Vulkanismus na Marsu - Volcanism on Mars - Wikipedia

Mariner 9 obrázek uživatele Ascraeus Mons.[1] Toto je jeden z prvních snímků, které ukazují, že Mars má velké sopky.
THEMIS obrázek lávových proudů. Všimněte si lalokovitého tvaru okrajů.
Využití Země k pochopení toho, jak mohla voda ovlivnit sopky na Marsu.

Sopečná činnost, nebo vulkanismus, hraje významnou roli v geologické vývoj Mars.[2] Vědci věděli od Mariner 9 mise v roce 1972, že vulkanické prvky pokrývají velké části povrchu Marsu. Mezi tyto funkce patří rozsáhlé láva toky, obrovské lávové pláně a největší známé sopky v Sluneční Soustava.[3][4] Marťanské vulkanické rysy se pohybují od věku Noachian (> 3,7 miliardy let) až pozdě Amazonský (<500 milionů let), což naznačuje, že planeta byla během své historie vulkanicky aktivní,[5] a někteří spekulují, že to asi tak je i dnes.[6][7][8] Oba Země a Mars jsou velké, diferencované planety postaven z podobných chondritický materiály.[9] Mnoho ze stejných magmatický procesy, které se vyskytují na Zemi, se vyskytly také na Marsu a obojí planety jsou si dostatečně kompozičně podobné, že na ně lze použít stejná jména vyvřeliny a minerály.

Vulkanismus je proces, ve kterém magma z nitra planety stoupá skrz kůra a vybuchne na povrchu. Vybuchlé materiály se skládají z roztavené horniny (láva ), horké úlomky (tephra nebo popel) a plyny. Vulkanismus je hlavní způsob, jak planety uvolňují své vnitřní teplo. Sopečné erupce jsou charakteristické krajiny, Skála typy a terény které poskytují okno o chemickém složení, tepelný stav a historie vnitřku planety.[10]

Magma je složitá vysokoteplotní směs taveniny křemičitany, pozastaveno krystaly a rozpuštěné plyny. Magma na Marsu pravděpodobně stoupá podobným způsobem jako na Zemi.[11] Stoupá spodní kůrou dovnitř diapiric tělesa, která jsou méně hustá než okolní materiál. Jak magma stoupá, nakonec dosáhne oblastí s nižší hustotou. Když hustota magmatu odpovídá hustotě hostitelské horniny, vztlak je neutralizován a tělo magmatu se zastaví. V tomto okamžiku může tvořit a magmatická komora a rozložit se bočně do sítě hráze a parapety. Následně může magma ochladit a ztuhnout a vytvořit dotěrná magmatická těla (plutony ). Geologové odhadují, že asi 80% magmatu generovaného na Zemi se zastaví v kůře a nikdy nedosáhne povrchu.[12]

Schémata znázorňující principy frakční krystalizace v a magma. Během chlazení se magma vyvíjí ve složení, protože z taveniny krystalizují různé minerály. 1: olivín krystalizuje; 2: olivín a pyroxen krystalizovat; 3: pyroxen a plagioklas krystalizovat; 4: plagioklas krystalizuje. Na dně nádrže magmatu, a kumulovat skálu formuláře.

Jak magma stoupá a ochlazuje, prochází mnoha složitými a dynamickými kompozičními změnami. Těžší minerály mohou krystalizovat a usazovat se na dně magmatické komory. Magma může také asimilovat části hostitelské horniny nebo se mísit s jinými dávkami magmatu. Tyto procesy mění složení zbývající taveniny, takže jakékoli magma dosahující na povrch může být chemicky zcela odlišný od mateřské taveniny. Magma, která byla tak pozměněna, jsou považována za „vyvinutá“, aby se odlišila od „primitivních“ magmat, která se více podobají složení jejich plášť zdroj. (Vidět magická diferenciace a frakční krystalizace.) Vysoce vyvinutá magma jsou obvykle felsic, který je obohacen oxid křemičitý, těkavé látky a další světelné prvky ve srovnání s železem a hořčíkem (mafic ) primitivní magma. Stupeň a rozsah, v jakém se magma vyvíjejí v průběhu času, je ukazatelem úrovně vnitřního tepla planety a tektonický aktivita. Kontinentální kůra Země je tvořena vyvinutou granitický horniny, které se vyvinuly mnoha epizodami magmatického přepracování. Vyvinuté vyvřeliny jsou mnohem méně časté na chladných, mrtvých tělech, jako je Měsíc. Mars, který má střední velikost mezi Zemí a Měsícem, je považován za střední ve své úrovni magmatické aktivity.

V mělčích hloubkách kůry se lithostatický tlak na těle magmatu klesá. Snížený tlak může způsobit plyny (těkavé látky ), jako je oxid uhličitý a vodní pára, aby se z taveniny uvolnil do pěny plynových bublin. The nukleace bublin způsobuje rychlou expanzi a ochlazení okolní taveniny a vytváří skelné střepy, které mohou výbušně vybuchnout tephra (také zvaný pyroklastika ). Jemnozrnná tephra se běžně označuje jako sopečný popel. To, zda sopka vybuchne výbušně nebo výbušně jako tekutá láva, závisí na složení taveniny. Felsická magma z andezitový a rhyolitic složení má sklon k explozi. Oni jsou velmi viskózní (silné a lepkavé) a bohaté na rozpuštěné plyny. Mafická magma jsou naopak málo těkavá a běžně vybuchují jako čedičový lávové proudy. Jedná se však pouze o zobecnění. Například magma, které přijde do náhlého kontaktu s podzemní nebo povrchovou vodou, může prudce vybuchnout při parních explozích nazývaných hydromagmatické (phreatomagmatic nebo phreatic ) erupce. Erupce magmat se může také chovat odlišně na planetách s různým složením interiéru, atmosférou a gravitační pole.

Rozdíly v sopečných stylech mezi Zemí a Marsem

Planeta Mars – těkavé plyny (Zvědavý rover, Říjen 2012)

Nejběžnější formou vulkanismu na Zemi je čedič. Čediče jsou vytlačovací ohnivý horniny odvozené z částečného roztavení horního pláště. Jsou bohaté na železo a hořčík (mafic ) minerály a obvykle tmavě šedé barvy. Hlavní typ vulkanismu na Marsu je téměř jistě také čedičový.[13] Na Zemi čedičová magma běžně vybuchují jako vysoce tekuté toky, které buď vycházejí přímo z průduchů, nebo se tvoří koalescencí roztavených sraženin na základně požární fontány (Havajská erupce ). Tyto styly jsou také běžné na Marsu, ale nižší gravitace a atmosférický tlak na Marsu umožňují, aby se nukleace plynových bublin (viz výše) vyskytovala snadněji a ve větších hloubkách než na Zemi. V důsledku toho jsou marťanské čedičové sopky také schopné vypuknout velké množství popela dovnitř Plinianský styl erupce. Při erupci Plinian je horký popel začleněn do atmosféry a vytváří obrovský konvektivní sloupec (mrak). Pokud je zabudováno nedostatečné množství atmosféry, kolona se může zhroutit a vytvořit pyroklastické toky.[14] Plinianské erupce jsou vzácné u čedičových sopek na Zemi, kde jsou tyto erupce nejčastěji spojovány s křemíkovými andezitový nebo rhyolitic magma (např. Mount St. Helens ).

Protože nižší gravitace Marsu generuje méně vztlak síly na magma stoupající kůrou, magma komory které napájejí sopky na Marsu jsou považovány za hlubší a mnohem větší než ty na Zemi.[15] Pokud má tělo magmatu na Marsu dosáhnout dostatečně blízko k povrchu, aby vybuchlo před ztuhnutím, musí být velké. V důsledku toho jsou erupce na Marsu méně časté než na Zemi, ale v případě, že k nim dojde, mají obrovský rozsah a rychlost erupce. Poněkud paradoxně nižší gravitace Marsu také umožňuje delší a rozšířenější lávové proudy. Lávové erupce na Marsu mohou být nepředstavitelně obrovské. Obrovský lávový proud o velikosti státu Oregon byl nedávno popsán ve westernu Elysium planitia. Předpokládá se, že tok byl turbulentně umístěn po dobu několika týdnů a byl považován za jeden z nejmladších lávových proudů na Marsu.[16][17]

za prvé Rentgenový difrakční pohled z Marťanská půda – Analýza CheMin odhaluje minerály (včetně živce, pyroxeny a olivín ) naznačující „zvětralé čedičové půdy „z Havajské sopky (Zvědavý rover na "Rocknest ", 17. října 2012).[18] Každý kruh je difrakční pík, který odpovídá konkrétní vzdálenosti atom-atom, které jsou dostatečně jedinečné pro identifikaci minerálů. Menší kroužky odpovídají větším vlastnostem a naopak.

The tektonický nastavení sopek na Zemi a Marsu je velmi odlišné. Nejaktivnější sopky na Zemi se vyskytují v dlouhých lineárních řetězcích podél hranic desek, a to buď v zónách, kde litosféra šíří se od sebe (odlišné hranice ) nebo bytí tlumený zpět do pláště (konvergentní hranice ). Protože Marsu v současné době chybí tektonika desek „sopky tam nevykazují stejný globální vzorec jako na Zemi. Marťanské sopky jsou analogičtější s pozemními sopkami na středních deskách, jako jsou ty v Havajské ostrovy, o nichž se předpokládá, že se vytvořily přes stacionární plášťový oblak.[19] (Vidět hot spot.) paragenetický tephra od Havajce škvárový kužel bylo vytěženo k vytvoření Marťanský regolith simulant pro výzkumné pracovníky používat od roku 1998.[20][21]

Největší a nejnápadnější sopky na Marsu se vyskytují v Tharsis a elysium regionech. Tyto sopky jsou nápadně podobné štítové sopky na Zemi. Oba mají mělké svahy a vrchol kaldery. Hlavní rozdíl mezi marťanskými štítovými sopkami a těmi na Zemi je ve velikosti: marťanské štítové sopky jsou skutečně kolosální. Například nejvyšší sopka na Marsu, Olympus Mons, je 550 km napříč a 21 km vysoký. Je to téměř stokrát větší objem než Mauna Loa v Havaj, největší štítová sopka na Zemi. Geologové si myslí, že jedním z důvodů, proč jsou sopky na Marsu schopné tak velkého růstu, je to, že Marsu chybí desková tektonika. Marťanská litosféra neklouže přes horní plášť (astenosféra ) jako na Zemi, tak se láva ze stacionárního horkého místa může hromadit na jednom místě na povrchu po dobu miliardy let nebo déle.

Dne 17. Října 2012 Zvědavý rover na planeta Mars na "Rocknest "provedl první Rentgenová difrakční analýza z Marťanská půda. Výsledky z roveru Analyzátor CheMin odhalil přítomnost několika minerálů, včetně živce, pyroxeny a olivín, a navrhl, že marťanská půda ve vzorku byla podobná „zvětralé čedičové půdy „z Havajské sopky.[18] V červenci 2015 identifikoval stejný rover tridymit ve vzorku horniny z Gale Crater, vedoucí vědci k domněnce, že křemičitý vulkanismus mohl hrát v vulkanické historii planety mnohem častější roli, než se dříve myslelo.[22]

Sopečná provincie Tharsis

MOLA zbarvená stínovaná reliéfní mapa západní polokoule Marsu Tharsis boule (odstíny červené a hnědé). Vysoké sopky jsou bílé.
Viking orbiter obraz tří Tharsis Montes: Arsia Mons (dno), Pavonis Mons (uprostřed) a Ascraeus Mons (horní)

Na západní polokouli Marsu dominuje mohutný vulkánsko-tektonický komplex známý jako Tharsis region nebo boule Tharsis. Tato obrovská vyvýšená struktura má průměr tisíce kilometrů a pokrývá až 25% povrchu planety.[23] V průměru 7–10 km nad referenčním bodem (marťanská „mořská“ úroveň) obsahuje Tharsis nejvyšší nadmořské výšky na planetě. Tři obrovské sopky, Ascraeus Mons, Pavonis Mons, a Arsia Mons (souhrnně označováno jako Tharsis Montes ), sedět vyrovnaný na severovýchod - jihozápad podél hřebene boule. Drtivá Alba Mons (dříve Alba Patera) zabírá severní část regionu. Obrovský štítová sopka Olympus Mons leží mimo hlavní bouli, na západním okraji provincie.

Tharsisova boule, vybudovaná nespočetnými generacemi lávových proudů a popela, obsahuje některé z nejmladších lávových proudů na Marsu, ale samotná boule je považována za velmi starou. Geologické důkazy naznačují, že většina masy Tharsis byla na místě na konci Noachianského období, asi před 3,7 miliardami let (Gya).[24] Tharsis je tak masivní, že se umístil ohromně zdůrazňuje na planetě litosféra, generující obrovské extenzní zlomeniny (chytne a příkopová údolí ), které sahají do poloviny planety.[25] Hmotnost Tharsisu mohla dokonce změnit orientaci rotační osy Marsu, což způsobilo změny klimatu.[26][27]

Tharsis Montes

Topografická mapa zaměřená na Olymp a Tharsis

Strom Tharsis Montes jsou štítové sopky soustředěný blízko rovníku na zeměpisné délce 247 ° vd. Všechny mají průměr několik set kilometrů a dosahují výšky od 14 do 18 km. Arsia Mons Nejjižnější část skupiny má velkou vrcholovou kalderu, která je 130 kilometrů (81 mil) napříč a 1,3 kilometru (0,81 mil) hluboká. Pavonis Mons, střední sopka, má dva vnořené kaldery, přičemž menší je hluboký téměř 5 kilometrů. Ascraeus Mons na severu má složitou sadu zajatých kalder a dlouhou historii erupce, o níž se předpokládá, že pokrývá většinu historie Marsu.[28]

Tři Tharsis Montes jsou od sebe vzdáleny asi 700 kilometrů. Ukazují výrazné vyrovnání severovýchod - jihozápad, které bylo zdrojem určitého zájmu. Ceraunius Tholus a Uranius Mons sledují stejný trend na severovýchod a zástěry mladých lávových proudů na bocích všech tří Tharsis Montes jsou vyrovnány ve stejné orientaci severovýchod - jihozápad. Tato čára jasně označuje hlavní strukturální rys v marťanské kůře, ale její původ je nejistý.

Tholi a paterae

Kromě velkých štítových sopek obsahuje Tharsis řadu menších zvaných sopek tholi a paterae. Tholi jsou kopulovité stavby s boky, které jsou mnohem strmější než větší štíty Tharsis. Jejich centrální kaldery jsou také poměrně velké v poměru k jejich základním průměrům. Hustota impaktních kráterů na mnoha tholi naznačuje, že jsou starší než velké štíty, které se vytvořily mezi pozdní noachovskou a ranou hesperovskou dobou. Ceraunius Tholus a Uranius Tholus mají hustě nasměrované boky, což naznačuje, že boční povrchy jsou vyrobeny ze snadno erodovatelného materiálu, jako je popel. Stáří a morfologie tholi poskytují silné důkazy o tom, že tholi představují vrcholky starých štítových sopek, které byly z velké části pohřbeny velkou tloušťkou mladších lávových proudů.[29] Podle jednoho odhadu může být Tharsis tholi pohřbena až 4 km lávy.[30]

Patera (pl. paterae) je latina pro mělkou misku na pití. Termín byl aplikován na určité nedefinované krátery s vroubkovanými okraji, které se na raných obrázcích kosmických lodí objevily jako velké vulkanické kaldery. Menší paterae v Tharsis se zdají být morfologicky podobné tholi, až na to, že mají větší kaldery. Stejně jako tholi, i Tharsis paterae pravděpodobně představují vrcholy větších, nyní pohřbených štítových sopek. Historicky byl termín patera používán k popisu celé stavby určitých sopek na Marsu (např. Alba Patera). V roce 2007 Mezinárodní astronomická unie (IAU) předefinoval podmínky Alba Patera, Uranius Patera, a Ulysses Patera odkazovat pouze na centrální kaldery těchto sopek.[31]

Olympus Mons

Hlavní článek: Olympus Mons

Olympus Mons je nejmladší a nejvyšší velká sopka na Marsu. Nachází se 1200 km severozápadně od Tharsis Montes, hned u západního okraje boule Tharsis. Jeho vrchol je 21 km nad vztažnou rovinou („mořská“ hladina Marsu) a má centrální kalderový komplex skládající se ze šesti vnořených kalder, které společně tvoří prohlubeň širokou 72 x 91 km a hlubokou 3,2 km. Jako štítová sopka má extrémně nízký profil s mělkými svahy v průměru mezi 4–5 stupni. Sopka byla vybudována mnoha tisíci jednotlivých toků vysoce tekuté lávy. Nepravidelný sráz, místy vysoký až 8 km, leží na úpatí sopky a tvoří jakýsi podstavec, na kterém sopka sedí. Na různých místech kolem sopky lze vidět obrovské lávové proudy, které zasahují do přilehlých plání a zakopávají sráz. U snímků se středním rozlišením (100 m / pixel) má povrch sopky jemnou radiální texturu díky nesčetným tokům a leveed lávové kanály, které lemují jeho boky.

  • Široký pohled na Olympus Mons aureole, sráz a kaldera

  • Široký pohled na lávu tekoucí přes útes kolem Olympu Mons, jak ji vidí CTX

  • Blízký pohled na lávu pohybující se přes útes kolem Olympu Mons, jak ji vidí HiRISE v rámci programu HiWish

  • Lávové proudy na Olympus Mons se staršími a mladšími proudy označenými, jak je vidělo HiRISE v rámci programu HiWish

Alba Mons (Alba Patera)

  • MOLA stínované reliéfní mapy ukazující umístění Alba Mons

Alba Mons, který se nachází v severní oblasti Tharsis, je jedinečnou vulkanickou strukturou bez protějšku na Zemi ani jinde na Marsu. Boky sopky mají extrémně nízké svahy charakterizované rozsáhlými lávovými proudy a kanály. Průměrný sklon svahu na Alba Mons je jen asi 0,5 °, což je pětkrát méně než na svazích ostatních sopek Tharsis. Sopka má centrální budovu o šířce 350 km a výšce 1,5 km s komplexem dvojité kaldery na vrcholu. Kolem centrální budovy je neúplný kruh zlomenin. Toky související se sopkou lze vysledovat až na sever až 61 ° severní šířky a na jih až 26 ° severní šířky. Pokud spočítáme tato rozšířená toková pole, sopka se rozprostírá na ohromných 2 000 km sever-jih a 3 000 km východ-západ, což z ní činí jednu z nejrozsáhlejších vulkanických vlastností sluneční soustavy.[32][33][34] Většina geologických modelů naznačuje, že Alba Mons se skládá z vysoce tekutých čedičových lávových proudů, ale někteří vědci zjistili, že je to možné pyroklastický usazeniny na bocích sopky.[35][36] Protože Alba Mons lže antipodální do Dopadové umyvadlo Hellas Někteří vědci předpokládají, že formování sopky mohlo souviset s oslabením kůry z Dopad Hellas, který produkoval silný seismické vlny který se soustředil na opačnou stranu planety.[37]

Sopečná provincie Elysium

MOLA pohled na provincii Elysium. Elysium Mons je ve středu. Albor Tholus a Hecates Tholus jsou dole a nahoře.

Menší vulkanické centrum leží několik tisíc kilometrů západně od Tharsis v elysium. Sopečný komplex Elysium má průměr asi 2 000 kilometrů a skládá se ze tří hlavních sopek, Elysium Mons, Hecates Tholus, a Albor Tholus. Severozápadní okraj provincie se vyznačuje velkými kanály (Granicus a Tinjar Valles), které vznikají z několika chytne na bocích Elysium Mons. Úchytky se mohly vytvořit z podpovrchového povrchu hráze. Hráze mohly zlomit kryosféra, uvolňující velké objemy podzemní vody za vzniku kanálů. S kanály jsou spojeny rozšířené sedimentární usazeniny, které se mohly vytvořit z mudflow nebo lahars.[38] Skupina sopek Elysium je považována za poněkud odlišnou od Tharsis Montes v tom, že její vývoj zahrnoval jak lávy, tak pyroklastika.[39]

Elysium Mons je největší sopečnou stavbou v provincii. Je široký 375 km (v závislosti na tom, jak definuje základnu) a 14 km vysoký. Na svém vrcholu má jednoduchou jednoduchou kalderu, která měří 14 km na šířku a 100 m do hloubky. Sopka má zřetelně kuželovitý profil, což ji některým říká stratocon;[40] vzhledem k převážně nízkým sklonům je to ale pravděpodobně štít. Elysium Mons je jen asi jednou pětinou objemu Arsia Mons.[38]

Hecates Tholus je široký 180 km a vysoký 4,8 km. Svahy sopky jsou silně členité kanály, což naznačuje, že sopka je složena ze snadno erodovatelného materiálu, jako je sopečný popel. Původ kanálů není znám; byly přičítány lávě, toku popela nebo dokonce vodě ze sněhu nebo dešťů.[41] Albor Tholus, nejjižnější ze sopek Elysium, má průměr 150 km a výšku 4,1 km. Jeho svahy jsou hladší a méně kráterované než svahy ostatních sopek Elysium.[42]

Syrtis Major

Syrtis Major Planum je obrovská štítová sopka ve věku Hesperianů umístěná uvnitř funkce albedo nesoucí stejný název. Sopka má průměr 1200 km, ale je vysoká pouze 2 km.[43] Má dvě kaldery, Meroe Patera a Nili Patera. Studie zahrnující regionální gravitační pole naznačují, že pod povrchem leží ztuhlá magmatická komora o tloušťce nejméně 5 km.[44] Syrtis Major zajímá geology, protože dacite a žula byly tam detekovány z oběžné dráhy kosmické lodi. Dacity a žuly jsou horniny bohaté na oxid křemičitý, které krystalizují z magmatu, které je chemicky vyvinutější a diferencovanější než čedič. Mohou se tvořit v horní části magmatické komory po těžkých minerálech, jako jsou olivín a pyroxen (ty, které obsahují žehlička a hořčík ), usadili se na dně.[45] Dacity a žuly jsou na Zemi velmi běžné, ale na Marsu vzácné.

Arabia Terra

Arabia Terra je velká horská oblast na severu Marsu, která leží převážně v Arábie čtyřúhelník. Několik kráterů nepravidelného tvaru nalezených v této oblasti představuje typ vysokohorského vulkanického konstruktu, který dohromady představuje marťanskou magmatickou provincii.[5] Paterae s nízkým reliéfem v regionu mají řadu geomorfních rysů, včetně strukturálního kolapsu, výbušného vulkanismu a výbušných erupcí, které jsou podobné pozemským supervulkány.[5] Záhadné vysočiny vyvýšené pláně v této oblasti mohly být částečně vytvořeny souvisejícím tokem láv.[5]

Highland paterae

Viking orbiter pohled na Peneus Patera (vlevo) a Amphitrites Patera (vpravo). Oba jsou starověké sopečné stavby jihozápadně od Hellasu.

Na jižní polokouli, zejména kolem dopadové pánve Hellas, je několik plochých vulkanických struktur zvaných vysočina paterae[46] Tyto sopky jsou jedny z nejstarších identifikovatelných sopečných staveb na Marsu.[47] Vyznačují se extrémně nízkými profily s vysoce erodovanými hřebeny a kanály, které vyzařují směrem ven z degradovaného centrálního komplexu kaldery. Obsahují Hadriaca Patera, Amphitrites Patera, Tyrrhena Patera, Peneus Patera, a Pityusa Patera. Geomorfologické důkazy naznačují, že vysočina patera byla vytvořena kombinací lávových proudů a pyroklastika z interakce magmatu s vodou. Někteří vědci spekulují, že umístění horských paterae kolem Hellasu je způsobeno hluboce zakořeněnými zlomeninami způsobenými nárazem, který poskytl potrubí pro stoupání magmatu na povrch.[48][49][50] I když nejsou příliš vysoké, některé paterae pokrývají velké plochy - například Amphritrites Patera pokrývá větší plochu než Olympus Mons.

Sopečné pláně

Sopečné pláně jsou na Marsu velmi rozšířené. Běžně se uznávají dva typy plání: ty, kde jsou běžné funkce lávového toku, a ty, kde tokové funkce obecně chybí, ale vulkanický původ je odvozen z jiných charakteristik. Ve velkých sopečných provinciích Tharsis a Elysium a kolem nich se vyskytují pláně s bohatými rysy lávového proudu.[51] Funkce toku zahrnují tok listu a morfologie toku s trubkovým a kanálovým tokem. Listové toky ukazují složité, překrývající se laloky toku a mohou sahat až stovky kilometrů od jejich zdrojových oblastí.[52] Láva toky mohou tvořit a lávová trubice když exponované horní vrstvy lávy ochladí a ztuhnou a vytvoří střechu, zatímco láva zespodu dále teče. Když všechna láva opouští trubici, střecha se často zhroutí a vytvoří kanál nebo řadu kráterů (Catena ).[53]

Neobvyklý typ průtoku se vyskytuje na pláních Cerberus jižně od Elysia a na Amazonis. Tyto toky mají rozbitou deskovitou strukturu, skládající se z tmavých desek v měřítku kilometrů vložených do matice zesvětlené světlem. Byly přičítány raftingovým deskám ztuhlé lávy plovoucí na stále roztaveném podpovrchu. Jiní tvrdili, že rozbité desky představují zabalit led která zamrzla nad mořem, které se v této oblasti spojilo po masivním úniku podzemní vody z Cerberus Fossae plocha.

Druhý typ sopečných plání (vyvýšené pláně) se vyznačuje hojností vrásky. Funkce vulkanického toku jsou vzácné nebo chybí. Předpokládá se, že vyvýšené pláně jsou rozsáhlé oblasti povodňové čediče, analogicky s lunární maria. Vyrovnané pláně tvoří asi 30% povrchu Marsu[54] a jsou nejvýznamnější v Lunae, Hesperia a Malea Plana, stejně jako po většinu severní nížiny. Ridged planins are all Hesperian in age and represent a style of vulcanism globally dominating during that time period. Hesperiánské období je pojmenováno po vyvýšených pláních v Hesperia Planum.

Potenciální současný vulkanismus

HiRISE obrázek možných šišek bez kořene východně od oblasti Elysium. Řetězy prstenů jsou interpretovány tak, že jsou způsobeny výbuchy páry, když se láva pohybovala po zemi, která byla bohatá na vodní led.
"Rootless kužely „zapnuto Mars - kvůli lávové proudy interakce s voda (MRO, 4. ledna 2013) (21 ° 57'54 ″ severní šířky 197 ° 48'25 ″ V / 21,965 ° S 197,807 ° E / 21.965; 197.807)

Vědci nikdy nezaznamenali aktivní erupci sopky na povrchu Marsu;[55] navíc hledání tepelných podpisů a povrchových změn v posledním desetiletí nepřineslo žádné pozitivní důkazy o aktivním vulkanismu.[7]

Nicméně Evropská kosmická agentura Mars Express orbiter fotografoval lávové proudy interpretované v roce 2004 tak, že k nim došlo za poslední dva miliony let, což naznačuje relativně nedávnou geologickou aktivitu.[56] Aktualizovaná studie z roku 2011 odhaduje, že k nejmladším lávovým proudům došlo za posledních několik desítek milionů let.[57] Autoři se domnívají, že tento věk umožňuje, aby Mars ještě vulkanicky nevyhynul.[7][57]

The Porozumění mise přistávacího modulu určí, zda existuje seismická aktivita, změřte množství tepelného toku z interiéru, odhadněte velikost Marsu jádro a zda je jádro tekuté nebo pevné.[58]

V listopadu 2020 astronomové nahlásili nově nalezené důkazy o vulkanické činnosti, a to až před 53 000 lety planeta Mars. Taková činnost mohla poskytnout životní prostředí, pokud jde o energii a chemikálie, potřebné k podpoře formy života.[59][60]

Sopky a led

Předpokládá se, že na marťanském podpovrchu je přítomno velké množství vodního ledu. Interakce ledu s roztavenou horninou může vytvářet odlišné tvary reliéfu. Na Zemi, když horký vulkanický materiál přijde do styku s povrchovým ledem, se může vytvořit velké množství kapalné vody a bahna, které katastrofálně stékají dolů svahem jako masivní toky trosek (lahars ). Některé kanály v sopečných oblastech Marsu, jako např Hrad Vallis u Elysium Mons, mohou být podobně vyřezávané nebo upravené lahars.[61] Láva tekoucí po zemi nasycené vodou může způsobit prudký výbuch vody při explozi páry (viz freatická erupce ), produkující tzv. vulkánové reliéfy pseudokrátery nebo šišky bez kořenů. Funkce, které se podobají pozemským kořenům bez kořenů, se vyskytují v Elysiu, Amazonis, a Isidis a Chryse Planitiae.[62] Produkuje také phreatomagmatismus tufové kroužky nebo tufové kužely na Zemi a očekává se také existence podobných reliéfů na Marsu.[63] Jejich existence byla navržena z Nepenthes /Amenthes kraj.[64] A konečně, když sopka vybuchne pod ledovou vrstvou, může vytvořit zřetelný tvar podobný mesě nazývaný a tuya nebo Stolová hora. Někteří vědci[65] citují geomorfní důkazy, že mnoho z vrstvených vnitřních usazenin v Valles Marineris může být marťanským ekvivalentem tuyas.

THEMIS obrázek uživatele Hrad Vallis. Toto údolí mohlo vzniknout, když erupce ve vulkanickém komplexu Elysium Mons roztavily zem nebo povrchový led.

Tektonické hranice

Na Marsu byly objeveny tektonické hranice. Valles Marineris je vodorovně posuvná tektonická hranice, která rozděluje dvě hlavní částečné nebo úplné desky Marsu. Nedávný objev naznačuje, že Mars je geologicky aktivní s výskytem v milionech let.[66][67][68]Existují předchozí důkazy o geologické činnosti Marsu. The Mars Global Surveyor (MGS) objevil magnetické pruhy v kůře Marsu,[69] zejména v Phaethontis a Eridania čtyřúhelníky. Magnetometr na MGS objevil 100 km široké pruhy zmagnetizované kůry běžící zhruba paralelně po dobu až 2000 km. Tyto pruhy se střídají v polaritě se severním magnetickým pólem jednoho směřujícího nahoru od povrchu a severním magnetickým pólem dalšího směřujícím dolů. Když byly v 60. letech na Zemi objeveny podobné pruhy, byly považovány za důkaz tektonika desek. Existují však určité rozdíly mezi magnetické pruhy na Zemi a na Marsu. Marťanské pruhy jsou širší, mnohem silněji zmagnetizované a nevypadá to, že by se šířily ze zóny šíření střední kůry. Protože oblast s magnetickými pruhy je stará asi 4 miliardy let, předpokládá se, že globální magnetické pole pravděpodobně trvalo pouze prvních několik set milionů let života Marsu. V té době mohla být teplota roztaveného železa v jádru planety dostatečně vysoká na to, aby se promíchalo do magnetického dynama. Mladší hornina nevykazuje žádné pruhy. Když roztavená hornina obsahuje magnetický materiál, jako je např hematit (Fe2Ó3), ochlazuje a tuhne v přítomnosti magnetického pole, magnetizuje se a zaujímá polaritu pole pozadí. Tento magnetismus se ztratí, pouze pokud se hornina následně zahřeje nad Curieova teplota, což je 770 ° C pro čisté železo, ale nižší pro oxidy, jako je hematit (přibližně 650 ° C) nebo magnetit (přibližně 580 ° C).[70] Magnetismus ponechaný v horninách je záznamem magnetického pole, když hornina ztuhla.[71]

Marsův kůrový magnetismus

Marsovy vulkanické rysy lze přirovnat k zemským geologické hotspoty. Pavonis Mons je prostředím tří sopek (souhrnně označovaných jako Tharsis Montes) na bouli Tharsis poblíž rovníku planety Mars. Ostatní sopky Tharsis jsou Ascraeus Mons a Arsia Mons. Tři Tharsis Montes spolu s několika menšími sopkami na severu tvoří přímku. Toto uspořádání naznačuje, že byly vytvořeny krustovou deskou pohybující se přes horké místo. Takové uspořádání existuje na Zemi Tichý oceán jako Havajské ostrovy. Havajské ostrovy jsou v přímce, nejmladší na jihu a nejstarší na severu. Geologové tedy věří, že se deska pohybuje, zatímco je v klidu horký oblak magma stoupá a praští kůrou a vytváří sopečné hory. Předpokládá se však, že největší sopka na planetě, Olympus Mons, se vytvořila, když se desky nepohybovaly. Olympus Mons se možná vytvořil těsně poté, co se pohyb talíře zastavil. Kobyly podobné pláně na Marsu jsou staré zhruba 3 až 3,5 miliardy let.[72] Obří štítové sopky jsou mladší a byly vytvořeny před 1 až 2 miliardami let. Olympus Mons může být „až 200 milionů let“.[73]

Norman H. Sleep, profesor geofyziky na Stanfordské univerzitě, popsal, jak tři sopky, které tvoří linii podél Tharsis Ridge, mohou být vyhynulými ostrovními obloukovými sopkami, jako je japonský ostrovní řetězec.[74]

Viz také

Reference

  1. ^ "Dějiny". www.jpl.nasa.gov. Archivováno z původního dne 3. června 2016. Citováno 3. května 2018.
  2. ^ Head, J.W. (2007). Geologie Marsu: Nové poznatky a nevyřešené otázky v roce 2006 The Geology of Mars: Evidence from Earth-Based Analogs, Chapman, M., Ed; Cambridge University Press: Cambridge UK, str. 10.
  3. ^ Masursky, H .; Masursky, Harold; Saunders, R. S. (1973). "Přehled geologických výsledků z Mariner 9". J. Geophys. Res. 78 (20): 4009–4030. Bibcode:1973JGR .... 78.4031C. doi:10.1029 / JB078i020p04031.
  4. ^ Carr, Michael H. (1973). „Vulkanismus na Marsu“. Journal of Geophysical Research. 78 (20): 4049–4062. Bibcode:1973JGR .... 78,4049C. doi:10.1029 / JB078i020p04049.
  5. ^ A b C d Michalski, Joseph R .; Bleacher, Jacob E. (3. října 2013). "Supervolcanoes uvnitř starověké sopečné provincie v Arabia Terra, Mars". Příroda. 502 (7469): 46–52. Bibcode:2013Natur.502 ... 47M. doi:10.1038 / příroda12482. PMID  24091975.
  6. ^ Carr 2006, str. 43
  7. ^ A b C „Lov mladých lávových proudů“. Dopisy o geofyzikálním výzkumu. Rudá planeta. 1. června 2011. Archivováno z původního dne 4. října 2013. Citováno 4. října 2013.
  8. ^ „Starověký meteorit je první chemický důkaz vulkanické konvekce na Marsu“. Meteoritika a planetární věda. ScienceAlert. 11. května 2020.
  9. ^ Carr, 2006, s. 44.
  10. ^ Wilson, L. (2007). Planetární vulkanismus v encyklopedii sluneční soustavy, McFadden, L.-A. a kol., Eds., Academic Press: San Diego, CA, str. 829.
  11. ^ Cattermole, P.J. (2001). Mars: Tajemství se odvíjí. Oxford, Velká Británie: Oxford University Press. str.73. ISBN  978-0-19-521726-1.
  12. ^ Wilson, M. (1995) Magmatické petrogeneze; Chapman Hall: Londýn, 416 stran
  13. ^ Carr 2006, str. 43–44
  14. ^ Carr 2006, str. 45, obrázek 3.1
  15. ^ Wilson, Lionel; Head, James W. (1994). „Mars: Recenze a analýza teorie vulkanické erupce a vztahů k pozorovaným zemským formám“. Rev. Geophys. 32 (3): 221–263. Bibcode:1994RvGeo..32..221W. doi:10.1029 / 94RG01113.
  16. ^ „Pozorování marťanských tvarů vyplňují speciální vydání deníku“. Archivováno z původního dne 4. června 2011.
  17. ^ Jaeger, W.L .; Keszthelyi, L.P .; Skinner Jr., J.A .; Milazzo, M.P .; McEwen, A.S .; Titus, T.N .; Rosiek, M.R .; Galuszka, D.M .; Howington-Kraus, E .; Kirk, R.L .; tým HiRISE (2010). „Postavení nejmladší povodňové lávy na Marsu: Krátký, bouřlivý příběh“. Icarus. 205 (1): 230–243. Bibcode:2010Icar..205..230J. doi:10.1016 / j.icarus.2009.09.011.
  18. ^ A b Brown, Dwayne (30. října 2012). „První studie o půdě NASA Rover pomáhají otiskům prstů marťanské minerály“. NASA. Archivováno z původního dne 11. března 2017. Citováno 31. října 2012.
  19. ^ Carr, M.H. (2007) Mars: Surface and Interior in Encyclopedia of the Solar System, McFadden, L.-A. a kol., Eds., Academic Press: San Diego, CA, str. 321.
  20. ^ L. W. Beegle; G. H. Peters; G. S. Mungas; G. H. Bearman; J. A. Smith; R. C. Anderson (2007). Mojave Martian Simulant: Nový marťanský simulátor půdy (PDF). Měsíční a planetární věda XXXVIII. Archivováno (PDF) z původního dne 3. března 2016. Citováno 28. dubna 2014.
  21. ^ Allen, C. C .; Morris, R. V .; Lindstrom, D. J .; Lindstrom, M. M .; Lockwood, J. P. (březen 1997). JSC Mars-1: simulátor marťanského regolitu (PDF). Průzkum Měsíce a planet XXVIII. Archivovány od originál (PDF) dne 10. září 2014. Citováno 28. dubna 2014.
  22. ^ News NASA (22. června 2016), „Vědci z NASA objevili neočekávaný minerál na Marsu“, Média NASA, archivováno z původního dne 24. června 2016, vyvoláno 23. června 2016
  23. ^ Solomon, Sean C .; Head, James W. (1982). „Evoluce provincie Tharsis na Marsu: Důležitost heterogenní litosférické tloušťky a vulkanické konstrukce“. J. Geophys. Res. 87 (B12): 9755–9774. Bibcode:1982JGR .... 87,9755S. CiteSeerX  10.1.1.544.5865. doi:10.1029 / JB087iB12p09755.
  24. ^ Phillips, R. J .; Zuber, MT; Solomon, SC; Golombek, MP; Jakosky, BM; Banerdt, WB; Smith, DE; Williams, RM; Hynek, BM; et al. (2001). „Starověká geodynamika a hydrologie v globálním měřítku na Marsu“. Věda. 291 (5513): 2587–91. Bibcode:2001Sci ... 291.2587P. doi:10.1126 / science.1058701. PMID  11283367.
  25. ^ Carr, M.H (2007). Mars: Povrch a interiér v Encyklopedie sluneční soustavy, 2. vydání, McFadden, L.-A. et al. Eds. Elsevier: San Diego, CA, s. 319
  26. ^ Boyce 2008, str. 103
  27. ^ Bouley, Sylvain; et al. (17. března 2016). "Pozdní tvorba Tharsis a důsledky pro časný Mars". Příroda. 531 (7594): 344–347. Bibcode:2016Natur.531..344B. doi:10.1038 / příroda17171.
  28. ^ Carr 2006, str. 47–51
  29. ^ Carr 2006, str. 57–59
  30. ^ Whitford-Stark, J. L. (1982). „Tharsis Volcanoes: Separation Distances, Relative Ages, Sizes, Morphologies, and Depths of Burial“. J. Geophys. Res. 87: 9829–9838. Bibcode:1982JGR .... 87,9829 W.. doi:10.1029 / JB087iB12p09829.
  31. ^ "Planetární jména: Vítejte". planetarynames.wr.usgs.gov. Archivováno z původního dne 31. března 2016. Citováno 3. května 2018.
  32. ^ Boyce 2008, str. 104
  33. ^ Carr 2006, str. 54
  34. ^ Cattermole, P.J. (2001). Mars: Tajemství se odvíjí. Oxford, Velká Británie: Oxford University Press. str.84. ISBN  978-0-19-521726-1.
  35. ^ Barlow, N.G. (2008). Mars: Úvod do jeho interiéru, povrchu a atmosféry; Cambridge University Press: Cambridge, UK, str. 129.
  36. ^ Mouginis-Mark, P. J .; Wilson, L .; Zimbelman, J. R. (1988). „Polygenic Eruptions on Alba Patera, Mars: Evidence of Channel Erosion on Pyroclastic Flows“. Bulletin of vulcanology. 50 (6): 361–379. Bibcode:1988BVol ... 50..361M. doi:10.1007 / BF01050636.
  37. ^ Williams, D .; Greeley, R. (1994). „Posouzení antipodálních nárazových terénů na Marsu“. Icarus. 110 (2): 196–202. Bibcode:1994Icar..110..196W. doi:10.1006 / icar.1994.1116.
  38. ^ A b Carr 2006, str. 59
  39. ^ Cattermole, P.J. (2001). Mars: Tajemství se odvíjí. Oxford, Velká Británie: Oxford University Press. str.71. ISBN  978-0-19-521726-1.
  40. ^ Boyce 2008, str. 117
  41. ^ Carr 2006, str. 63
  42. ^ Carr 2006, str. 60
  43. ^ Hartmann, W.K. (1. ledna 2003). Průvodce cestovatele po Marsu: Tajemné krajiny rudé planety. New York: Dělník. str.57. ISBN  978-0-7611-2606-5.
  44. ^ Kiefer, W. (2002). „Pod sopkou: důkazy gravitace pro zaniklou komoru magmatu pod Syrtis Major, Mars“. Americká geofyzikální unie, podzimní setkání. 2002. abstraktní # P71B-0463. Bibcode:2002AGUFM.P71B0463K.
  45. ^ Christensen, P. (červenec 2005). "Mnoho tváří Marsu". Scientific American. 293 (1): 32–39. doi:10.1038 / scientificamerican0705-32. PMID  16008291.
  46. ^ Plescia, J.B .; Saunders, R.S. (1979). "Chronologie marťanských sopek". Měsíční a planetární věda. X: 2841–2859. Bibcode:1979LPSC ... 10.2841P.
  47. ^ Head, J.W. (2007). Geologie Marsu: Nové poznatky a nevyřešené otázky v roce 2006 The Geology of Mars: Evidence from Earth-Based Analogs, Chapman, M., Ed; Cambridge University Press: Cambridge UK, str. 11.
  48. ^ Peterson, J. (1978). „Vulkanismus v oblasti Noachis-Hellas na Marsu, 2“. Měsíční a planetární věda. IX: 3411–3432. Bibcode:1978LPSC .... 9.3411P.
  49. ^ Williams, D .; et al. (2009). „Sopečná provincie Circum-Hellas, Mars: Přehled“. Planetární a kosmická věda. 57 (8–9): 895–916. Bibcode:2009P & SS ... 57..895W. doi:10.1016/j.pss.2008.08.010.
  50. ^ Rodriguez, J.; K. Tanaka (2006). Sisyphi Montes and southwest Hellas Paterae: possible impact, cryotectonic, volcanic, and mantle tectonic processes along Hellas Basin rings. Fourth Mars Polar Science Conference. str. 8066. Bibcode:2006LPICo1323.8066R.
  51. ^ Carr 2006, str. 70
  52. ^ Mouginis-Mark, P.J.; Wilson, L .; Zuber, M.T. (1992). „Fyzická vulkanologie Marsu“. In Kieffer, H.H .; Jakosky, B.M .; Snyder, C.W.; Matthews, M.S. (eds.). Mars. Tucson: University of Arizona Press. str.434. ISBN  978-0-8165-1257-7.
  53. ^ "A Suite of Features – Mars Odyssey Mission THEMIS". themis.asu.edu. Archivováno z původního dne 8. srpna 2012. Citováno 3. května 2018.
  54. ^ Carr 2006, str. 71
  55. ^ "Martian Methane Reveals the Red Planet is not a Dead Planet". NASA. Červenec 2009. Archivováno from the original on 17 January 2009. Citováno 7. prosince 2010.
  56. ^ Britt, Robert Roy (22 December 2004). "Mars Volcanoes Possibly Still Active, Pictures Show". ProfoundSpace.org. Archivováno z původního dne 24. prosince 2010. Citováno 7. prosince 2010.
  57. ^ A b E. Hauber; P. Brož; F. Jagert; P. Jodłowski; T. Platz (17 May 2011). "Very recent and wide-spread basaltic volcanism on Mars". Dopisy o geofyzikálním výzkumu. 38 (10): n / a. Bibcode:2011GeoRL..3810201H. doi:10.1029/2011GL047310.
  58. ^ Kremer, Ken (2 March 2012). "NASAs Proposed 'InSight' Lander would Peer to the Center of Mars in 2016". Vesmír dnes. Archivováno z původního dne 6. března 2012. Citováno 27. března 2012.
  59. ^ O'Callaghan, Jonathan (20 November 2020). "Signs of Recent Volcanic Eruption on Mars Hint at Habitats for Life - Not thought to be volcanically active, Mars may have experienced an eruption just 53,000 years ago". The New York Times. Citováno 25. listopadu 2020.
  60. ^ Horvath, David G.; et al. (11 November 2020). "Evidence for geologically recent explosive volcanism in Elysium Planitia, Mars". arxiv. arXiv:2011.05956v1. Citováno 25. listopadu 2020.
  61. ^ "Hrad Valles". Zobrazovací systém tepelné emise (THEMIS). Arizonská státní univerzita. 15. července 2002. Archivovány od originál on 16 October 2004. (přes archive.org)
  62. ^ Fagents, F.A.; Thordarson, T. (2007). Rootless Volcanic Cones in Iceland and on Mars, in The Geology of Mars: Evidence from Earth-Based Analogs, Chapman, M., Ed; Cambridge University Press: Cambridge UK, pp. 151–177.
  63. ^ Keszthelyi, L. P.; Jaeger, W. L.; Dundas, C. M.; Martínez-Alonso, S.; McEwen, A. S.; Milazzo, M. P. (2010). "Hydrovolcanic features on Mars: Preliminary observations from the first Mars year of HiRISE imaging". Icarus. 205 (1): 211–229. Bibcode:2010Icar..205..211K. doi:10.1016/j.icarus.2009.08.020.
  64. ^ Brož, P.; Hauber, E. (2013). „Hydrovulkanické tufové kroužky a kužely jako indikátory pro phreatomagmatic výbušné erupce na Marsu“ (PDF). Journal of Geophysical Research: Planets. 118 (8): 1656–1675. Bibcode:2013JGRE..118.1656B. doi:10.1002 / jgre.20120.
  65. ^ Chapman, M.G.; Smellie, J.L. (2007). Mars Interior Layered Deposits and Terrestrial Sub-Ice Volcanoes 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 UK, pp. 178–207.
  66. ^ Wolpert, Stuart (9 August 2012). "UCLA scientist discovers plate tectonics on Mars". Yin, An. UCLA. Archivováno z původního dne 14. srpna 2012. Citováno 15. srpna 2012.
  67. ^ An Yin, Robin Reith (15 December 2011). demonstrating plate tectonics (discussion study). UCLA: Ucla Planets. Archivováno z původního dne 3. srpna 2017.
  68. ^ Yin, An (June 2012). "Structural analysis of the Valles Marineris fault zone: Possible evidence for large-scale strike-slip faulting on Mars". Litosféra. 4 (4): 286–330. Bibcode:2012Lsphe...4..286Y. doi:10.1130/L192.1.
  69. ^ Neal-Jones, Nancy; O'Carroll, Cynthia (12 October 2005). "New Map Provides More Evidence Mars Once Like Earth". Goddardovo vesmírné středisko. NASA. Archivováno z původního dne 14. září 2012. Citováno 13. srpna 2012.
  70. ^ Hargraves, Robert B .; Ade-Hall, James M. (1975). "Magnetic properties of separated mineral phases in unoxidized and oxidized Icelandic basalts" (PDF). Americký mineralog. 60: 29–34. Archivováno (PDF) z původního dne 6. března 2012.
  71. ^ "Martian Interior: Paleomagnetism". Mars Express. Evropská kosmická agentura. 4. ledna 2007.
  72. ^ "Volcanism on Mars". oregonstate.edu. Archivováno z původního dne 28. března 2010. Citováno 3. května 2018.
  73. ^ "Geology of Mars } Volcanic". www.lukew.com. Archivováno from the original on 17 June 2017. Citováno 3. května 2018.
  74. ^ http://news.stanford.edu/pr/93/93/206Arc3014.html[trvalý mrtvý odkaz ]

Bibliografie

  • Carr, Michael H. (2006). Povrch Marsu. New York: Cambridge University Press. ISBN  978-0-521-87201-0.
  • Boyce, J.M. (2008). The Smithsonian Book of Mars. Old Saybrook, CT: Konecky & Konecky. ISBN  978-1-58834-074-0.

externí odkazy