Io (måne)

Omløp og rotasjon

Io går i bane rundt Jupiter i en avstand av 421 700 km fra planetens senter og 350 000 km fra skytoppene. Den er den innerste av Jupiters galileiske måner, og banen ligger mellom Thebe og Europa. Inkludert Jupiters indre satellitter er Io den femte månen utover fra Jupiter, og den bruker 42,5 timer på ett omløp rundt planeten – tilstrekkelig raskt til at bevegelsen kan observeres over én enkelt natt med observasjoner.
Sammen med Europa og Ganymedes utgjør Io en 1:2:4-baneresonans, der Io fullfører to omløp for hvert omløp Europa fullfører og fire omløp for hvert omløp Ganymedes fullfører. Resonansen opprettholder Ios baneeksentrisitet (0,0041), som i sin tur utgjør den primære varmekilden for den geologiske aktiviteten. Uten denne eksentrisiteten ville Ios bane sirkuleres gjennom tidevannsakselerasjon, og Io ville ha vært mindre geologisk aktiv.
Som de andre galileiske månene og jordens måne roterer Io synkront med omløpsperioden og med den ene siden alltid vendt mot Jupiter. Denne synkroniteten gir grunnlaget for definisjonen av Ios lengdegradssystem. Nullmeridianen skjærer nord- og sørpolen og ekvator ved det som kalles det subjovianske punktet. Den subjovianske halvkulen vender alltid mot Jupiter, mens den antijovianske halvkulen vender bort fra planeten. Den førende halvkulen vender alltid mot banens fartsretning, mens den etterfølgende halvkulen vender i motsatt retning.

Vekselvirkning med Jupiters magnetosfære

Io er viktig i formingen av det jovianske magnetfeltet. Jupiters magnetosfære soper opp gasser og støv fra Ios tynne atmosfære med en hastighet på 1 tonn per sekund, – materialer primært sammensatt av ionisert og atomisert svovel, oksygen og klor, atomisk natrium og kalium, molekylær svoveldioksid og svovel og koksaltstøv. Materialene stammer fra Ios vulkaner, men forsvinner til Jupiters magnetfelt og inn i det interplanetariske rommet direkte fra atmosfæren. Avhengig av ionisert tilstand og sammensetning, blir de en del av ulike nøytrale (ikke-ioniserte) skyer og strålingsbelter i Jupiters magnetosfære, eller kastes ut av det jovianske systemet.
Over perioder på 20 timer dannes en bananformet nøytral sky rundt Io, som består av svovel, oksygen, natrium og kaliumatomer fra Ios øvre atmosfære. Skyen kan nå seks jovianske radier (6 RI) fra Ios overflate, og befinner seg enten innenfor banen og foran satellitten, eller utenfor banen og bak satellitten. Partiklene er eksitert fra kollisjoner med ioner i plasmatorusen og andre prosesser i oppfyllingen av Ios Hill-sfære, hvor månens gravitasjon er sterkere enn Jupiters. Noe av materialet unnslipper Ios gravitasjon og går inn i bane rundt Jupiter. Kollisjonene som eksiterer partiklene gir også natriumioner (med et elektron) i plasmatorusen, og fjerner de nye «raske» nøytrale fra torusen. Partiklene opprettholder imidlertid hastigheten (70 km/s sammenlignet med banefarten til Io på 17 km/s) og kastes ut i jetstråler som fører bort fra Io.
Io går i bane innenfor et strålingsbelte kjent som Ios plasmatorus. Plasmaen i denne smultringformede ringen med ionisert svovel, oksygen, natrium og klor er nøytrale atomer i «skyen» rundt Io som blir ionisert og føres avgårde av den jovianske magnetosfæren. I motsetning til den nøytrale skyen roterer de med Jupiters magnetosfære i 74 km/s. Som resten av Jupiters magnetfelt heller plasmatorusen i forhold til Jupiters ekvator (og Ios baneplan), slik at Io til tider ligger under og andre tider over kjernen til plasmatorusen. Som nevnt er ionenes hastighet og energinivå delvis ansvarlig for å fjerne nøytrale atomer og molekyler fra Ios atmosfære og mer utvidede nøytrale sky.
Torusen består av tre deler: en ytre, «varm» torus som ligger like utenfor Ios bane; en vertikal utvidet region kjent som «bånd» som består av den nøytrale kilderegionen og avkjølende plasma, beliggende rundt Ios avstand fra Jupiter; og en indre, «kald» torus bestående av partikler som sakte går i spiral innover mot Jupiter. Etter å ha oppholdt seg i torusen i omtrent 40 dager, unnslipper partiklene i den «varme» torusen og er delvis ansvarlig for Jupiters uvanlig store magnetosfære hvor trykket fra partiklene blåser magnetosfæren opp innenfra. New Horizons oppdaget partikler fra Io som variasjoner i plasmaen i magnetosfæren langt inni magnetohalen. For å studere tilsvarende variasjoner i plasmatorusen, måles dens ultrafiolette utstråling. Selv om slike variasjoner ikke definitivt er knyttet til variasjoner i Ios vulkanske aktivitet (den optimale kilden for materiale til plasmatorusen), er forbindelsen etablert i den nøytrale natriumskyen.
I 1992 oppdaget Ulysses en strøm av støv bli kastet ut fra det jovianske systemet. Støvet i disse diskrete strømmene føres bort i hastigheter opp mot flere hundre kilometer per sekund, har en gjennomsnittsstørrelse på 10 μm og består primært av koksalt. Støvmålinger utført av Galileo viste at strømmene stammer fra Io, men om de kommer fra vulkaner eller materialer fra overflaten, er ukjent.
Jupiters magnetfeltlinjer, som Io krysser, kobler Ios atmosfære og nøytrale sky til Jupiters polare øvre atmosfære gjennom genereringen av en elektrisk strøm kjent som Ios flukskanal. Strømmen gir polarlys i Jupiters polregioner («Ios fotavtrykk») og i Ios atmosfære. Partikler som vekselvirker med polarlyset synes å formørke de jovianske polregionene ved synlige bølgelengder. Fotavtrykket og Ios plassering i forhold til jorden og Jupiter påvirker den jovianske radiostrålingen fra vårt ståsted: når Io er synlig, øker radiosignalene fra Jupiter betraktelig. Juno-oppdraget vil kaste lys over prosessene. Jovianske magnetfeltlinjer som passerer ionosfæren induserer også en elektrisk strøm som skaper et indusert magnetfelt i Ios indre. Ios induserte magnetfelt antas å oppstå innenfor et hav av delvis smeltet silikatmagma 50 km under overflaten. Tilsvarende induserte felt på andre galileiske måner blir generert av hav av flytende vann i månenes indre.

Struktur

Io har en gjennomsnittsradius på 1 821,3 km – ca. fem prosent større enn månens – og en masse på 8,9319×10²² km – ca. 21 prosent større enn månens. Den er en svak ellipsoide i form med den lengste aksen rettet mot Jupiter. Blant de galileiske månene ligger Io bak Ganymedes og Callisto i masse og volum, men foran Europa.

Det indre

Io består primært av silikate bergarter og jern, og er nærmere terrestriske planeter i sammensetning enn de ytre satellittene i det ytre solsystemet, som stort sett består av en blanding av vannholdig is og silikater. Ios tetthet er 3,5275 g/cm³, den høyeste blant alle månene i solsystemet; betydelig høyere enn de andre galileiske månene og høyere enn jordens måne. Modeller basert på målinger av masse, radius og kvadrupole gravitasjonskoeffisienter – numeriske verdier av massens fordeling – fra Voyager og Galileo antyder en silikatrik skorpe og mantel og en jern- eller jernsulfid-rik kjerne. Den metalliske kjernen utgjør omtrent 20 % av massen. Kjernens radius er 350–650 km hvis den er sammensatt nesten utelukkende av jern, og 550–900 km hvis den består av en blanding av jern og svovel. Galileos magnetometer fant ikke noe indre iboende magnetfelt, noe som antyder at kjernen ikke konvekterer.
Modeller antyder at mantelen er sammensatt av minst 75 % av det magnesiumrike mineralet forsteritt og har en hovedsammensetning tilsvarende L- og LL-kondritt-meteoritter med høyere jerninnhold (sammenlignet med silisium) enn månen eller jorden, men lavere enn Mars. For å støtte varmestrømmen kan 10–20 % av mantelen være smeltet, selv om regioner med høytemperatur-vulkanisme kan ha høyere smeltefraksjoner. I 2009 avslørte Galileos magnetometerdata et indusert magnetfelt, som krever et magmahav under overflaten. Ytterligere analyser publisert i 2011 ga bevis for et slikt hav. Det estimeres som 50 km tykt (omtrent 10 % av mantelen) med en beregnet temperatur på 1 200 grader celsius. Det er ikke kjent om andelen på 10–20 % med delvis smeltning er i samsvar med kravet til en betydelig mengde smeltet silikater i magmahavet. Litosfæren består av basalt og svovel fra vulkaner, er minst 12 km tykk, men sannsynligvis mindre enn 40 km tykk.

Tidevannsoppvarming

Hovedkilden til Ios indre varme kommer fra spredning av tidevannskrefter snarere enn henfall av radioaktive isotoper – et resultat av baneresonansen med Europa og Ganymedes. Oppvarmingen avhenger av avstanden fra Jupiter, baneeksentrisiteten, sammensetningen av det indre og den fysiske tilstanden. Laplace-resonansen med Europa og Ganymedes opprettholder eksentrisiteten og forhindrer tidevannsspredning innenfor Io fra å sirkularisere banen. Den resonante banen hjelper også med å opprettholde avstanden fra Jupiter; ellers ville tidevannskrefter mot Jupiter forårsaket at Io sakte ville ha gått i bane utover fra planeten. Den vertikale forskjellen i tidevannsbulen mellom tiden hvor Io er i periapsis og apoapsis i sin bane kan være så mye som 100 m.
Friksjonen eller tidevannsspredningen som oppstår på grunn av den varierende tidevannstiltrekningen, som uten den resonante banen ville ha sirkularisert Ios bane, skaper en betydelig tidevannsoppvarming i Ios indre som smelter en betydelig andel av månens mantel og kjerne. Mengden energi som produseres, er opp til 200 ganger større enn den som produseres utelukkende av radioaktivitet. Varmen frigjøres av vulkansk aktivitet og genererer en høy varmestrøm (totalt globalt: 0,6–1,6×10¹⁴ W). Modeller av banen antyder at tidevannsoppvarmingen endres over tid, og at den nåværende varmestrømmen ikke er representativ for det langsiktige gjennomsnittet.

Overflate

Basert på erfaringer med månen, Mars og Merkur forventet forskere å se  nedslagskratre på de første bildene fra Voyager 1. Antall nedslagskratre ville ha sagt noe om månens alder. De ble overrasket over at det nesten ikke fantes nedslagskratre. Overflaten var i stedet dekket av jevne sletter prikket med høye fjell, groper og av varierte former og størrelser og vulkanske lavastrømmer.
Varierte fargefulle materialer fra forskjellige svovelforbindelser førte til at Io ble sammenlignet med en rotten appelsin eller pizza. Mangelen på nedslagskratre indikerte at overflaten er geologisk ung; vulkanske materialer begraver kontinuerlig kratre etter hvert som de dannes. Dette ble bekreftet da minst ni aktive vulkaner ble observert av Voyager 1.

Overflatesammensetning

Ios fargerike utseende skyldes varierte materialer som produseres av vulkanismen, deriblant silikater (som ortopyroksen), svovel og svoveldioksid. Frossen svoveldioksid danner store regioner dekket i hvite eller grå materialer. Svovel danner gule til gul-grønne regioner. Svovel ved lavere breddegrader og ved polregionene er ofte skadet av stråling som bryter opp den normalt stabile sykliske 8-kjedede svovelen. Disse strålingsskadene produserer rød-brune polregioner.
Eksplosiv vulkanisme, ofte i form av paraplyformede søyler, fargelegger overflaten med svovel og silikatmaterialer. Avleiringer fra søylene er ofte farget røde eller hvite avhengig av mengden av svovel og svoveldioksid. Generelt inneholder søyler dannet fra avgassende lava ved vulkanske ventiler en større mengde S₂, og danner da en rød «vifte» med avleiringer, eller i ekstreme tilfeller store røde ringer – ofte større enn 450 km fra den sentrale ventilen. En fremtredende rød ring av søyleavleiringer ligger ved vulkanen Pele. Disse røde avleiringene består primært av svovel (generelt 3- og 4-kjedet molekylær svovel), svoveldioksid og muligens Cl₂SO₂. Søyler i utkanten av silikate lavastrømmer (gjennom vekselvirkning mellom lava og eksisterende svovel og svoveldioksid) danner hvite eller grå avleiringer.
Kompositorisk kartlegging og Ios høye tetthet tyder ikke på vann, men det er identifisert små lommer med vannholdig is eller hydrerte mineraler, spesielt på den nordvestlige flanken av fjellet Gish Bar Mons. Jupiter var sannsynligvis varm nok tidlig i solsystemets utvikling til at volatile materialer som vann i nærheten av Io ble drevet bort, men ikke varm nok til at det skjedde lengre ut fra planeten.

Vulkanisme

Tidevannsoppvarmingen fra baneeksentrisiteten gjør Io til et av de mest vulkansk aktive himmellegemene i solsystemet, med hundrevis av vulkanske sentre og omfattende lavastrømmer. Lavastrømmene kan bli hundrevis av kilometer lange, og består stort sett av basalt silikat med mafisk eller ultramafisk (magnesiumrik) sammensetning. Som et biprodukt blåses svovel-, svoveldioksid-gass og silikate pyroklastiske materialer opp til 200 km ut i rommet. De danner store paraplyformede søyler som maler det omkringliggende terrenget i rødt, sort og hvitt og gir materialer til atmosfæren og Jupiters magnetosfære.
Tallrike vulkanske nedsenkninger, kjent som paterae, har generelt flate bunner som avgrenses av bratte vegger. De ligner terrestriske kalderaer, men det er ikke kjent om de dannes gjennom en kollaps av et uttømt lavakammer som de terrestriske kalderaene. En hypotese foreslår at de dannes gjennom oppgraving av vulkanske lagganger og at det overliggende materialet blåses ut eller integreres i laggangen. I motsetning til lignende formasjoner på jorden og Mars ligger de ikke på toppen av en skjoldvulkan, og de er normalt større med en gjennomsnittsdiameter på 41 km – den største er Loki Patera som er 202 km. Morfologi og fordeling antyder at de er strukturelt kontrollert; minst halvparten avgrenses av forkastninger eller fjell. De er ofte åsted for vulkanutbrudd, enten når lavastrømmer sprer seg over bunnen av pateraen, som ved et utbrudd ved Gish Bar Patera i 2001, eller i form av lavasjøer. Lavasjøene har en kontinuerlig veltet lavaskorpe, slik som Pele, eller en episodisk veltet skorpe, slike som Loki.
Lavastrømmer er et annet omfattende terreng. Magma strømmer på overflaten fra ventilen i bunn av pateraene eller fra sprekker på slettene og danner kunstige sammensatte lavastrømmer tilsvarende de ved Kīlauea på Hawaii. Bilder fra Galileo-sonden avslørte at mange store lavastrømmer, som Prometheus og Amirani, er dannet av små utbrudd av lavastrømmer på toppen av eldre strømmer. Større lavautbrudd er også observert. Forkanten av Prometheus flyttet seg 75–90 km mellom Voyager i 1979 og de første Galileo-observasjonene i 1996. Et stort utbrudd i 1997 produserte mer enn 3 500 km² med ny lava og oversvømte bunnen av tilstøtende Pillan Patera.
Analyser av Voyager-bilder førte til antagelsen at strømmene primært bestod av varierte forbindelser av smeltet svovel. Senere jordbaserte infrarøde studier og målinger fra Galileo indikerer at de består av basalt lava med mafisk til ultramafisk sammensetning. Hypotesene baseres på temperaturmålinger av Ios «varmepunkter», eller steder med termisk utstråling, som antyder temperaturer på minst 1 300 K og noen så høye som 1 600 K. De første estimatene antydet utbruddstemperaturer som nådde 2 000 K; dette var overestimater fordi varmemodellene var feilaktige.
Oppdagelsen av søyler ved vulkanene Pele og Loki var de første tegnene på at Io er geologisk aktiv. Søylene dannes når volatiler som svovel og svoveldioksid skytes opp fra vulkaner i hastigheter opp mot 1 km/s og danner paraplyformede skyer av gass og støv. Andre materialer i søylene er natrium, kalium og klor. Søylene synes å dannes på to måter; de største dannes når oppløst svovel- og svoveldioksidgass frigjøres fra utgytende magma fra vulkanske ventiler eller lavasjøer, og ofte dras pyroklastiske materialer med dem. De danner røde (fra kortkjedet svovel) og sorte (fra silikatpyroklastikk) avleiringer, og røde ringer som er større enn 1 000 km i diameter. Eksempler er Pele, Tvashtar og Dazhbog. En annen type oppstår når gjennomtrengende lavastrømmer fordamper den underliggende frosne svoveldioksiden og sender svovel mot himmelen. De danner ofte lyse, sirkulære avleiringer av svoveldioksid, er ofte mindre enn 100 km høye og er blant de lengstlevende søylene. Eksempler er Prometheus, Amirani og Masubi.

Fjell

Io har 100–150 fjell med gjennomsnittlig høyde på 6 km. Det høyeste er Boösaule Montes på 17,5 km. Fjellene er ofte store – gjennomsnittet er en lengde på 157 km – isolerte formasjoner uten tilsynelatende globale tektoniske mønstre uthevet, som er tilfelle på jorden. Den enorme topografien krever sammensetninger hovedsakelig av silikate bergarter, i motsetning til svovel.
Nesten alle fjellene er tektoniske formasjoner, og ikke produsert av vulkansk aktivitet. De fleste skyldes kompresjonsbelastninger på bunnen av litosfæren som løfter og ofte velter deler av skorpen gjennom støtforkastninger. Kompresjonsbelastningene fører til at fjelldannelser er resultatet av subsidens fra kontinuerlig begraving av vulkanske materialer. Fjell dominerer områder med færre vulkaner og vice versa. Dette antyder storskalaregioner i litosfæren hvor kompresjon (støttende for fjelldannelse) og vidder (støtte for pateradannelse) dominerer. Lokalt berører imidlertid ofte fjellene og pateraene hverandre, noe som antyder at magmaen ofte utnytter forkasninger som oppstår under fjelldannelsen og kommer opp til overflaten.
Fjellene som stiger over de omkringliggende slettene, har varierte morfologier – høydedrag er de vanligste, og ligner store, flattoppede mesaer med robuste overflater. Andre fjell synes å være veltede blokker av skorpen med en liten skråning fra den tidligere flate overflaten, og en bratt bakke som består av tidligere materialer fra under overflaten som er blitt presset opp av kompresjonsbelastningen. Begge typene har ofte bratte sjiktlag langs en eller flere av kantene. En håndfull fjell synes å ha vulkansk opprinnelse, og ligner små skjoldvulkaner med bratte bakker (6–7°) nær en liten, sentral kaldera og slakke skråninger langs kantene. Vulkanfjellene er ofte mindre enn gjennomsnittsfjellene, med kun 1–2 km i høyde og 40–60 km i bredde. Andre skjoldvulkaner med mye slakkere skråninger er avledet fra morfologien til flere vulkaner hvor tynne strømmer stråler ut fra en sentral patera, slik som på Ra Patera.
Nesten alle fjellene synes å være i en fase av nedbrytning. Avleiringer fra store jordskred er vanlige ved foten av ionske fjell, og tyder på at massebevegelse er den primære formen for nedbrytning. Kamskjellformede kanter er vanlige blant mesaer og platåer, et resultat av uttapping av svoveldioksid fra skorpen som produserer svake soner langs fjellkantene.

Atmosfære

Den tynne atmosfæren består hovedsakelig av svoveldioksid (SO₂) med mindre bestanddeler av svovelmonoksid (SO), koksalt (NaCl) og atomisk svovel og oksygen. Tettheten og temperaturene varierer betydelig med tid på dagen, breddegrad, vulkansk aktivitet og mengden av frost på overflaten. Det maksimale atmosfæriske trykket på overflaten går fra 3,3×10⁻⁵ til 3×10⁻⁴ pascal (Pa) eller 0,3 til 3 nbar, observert på halvkulen som vender bort fra Jupiter og langs ekvator, og midlertidig tidlig på kvelden, når temperaturen på overflatefrosten er høyest. Lokaliserte topper ved vulkansøyler er også observert, med trykk på 5×10⁻⁴–40×10⁻⁴ Pa (5–40 nbar). Trykket er lavest på nattsiden, hvor det faller til 0,1×10⁻⁷–1×10⁻⁷ Pa (0,0001–0,001 nbar).
Temperaturen er lavest ved overflaten i lave høyder, hvor svoveldioksid er i damptrykk-likevekt med frost på overflaten, og øker til 1 800 K i større høyder, hvor den tynnere atmosfæren gjør det mulig med oppvarming fra plasma i Ios plasmatorus og fra Joule-varme fra Ios flukskanal. Det lave trykket begrenser effekten på overflaten. Et unntak er når svoveldioksid midlertidig omfordeles fra frostrike til frostfattige områder. Et annet unntak er når ringene av avleiringer fra søylene utvides av at materiale går inn igjen i den tykkere atmosfæren på dagsiden. Den tynne atmosfæren betyr at eventuelle landingssonder ikke trenger et skallignende varmeskjold, men må ha bremseraketter for å myklande. Et landingsfartøy må også tåle den sterke jovianske strålingen som en tykkere atmosfære ville ha dempet.
Gasser strippes av Jupiters magnetosfære, og forsvinner enten til den nøytrale skyen som omgir Io eller til Ios plasmatorus, en ring av ioniserte partikler som deler Ios bane, men som roterer med magnetosfæren til Jupiter. Omtrent et tonn med materialer forsvinner fra atmosfæren hvert sekund, og må kontinuerlig fornyes. Den mest dramatiske kilden til SO₂ er de vulkanske søylene, som i gjennomsnitt pumper 10⁴ kg med svoveldioksid inn i atmosfæren hvert sekund, selv om det meste kondenserer tilbake til overflaten. Mye av svoveldioksiden opprettholdes av soldreven sublimasjon av SO₂-frost på overflaten. Dagsiden av atmosfæren er i stor grad begrenset til innenfor 40° fra ekvator, hvor overflaten er varmest og de mest aktive vulkansøylene ligger.
En sublimasjonsdrevet atmosfære er også konsistent med at den er tettest over halvkulen som vender bort fra Jupiter hvor frossen SO₂ er mest fraværende, og at den er tettest når Io er nærmest solen. Bidrag fra vulkansøyler er imidlertid nødvendige, siden de høyeste tetthetene er nær de vulkanske ventilene. Ettersom tettheten til svoveldioksiden er direkte knyttet til overflatetemperaturen, kollapser atmosfæren delvis om natten og når satellitten er i skyggen av Jupiter. Kollapsen begrenses av dannelsen av et diffusjonslag av svovelmonoksid i de laveste delene av atmosfæren, men atmosfæretrykket på nattsiden er to til fire størrelsesklasser mindre enn toppene like etter middagstid. Mindre bestanddeler som NaCl, SO, O og S utledes enten direkte av vulkansk utgassing, fra fotolyse, eller kjemisk nedbryting forårsaket av ultrafiolett stråling fra solen, fra SO₂ eller utkasting av avleiringer på overflaten av ladde partikler fra Jupiters atmosfære.
Høyoppløselige bilder under en formørkelse avslørte en aurora-lignende glød, som skyldes stråling av ladde partikler fra Jupiter. Auroraer oppstår vanligvis nær magnetpoler, men Ios er mest lyssterk nær ekvator. Io mangler et iboende magnetfelt, og derfor treffer elektroner som ferdes langs Jupiters magnetfelt atmosfæren direkte. Elektroner kolliderer med atmosfæren og produserer de mest lyssterke auroraene hvor feltlinjene er tangente til satellitten (nær ekvator) siden gasskolonnene de passerer gjennom, er lengre der. Auroraer ved disse tangentpunktene er observert å rulle i skiftende retninger på Io, etterhvert som månen roterer rundt Jupiter. Auroraene ruller parallelt med Jupiters skrå magnetiske dipol. Det er også observert svakere auroraer fra oksygenatomer langs kanten av Io (den røde gløden på bildet), og sodiumatomer på nattsiden (den grønne gløden).

Observasjonshistorie

Den første rapporterte observasjonen av Io ble gjort av Galileo Galilei 7. januar 1610 ved bruk av refraktorteleskop med 20× forstørrelse ved Universitetet i Padova. Han kunne ikke skille Io fra Europa på grunn av den lave kraften i teleskopet, og registrerte dem som ett enkelt lyspunkt. Io og Europa ble observert som to separate punkter da Galilei observerte det jovianske systemet  neste dag, 8. januar 1610. Datoen regnes som observasjonsdato for Europa av IAU. Oppdagelsen av de galileiske månene ble publisert i Galileos Sidereus Nuncius i mars 1610. I Mundus Jovialis (1614) hevdet Simon Marius å ha oppdaget månene i 1609, én uke før Galilei. Dette var likevel 29. desember 1609 i den julianske kalenderen, og 8. januar 1610 i den gregorianske kalenderen som Galilei brukte. Galilei publiserte arbeidene først, og er kreditert for oppdagelsene.
På 1800-tallet ble de galileiske månene brukt til bestemmelsen av lengdegrad, validering av Keplers lover for planetenes bevegelser og bestemmelsen av tiden som kreves for lyset å ferdes mellom Jupiter og jorden. Basert på efemeridene produsert av astronomen Giovanni Cassini og andre, utarbeidet Pierre-Simon Laplace en matematisk teori om de resonante banene til Io, Europa og Ganymedes. Resonansen ble senere funnet å ha en betydelig effekt på månenes geologi.
Bedre teleskoper avdekket storskalaformasjoner på overflaten. På 1890-tallet observerte Edward E. Barnard variasjoner i Ios lysstyrke mellom ekvator og polene. Han fastslo at dette skyldes forskjeller i farge og albedo, og ikke fordi Io var eggformet som William Pickering hevdet, eller var to separate legemer som han selv opprinnelig trodde. Senere teleskopiske observasjoner bekreftet Ios distinkte rødbrune polregioner og gulhvite ekvatorstriper.
På midten av 1900-tallet antydet spektroskopi at overflaten var uten vannholdig is, som finnes rikelig på de andre galileiske månene. Observasjonene antydet også at overflaten domineres av fordampninger av natriumsalt og svovel. Radioteleskoper avslørte Ios påvirkning på den jovianske magnetosfæren som demonstrert av dekametriske bølgelengdestøt knyttet til Ios baneperiode.

Pioneer

Romsondene Pioneer 10 og Pioneer 11 passerte Io den 3. desember 1973 og 2. desember 1974. Radiosporing ga et forbedret anslag av massen, som sammen med bedre informasjon om størrelsen antydet at Io har høyest tetthet av de fire galileiske satellittene og er sammensatt primært av silikate bergarter snarere enn vannholdig is. Pioneer-sondene avslørte også en tynn atmosfære og et intenst strålingsbelte nær Ios bane. Kameraet ombord på Pioneer 11 tok det eneste gode bildet vi har av den nordlige polregionen. Planlagte nærbilder fra Pioneer 10 gikk tapt under det høye strålingsnivået.

Voyager

Tvillingsondene Voyager 1 og Voyager 2 passerte Io i 1979, og ga langt mer detaljerte bilder. Voyager 1 fløy forbi satellitten 5. mars 1979 i en avstand av 20 600 km, og avslørte et flerfarget landskap uten nedslagskratre. Bildene med høyest oppløsning viste en relativt ung overflate krydret med merkelig formede groper, fjell høyere enn Mount Everest og formasjoner som lignet på vulkanstrømmer.
Kort tid etter møtet oppdaget navigasjonsingeniøren for Voyager Linda A. Morabito en søyle som kom fra overflaten. Andre bilder av totalt ni søyler på overflaten beviste at Io var vulkansk aktiv. Konklusjonen ble forutsagt av Stan J. Peale, Patrick Cassen og R.T. Reynolds i en artikkel kort tid før Voyager 1-møtet. Forfatterne kalkulerte at Ios indre var utsatt for betydelig tidevannsoppvarming forårsaket av baneresonansen med Europa og Ganymedes. Data viste at overflaten domineres av frossen svovel og svoveldioksid, som også dominerer atmosfæren og plasmatorusen sentrert på Ios bane (også oppdaget av Voyager).
Voyager 2 passerte Io 9. juli 1979 på en avstand av 1 130 000 km. Sammenligninger av bildene fra de to sondene avslørte flere overflateendringer i løpet av de fire månedene mellom møtene. Observasjoner av Io som en halvmåne da Voyager 2 forlot det jovianske systemet, viste at syv av de ni søylene som ble observert i mars, fremdeles var aktive i juli 1979. Kun vulkanen Pele ble inaktiv mellom forbiflyvningene.

Galileo

Galileo-sonden ankom Jupiter i 1995 etter en seks år lang ferd fra jorden. Siden Io ligger innenfor et av jupiters mest intense strålingsbelter var en langvarig nærflyvning ikke mulig, men Galileo passerte nær månen kort tid før den gikk inn i banen for sitt toårige hovedmål, studien av det jovianske systemet. Den 7. desember 1995 passerte sonden Io i en avstand av 892 km. Selv om det ikke ble tatt bilder, ga nærpasseringen betydelige resultater – som blant annet oppdagelsen av en stor kjerne av jern, tilsvarende den funnet i steinplanetene i det indre solsystemet. Neste passering skjedde 4. november 1996 i en avstand av 1098 km.
Selv om mangelen på nærbilder og mekaniske problemer begrenset mengden av data, ble det gjort flere viktige funn. Observasjonen av et stort utbrudd ved Pillan Patera bekreftet at vulkanutbrudd består av silikat magma med magnesiumrik mafiske og ultramafiske sammensetninger, der svovel og svoveldioksid spiller en rolle tilsvarende vann og karbondioksid på jorden. I nesten alle omløpene avslørte bildene aktive vulkaner (både termisk utstråling fra kjølende magma på overflaten og vulkansøyler), en rekke fjell med svært varierende morfologier og flere overflateendringer som hadde funnet sted både mellom Voyager-sondene og Galileo og mellom Galileos omløp.
Galileo-oppdraget ble forlenget i 1997 og 2000, og sonden passerte Io ytterligere syv ganger – 3. juli 1999 i en avstand av 130 000 km, 11. oktober 1999 i en avstand av 611 km, 26. november 1999 i en avstand av 300 km, 22. februar 2000 i en avstand av 198 km, 6. august 2001 i en avstand av 181 km, 16. oktober 2001 i en avstand av 181 km, og 17. januar 2002 i en avstand av 102 km. Den 21. september 2003 passerte sonden Io for siste gang, før den ble sendt ned i Jupiters atmosfære og ble ødelagt. Møtene avslørte geologiske prosesser ved vulkaner og fjell, utelukket tilstedeværelsen av et magnetfelt og demonstrerte omfanget av vulkansk aktivitet. I desember 2000 hadde Cassini-sonden et fjernt og kort møte med det jovianske systemet på vei mot Saturn og utførte observasjoner sammen med Gallileo. Disse observasjonene avslørte en ny søyle ved Tvashtar Paterae og ga innsikt i Ios polarlys.

Moderne teleskoper

Etter at Galileo ble sendt ned i Jupiters atmosfære i september 2003, ble det gjort nye observasjoner av vulkaner fra jordbaserte teleskoper. Bilder med adaptiv optikk fra Keck-observatoriet på Hawaii og bilder fra Hubble-teleskopet gjorde det mulig å overvåke aktive vulkaner, uten en romsonde i det jovianske systemet.

New Horizons

New Horizons-sonden passerte det jovianske systemet og Io 28. februar 2007 på sin ferd mot Pluto og Kuiperbeltet, og utførte en rekke fjernobservasjoner av Io. Bilder av en stor søyle ved Tvashtar ga de første detaljerte observasjonene av den største klassen av vulkansøyler på Io siden observasjoner av Peles søyle i 1979. New Horizons tok også bilder av en vulkan nær Girru Patera i en tidlig fase av et utbrudd og flere vulkanske utbrudd som hadde oppstått etter at Galileo var der.

Juno

Romsonden Juno ble skutt opp 5. august 2011, og ankom Jupiter den 5. juli 2016. Sonden har begrenset avbildningsevner, men kan overvåke Ios vulkanske aktivitet med det nær-infrarøde spektrometeret JIRAM.

Fremtidige oppdrag

Flere andre oppdrag er også blitt foreslått.
I april 2011 annonserte ESA at de ville utrede et europeisk oppdrag for utforskning av mange av Jupiters måner, etter at et fellesprosjekt med NASA (Europa Jupiter System Mission) ikke kom i stand. ESA-oppdraget JUICE (JUpiter ICy moon Explorer) vil være basert på det tidligere planlagte Jupiter Ganymede Orbiter.
Io Volcano Observer er en mulig kandidat til Discoveryprogrammet; sonden ble foreslått i 2008, 2009, 2010 og januar 2015, men forslagene ble ikke godtkjent av NASA. Romskipet er ment å foreta syv forbiflyginger av Io, og er blitt foreslått for NASA av University of Arizona.