Io (księżyc)

Z Wikipedii, wolnej encyklopedii
Przejdź do nawigacji Przejdź do wyszukiwania
Io
Io, zdjęcie z sondy Galileo w naturalnych kolorach
Io, zdjęcie z sondy Galileo w naturalnych kolorach
Planeta Jowisz
Odkrył Galileo Galilei, Simon Marius
Data odkrycia 7 stycznia 1610
Charakterystyka orbity
Półoś wielka 421 800[1] km
Mimośród 0,0041[1]
Perycentrum 420 100 km
Apocentrum 423 500 km
Okres obiegu 1,769[1] d
Prędkość orbitalna 17,34 km/s
Nachylenie do płaszczyzny Laplace’a 0,036[1]°
Długość węzła wstępującego 43,977[1]°
Argument perycentrum 84,129[1]°
Anomalia średnia 342,021[1]°
Własności fizyczne
Średnica równikowa 3642,6 km
Powierzchnia 41 910 000 km2
Objętość 2,53×1010 km3
Masa 8,93 ×1022 kg
Średnia gęstość 3,528 g/cm3
Przyspieszenie grawitacyjne na powierzchni 1,796 m/s2
Prędkość ucieczki 2,558 km/s
Okres obrotu wokół własnej osi synchroniczny
Albedo 0,63 ± 0,02[2]
Jasność obserwowana
(z Ziemi)
5,02 ± 0,03[2]m
Temperatura powierzchni 90–130[3] K
Ciśnienie atmosferyczne ślady Pa
Skład atmosfery 90% – SO2
10% – inne gazy (w tym jony siarki, tlenu i sodu)

Io (Jowisz I) – trzeci co do wielkości księżyc Jowisza, z grupy księżyców galileuszowych, czwarty co do wielkości w Układzie Słonecznym. Charakteryzuje się niezwykle silną aktywnością wulkaniczną.

Wszystkie księżyce galileuszowe można bez trudu dostrzec przez zwyczajną lornetkę. W bezchmurne noce osoby z bardzo ostrym wzrokiem są w stanie zobaczyć je nieuzbrojonym okiem (księżyce galileuszowe mają jasność poniżej 6 magnitudo, wartości stanowiącej możliwość graniczną obserwacji ciał niebieskich dla ludzkiego oka).

Io, Ziemia i Księżyc w tej samej skali

Odkrycie[edytuj | edytuj kod]

Odkrycie Io przypisywane jest zwyczajowo Galileuszowi, który 7 stycznia 1610 roku na Uniwersytecie w Padwie skierował na Jowisza skonstruowaną przez siebie, powiększającą 20-krotnie lunetę i dostrzegł w pobliżu tej planety trzy „gwiazdy”, ułożone wraz z Jowiszem w linii prostej, równoległej do ekliptyki. W rzeczywistości, oglądał wtedy wszystkie cztery największe satelity (nazwane później „galileuszowymi”), jednak Io i Europa były wtedy widoczne bardzo blisko siebie i wydały się jednym punktem. Kolejnej nocy zaskoczony Galileusz stwierdził, że towarzyszące planecie „gwiazdy” zmieniły położenie – podczas gdy poprzednio jedna z nich (Ganimedes) znajdowała się na zachód od Jowisza, a dwie pozostałe (Io z Europą i Kallisto) na wschód, tym razem wszystkie trzy świeciły po jego zachodniej stronie (były to Io, Europa i Ganimedes, położonej zaś dość daleko na wschód od Jowisza Kallisto astronom nie zanotował). 13 stycznia 1610 zauważył po raz pierwszy, że z Jowiszem związane są cztery, nie trzy ciała, a czterogodzinne obserwacje w nocy 15 stycznia 1610 umożliwiły mu stwierdzenie, że obiekty te orbitują wokół planety, podobnie jak planety krążą wokół Słońca[4]. Swoje odkrycia opublikował w marcu 1610 roku w dziele Sidereus Nuncius[5].

W 1614 roku ukazało się dzieło niemieckiego astronoma Simona Mariusa Mundus Jovialis, w którym twierdził on, że obserwował cztery księżyce Jowisza począwszy od listopada 1609 roku, a więc na tydzień przed obserwacjami Galileusza – Sam Galileusz określał to dzieło jako plagiat. Pierwsza zanotowana przez Mariusa pozycja satelitów dotyczy jednak daty 29 grudnia 1609 kalendarza juliańskiego, co odpowiada dacie 8 stycznia 1610 wg kalendarza gregoriańskiego[6]. Galileusz używał kalendarza gregoriańskiego[7].

Nazwa[edytuj | edytuj kod]

Nazwa księżyca, zaproponowana przez Mariusa, przyjęła się dopiero w połowie XIX wieku. Pochodzi ona z mitologii greckiej. Io była kochanką Zeusa, w mitologii rzymskiej nazywanego Jowiszem. Zanim ta nazwa została powszechnie zaakceptowana, w literaturze astronomicznej używano oznaczenia „Jowisz I”[8].

Elementy ukształtowania powierzchni Io noszą imiona postaci i nazwy miejsc związanych z mitem o Io, bóstw ognia, wulkanów, słońca i piorunów z różnych mitologii, a także postaci i miejsc z Boskiej komedii Dantego Alighieriego[9]. Międzynarodowa Unia Astronomiczna zatwierdziła nazwy 224 utworów powierzchniowych na Io (2012)[10].

Orbita i ruch obrotowy[edytuj | edytuj kod]

Io krąży w odległości średnio 421 800 km od środka Jowisza i 350 300 km od jego chmur. Jest to najbardziej wewnętrzny księżyc galileuszowy. Jego orbita znajduje się pomiędzy orbitami Tebe i Europy. Pełny obieg zajmuje blisko 42,5 godziny. Ruch orbitalny jest więc na tyle szybki, że można go wyraźnie zaobserwować w trakcie pojedynczej nocy. Io pozostaje w rezonansie orbitalnym 2:1 z Europą i 4:1 z Ganimedesem. Na dwa obiegi Io przypada dokładnie jeden obieg Europy (uwzględniając precesję perycentrum orbity), a na cztery obiegi Io – jeden obieg Ganimedesa. Rezonans powoduje zwiększenie mimośrodu orbit wszystkich trzech księżyców. Bez tego oddziaływania, siły pływowe doprowadziłyby do szybkiej cyrkularyzacji orbit. Wymuszona przez rezonans ekscentryczność orbity umożliwia grzanie pływowe[11][12].

Podobnie jak inne księżyce galileuszowe oraz ziemski Księżyc, Io obraca się synchronicznie, zwracając się cały czas jedną półkulą w stronę Jowisza. Linia łącząca bieguny i środek tej półkuli definiuje jej południk zerowy.

Budowa wewnętrzna[edytuj | edytuj kod]

Prawdopodobna budowa wewnętrzna Io

Średnica Io liczy 3642,6 km, jest ona zatem jednym z największych księżyców Układu Słonecznego. Ma również stosunkowo wysoką średnią gęstość – 3,528 g/cm³. Składa się głównie z krzemianów (podobnie jak wewnętrzne planety skaliste), czym różni się od skalno-lodowych księżyców z rubieży układu.

Z danych przekazanych przez sondę Galileo można wywnioskować, że Io posiada zróżnicowaną strukturę wewnętrzną. W środku znajduje się znacznych rozmiarów metaliczne jądro. W zależności od założonej zawartości siarki, obliczenia wskazują, że jądro stanowi od 10 do 20% masy księżyca. Jeśli składa się ono z czystego żelaza, jest mniejsze, o promieniu około 650 km. Jeżeli zaś złożone jest z eutektycznej mieszaniny żelaza i siarczku żelaza, może mieć promień nawet 950 km[13]. Magnetometr sondy Galileo nie wykrył wewnętrznego pola magnetycznego Io, co sugeruje, że w jądrze nie występują prądy konwekcyjne[14].

Ponad jądrem rozciąga się stosunkowo gruby, częściowo stopiony płaszcz z krzemianów i zewnętrzna skorupa. Modele budowy wewnętrznej Io przewidują, że płaszcz bogaty jest w zawierający magnez minerał forsteryt i ma ogólny skład chemiczny zbliżony do chondrytów L i LL, z większą zawartością żelaza w stosunku do krzemu niż Ziemia i Księżyc, lecz mniejszą niż Mars[15]. Zaobserwowana emisja ciepła wskazuje, że co najmniej 10–20% płaszcza Io jest stopione, a frakcja ta może być większa w miejscach charakteryzujących się wysokotemperaturowym wulkanizmem[16]. Dokładna analiza danych z magnetometru sondy Galileo wykazała istnienie słabego, indukowanego pola magnetycznego, do którego powstania niezbędne jest istnienie globalnego oceanu magmy. Obliczenia wskazują, że znajduje się on około 50 km pod powierzchnią[17], a jego temperatura może dochodzić do 1450 °C[18].

Litosfera Io, złożona z bazaltów i siarki odkładanych przez powszechny wulkanizm, ma grubość przynajmniej 12 km[19], lecz prawdopodobnie nie więcej niż 40 km. W przeciwieństwie do innych księżyców galileuszowych, nie występuje tam prawie wcale woda. Przypuszczalnie we wczesnych etapach kształtowania się układu Jowisza, planeta miała wysoką temperaturę i większe niż obecnie rozmiary, przez co woda na Io – z powodu bliskości planety – wyparowała[potrzebny przypis].

Grzanie pływowe[edytuj | edytuj kod]

W odróżnieniu od Ziemi czy Księżyca, głównym źródłem wewnętrznego ciepła Io są oddziaływania pływowe, a nie rozpad promieniotwórczy[11][12]. Ponieważ orbita Io nie jest idealnie kołowa (co spowodowane jest przez rezonans orbitalny z Europą i Ganimedesem – patrz wyżej), zmienne oddziaływanie grawitacyjne Jowisza powoduje odkształcenia satelity. Amplituda tych odkształceń może sięgać nawet 100 metrów. To w konsekwencji wytwarza tarcie wewnętrzne, w wyniku którego powstają ogromne ilości ciepła[20]. Ilość energii produkowanej w ten sposób jest do 200 razy większa od energii pochodzącej z rozpadu promieniotwórczego[21]. Ciepło to jest uwalniane przez erupcje wulkaniczne, a jego globalną emisję szacuje się na 0,6–1,6 ∙ 1014 W[16]. Intensywność grzania pływowego zależy od odległości Io od Jowisza, mimośrodu jej orbity oraz budowy jej wnętrza. Parametry te ulegają zmianom, a symulacje orbity Io sugerują, że aktualna ilość generowanego ciepła różni się od długookresowej średniej[16].

Powierzchnia[edytuj | edytuj kod]

Powierzchnia Io jest geologicznie bardzo młoda, zdominowana przez równiny pokryte wielobarwnymi związkami siarki. Jej wygląd porównywany bywa do pizzy[22]. Nie obserwuje się tu prawie żadnych kraterów uderzeniowych. Ślady kolizji kosmicznych szybko zostają zatarte, ponieważ powierzchnia księżyca podlega nieustannym zmianom, a zagłębienia kraterów szybko wypełniają się materiałem wyrzucanym w erupcjach wulkanów. Z tego powodu każdy fragment powierzchni księżyca liczy sobie mniej niż 1000 lat[23].

Kolorowy wygląd Io pochodzi od różnych substancji, między innymi krzemianów (w tym piroksenów), siarki i dwutlenku siarki[24]. Szron dwutlenku siarki występuje powszechnie na powierzchni Io, barwiąc rozległe obszary na biało lub szaro. Obszary zbudowane z osadów siarki cechuje z kolei kolor żółty lub żółto-zielony. W pobliżu biegunów i w średnich szerokościach siarka jest na ogół uszkodzona przez intensywne promieniowanie, które rozbija ośmioczłonowe pierścienie siarki rombowej na krótsze. Tak przekształcony materiał przybiera barwę czerwono-brązową[25]. Eksplozje wulkaniczne, przybierające często postać wielkich pióropuszy w kształcie parasola, zasypują powierzchnię materiałem złożonym z krzemianów oraz siarki i jej związków. Osady związane z eksplozywnym wulkanizmem są często czerwone lub białe, w zależności od ilości siarki i dwutlenku siarki w pióropuszu. Pióropusze powstające w otworach wulkanicznych z odgazowania lawy zawierają na ogół większe ilości S2. Opadając na powierzchnię, tworzą czerwone osady w kształcie wachlarza, a w ekstremalnych przypadkach – ogromne czerwone pierścienie, o promieniu przekraczającym 450 km od centralnego otworu wulkanicznego[26]. Przykładem takiego utworu jest pierścień wokół wulkanu Pele. Czerwone depozyty składają się głównie z siarki (w postaci trój- lub czteroatomowych pierścieni), dwutlenku siarki i być może Cl2SO2[24]. W miejscach, gdzie świeże wypływy lawy wdzierają się na teren wcześniejszych złóż siarki i dwutlenku siarki powstają chmury, które zestalając się, pokrywają okolicę białymi lub szarymi osadami.

Mapa Io, widoczny wielki czerwony pierścień wokół wulkanu Pele

Temperatura powierzchni waha się od około 90 K w nocy do 130 K w dzień (wyłączając miejsca aktywności wulkanicznej)[3]. Wypływy lawy mogą natomiast osiągać temperaturę 1500 K[27]. Obserwacje nocnej półkuli przez sondę Galileo wskazały, że okolice biegunów Io nie są chłodniejsze od obszarów wokół równika[27].

Wulkanizm[edytuj | edytuj kod]

Wulkany na Io
Powierzchnia Io, sonda Galileo
Erupcje wulkaniczne na Io, 28 lutego 2007, sonda New Horizons

Aktywność wulkaniczną Io po raz pierwszy dostrzeżono w latach siedemdziesiątych XX wieku, gdy do Jowisza dotarły pierwsze sondy kosmiczne. Io okazała się najaktywniejszym pod tym względem ciałem Układu Słonecznego[21]. Wulkany w jednych miejscach wygasają, pojawiając się w innych. Te szybkie zmiany stwierdzono już na zdjęciach z sond Voyager 1 i Voyager 2, które w odstępie czterech miesięcy odwiedziły układ Jowisza.

Wulkany Io wyrzucają gazową siarkę i dwutlenek siarki, barwiąc powierzchnię księżyca. Siarka nadaje całej powierzchni kolor żółty, pomarańczowy, czerwony, a nawet zielony. Substancje lotne wyrzucane są z wulkanów z prędkościami dochodzącymi do 1 km/s, pociągając za sobą krzemianowy materiał piroklastyczny. Oprócz siarki i krzemianów, w pióropuszach wulkanicznych wykryto sód, potas i chlor[28][29]. Z powodu stosunkowo słabego przyciągania grawitacyjnego księżyca, erupcje sięgają nawet 400 km ponad powierzchnię. Ponieważ brak wiatrów, materiał opada wokół czarnych wulkanów w niemal idealnych okręgach.

Wyróżnia się dwa typy wulkanicznych pióropuszy[30]. Częściej spotykane i bardziej długowieczne są gęste optycznie fontanny pyłu i dwutlenku siarki wyrzucane na wysokość nieprzekraczającą 100 km. Związane są z potokami lawy podgrzewającymi podpowierzchniowo dwutlenek siarki do temperatury krytycznej (430 K). Wyrzucony gaz opada i kondensuje na powierzchni w okręgach o promieniach około 200 km, tworząc białe lub żółte osady. Źródło tego typu erupcji powoli wędruje wraz z przemieszczającym się czołem potoku lawy, niekiedy na odległość kilkudziesięciu kilometrów. Przykładami wulkanów, z którymi związane są mniejsze pióropusze są Prometheus, Culann, Amirani i Zamama. Znacznie większe pióropusze powstają z odgazowania lawy w kalderach wulkanicznych i jeziorach lawowych. W odróżnieniu od poprzedniego typu, zawierają znaczne ilości siarki. Ponieważ źródła gazów mają wyższą temperaturę (około 1500 K), osiągają one zazwyczaj wysokość około 400 km i tworzą czerwone pierścienie osadów siarki (głównie w postaci alotropów S3 i S4) w odległościach średnio 600 km od wulkanów. Ten typ erupcji jest często trudny do bezpośredniej obserwacji – pióropusze zawierają na ogół małe ilości pyłu. Do wulkanów wyrzucających gazy na bardzo duże wysokości należą Pele, Dazhbog, Tvashtar i Surt.

Charakterystyczne dla wulkanizmu Io są również rozległe wylewy lawy. Podczas większych erupcji mogą osiągać długość dziesiątek, a nawet setek kilometrów. Wypływająca lawa jest zasadowa lub ultrazasadowa, bogata w magnez.

Powierzchnia Io upstrzona jest wulkanicznymi zagłębieniami, zwanymi paterae[31]. Mają one na ogół płaskie dna, ograniczone stromymi ścianami. Formacje te przypominają ziemskie kaldery, lecz nie wiadomo, czy powstają w ten sam sposób – przez zapadnięcie się stropu pustej komory magmowej. Według jednej z hipotez tworzą się przez odsłonięcie wulkanicznych sillów[32]. W odróżnieniu od podobnych zagłębień na Ziemi czy Marsie, paterae nie znajdują się na szczytach wulkanów tarczowych. Są też na ogół większe od ziemskich, przeciętnie o średnicy 41 km, a największa – Loki Patera – ma 202 km średnicy[31]. Głębokość kilku została określona, przekracza ona w większości przypadków 1 km[33]. Ponad połowa spośród 417 zidentyfikowanych zagłębień tego typu związana jest z uskokami lub górami[31].

Paterae są często miejscami erupcji wulkanicznych, czy to w postaci wylewów lawy, czy też w formie jezior lawowych. W miarę stygnięcia tych ostatnich tworzy się na ich powierzchni skorupa, po pewnym czasie zapadająca się i tonąca wskutek większej gęstości. Proces ten może odbywać się w sposób ciągły (np. w jeziorze lawowym wulkanu Pele, co czyni go jednym z najgorętszych miejsc na Io[34]) lub epizodyczny (np. w Loki Patera; obserwuje się wtedy nawet 10-krotny wzrost emisji ciepła[35]).

Wypływy lawy na Io następują, albo z otworów w dnach paterae, albo ze szczelin na równinach. Erupcje te są podobne do obserwowanych na ziemskim wulkanie Kīlauea. Uwalniają mniej energii w jednostce czasu niż tworzące pióropusze erupcje eksplozywne, trwają jednak nawet dziesiątki lat[36]. Przykładem może być wylew lawy z wulkanu Prometheus, który wydłużył się z 75 km w roku 1979 do 95 km w 1996. Wielka erupcja w roku 1997 pokryła lawą powierzchnię ponad 3500 km², zalewając dno sąsiedniej Pillan Patera[37].

Po przelotach sond Voyager naukowcy początkowo uważali, że wypływający materiał składa się przede wszystkim ze stopionej siarki i jej związków. Nowsze obserwacje w podczerwieni wykazały, że otwory wulkaniczne są znacznie gorętsze, niż wynikało z pomiarów (525 K) instrumentem IRIS Voyagerów, który nie miał możliwości rejestrowania promieniowania elektromagnetycznego o długościach fal odpowiadających wyższym temperaturom. W 1986 roku zaobserwowano z Ziemi jasną erupcję, w okolicach której temperatura musiała być wyższa niż 900 K, przekraczając znacznie temperaturę wrzenia siarki (715 K), wskazując na lawę bazaltową[38]. Ta i następne obserwacje przekonały badaczy, że na Io przeważa wulkanizm krzemianowy, natomiast siarka odgrywa rolę drugorzędną. Temperatury gorących, odsłoniętych wnętrz wulkanów przekraczają 1300 K, a w niektórych przypadkach dochodzą do 1600 K[18]. Wcześniejsze oszacowania, mówiące o temperaturach bliskich 2000 K, okazały się przesadzone wskutek użycia błędnych modeli termicznych[18].

Na księżycu jest czynnych około 150 wulkanów. Wybuch 29 sierpnia 2013 r. wyzwolił energię 20 TW, 10 tys. razy większą od wybuchu islandzkiego wulkanu Eyjaftjallajökull w 2010 r.[39]

Atmosfera i pole magnetyczne[edytuj | edytuj kod]

Do wysokości ok. 120 km ponad powierzchnią Io rozciąga się bardzo rzadka atmosfera. W jej skład wchodzi przede wszystkim dwutlenek siarki oraz śladowe ilości innych gazów. Księżyc ten posiada też jonosferę, w składzie której stwierdzono jony siarki, tlenu i sodu.

Krążąc wokół Jowisza, Io porusza się w bardzo silnym polu magnetycznym planety. Indukuje ono w jej otoczeniu prąd elektryczny o mocy rzędu 1000 gigawatów i napięciu sięgającym 400 000 V. W takich warunkach materia z atmosfery Io jonizuje się i ulatuje w przestrzeń okołojowiszową, tworząc wzdłuż orbity księżyca torus zjonizowanych cząstek.

Układ Jowisz – Io jest silnym emiterem fal radiowych.

Zobacz też[edytuj | edytuj kod]

Przypisy[edytuj | edytuj kod]

  1. a b c d e f g Planetary Satellite Mean Orbital Parameters (ang.). Jet Propulsion Laboratory, 2011-12-14. [dostęp 2012-07-29].
  2. a b Donald K. Yeomans: Planetary Satellite Physical Parameters (ang.). JPL Solar System Dynamics, 2006-07-13. [dostęp 2012-07-20].
  3. a b J.A. Rathbun, J.R. Spencer, L.K. Tamppari, T.Z. Martin i inni. Mapping of Io’s thermal radiation by the Galileo photopolarimeter-radiometer (PPR) instrument. „Icarus”. 169 (1), s. 127–139, 2004. DOI: 10.1016/j.icarus.2003.12.021. Bibcode2004Icar..169..127R (ang.). 
  4. Jason Perry: Io@400 Part 4: 400 years ago today, Cosmica Sidera (ang.). [dostęp 2012-07-20].
  5. A history of the exploration of Io. W: D.P. Cruikshank, R.M. Nelson: Io after Galileo. Springer-Praxis, 2007, s. 5–33. ISBN 3-540-34681-3.
  6. Jason Perry: Io@400 Part 3: Simon Marius and the Mundi Iovialis (ang.). [dostęp 2012-07-20].
  7. Simon Marius. The Galileo Project. [dostęp 2018-08-31].
  8. Io: In Depth (ang.). NASA. [dostęp 2018-08-31].
  9. Jennifer Blue: Categories for Naming Features on Planets and Satellites (ang.). USGS, 2006-10-16. [dostęp 2012-07-20].
  10. Gazetteer of Planetary Nomenclature (ang.). USGS. [dostęp 2012-07-20].
  11. a b S.J. Peale, et al.. Melting of Io by Tidal Dissipation. „Science”. 203 (4383), s. 892–894, 1979. DOI: 10.1126/science.203.4383.892. PMID: 17771724. Bibcode1979Sci...203..892P (ang.). 
  12. a b Leszek Czechowski: Planety widziane z bliska. Warszawa: Wiedza Powszechna, 1985.
  13. J.D. Anderson, et al.. Galileo Gravity Results and the Internal Structure of Io. „Science”. 272 (5262), s. 709–712, 1996. DOI: 10.1126/science.272.5262.709. PMID: 8662566. Bibcode1996Sci...272..709A (ang.). 
  14. M.G. Kivelson, et al.. Magnetized or Unmagnetized: Ambiguity persists following Galileo’s encounters with Io in 1999 and 2000. „J. Geophys. Res.”. 106 (A11), s. 26121–26135, 2001. DOI: 10.1029/2000JA002510. Bibcode2001JGR...10626121K (ang.). 
  15. O.L. Kuskov, V.A. Kronrod. Core sizes and internal structure of the Earth’s and Jupiter’s satellites. „Icarus”. 151 (2), s. 204–227, 2001. DOI: 10.1006/icar.2001.6611. Bibcode2001Icar..151..204K (ang.). 
  16. a b c The Interior of Io. W: W.B. Moore, et al.: Io after Galileo. Springer-Praxis, 2007, s. 89–108. ISBN 3-540-34681-3. (ang.)
  17. Jason Perry: Science: Io’s Induced Magnetic Field and Mushy Magma Ocean (ang.). W: The Gish Bar Times [on-line]. 2010-01-21. [dostęp 2012-07-20].
  18. a b c L. Keszthelyi, et al.. New estimates for Io eruption temperatures: Implications for the interior. „Icarus”. 192 (2), s. 491–502, 2007. DOI: 10.1016/j.icarus.2007.07.008. Bibcode2007Icar..192..491K (ang.). 
  19. W.L. Jaeger, et al.. Orogenic tectonism on Io. „J. Geophys. Res.”. 108 (E8), s. 12–11, 2003. DOI: 10.1029/2002JE001946. Bibcode2003JGRE..108.5093J (ang.). 
  20. System Jowisza. W: Ronald Greeley, Raymond Batson: Atlas Układu Słonecznego NASA. Warszawa: Prószyński i S-ka, 1999, s. 162–235. ISBN 83-7255-025-5.
  21. a b Io: The Volcanic Moon. W: Rosaly MC Lopes: Encyclopedia of the Solar System. Academic Press, 2006, s. 419–431. ISBN 978-0-12-088589-3. (ang.)
  22. Robert Roy Britt: Pizza Pie in the Sky: Understanding Io’s Riot of Color (ang.). Space.com, 2000-03-16. [zarchiwizowane z tego adresu (2000-08-18)].
  23. James Trefil: 1001 spotkań z nauką. Warszawa: Świat Książki, 1997. ISBN 83-7129-240-6.
  24. a b Io’s surface composition. W: R.W. Carlson, et al.: Io after Galileo. Springer-Praxis, 2007, s. 194–229. ISBN 3-540-34681-3. (ang.)
  25. David A. Williams, et al: Geologic map of Io: U.S. Geological Survey Scientific Investigations Map 3168, scale 1:15,000,000 (ang.). 2012-03-13. [dostęp 2012-07-22].
  26. J. Spencer, et al.. Discovery of Gaseous S2 in Io’s Pele Plume. „Science”. 288 (5469), s. 1208–1210, 2000. DOI: 10.1126/science.288.5469.1208. PMID: 10817990. Bibcode2000Sci...288.1208S (ang.). 
  27. a b PIA02589: Io’s Nighttime Heat (ang.). 2001-06-22. [dostęp 2012-07-23].
  28. F.L. Roesler, et al.. Far-Ultraviolet Imaging Spectroscopy of Io’s Atmosphere with HST/STIS. „Science”. 283 (5400), s. 353–357, 1999. DOI: 10.1126/science.283.5400.353. PMID: 9888844. Bibcode1999Sci...283..353R (ang.). 
  29. P.E. Geissler, et al.. Galileo Imaging of Atmospheric Emissions from Io. „Science”. 285 (5429), s. 870–874, 1999. DOI: 10.1126/science.285.5429.870. PMID: 10436151. Bibcode1999Sci...285..870G (ang.). 
  30. Paul E. Geissler, David B. Goldstein: Plumes and their deposits. W: Io after Galileo. Springer-Praxis, 2007, s. 163–192. ISBN 3-540-34681-3. (ang.)
  31. a b c D. Radebaugh, et al.. Paterae on Io: A new type of volcanic caldera?. „J. Geophys. Res.”. 106 (E12), s. 33005–33020, 2001. DOI: 10.1029/2000JE001406. Bibcode2001JGR...10633005R (ang.). 
  32. L. Keszthelyi, et al.. A Post-Galileo view of Io’s Interior. „Icarus”. 169 (1), s. 271–286, 2004. DOI: 10.1016/j.icarus.2004.01.005. Bibcode2004Icar..169..271K (ang.). 
  33. The geology of Io. W: G.G. Schaber: Satellites of Jupiter. University of Arizona Press, 1982, s. 556–597. ISBN 0-8165-0762-7. (ang.)
  34. J. Radebaugh, Alfred S. McEwen, Moses P. Milazzo, Laszlo P. Keszthelyi i inni. Observations and temperatures of Io’s Pele Patera from Cassini and Galileo spacecraft images. „Icarus”. 169, s. 65–79, 2004. DOI: 10.1016/j.icarus.2003.10.019. Bibcode2004Icar..169...65R (ang.). 
  35. R.R. Howell, R.M.C. Lopes. The nature of the volcanic activity at Loki: Insights from Galileo NIMS and PPR data. „Icarus”. 186 (2), s. 448–461, 2007. DOI: 10.1016/j.icarus.2006.09.022. Bibcode2007Icar..186..448H (ang.). 
  36. Active volcanism: Effusive eruptions. W: D.A. Williams, Howell, R. R.: Io after Galileo. Springer-Praxis, 2007, s. 133–161. ISBN 3-540-34681-3. (ang.)
  37. A.S. McEwen, et al.. High-temperature silicate volcanism on Jupiter’s moon Io. „Science”. 281 (5373), s. 87–90, 1998. DOI: 10.1126/science.281.5373.87. PMID: 9651251. Bibcode1998Sci...281...87M (ang.). 
  38. T.V. Johnson, G.J. Veeder, D.L. Matson, R.H. Brown i inni. Io: Evidence for Silicate Volcanism in 1986. „Science”. 242 (4883), s. 1280–1283, 1988. DOI: 10.1126/science.242.4883.1280. PMID: 17817074. Bibcode1988Sci...242.1280J (ang.). 
  39. Marek Muciek. Kronika. „Urania – Postępy Astronomii”. 774, s. 7, 2014-11-01. Polskie Towarzystwo Astronomiczne. Polskie Towarzystwo Miłośników Astronomii. ISSN 1689-6009 (pol.). 

Linki zewnętrzne[edytuj | edytuj kod]

  • Io. W: Księżyce Układu Słonecznego [on-line]. [dostęp 2016-02-15]. [zarchiwizowane z tego adresu (2013-06-26)].