Vulcanismul pe Marte

Activitatea vulcanică ( vulcanismul ) a jucat un rol semnificativ în evoluția geologică a planetei Marte . [2] De la misiunea Mariner 9 din 1972 , oamenii de știință au știut că caracteristicile vulcanice acoperă o mare parte a suprafeței lui Marte. Aceste detalii includ fluxuri masive de lavă , câmpii vaste de lavă și cei mai mari vulcani cunoscuți din sistemul solar . [3] [4] Caracteristicile vulcanice marțiane variază în vârstă de la Noachian (>3,7 miliarde de ani) până la Amazonian târziu (<500 de milioane de ani), ceea ce indică faptul că activitatea vulcanică a existat pe planetă de-a lungul istoriei sale, [5] și unele cercetătorii sugerează că o astfel de activitate este încă prezentă pe planetă. [6] [7] Atât Pământul , cât și Marte sunt planete mari, diferențiate, făcute din materiale condritice similare . [8] Multe dintre procesele magmatice care au loc pe Pământ au avut loc și pe Marte; în plus, planetele sunt suficient de asemănătoare din punct de vedere al compoziției pentru a putea folosi aceleași nume pentru rocile și mineralele lor magmatice .

Vulcanismul este procesul în care magma din straturile interioare ale planetei se ridică prin scoarța terestră și erupe la suprafață. Substanțele magmatice sunt compuse din roci topite ( lave ), claste cu granulație fină fragmentate fierbinți ( tephra sau cenușă) și gaze. Vulcanismul este principalul mod în care planetele își eliberează căldura internă. Erupțiile vulcanice produc forme de relief caracteristice , tipuri de roci și topografie geografică , care împreună fac posibilă aflarea mai multe despre compoziția chimică, starea termică și istoria straturilor interioare ale planetei. [9]

Magma este un amestec complex, foarte fierbinte, de silicați topiți , cristale în suspensie și gaze dizolvate. Cel mai probabil, magma de pe Marte se ridică în același mod ca pe Pământ. [10] Se ridică prin straturile inferioare ale scoarței în corpurile diapirice , care sunt mai puțin dense decât rocile din jur. În timpul ridicării, magma ajunge în cele din urmă în regiuni cu densitate scăzută. Când densitatea magmei se potrivește cu densitatea rocii în care se află, flotabilitatea este neutralizată și corpul magmei își oprește mișcarea. În acest moment, din ea se poate forma o cameră de magmă. Mai mult, magma își poate continua mișcarea, dar deja în lateral, formând o rețea de diguri și praguri . În cele din urmă, magma se poate răci și solidifica, formând corpuri de magmă intruzive ( plutoni ). Geologii estimează că aproximativ 80% din magma generată de Pământ se oprește în crusta sa și nu ajunge niciodată la suprafață. [unsprezece]

În procesul de ridicare și răcire ulterioară, magma suferă multe modificări complexe și dinamice de compoziție. Mineralele grele se pot cristaliza și se pot depune în fundul camerei de magmă. Magma poate, de asemenea, să asimileze părți din roca în care se află sau să se amestece cu alte porțiuni de magmă. Aceste procese modifică compoziția chimică și minerală a amestecului topit, astfel încât orice magmă care ajunge la suprafață poate avea o compoziție chimică foarte diferită de cea a topiturii părinte. Magma care s-a schimbat în acest fel este numită „evoluată” pentru a o distinge de magma „primitivă”, care este foarte apropiată ca compoziție de sursa sa de manta (vezi diferențierea magmei și cristalizarea fracționată). Magma mai evoluată constă de obicei din roci felsice îmbogățite în siliciu , substanțe volatile și alte elemente ușoare, care disting acest tip de magmă de magma primitivă bogată în fier și magneziu (mafic). Măsura și măsura în care magma evoluează în timp indică nivelurile interne de căldură ale planetei, precum și activitatea sa tectonă . Scoarta continentală a Pământului este formată din roci granitice din magma evoluată; aceste roci s-au format ca urmare a numeroaselor episoade de reluare magmatică. Rocile magmatice evoluate sunt mult mai puțin frecvente în corpurile reci și moarte din spațiu, cum ar fi Luna. Marte, care are aproximativ jumătate din dimensiunea Pământului și a Lunii, are și un nivel mediu de activitate magmatică.

La adâncimi mai mici în scoarța planetei, presiunea litostatică asupra corpului magmatic scade. Presiunea redusă poate provoca eliberarea de gaze (dioxid de carbon și vapori de apă) sub formă de spumă din bulele de gaz. Nuclearea cu bule determină expansiunea și răcirea rapidă a topiturii din jur, formând fragmente vitroase care, atunci când erup exploziv, cad la suprafață sub formă de tefra (se mai numesc și piroclaste ). Tephra cu granulație fină este cunoscută în mod obișnuit ca „cenuşă vulcanică” . Natura erupției vulcanice depinde de compoziția topiturii: explozivă sau expansivă sub formă de lavă care curge. Magma acidă din compoziția andezitică și riolit are o mare tendință la erupție explozivă. O astfel de magmă este foarte vâscoasă (groasă și lipicioasă) și saturată cu gaze dizolvate. Magma mafică, pe de altă parte, are un conținut scăzut de gaz și iese de obicei la suprafață în timpul unei erupții expansive sub formă de fluxuri de lavă bazaltică . Totuși, aceasta este doar o generalizare. De exemplu, dacă magma intră în contact neașteptat cu apa subterană sau de suprafață, se poate produce o erupție puternică sub forma unei explozii de abur - o erupție hidromagmatică (freatomagmatică sau freatică ). În plus, erupțiile de magmă pot avea loc diferit pe planete cu compoziții interne, atmosfere și câmpuri gravitaționale diferite.

Diferențele în fenomenele vulcanice ale Pământului și Marte

Cea mai tipică formă de vulcanism de pe Pământ este vulcanismul bazaltic. Bazaltul  este o rocă magmatică extruzivă formată prin topirea parțială a mantalei superioare. Bazaltul este bogat în minerale mafice precum fier și magneziu și are de obicei o culoare gri închis. Cel mai comun tip de vulcanism de pe Marte este aproape sigur și bazaltic. [12] Pe ​​Pământ, magma bazaltică erupe de obicei sub formă de fluxuri extrem de fluide care fie ies direct din gurile vulcanice, fie sunt formate prin coalescența cheagurilor topite la baza fântânilor de lavă (erupție hawaiană). Aceleași fenomene sunt frecvente pe Marte, cu toate acestea, gravitația și presiunea atmosferică mai slabă de pe Marte contribuie la nuclearea mai rapidă a bulelor de gaz (vezi mai sus), iar acest lucru poate apărea și la adâncimi mai mari decât pe Pământ. În consecință, vulcanii de bazalt marțieni sunt, de asemenea, capabili să erupă cantități semnificative de cenușă în procesul de erupție plinian . În timpul unei erupții pliniane, cenușa intră în atmosferă, formând o uriașă coloană convectivă (nor). Dacă nu este implicată suficientă atmosferă în acest proces, coloana se poate prăbuși, producând fluxuri piroclastice . [6] Erupțiile pliniane sunt rare în cazul vulcanilor bazaltici de pe Pământ, unde sunt de obicei asociate cu magmă andezitică sau riolitică (de exemplu , St. Helens ).

Deoarece gravitația mai slabă a lui Marte generează forțe de flotabilitate mai mici care acționează asupra magmei pe măsură ce se infiltrează prin crustă, se crede că camerele de magmă care alimentează vulcanii de pe Marte sunt semnificativ mai adânci și mai mari decât cele ale Pământului. [13] Pentru ca un corp de magmă de pe Marte să se ridice suficient de aproape de suprafață pentru a erupe, corpul trebuie să fie mare. În consecință, erupțiile de pe Marte apar mult mai puțin frecvent decât pe Pământ, cu toate acestea, dacă apar, ele sunt întotdeauna incredibil de mari și au o viteză foarte mare. În mod oarecum paradoxal, gravitația scăzută de pe Marte face ca fluxurile de lavă să se alungească și să se extindă mai mult. Erupțiile vulcanice de pe Marte pot fi de neconceput de voluminoase. Recent, a fost descrisă un flux de lavă gigant în partea de vest a Elysium Planitia  - un flux de mărimea Oregonului . Oamenii de știință sugerează că s-a format violent, timp de câteva săptămâni, și îl consideră unul dintre cele mai tinere fluxuri de lavă de pe Marte. [14] [15]

Aranjamentul tectonic al vulcanilor de pe Pământ și Marte este foarte diferit. Majoritatea vulcanilor activi de pe Pământ se găsesc în lanțuri alungite, liniare de-a lungul limitelor plăcilor tectonice, fie acolo unde litosfera este întinsă pentru a separa plăcile una de cealaltă (limită divergentă), fie unde suferă subducție repetată în manta (limită convergentă). Deoarece Marte nu are în prezent tectonica plăcilor , vulcanii nu formează același model global ca pe Pământ. Vulcanii marțieni sunt mai în concordanță cu acei vulcani terestre care se află în interiorul plăcilor, cum ar fi cei din Insulele Hawaii ).hotspot(vezi]17[mantalei, despre care se crede că s-au format dintr-un penar static al [18] [19]

Cei mai mari și mai vizibili vulcani de pe Marte pot fi găsiți în provinciile vulcanice Tharsis și Elysium . Acești vulcani sunt remarcabil de asemănători cu vulcanii scut de pe Pământ. Au aceleași pante mici și caldere de vârf . Principala diferență dintre vulcanii scut marțian și terestru este dimensiunea lor: vulcanii scut marțian sunt pur și simplu colosali. De exemplu, cel mai înalt vulcan de pe Marte, Olympus Mons , atinge 550 km în diametru și 21 km în înălțime. Este de aproape 100 de ori mai mare ca volum decât Mauna Loa din Hawaii  , cel mai mare vulcan scut de pe Pământ. Geologii cred că unul dintre motivele pentru dimensiunea gigantică a vulcanilor de pe Marte este lipsa plăcilor tectonice: litosfera marțiană nu alunecă peste mantaua superioară ( astenosferă ) așa cum o face pe Pământ, astfel încât lava dintr-un punct fierbinte staționar se poate acumula. într-un singur loc de la suprafață timp de un miliard de ani, sau chiar mai mult.

Pe 17 octombrie 2012, roverul Curiosity de pe planeta Marte din zona Rocknest a efectuat prima analiză de difracție de raze X a solului marțian. Rezultatele instrumentului CheMin al roverului au dezvăluit prezența mai multor minerale, în special feldspat , piroxeni și olivină și au sugerat că solul marțian are o compoziție care amintește de solurile bazaltice degradate ale vulcanilor hawaiani . [16]

Provincia vulcanică Tarsis

O parte semnificativă a emisferei vestice a lui Marte este ocupată de un complex vulcanic-tectonic uriaș cunoscut sub numele de provincia Tarsis sau umflatura Tarsis. Această formațiune vastă și ridicată atinge mii de kilometri în diametru și acoperă până la 25% din întreaga suprafață a planetei. [20] La o medie de 7 până la 10 km înălțime deasupra datei („nivelul mării”) marțian, Tharsis conține cele mai înalte altitudini de pe planetă. Trei vulcani uriași, Ascraeus Mons , Pavonis Mons și Arsia Mons , rulează în direcția nord-est-sud-vest de-a lungul umflăturii în sine. Vastul vulcan Alba Mons (cunoscut anterior ca Alba Patera) ocupă partea de nord a regiunii. Vulcanul colosal scut Olympus Mons este situat ușor pe partea laterală a umflăturii principale, la marginea de vest a provinciei.

Formată din multe generații de fluxuri de lavă și cenușă, provincia Tarsis conține, de asemenea, unele dintre cele mai tinere fluxuri de lavă de pe Marte, dar se crede că umflarea în sine este foarte veche. Dovezile geologice sugerează că cea mai mare parte a masei Tarsis a fost aici încă de la sfârșitul perioadei Noach, cu aproximativ 3,7 miliarde de ani în urmă. [21] Bulgerea Tharsis este atât de masivă încât exercită o presiune incredibilă asupra litosferei planetei , formând fisuri uriașe ( grabens și rift valley) care apar sub influența forțelor de tracțiune și se extind pe aproape jumătate din planetă. [22] Este posibil ca masa Tarsis să fi schimbat odată chiar direcția axei de rotație a lui Marte, provocând astfel schimbări climatice. [23]

Tharsis Montes

Trei munți - Tharsis Montes - sunt vulcani scut situati în apropierea ecuatorului la 247 ° E. Toate ating câteva sute de kilometri în diametru și variază în înălțime de la 14 la 18 km. Arsia Mons , cel mai sudic vulcan al acestui grup, are în vârf o calderă care are 130 km lungime și 1,3 km adâncime. Pavonis Mons , un vulcan de dimensiuni medii, are două caldere suprapuse, dintre care cea mai mică atinge o adâncime de aproape 5 km. Ascraeus mons la nord are un set complex de caldere suprapuse și o lungă istorie de erupții despre care se crede că acoperă aproape întreaga istorie a planetei. [6]

Tharsis Montes sunt situate la aproximativ 700 km unul de celălalt. Ele sunt situate pe o axă nord-est-sud-vest destul de clară, ceea ce reprezintă un obiect de interes deosebit. Ceraunius Tholus și Uranius Mons sunt pe aceeași axă NE, iar evantaiele tinere de flux de lavă de pe versanții tuturor celor trei Munți Tarsis au aceeași orientare NE-SV. Această linie indică destul de clar un detaliu structural semnificativ al suprafeței marțiane, dar originea sa rămâne necunoscută.

Domuri și patere

Pe lângă vulcanii scut mari, provincia Tarsis conține și câțiva vulcani mai mici cunoscuți sub numele de cupole ( tholi ) sau paterae ( paterae ). Domurile sunt munți în formă de cupolă ale căror pante sunt mult mai abrupte decât cele ale marilor vulcani scut din Tharsis. Calderele lor centrale au dimensiuni destul de substanțiale în comparație cu diametrele lor de bază. Aranjamentul dens al craterelor de impact de pe multe domuri indică faptul că acestea sunt mai vechi decât vulcanii scut mari și s-au format între perioada Noachiană târziu și perioada Hesperiană timpurie. Flancurile Domului Keravnian și Domul lui Uranus sunt puternic înțepate de canale, ceea ce indică faptul că flancurile acestor vulcani sunt formate dintr-un material care se erodează ușor, cum ar fi cenușa. Vârsta și morfologia unor astfel de cupole sunt indicii puternice că reprezintă vârfurile vulcanilor scut vechi îngropați sub un strat imens de fluxuri de lavă mai tinere. [6] O estimare este că stratul de lavă din jurul domurilor Tarsis ar putea avea o grosime de până la 4 km. [24]

Patera (pl. paterae) este cuvântul latin pentru o ceașcă de băut puțin adâncă ( phiala ). Termenul a fost folosit pentru a se referi la cratere izolate, definite în mod fals, pe care oamenii de știință le-au văzut în imaginile timpurii ale navelor spațiale care ulterior s-au dovedit a fi caldere vulcanice mari. Paterele mai mici din regiunea Tharsis sunt similare morfologic cu cupolele, doar că nu au caldere mari. Ca și cupolele, Tarsis paterae sunt probabil vârfurile unor vulcani scut mult mai mari, acum îngropați sub un strat de lavă. Din punct de vedere istoric, termenul patera a fost folosit pentru a se referi la întreaga gamă de relief a vulcanilor individuali de pe Marte (de exemplu, Alba Patera). În 2007, Uniunea Astronomică Internațională (IAU) a redefinit termenii Alba Patera , Uranius Patera și Ulysses Patera , relegându-i doar la calderele centrale ale acestor vulcani. [25]

Olympus Mons

Muntele Olimp  este cel mai tânăr și cel mai înalt vulcan de pe Marte. Este situat la 1200 km nord-vest de Tharsis Montes, chiar dincolo de limita vestică a umflăturii Tharsis. Vârful său se află la 21 km deasupra punctului de referință („nivelul mării”) marțian și are un complex central de caldere de șase caldere suprapuse care formează împreună o depresiune de 72 x 91 km în dimensiune și 3,2 km adâncime. Ca vulcan scut, muntele are un profil extrem de jos, cu pante usoare care variaza intre 4 si 5 grade. Vulcanul s-a format din multe mii de fluxuri individuale de lavă extrem de fluidă. Un escarp neregulat, pe alocuri de 8 km înălțime, este situat la baza vulcanului, formând un fel de piedestal pe care se află vulcanul. În diferite locuri din jurul vulcanului, se poate observa că fluxurile de lavă de o magnitudine incredibilă se extind în câmpiile din jur, ascunzând escarpa sub ele. În imaginile cu rezoluție medie (100 m/pixel), suprafața vulcanului are o textură radială distinctă, pe care vulcanul o datorează nenumăratelor fluxuri de lavă și tunelurilor de lavă îndiguite care i-au croit versanții.

Alba Mons

Vulcanul Alba Mons , situat în partea de nord a provinciei Tarsis, este o formațiune vulcanică unică, care nu are analogi nici pe Pământ, nici oriunde pe Marte. Pantele vulcanului au un profil extrem de jos și se caracterizează prin fluxuri de lavă și canale la scară largă. Panta medie a versanților din Alba Mons este de numai aproximativ 0,5°, adică de cinci ori mai mică decât cea a versanților altor vulcani din Tharsis. Vulcanul are un munte central de 350 km lățime și 1,5 km înălțime, în vârful căruia se află un complex de două caldere. Muntele central este inconjurat de un inel incomplet de fisuri. Fluxurile de lavă asociate cu acest vulcan pot fi urmărite până la 61°N. SH. în nord și până la 26 ° N. SH. pe Sud. Dacă zona vulcanului include zona acestor câmpuri vaste de lavă, atunci lungimea sa va fi incredibilă - 2000 km în direcția nord-sud și 3000 km în direcția est-vest, ceea ce o face una dintre cele mai mari formațiuni vulcanice din sistemul solar. [23] [6] [26] [27] Cele mai multe modele geologice sugerează că Alba Mons este formată din fluxuri de lavă bazaltică extrem de fluidă, dar câțiva cercetători au găsit probabil depozite piroclastice pe flancurile vulcanului. [28] [29] Deoarece vulcanul Alba Mons este situat într-un punct al planetei opus bazinului de impact Hellas, unii cercetători au sugerat că formarea vulcanului poate fi asociată cu o slăbire a scoarței din cauza căderii unui corp ceresc, care a format bazinul Hellas, și care putea lansa unde seismice puternice care se concentrau în punctul opus de pe suprafața planetei - exact acolo unde s-a format vulcanul. [treizeci]

Provincia Vulcanică Elysium

Un crater vulcanic mai mic este situat la câteva mii de kilometri vest de Tarsis, în provincia Elysium . Complexul vulcanic Elysium atinge 2.000 de kilometri în diametru și este format din trei vulcani principali - Elysium Mons , Hecates Tholus și Albor Tholus . Marginea de nord-vest a provinciei este caracterizată de canale mari (Granicus și Tinjar Valles) care ies din mai multe grabeni de pe versanții Elysium Mons. Este posibil ca acești grabeni să se fi format din diguri subterane . Aceste diguri probabil au spart criosfera , eliberând astfel volume gigantice de apă subterană, sub acțiunea cărora s-au format canale. Asociate canalelor sunt și depozite sedimentare foarte răspândite aici, care s-ar putea să se fi format din săruri sau lahari . [6] Grupul de vulcani Elysian este considerat oarecum diferit de vulcanii Tharsis Montes, deoarece atât lava, cât și piroclastele au luat parte la formarea vulcanilor Elysian . [31]

Elysium Mons este cel mai înalt munte vulcanic din această provincie. Atinge 375 km în diametru (deși depinde de ceea ce este considerat baza vulcanului) și 14 km înălțime. Vulcanul are în vârf o singură calderă simplă, care are 14 km lățime și 100 m adâncime. Vulcanul din profil are o formă conică clară, pentru care uneori este numit stratocon ; [23] cu toate acestea, în ciuda pantelor sale predominant joase, cel mai probabil este un vulcan scut. În ceea ce privește volumul, Elysium Mons este doar o cincime față de Arsia Mons. [6]

Hecates Tholus atinge 180 km în diametru și 4,8 km în înălțime. Pantele vulcanului sunt puternic indentate cu canale, ceea ce sugerează că vulcanul este format dintr-un material care este ușor de erodat, cum ar fi cenușa vulcanică. Originea canalelor este necunoscută; originea lor a fost atribuită fluxurilor de lavă, curgerii de cenușă sau chiar fluxurilor de apă formate ca urmare a topirii zăpezii sau ploii. [6] Albor Tholus, cel mai sudic dintre vulcanii elizei, are 150 km diametru și 4,1 km înălțime. Pantele sale sunt mai uniforme și nu la fel de craterizate ca versanții altor vulcani din provincie. [6]

Syrtis Major

Syrtis Major Planum  este un vulcan masiv în scut din perioada Hesperiană, situat în cadrul caracteristicii albedo cu același nume. Diametrul vulcanului este de aproximativ 1200 km, iar înălțimea este de doar 2 km. [32] Vulcanul are două caldere, Meroe Patera și Nili Patera. Studiile, care au inclus studiul câmpului gravitațional regional, mărturisesc existența unei camere magmatice deja solidificate, de cel puțin 5 km grosime, sub suprafața vulcanului. [33] Syrtis Major prezintă un interes considerabil pentru geologi, deoarece navele spațiale care orbitează au găsit dacit și granit în zonă . Aceste minerale sunt roci bogate în siliciu și cristalizează din magmă care este mult mai evoluată chimic și mai diferențiată decât magma bazaltică. Ele se pot forma în partea superioară a unei camere de magmă după ce minerale grele, cum ar fi olivina și piroxenii (cele care conțin fier și magneziu ) s-au așezat pe fundul acesteia. [34] Dacitul și granitul sunt foarte comune pe Pământ, dar rare pe Marte.

Arabia Terra

Arabia Terra este o regiune mare de munți din nordul lui Marte, situată predominant în cadranul Arabia. Mai multe cratere de formă neregulată găsite în această regiune reprezintă un tip de formațiune vulcanică de mare altitudine, care, în general, este o provincie vulcanică marțiană. [5] Paters de jos relief din această regiune prezintă o serie de caracteristici geomorfologice, în special, semne de colaps structural, vulcanism expansiv și erupții explozive care sunt tipice supervulcanilor terestre . [5] Crestele misterioase s-ar fi putut forma din fluxurile de lavă generate de vulcanismul activ din regiune. [5]

Paters de munte

În emisfera sudică, în special în apropierea bazinului de impact Hellas, există mai multe formațiuni vulcanice care se află aproximativ la același nivel cu restul terenului și poartă denumirea de pateri de munte. [35] Acești vulcani sunt printre cei mai vechi munți vulcanici încă identificabili pe Marte. [36] Ele se caracterizează prin profil extrem de jos, cu creste puternic erodate și canale care radiază dintr-un complex calderă central foarte erodat. Astfel de patere includ Hadriaca Patera , Amphitrites Patera, Tyrrhena Patera, Peneus Patera și Pityusa Patera . Dovezile geomorfologice sugerează că paters de munte s-au format dintr-o combinație de fluxuri de lavă și roci piroclastice care au rezultat din interacțiunea magmei cu apa. Unii cercetători sugerează că localizarea călătorilor de munte poate fi explicată prin apariția unor fisuri adânci ca urmare a unei coliziuni cu un corp cosmic mare, după care a apărut bazinul Hellas. Aceste fisuri ar fi putut crea o cale pentru ca magma să ajungă la suprafața planetei. [37] [38] [39] Deși aceste formațiuni nu sunt foarte înalte, unele dintre aceste patere acoperă o zonă semnificativă - patera lui Amphitrite, să zicem, acoperă o zonă mai mare decât Olympus Mons.

Câmpii vulcanice

Câmpiile vulcanice sunt comune pe Marte. De obicei, se disting două tipuri de astfel de câmpii: câmpii în care caracteristicile de relief formate din fluxurile de lavă sunt comune și câmpii în care astfel de caracteristici de relief sunt în general absente, dar există și alte semne ale originii lor vulcanice. Câmpiile cu multe fluxuri de lavă apar în interiorul și în jurul marilor provincii vulcanice Tharsis și Elysium. [6] Caracteristicile de curgere ale reliefului includ atât suprafața plană, cât și morfologiile de curgere tubulare sau de tip canal. Fluxurile plane de suprafață formează formațiuni complexe de curgere suprapuse sub formă de palete și se pot extinde pe multe sute de kilometri de la sursa lor. [40] Fluxurile de lavă pot forma tuneluri de lavă atunci când stratul superior, deschis de lavă se solidifică și se întărește, formând un fel de suprapunere, în timp ce lava de dedesubt continuă să se miște. Se întâmplă adesea ca, după ce lava părăsește un astfel de tunel, „acoperișul” acestuia să cadă în interior, rezultând un canal sau o linie de cratere de eroziune ( catena ). [41]

Un tip neobișnuit de formare de curs de apă are loc în câmpiile Cerberus la sud de Elysium și, de asemenea, în regiunea Amazonis. Aceste fluxuri au o structură lamelară spartă, constând din plăci întunecate de un kilometru lung, parcă incluse într-o matrice luminoasă. Acest aspect este atribuit bucăților plutitoare de lavă întărită, care la un moment dat pluteau pe suprafața unui flux de magmă încă topită. Potrivit unei alte versiuni, aceste plăci sparte la suprafață reprezintă deriva de gheață formată pe suprafața mării, care a apărut în această zonă din cauza afluxului masiv de apă subterană din zona Cerberus Fossae.

Cel de-al doilea tip de câmpii vulcanice (câmpii false) se caracterizează printr-un număr mare de creste . Trăsăturile de relief caracteristice fluxurilor vulcanice sunt rare sau complet absente aici. Câmpiile cu creste sunt considerate regiuni cu magmatism capcană extins, similar mărilor lunare . Suprafața totală a unor astfel de câmpii este de aproximativ 30% din suprafața lui Marte [6] , iar cele mai pronunțate câmpii de acest tip sunt Lunae, Hesperia și Malea Plana. De asemenea, pot fi găsite în multe locuri din zonele joase de nord ale lui Marte. Toate câmpiile accidentate provin din perioada Hesperiană și reprezintă tipul de vulcanism care a predominat la scară globală în acea perioadă. Perioada Hesperiană își ia numele de la câmpiile accidentate din Hesperia Planum.

Vulcanismul curent potențial

Oamenii de știință nu au înregistrat niciodată o erupție vulcanică activă pe suprafața lui Marte; [42] Mai mult, căutările de markeri termici și modificări ale suprafeței în ultimul deceniu nu au dat rezultate pozitive care să confirme vulcanismul activ. [7]

Cu toate acestea, orbiterul Mars Express al Agenției Spațiale Europene a realizat fotografii ale fluxurilor de lavă despre care se credea că în 2004 au apărut în ultimele două milioane de ani, sugerând o activitate geologică relativ recentă. [43] Noile rezultate ale cercetării din 2011 sugerează că cele mai tinere fluxuri de lavă au apărut la suprafață doar în ultimele câteva zeci de milioane de ani. [44] Autorii cred că această epocă sugerează încă că activitatea vulcanică pe Marte este încă posibilă. [7] [44]

Vulcani și gheață

Se crede că există depozite semnificative de gheață de apă sub suprafața lui Marte. Interacțiunea acestei gheață cu rocile topite poate forma forme de relief caracteristice. Pe Pământ, când materia vulcanică fierbinte intră în contact cu gheața de suprafață, se formează o cantitate semnificativă de apă lichidă încărcată cu noroi, care curge în jos, cu viteze catastrofale, formând fluxuri masive de roci de noroi ( lahars ). [45] Lava care curge prin straturi saturate de apă de rocă poate provoca erupții bruște ale acestei ape sub forma unei explozii de abur (vezi erupția freatică ), formând mici forme de relief asemănătoare vulcanilor numite pseudocratere. Detaliile reliefului care amintesc vizual de pseudocraterele terestre pot fi văzute în câmpiile Elysium, Amazonis, Isidis și Chryse Planitiae . [46] În plus, freatomagmatismul formează inele de tuf, sau conuri de tuf, pe Pământ, așa că se așteaptă ca astfel de forme de relief să apară pe Marte. [47] Se presupune că acestea pot exista în regiunea Nepenthes/Amenthes, așa că în această zonă sunt studiate pseudocraterele pentru a le determina originea. [48] ​​În cele din urmă, când un vulcan erupe sub calota de gheață, se formează forme de relief caracteristice asemănătoare mesei numite tuyas. Unii cercetători [49] susțin că caracteristicile geomorfologice indică faptul că multe dintre straturile interioare de sedimente din Valles Marineris ar putea fi omologii marțieni ai thuja.

Limite tectonice

Granițele tectonice au fost descoperite pe Marte. Văile Mariner sunt o graniță tectonică care se deplasează pe orizontală și împarte cele două plăci tectonice mari parțiale sau complete ale lui Marte. Ultimele date obținute sugerează că Marte este activ din punct de vedere geologic, iar această activitate are loc aproximativ la fiecare milion de ani, deși există și alte versiuni. [50] [51] [52] Anterior, semne de activitate geologică au fost găsite și pe Marte. Mars Global Surveyor (MGS) a detectat benzi de anomalii magnetice în scoarța marțiană [53] deosebit de proeminente în cadranele Phaethontis și Eridania. Magnetometrul de pe MGS a detectat benzi magnetizate de crustă de 100 km lățime, întinse pe 2.000 km și aproximativ paralele între ele. Aceste benzi alternează în polaritate, astfel încât polul nord magnetic al uneia este orientat în sus de la suprafață, iar polul nord magnetic al celuilalt în jos. Când astfel de benzi au fost descoperite pe Pământ în anii 1960, au fost luate ca dovadă a plăcilor tectonice . Cu toate acestea, există anumite diferențe între benzile de anomalii magnetice de pe Pământ și de pe Marte. Benzile marțiane sunt mai largi, mult mai magnetizate și nu par să provină dintr-o zonă de distribuție medie a crustei. Deoarece zona cu benzi de anomalii magnetice are o vechime de aproximativ 4 miliarde de ani, se crede că câmpul magnetic global a durat doar primele câteva sute de milioane de ani după formarea planetei. La acel moment, temperatura fierului topit din miezul planetei ar putea fi suficient de mare pentru a transforma acest amestec într-un generator magnetic. Rasele mai tinere nu au niciuna dintre aceste dungi.

Când rocile topite care conțin substanțe magnetice precum hematitul (Fe 2 O 3 ) se răcesc și se solidifică în prezența unui câmp magnetic, ele devin magnetizate și dobândesc polaritatea câmpului magnetic de fundal. Acest magnetism se pierde doar atunci când astfel de roci sunt încălzite succesiv la temperaturi peste temperatura Curie (770 °C pentru fier pur, dar mai scăzute pentru oxizi: pentru hematită ~ 650 °C, pentru magnetită ~ 580 °C). [54] Magnetismul care rămâne în roci este un fel de înregistrare a câmpului magnetic care a existat aici în timpul răcirii acestor roci. [55]

Formele de relief vulcanice ale lui Marte pot fi comparate cu punctele fierbinți geologice de pe Pământ. Pavonis Mons este centrul a trei vulcani (cunoscuți în mod colectiv sub numele de Tharsis Montes) de pe umflătura Tharsis, lângă ecuatorul planetei Marte. Ceilalți doi vulcani din Tarsis sunt Ascraeus Mons și Arsia Mons. Acești trei Tharsis Montes, împreună cu alți vulcani mai mici din nord, formează o linie dreaptă. Acest aranjament sugerează că s-au format ca urmare a mișcării tectonice a crustei peste hotspot. O situație similară poate fi observată pe Pământ, în Oceanul Pacific , sub forma insulelor Hawaii . Insulele Hawaii formează o linie dreaptă cu cele mai tinere insule în sud și cele mai vechi în nord. Prin urmare, oamenii de știință cred că plăcile se mișcă, în timp ce un val staționar de magmă fierbinte se ridică și împinge prin crustă, formând astfel munți vulcanici. Cu toate acestea, cel mai mare vulcan de pe Marte, Olympus Mons, se crede că s-a format când plăcile erau nemișcate. Olympus Mons s-ar fi putut forma imediat după încetarea mișcării plăcilor. Câmpiile asemănătoare mării de pe Marte au aproximativ 3-3,5 miliarde de ani. [56] Vulcanii uriași de scut sunt mai tineri, formați în urmă cu 1–2 miliarde de ani. Cu toate acestea, conform unor estimări, vârsta lui Olympus Mons poate fi de până la 200 de milioane de ani. [57]

Norman G. Sleep, profesor de geofizică la Universitatea Stanford, a descris cum trei vulcani care formează o linie dreaptă de-a lungul Crestei Tarsis ar putea fi vulcani dispăruți cu arc insular, precum arcul insular japonez . [58]

Vezi și

Note

  1. ↑ Istorie . www.jpl.nasa.gov . Preluat la 3 mai 2018. Arhivat din original la 3 iunie 2016.
  2. ↑ Head, JW (2007). The Geology of Mars: New Insights and Outstanding Questions in The Geology of Mars: Evidence from Earth-Based Analogs, Chapman, M., Ed; Cambridge University Press: Cambridge UK, p. zece.
  3. ↑ O privire de ansamblu asupra rezultatelor geologice din Mariner 9  //  J. Geophys. Res. : jurnal. - 1973. - Vol. 78 , nr. 20 . - P. 4009-4030 . - doi : 10.1029/JB078i020p04031 . - Cod biblic .
  4. ↑ Vulcanism on Mars  //  Journal of Geophysical Research : jurnal. - 1973. - Vol. 78 , nr. 20 . - P. 4049-4062 . - doi : 10.1029/JB078i020p04049 . - Cod biblic .
  5. ↑ 1 2 3 4 Supervulcani dintr-o provincie vulcanică antică din Arabia Terra, Marte  // Nature  :  journal. - 2013. - 3 octombrie ( vol. 502 , nr. 7469 ). - P. 46-52 . - doi : 10.1038/nature12482 .
  6. ↑ 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 Carr, 2006
  7. ↑ 1 2 3 Hunting for young lava flows , Geophysical Research Letters , Red Planet (1 iunie 2011). Arhivat din original pe 4 octombrie 2013. Preluat la 4 octombrie 2013.
  8. ↑ Carr, 2006, p. 44.
  9. ↑ Wilson, L. (2007). Vulcanismul planetar în Encyclopedia of the Solar System, McFadden, L.-A. et al., Eds., Academic Press: San Diego, CA, p. 829.
  10. ↑ Marte : Misterul se dezvăluie  . — Oxford University Press , 2001.
  11. ↑ Wilson, M. (1995) Igneous Petrogenesis; Chapman Hall: Londra, 416 p.
  12. ↑ Carr, 2006 , pp. 43–44
  13. ↑ Marte: Review and Analysis of Vulcanic Eruption Theory and Relationships to Observed   Landforms // Rev. Geophys. : jurnal. - 1994. - Vol. 32 , nr. 3 . - P. 221-263 . - doi : 10.1029/94RG01113 . - Cod .
  14. ↑ Observațiile asupra reliefului marțian Completați numărul special al jurnalului . Consultat la 30 aprilie 2019. Arhivat din original pe 4 iunie 2011.
  15. ↑ Amplasarea celei mai tinere lave de inundații pe Marte: O poveste scurtă, turbulentă  (engleză)  // Icarus  : jurnal. — Elsevier , 2010. — Vol. 205 . — P. 230 . - doi : 10.1016/j.icarus.2009.09.011 . - .
  16. ↑ 1 2 Brown, Dwayne Primele studii de sol ale roverului NASA ajută la amprenta mineralelor marțiane . NASA (30 octombrie 2012). Data accesului: 31 octombrie 2012. Arhivat din original la 3 iunie 2016.
  17. ^ Carr, MH (2007) Marte: suprafață și interior în Encyclopedia of the Solar System, McFadden, L.-A. et al., Eds., Academic Press: San Diego, CA, p. 321.
  18. ↑ Mojave Martian Simulant: A New Martian Soil Simulant . — Știința lunară și planetară XXXVIII, 2007.
  19. ↑ JSC Mars-1: Simulant de regolit marțian . - Lunar and Planetary Exploration XXVIII, 1997. Copie arhivată (link nu este disponibil) . Consultat la 30 aprilie 2019. Arhivat din original la 10 septembrie 2014. 
  20. ↑ Evoluția provinciei Tharsis din Marte: importanța grosimii litosferice heterogene și a construcției vulcanice  //  J. Geophys. Res. : jurnal. - 1982. - Vol. 87 , nr. B12 . - P. 9755-9774 . - doi : 10.1029/JB087iB12p09755 . - Cod biblic .
  21. ↑ Ancient Geodynamics and Global-Scale Hydrology on Mars  (engleză)  // Science : journal. - 2001. - Vol. 291 , nr. 5513 . - P. 2587-2591 . - doi : 10.1126/science.1058701 . - Cod biblic . — PMID 11283367 .
  22. ^ Carr, M. H (2007). Marte: suprafață și interior în Encyclopedia of the Solar System, a 2-a ed., McFadden, L.-A. et al. Eds. Elsevier: San Diego, CA, p.319
  23. ↑ 1 2 3 Boyce, 2008
  24. ↑ Tharsis Volcanoes: Separation Distances, Relative Ages, Sizes, Morphologies, and Depths of Burial  //  J. Geophys. Res. : jurnal. - 1982. - Vol. 87 . - P. 9829-9838 . - doi : 10.1029/JB087iB12p09829 . — Cod biblic .
  25. ↑ Gazetteer of Planetary Nomenclature. . Preluat la 6 iulie 2020. Arhivat din original la 17 mai 2019.
  26. ↑ Carr, 2006 , p. 54
  27. ↑ Cattermole, PJ Mars: Misterul  se dezvăluie . - Oxford, Marea Britanie: Oxford University Press , 2001. - P.  84 . — ISBN 978-0-19-521726-1 .
  28. ↑ Barlow, N.G. (2008). Marte: o introducere în interiorul, suprafața și atmosferă; Cambridge University Press: Cambridge, Marea Britanie, p. 129.
  29. ↑ Poligenic Eruptions on Alba Patera, Mars:  Evidence of Channel Erosion on Pyroclastic Flows  // Bulletin of Vulcanology : jurnal. - Springer , 1988. - Vol. 50 , nr. 6 . - P. 361-379 . - doi : 10.1007/BF01050636 . - Cod biblic .
  30. ↑ Williams, D.; R. Greeley. Evaluarea terenurilor cu impact antipodal pe Marte  (engleză)  // Icar . - Elsevier , 1994. - Vol. 110 , nr. 2 . - P. 196-202 . - doi : 10.1006/icar.1994.1116 . - Cod .
  31. ↑ Cattermole, PJ Mars: Misterul  se dezvăluie . - Oxford, Marea Britanie: Oxford University Press , 2001. - P.  71 . — ISBN 978-0-19-521726-1 .
  32. ↑ Un ghid de călătorie pe Marte: Peisajele misterioase ale planetei roșii  . — Muncitor.
  33. ↑ Kiefer, W. Sub vulcan: dovezi gravitaționale pentru o cameră de magmă extinsă sub Syrtis Major, Marte   : jurnal . - 2002. - Cod .
  34. ↑ Christensen, P. The many faces of Mars  // Scientific American  . - Springer Nature , 2005. - iulie.
  35. ↑ Cronologia vulcanilor marțieni // Lunar and Planetary Science. - 1979. - T. X. - S. 2841-2859 . - Cod biblic .
  36. ↑ Head, JW (2007). The Geology of Mars: New Insights and Outstanding Questions in The Geology of Mars: Evidence from Earth-Based Analogs, Chapman, M., Ed; Cambridge University Press: Cambridge UK, p. unsprezece.
  37. ↑ Vulcanismul în regiunea Noachis-Hellas de pe Marte, 2 // Lunar and Planetary Science. - 1978. - T. IX . - S. 3411-3432 . - Cod biblic .
  38. ↑ Williams, D. Provincia vulcanică Circum-Hellas, Marte: Privire de ansamblu  // Planetary and Space Science  : journal  . - 2009. - Vol. 57 . - P. 895-916 . - doi : 10.1016/j.pss.2008.08.010 . - Cod biblic .
  39. ↑ Sisyphi Montes și sud-vestul Hellas Paterae: posibil impact, criotectonic, vulcanic și procese tectonice de-a lungul inelelor Hellas Basin . Arhivat pe 20 iulie 2013 la Wayback Machine
  40. ↑ Mouginis-Mark, PJ; Wilson, L.; Zuber, MT Vulcanologia fizică a lui Marte // Marte / Kieffer, HH; Jakosky, BM; Snyder, CW; Matthews, MS. — Tucson: University of Arizona Press, 1992. - S.  434 . — ISBN 978-0-8165-1257-7 .
  41. ↑ Canale de lavă de pe flancul sudic al Pavonis Mons . Preluat la 30 aprilie 2019. Arhivat din original la 8 august 2012.
  42. ↑ Martian Methane Reveals the Red Planet is not a Dead Planet , NASA  (iulie 2009). Arhivat din original pe 16 ianuarie 2009. Preluat la 7 decembrie 2010.
  43. ↑ Mars Volcanoes Possibly Still Active, Pictures Show , Space.com  (22 decembrie 2004). Arhivat din original pe 24 decembrie 2010. Preluat la 7 decembrie 2010.
  44. ↑ 1 2 E. Hauber, P. Brož, F. Jagert, P. Jodłowski și T. Platz. Vulcanism bazaltic foarte recent și larg răspândit pe Marte  //  Geophysical Research Letters : jurnal. - 2011. - 17 mai ( vol. 38 , nr. 10 ). - doi : 10.1029/2011GL047310 . — Cod .
  45. ↑ Hrad Valles . Sistem de imagini cu emisii termice (THEMIS) . Universitatea de Stat din Arizona (15 iulie 2002). Data accesului: 27 ianuarie 2016. Arhivat din original la 16 octombrie 2004. (prin archive.org)
  46. ↑ Fagents, F.A.; Thordarson, T. (2007). Rootless Volcanic Cones in Iceland and on Mars, în The Geology of Mars: Evidence from Earth-Based Analogs, Chapman, M., Ed; Cambridge University Press: Cambridge Marea Britanie 151-177.
  47. ↑ Keszthelyi, LP, W. Jaeger L., CM Dundas, S. Martínez-Alonso, AS McEwen și MP Milazzo, 2010, Hydrovolcanic features on Mars: Preliminary observations from the first Mars year of HiRISE imaging, Icarus, 205, 211 -229, doi: 10.1016/j.icarus.2009.08.020 Arhivat 24 septembrie 2015 la Wayback Machine .
  48. ↑ Brož P., and E. Hauber, 2013, Hydrovolcanic tuff rings and cones as indicators for phreatomagmatic explosive eruptions on Mars, JGR-Planets, Volume 118, 8, 1656-1675, doi: 10.1002/jgre.20120 arhivat . 2021 la Wayback Machine .
  49. ↑ Chapman, M.G.; Smellie, JL (2007). Mars Interior Layered Deposits and Terrestrial Sub-Ice i vulcanes Compared: Observations and Interpretations of Similar Geomorphic Characteristics in The Geology of Mars: Evidence from Earth-Based Analogs, Chapman, M., Ed; Cambridge University Press: Cambridge Marea Britanie 178-207.
  50. ↑ Wolpert, Stuart. Un om de știință de la UCLA descoperă plăcile tectonice pe Marte (link indisponibil) . Yin, An . UCLA (9 august 2012). Preluat la 15 august 2012. Arhivat din original la 14 august 2012. 
  51. ↑ demonstrând tectonica plăcilor . Planetele Ucla. Arhivat pe 16 noiembrie 2015 la Wayback Machine
  52. ↑ Yin, An. Analiza structurală a zonei de falie Valles Marineris: Dovezi posibile pentru faliile de alunecare la scară largă pe Marte  //  Litosferă : jurnal. - Geological Society of America, 2012. - Iunie ( vol. 4 , nr. 4 ). - P. 286-330 . - doi : 10.1130/L192.1 .
  53. ↑ Neal-Jones, Nancy. Noua hartă oferă mai multe dovezi despre Marte, cândva ca Pământul . Centrul de zbor spațial Goddard . NASA (12 octombrie 2005). Preluat la 13 august 2012. Arhivat din original la 14 septembrie 2012.
  54. ↑ Hargraves, Robert B.; Ade-Hall, James M. Proprietăți magnetice ale fazelor minerale separate în bazalților islandezi neoxidați și oxidați   // Mineralogist american : jurnal. - 1975. - Vol. 60 . - P. 29-34 .
  55. ↑ Marțian Interior: Paleomagnetism . Mars Express . Agenția Spațială Europeană (4 ianuarie 2007). Consultat la 30 aprilie 2019. Arhivat din original pe 24 martie 2012.
  56. ↑ Vulcanismul pe Marte (link indisponibil) . Consultat la 30 aprilie 2019. Arhivat din original pe 28 martie 2010. 
  57. ↑ Geologia lui Marte - Vulcanism . Consultat la 30 aprilie 2019. Arhivat din original la 17 iunie 2017.
  58. ↑ Tectonica plăcilor asemănătoare pământului ar putea modela Marte, conchide cercetătorul . Preluat la 30 aprilie 2019. Arhivat din original la 20 iunie 2015.

Literatură

Link -uri