterrains plus frais et plus brillants.

Les géologues utilisent des méthodes de comptage de cratères pour dater les surfaces lunaires. Bien que les techniques en pratique soient complexes et impliquent de nombreuses hypothèses, le principe qui les sous-tend est simple : si nous supposons un flux spécifique (pas nécessairement constant) d'objets impactant tout au long de l'histoire de la lune, l'âge d'une surface (c'est-à-dire quand elle solidifié) est proportionnel au nombre de cratères qui s'y trouvent.

Les cratères lunaires de la taille d'un mètre sont souvent de simples dépressions en forme de bol. Au fur et à mesure que la taille du cratère augmente, un certain nombre de phénomènes complexes sont observés. Ceux-ci incluent des bords de cratère surélevés, la formation de pics centraux, des cratères d'impact secondaires causés par de gros morceaux éjectés, un affaissement du matériau le long des parois du cratère et des couvertures surélevées de matériau éjecté encerclant le cratère (Fig. 5). En général, les plus grands cratères ont un rapport profondeur/diamètre plus petit que les petits cratères. Les impacts les plus importants proviennent des bassins, dont certains ont été comblés par des coulées de lave.

Un type de caractéristique lunaire intrigante est le cratère de halo sombre, qui est une petite structure à rebord bas avec des zones de matériau plus sombre s'étendant à partir du rebord. La preuve que le matériau sombre peut avoir été déposé lors d'une éruption est donnée par leur tendance à être associée à des fissures.


3 Détermination de l'angle d'impact critique

[8] Dans cette étude, nous avons considéré une grande variété de configurations cibles différentes (coefficient de frottement F et cohésion Ouicoh) et les énergies d'impact (diamètre du projectile L et la vitesse d'impact U). Pour une configuration donnée, nous avons effectué jusqu'à neuf simulations avec différents angles d'impact pour déterminer l'angle d'impact critique. Il en résulte qu'un grand nombre de 800 simulations 3D sont nécessaires pour déterminer l'angle critique pour la transition des cratères circulaires aux cratères elliptiques pour différentes configurations (différentes combinaisons de F, Ouicoh , L , et U). La croissance du cratère a été enregistrée pour détecter les différences dans le flux d'excavation lors de la formation de cratères circulaires et elliptiques. A titre d'exemple, nous montrons l'impact d'un projectile de 1 et 5 km de diamètre à 8 km/s dans une cible sans cohésion (par exemple, du sable) avec un coefficient de frottement de F = 0.3.

[9] La figure 1 montre des instantanés de la formation du cratère après un impact de 20°. En raison de l'angle d'impact oblique, un cratère elliptique se forme initialement (Figures 1a–1c). Au fur et à mesure que le cratère grandit, il devient de plus en plus symétrique jusqu'à ce qu'il prenne une forme plus ou moins circulaire (Figures 1d-1f).

[10] Cette observation change à des angles d'impact encore plus faibles. La figure 2 illustre les formes des cratères à la fin de la simulation pour des angles d'impact de 20°, 15°, 10° et 5°. Toutes les simulations ont été arrêtées lorsque le processus d'excavation avait cessé afin de minimiser le temps de calcul pour chaque passage. Par conséquent, les cadres représentés sur la figure 2 ne montrent pas les cratères finaux. Cela est également évident à partir du dépôt incomplet d'éjectas qui ne se sont pas encore déposés au sol. Après le pas de temps représenté sur la figure 2, la structure principale de la cavité et en particulier son ellipticité ne change plus. Ceci a été vérifié en exécutant plusieurs modèles jusqu'à ce que le cratère final se soit formé (voir par exemple la figure 11). Notez que le matériau du projectile a été retiré de la visualisation illustrée à la figure 2 pour souligner la forme du cratère aux premiers temps. Apparemment, le mouvement de parties du projectile génère des structures secondaires en aval pour des angles d'impact très faibles (5° et 10°). L'effet du sort du projectile pour les impacts très peu profonds est discuté plus en détail dans la section 7.

[11] L'ellipticité est définie comme la longueur d'un cratère divisée par sa largeur. Pour distinguer une forme circulaire d'une forme elliptique, une sorte de valeur seuil doit être définie pour . Il s'agit d'un choix relativement arbitraire cependant, pour rester dans la lignée des études précédentes sur ce sujet, nous suivons la définition en Bottke et al. [ 2000 ], qui considèrent les cratères comme elliptiques si l'ellipticité est supérieure ou égale à 1,1.

[12] La ligne pointillée de la figure 2, indiquant la limite interne de la cavité du cratère à la surface avant l'impact, montre clairement que (dans les conditions de l'exemple donné, voir la légende de la figure) un impact à = 20° entraîne un forme de cratère. À α = 15°, la forme du cratère commence à s'écarter de la symétrie circulaire avec une ellipticité mesurée de 1,14. Selon la définition précédente, l'impact à = 15° marque la transition approximative d'un cratère circulaire à un cratère elliptique. Les cratères d'impact pour α = 10° (ε = 1,3) et α = 5° (ε = 2,02) présentent une morphologie elliptique prononcée.

[13] La figure 3 représente l'évolution de l'ellipticité en fonction du temps pour des angles d'impact de = 30°, 20°, 15° et 10°. Dans tous les cas, une cavité elliptique se forme à des moments précoces. L'ellipticité maximale est atteinte au début de la phase d'excavation. Plus l'angle d'impact est faible, plus la valeur maximale de l'ellipticité est grande et plus le maximum se produit tard dans le temps. Cependant, l'ellipticité maximale est toujours sensiblement inférieure à l'ellipticité de la projection de l'impacteur sur la surface cible (donnée par 1/sin α). Au cours de la formation du cratère, l'ellipticité diminue et pour des angles d'impact modérément obliques (α = 30°, ligne rouge), l'ellipticité approche une valeur de 1 représentant une symétrie circulaire parfaite. À un angle d'impact de = 20°, l'ellipticité finale est comprise entre 1 et 1,1 indiquant la transition d'une forme de cratère circulaire à une forme elliptique cependant, selon la définition précédente, l'impact de 20° ne compte pas comme un cratère elliptique. Avec un angle d'impact décroissant (15° et 10°), l'ellipticité ne tombe pas en dessous de la valeur seuil de 1,1 et les cratères résultants sont considérés comme des cratères elliptiques. Des analyses similaires ont été menées pour des séries de modèles avec différentes configurations de cibles et énergies d'impact afin de déterminer l'angle d'impact critique.


La gravité sur Uranus

[/légende]
Si vous pouviez vous tenir à la surface d'Uranus (vous ne pouvez pas, pour tant de raisons), vous ressentiriez 89 % de la force de gravité que vous ressentez sur Terre. Une autre façon de voir les choses est que les objets largués vers Uranus accéléreront vers la planète à 8,69 m/s 2 .

Cela vous semble-t-il un peu étrange qu'une planète comme Uranus, avec les 14 fois la masse de la Terre, vous tire avec moins de gravité si vous pouviez vous tenir à sa surface ? La masse est importante, mais tout dépend de la proximité de cette masse. Uranus est la deuxième planète la moins dense du système solaire (après Saturne). Il a assez de volume pour contenir 63 Terres, mais il n'a que 14 fois notre masse.

Donc, si vous pouviez vous tenir à la surface de la planète, vous ne pouvez pas, n'essayez pas, vous auriez du mal à remarquer la gravité inférieure d'Uranus. Cela ressemblerait beaucoup à la gravité terrestre.

Comment serait-ce de marcher sur d'autres planètes ? Voici la gravité de Mercure et voici la gravité de Jupiter.

Nous avons enregistré un épisode d'Astronomy Cast sur Uranus. Vous pouvez y accéder ici : Épisode 62 : Uranus.


Définition:

Pour le décomposer, la gravité est un phénomène naturel dans lequel toutes les choses qui possèdent une masse sont rapprochées les unes des autres, c'est-à-dire les astéroïdes, les planètes, les étoiles, les galaxies, les superamas, etc. Plus un objet a de masse, plus il a de gravité. exercera sur les objets qui l'entourent. La force gravitationnelle d'un objet dépend également de la distance, c'est-à-dire que la quantité qu'elle exerce sur un objet diminue avec l'augmentation de la distance.

La gravité est également l'une des quatre forces fondamentales qui régissent toutes les interactions dans la nature (avec la force nucléaire faible, la force nucléaire forte et l'électromagnétisme). De ces forces, la gravité est la plus faible, étant environ 10 38 fois plus faible que la force nucléaire forte, 10 36 fois plus faible que la force électromagnétique et 10 29 fois plus faible que la force nucléaire faible.

En conséquence, la gravité a une influence négligeable sur la matière à la plus petite des échelles (c'est-à-dire les particules subatomiques). Cependant, au niveau macroscopique, celui des planètes, des étoiles, des galaxies, etc., la gravité est la force dominante affectant les interactions de la matière. Il provoque la formation, la forme et la trajectoire des corps astronomiques et régit le comportement astronomique. Il a également joué un rôle majeur dans l'évolution de l'Univers primitif.

Il était responsable de l'agrégation de la matière pour former des nuages ​​​​de gaz qui ont subi un effondrement gravitationnel, formant les premières étoiles - qui ont ensuite été rassemblées pour former les premières galaxies. Et dans les systèmes stellaires individuels, cela a provoqué la fusion de la poussière et du gaz pour former les planètes. Il régit également les orbites des planètes autour des étoiles, des lunes autour des planètes, la rotation des étoiles autour du centre de leur galaxie et la fusion des galaxies.


Est-il possible qu'une planète 3 fois plus grande que la Terre ait la même gravité ? Sinon, quelle est la force G la plus faible possible pour une planète 3 fois la taille de la Terre ? Comme une planète rocheuse.

Désolé de poser cette question stupide, je me demande juste si c'est possible.

J'ai trouvé la formule il y a quelque temps. La gravité de surface s'avère être directement proportionnelle au rayon et à la densité de la planète, donc si la planète fait 3 fois le diamètre de la Terre, sa densité devrait être 1/3 de celle de la Terre pour garder la même gravité.

Qu'entendez-vous par "size" ? Si vous parlez de rayon, c'est délicat car la densité devrait être très faible, autour de 1800 kg/m . Si vous parlez de surface, nous avons un scénario beaucoup plus réalisable - il s'avère que la densité deviendrait quelque chose comme 3200 kg/m², ce qui est proche du chiffre que vous trouvez pour de nombreuses lunes du système solaire - y compris Luna.

Je ne connais pas grand-chose à la théorie de la formation planétaire, donc je ne sais pas comment la taille d'une planète est liée à sa densité, mais j'ai l'impression que les planètes rocheuses ont tendance à avoir une densité d'autant plus grande qu'elles sont grandes - la Terre a le plus densité de quelconque planète du système solaire, et Vénus n'est pas loin derrière. Dans cet esprit, il semble un peu improbable qu'une planète descende jusqu'à 1800 kg/m², mais la deuxième version semble un peu plus réalisable.

Quant à la taille, je pense que les auteurs entendaient par rayon. Une planète avec cette faible densité que vous spécifiez pourrait-elle se former en premier lieu, ou si elle serait capable de supporter la vie ?

La formation n'est pas le problème - rassemblez de la poussière et des gaz et vous obtiendrez une planète. Le problème est de savoir à quoi cela ressemblera une fois que les choses se seront calmées, et il semble probable qu'une planète avec cette faible densité ne sera pas en état d'équilibre.

N'oubliez pas que si la gravité de surface est constante dans nos exemples, la masse totale de la planète ne l'est pas - dans le cas de la surface, elle est 3 fois plus grande, mais dans le cas du rayon, elle est 9 fois plus grande !

Avec autant de masse, la pression des forces gravitationnelles sera trop élevée pour que la planète reste à cette faible densité. Vous pourriez commencer avec un grand rayon et une faible densité, mais vous vous retrouveriez avec un rayon inférieur et une densité plus élevée - et la gravité de surface résultante serait également plus élevée. Je ne peux pas vous dire quel serait le résultat, vous devrez vous tourner vers quelqu'un qui en sait plus que moi sur ce genre de choses. Mon intuition est que le cas à triple zone est au moins possible, mais que le cas à triple rayon ne l'est pas.

Que cela soutienne la vie ou non - eh bien, choisissez la réponse que vous voulez. Puisque nous n'avons qu'une seule planète où la vie a été observée à étudier, nous ne pouvons pas vraiment dire grand-chose sur ce qui se passerait sur une autre planète.

Si vous voulez un vraiment scénario fictif étrange et intéressant, je vous recommande de prendre Mission de la gravité par Hal Clement - il a été réédité récemment dans un volume intitulé Planète lourde.

Saturne, en tant que planète, a une densité inférieure à celle de l'eau. Bien sûr, sa surface n'est pas aussi importante que la nôtre.

En revanche, si les couches supérieures de la Terre disparaissaient, cela ne modifierait pas beaucoup la gravité à sa surface. Au moins pas au début. La gravitation serait à peu près la même qu'elle est maintenant, jusqu'à une Terre de la moitié du rayon qu'elle est maintenant.


Volcans : Comment mesurer les éruptions volcaniques

Comment déterminer l'explosivité d'une éruption volcanique ? Traditionnellement, le Indice d'explosivité volcanique ( VEI ) nous aide à mesurer l'activité des volcans afin de prévoir les futures éruptions et de prédire l'étendue des dégâts.

Que sont les volcans ?

Le mot « volcan » vient du nom romain « Vulcain » – le dieu romain du feu. En termes simples, un volcan est une ouverture dans la surface de la Terre à partir de laquelle le gaz, le magma chaud et les cendres peuvent s'échapper. Le magma est le nom donné à la roche liquide chaude à l'intérieur un volcan. Une fois qu'il quitte le volcan, il est connu sous le nom de lave.

Aujourd'hui, il y a environ 1 900 volcans sur Terre qui sont considérés comme actifs. Chaque année, 50 à 60 de ces volcans entrent en éruption. Environ 350 millions, soit une personne sur 20 dans le monde, vivent à « distance de danger » d'un volcan actif. Le sol près des pentes des volcans est en fait assez riche et fertile.

Les éruptions volcaniques ont des variations de taille incroyables, allant de la lave rouge lente à des explosions incroyablement violentes qui effacent le Soleil pendant des années. Alors, comment déterminons-nous la « grandeur » quand il y a de tels extrêmes ?


Image : coulées de lave, Hawaï

Comme vous pouvez le voir sur le graphique ci-dessous, les petits volcans se produisent plus fréquemment et les volcans vraiment colossaux ne se produisent pas très souvent (ouf). Cependant, même des éruptions non explosives ou douces peuvent être incroyablement dangereuses et coûteuses, détruisant des dizaines de maisons et déplaçant des centaines de personnes. La lave peut atteindre 1 250 °C ce qui brûlerait absolument tout sur son passage.

Indice d'explosivité volcanique ( IEV )

Le VEI déterminé en utilisant un ou plusieurs des critères suivants : Volume d'éjecta, Hauteur de la colonne éruptive, Descriptions qualitatives (« doux », « effusif », « explosif », « cataclysmique », etc.), Style de l'activité passée , et Hauteur d'étalement de la tête du panache éruptif (dans la troposphère ou la stratosphère). Les numéros VEI ci-dessous correspondent aux caractéristiques d'éruption suivantes :

Faits sur le volcan

  • Lorsque le Krakatoa, un volcan de l'île indonésienne de Rakata est entré en éruption, il a libéré 200 mégatrons d'énergie, l'équivalent de 15 000 bombes nucléaires. les explosions entendues lors de l'éruption restent le bruit le plus fort jamais enregistré ! Le son a été entendu à travers l'océan Indien jusqu'à l'île Rodriguez et en Australie.
  • Le Mauna Loa à Hawaï est le plus grand volcan actif du monde (4 169 mètres).
  • L'« Anneau de feu », une zone en forme de fer à cheval de 40 000 km dans l'océan Pacifique, abrite 90 % de tous les volcans de la Terre.
  • En 79 après JC, le Vésuve est entré en éruption à Pompéi, en Italie. Les dépôts de cendres ont préservé la ville et les restes de ses habitants. Vous pouvez encore les voir aujourd'hui !

Mise à jour du Kilauea d'Hawaï

En mai 2018, le Kilauea d'Hawaï, un volcan bouclier, a commencé à libérer de la lave par des évents à environ 40 kilomètres à l'est du cratère du sommet, détruisant 26 maisons (et comptant) sur son passage.

Le risque d'une grosse explosion augmente à mesure que le magma s'écoule du flanc du volcan vers ces évents. Si le lac de lave dans le cratère tombe si bas que les eaux souterraines peuvent s'écouler dans le conduit qui alimente le magma dans le cratère, alors le magma chaufferait l'eau, envoyant de la vapeur dans l'air qui pousserait les roches accumulées dans une explosion.

Les scientifiques prédisent que le magma est susceptible de descendre sous la nappe phréatique vers le milieu du mois, mais ne savent pas combien de temps après cela une explosion pourrait se produire. En prévision des explosions, les zones sont nettoyées afin que la vie de personne ne soit en danger.

Lisez tout sur «L'année sans été», causée par l'éruption volcanique de 1816 du mont. Tambora.


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