stringtranslate.com

Вулканизм на Марсе

Фотография горы Аскрийский , полученная с помощью аппарата Mariner 9. [1] Это одно из первых изображений, показывающих, что на Марсе есть крупные вулканы.
Изображение THEMIS потоков лавы с дольчатыми краями (из вулкана Арсия Монс )
Использование Земли для понимания того, как вода могла повлиять на вулканы на Марсе

Вулканическая активность, или вулканизм , сыграла значительную роль в геологической эволюции Марса . [2] Ученые знали со времен миссии Mariner 9 в 1972 году, что вулканические образования покрывают большие участки поверхности Марса. Эти образования включают обширные потоки лавы , обширные лавовые равнины и крупнейшие известные вулканы в Солнечной системе . [3] [4] Возраст марсианских вулканических образований варьируется от Нойского периода (>3,7 миллиарда лет) до позднего амазонского (<500 миллионов лет), что указывает на то, что планета была вулканически активной на протяжении всей своей истории, [5] и некоторые предполагают, что она, вероятно, остается таковой и сегодня. [6] [7] [8] И Марс, и Земля являются большими, дифференцированными планетами, построенными из схожих хондритовых материалов. [9] Многие из тех же магматических процессов, которые происходят на Земле, также происходили на Марсе, и обе планеты достаточно похожи по составу, чтобы их магматическим породам можно было дать одинаковые названия .

Фон

Вулканизм — это процесс, при котором магма из недр планеты поднимается через кору и извергается на поверхность. Извергаемые материалы состоят из расплавленной породы ( лавы ), горячих обломков ( тефры или пепла) и газов . Вулканизм — это основной способ, которым планеты высвобождают свое внутреннее тепло. Вулканические извержения создают отличительные формы рельефа , типы горных пород и ландшафты , которые дают представление о химическом составе, термическом состоянии и истории недр планеты. [10]

Магма представляет собой сложную высокотемпературную смесь расплавленных силикатов , взвешенных кристаллов и растворенных газов. Магма на Марсе, вероятно, поднимается таким же образом, как и на Земле. [11] Она поднимается через нижнюю кору в диапировых телах, которые менее плотны, чем окружающий материал. По мере того, как магма поднимается, она в конечном итоге достигает областей с более низкой плотностью. Когда плотность магмы соответствует плотности вмещающей породы, плавучесть нейтрализуется, и магматическое тело останавливается. В этот момент оно может образовать магматическую камеру и распространиться в поперечном направлении в сеть даек и силлов . Впоследствии магма может остыть и затвердеть, образуя интрузивные магматические тела ( плутоны ). Геологи подсчитали, что около 80% магмы, образующейся на Земле, останавливается в коре и никогда не достигает поверхности. [12]

Схематические диаграммы, демонстрирующие принципы фракционной кристаллизации в магме . При охлаждении магма эволюционирует в своем составе, поскольку из расплава кристаллизуются различные минералы. 1 : кристаллизуется оливин ; 2 : кристаллизуются оливин и пироксен ; 3 : кристаллизуются пироксен и плагиоклаз ; 4 : кристаллизуется плагиоклаз. На дне магматического резервуара образуется кумулятивная порода .

По мере того, как магма поднимается и остывает, она претерпевает множество сложных и динамических изменений состава. Более тяжелые минералы могут кристаллизоваться и оседать на дне магматической камеры. Магма также может ассимилировать части вмещающей породы или смешиваться с другими партиями магмы. Эти процессы изменяют состав оставшегося расплава, так что любая магма, достигающая поверхности, может химически сильно отличаться от своего родительского расплава. Магмы, которые были изменены таким образом, называются «эволюционировавшими», чтобы отличать их от «примитивных» магм, которые больше напоминают состав их мантийного источника. (См. магматическая дифференциация и фракционная кристаллизация .) Более высоко эволюционировавшие магмы обычно являются кислыми , то есть обогащенными кремнеземом , летучими веществами и другими легкими элементами по сравнению с богатыми железом и магнием ( мафическими ) примитивными магмами. Степень и масштаб, в которых магмы эволюционируют с течением времени, являются показателем уровня внутреннего тепла и тектонической активности планеты . Континентальная кора Земли состоит из эволюционировавших гранитных пород, которые образовались в результате многочисленных эпизодов магматической переработки. Эволюционировавшие магматические породы гораздо реже встречаются на холодных мертвых телах, таких как Луна. Марс, будучи промежуточным по размеру между Землей и Луной, считается промежуточным по уровню магматической активности.

На меньших глубинах в земной коре литостатическое давление на магматическое тело уменьшается. Уменьшенное давление может привести к выделению из расплава газов ( летучих веществ ), таких как углекислый газ и водяной пар, в пену газовых пузырьков. Зарождение пузырьков вызывает быстрое расширение и охлаждение окружающего расплава, производя стекловидные осколки, которые могут извергаться взрывообразно в виде тефры (также называемой пирокластикой ). Мелкозернистую тефру обычно называют вулканическим пеплом . Извергается ли вулкан взрывообразно или эффузивно в виде жидкой лавы, зависит от состава расплава. Фельзитовые магмы андезитового и риолитового состава имеют тенденцию извергаться взрывообразно. Они очень вязкие (густые и липкие) и богаты растворенными газами. Мафические магмы, с другой стороны, содержат мало летучих веществ и обычно извергаются эффузивно в виде базальтовых лавовых потоков. Однако это только обобщения. Например, магма, которая внезапно соприкасается с грунтовыми или поверхностными водами, может бурно извергаться паровыми взрывами, называемыми гидромагматическими ( фреатомагматическими или фреатическими ) извержениями. Извергающиеся магмы также могут вести себя по-разному на планетах с различным внутренним составом, атмосферой и гравитационными полями .

Различия в вулканических стилях между Землей и Марсом

Планета Марс – летучие газы ( Марсоход Curiosity , октябрь 2012 г.)

Наиболее распространенной формой вулканизма на Земле является базальтовый. Базальты — это излившиеся магматические породы, образовавшиеся в результате частичного плавления верхней мантии. Они богаты железом и магнием ( мафитовые ) минералы и обычно имеют темно-серый цвет. Основной тип вулканизма на Марсе почти наверняка тоже базальтовый. [13] На Земле базальтовые магмы обычно извергаются в виде высокотекучих потоков, которые либо выходят непосредственно из жерл, либо образуются путем слияния расплавленных сгустков у основания фонтанов лавы ( гавайское извержение ). Эти стили также распространены на Марсе, но более низкая гравитация и атмосферное давление на Марсе позволяют зародышеобразованию газовых пузырьков (см. выше) происходить более легко и на больших глубинах, чем на Земле. Как следствие, марсианские базальтовые вулканы также способны извергать большое количество пепла во время извержений в плинианском стиле . При плинианском извержении горячий пепел включается в атмосферу, образуя огромную конвективную колонну (облако). Если включено недостаточно атмосферы, колонна может разрушиться, образовав пирокластические потоки . [14] Плинианские извержения редки в базальтовых вулканах на Земле, где такие извержения чаще всего связаны с богатыми кремнеземом андезитовыми или риолитовыми магмами (например, гора Сент-Хеленс ).

Поскольку более низкая гравитация Марса создает меньшие силы плавучести на магме, поднимающейся через кору, магматические камеры , которые питают вулканы на Марсе, как полагают, глубже и намного больше, чем на Земле. [15] Если магматическое тело на Марсе должно достичь достаточно близко к поверхности, чтобы извергнуться до затвердевания, оно должно быть большим. Следовательно, извержения на Марсе происходят реже, чем на Земле, но имеют огромный масштаб и скорость извержения, когда они происходят. Несколько парадоксально, что более низкая гравитация Марса также допускает более длинные и более распространенные потоки лавы. Извержения лавы на Марсе могут быть невообразимо огромными. Огромный поток лавы размером со штат Орегон недавно был описан в западной части равнины Элизий . Считается, что поток был размещен турбулентно в течение нескольких недель и считается одним из самых молодых потоков лавы на Марсе. [16] [17]

Первый рентгеновский дифракционный вид марсианского грунта – анализ CheMin выявил минералы (включая полевой шпат , пироксены и оливин ), указывающие на «выветренные базальтовые почвы » вулканов на Гавайях ( марсоход Curiosity в « Рокнесте », 2012). [18] Каждое кольцо представляет собой дифракционный пик, который соответствует определенному расстоянию между атомами, которое достаточно уникально для идентификации минералов. Меньшие кольца соответствуют более крупным особенностям и наоборот.

Тектонические установки вулканов на Земле и Марсе сильно различаются. Большинство активных вулканов на Земле встречаются в длинных линейных цепях вдоль границ плит, либо в зонах, где литосфера расходится ( расходящиеся границы ), либо погружается обратно в мантию ( конвергентные границы ). Поскольку на Марсе в настоящее время отсутствует тектоника плит , вулканы там не демонстрируют ту же глобальную картину, что и на Земле. Марсианские вулканы больше похожи на земные вулканы срединной плиты, такие как на Гавайских островах , которые, как полагают, образовались над стационарным мантийным плюмом . [19] (См. горячая точка .) Парагенетическая тефра из гавайского шлакового конуса добывалась для создания имитатора марсианского реголита для использования исследователями с 1998 года. [20] [21]

Самые крупные и заметные вулканы на Марсе находятся в регионах Тарсис и Элизиум . Эти вулканы поразительно похожи на щитовые вулканы на Земле. Оба имеют пологие склоны и вершинные кальдеры . Главное отличие марсианских щитовых вулканов от земных заключается в размерах: марсианские щитовые вулканы действительно колоссальны. Например, самый высокий вулкан на Марсе, Олимп , имеет 550 км в поперечнике и 21 км в высоту. Он почти в 100 раз больше по объему, чем Мауна-Лоа на Гавайях , крупнейший действующий щитовой вулкан на Земле. Геологи считают, что одной из причин, по которой вулканы на Марсе могут вырастать такими большими, является то, что на Марсе отсутствует тектоника плит. Марсианская литосфера не скользит по верхней мантии ( астеносфере ), как на Земле, поэтому лава из неподвижной горячей точки может накапливаться в одном месте на поверхности в течение миллиарда лет или дольше.

В 2012 году марсоход Curiosity на планете Марс в « Рокнесте » выполнил первый рентгеновский дифракционный анализ марсианского грунта . Результаты анализатора CheMin марсохода показали наличие нескольких минералов, включая полевой шпат , пироксены и оливин , и предположили, что марсианский грунт в образце был похож на «выветренные базальтовые почвы » вулканов на Гавайях . [18] В 2015 году тот же марсоход идентифицировал тридимит в образце породы из кратера Гейл, что привело ученых к мысли, что кремниевый вулканизм мог играть гораздо более распространенную роль в вулканической истории планеты, чем считалось ранее. [22]

Вулканическая провинция Фарсис

Раскрашенная карта MOLA с затененным рельефом западного полушария Марса, показывающая выступ Тарсис (оттенки красного и коричневого). Высокие вулканы кажутся белыми.
Изображение орбитального аппарата «Викинг» трех гор Фарсида : горы Арсии (внизу), горы Павониса (в центре) и горы Аскрея (вверху).

Западное полушарие Марса занимает массивный вулкано-тектонический комплекс, известный как регион Тарсис или выступ Тарсис. Эта огромная, возвышенная структура имеет диаметр в тысячи километров и покрывает до 25% поверхности планеты. [23] В среднем на 7–10 км выше уровня моря (марсианский «уровень моря») Тарсис содержит самые высокие возвышенности на планете. Три огромных вулкана, Ascraeus Mons , Pavonis Mons и Arsia Mons (вместе известные как горы Тарсис ), расположены в линию с северо-востока на юго-запад вдоль гребня выступа. Огромная гора Альба (ранее Альба Патера) занимает северную часть региона. Огромный щитовой вулкан Олимп находится за пределами главного выступа, на западном краю провинции.

Образованный бесчисленными поколениями потоков лавы и пепла, выступ Тарсис содержит некоторые из самых молодых потоков лавы на Марсе, но сам выступ считается очень древним. Геологические данные указывают на то, что большая часть массы Тарсис была на месте к концу Нойского периода, около 3,7 миллиарда лет назад (Gya). [24] Тарсис настолько массивен, что он оказал огромное давление на литосферу планеты , создав огромные разломы растяжения ( грабены и рифтовые долины ), которые простираются на половину планеты. [25] Масса Тарсис могла даже изменить ориентацию оси вращения Марса, вызвав изменения климата. [26] [27]

Тарсис Монтес

Топографическая карта с центром на Олимпе и Фарсиде.

Три горы Тарсис — это щитовые вулканы , расположенные вблизи экватора на долготе 247° в. д. Все они имеют диаметр в несколько сотен километров и высоту от 14 до 18 км. Arsia Mons , самый южный из группы, имеет большую вершинную кальдеру, которая составляет 130 километров (81 миля) в поперечнике и 1,3 километра (0,81 мили) в глубину. Pavonis Mons , средний вулкан, имеет две вложенные кальдеры, меньшая из которых имеет глубину почти 5 километров (3,1 мили). Ascraeus Mons на севере имеет сложный набор вложенных друг в друга кальдер и долгую историю извержений, которая, как полагают, охватывает большую часть истории Марса. [28]

Три горы Тарсис находятся на расстоянии около 700 километров (430 миль) друг от друга. Они демонстрируют характерное выравнивание с северо-востока на юго-запад, которое стало источником некоторого интереса. Купол Церауниуса и гора Урана следуют той же тенденции на северо-восток, а шлейфы молодых потоков лавы на флангах всех трех гор Тарсис выровнены в той же ориентации с северо-востока на юго-запад. Эта линия четко отмечает главную структурную особенность марсианской коры, но ее происхождение неясно.

Толи и патеры

В дополнение к крупным щитовым вулканам, Тарсис содержит ряд более мелких вулканов, называемых толи и патерами . Толи представляют собой куполообразные сооружения с флангами, которые намного круче, чем у более крупных щитов Тарсис. Их центральные кальдеры также довольно велики по сравнению с диаметром их основания. Плотность ударных кратеров на многих толи указывает на то, что они старше крупных щитов, образовавшись между поздним Ноем и ранним Гесперидским периодом. Толи Церауниуса и Толи Урана имеют плотно изрезанные фланги, что позволяет предположить, что поверхности флангов состоят из легко разрушаемого материала, такого как пепел. Возраст и морфология толи дают веские доказательства того, что толи представляют собой вершины старых щитовых вулканов, которые были в значительной степени погребены под большими толщами более молодых потоков лавы. [29] По одной из оценок, толи Тарсис может быть погребен под слоем лавы толщиной до 4 км. [30]

Patera (мн. ч. paterae) — латинское название неглубокой чаши для питья. Этот термин применялся к некоторым плохо выраженным кратерам с фестончатыми краями, которые на ранних снимках с космических аппаратов выглядели как большие вулканические кальдерами. Меньшие патеры в Тарсисе, по-видимому, морфологически похожи на толи, за исключением более крупных кальдер. Как и толи, патеры Тарсиса, вероятно, представляют собой вершины более крупных, ныне погребенных щитовых вулканов. Исторически термин «патера» использовался для описания всего сооружения некоторых вулканов на Марсе (например, Альба Патера). В 2007 году Международный астрономический союз (МАС) переопределил термины Альба Патера , Уран Патера и Улисс Патера , чтобы они относились только к центральным кальдерам этих вулканов. [31]

Гора Олимп

Гора Олимп — самый молодой и высокий крупный вулкан на Марсе. Он расположен в 1200 км к северо-западу от гор Тарсис, недалеко от западного края выступа Тарсис. Его вершина находится на высоте 21 км над уровнем моря (уровень «моря» Марса) и имеет центральный кальдерный комплекс, состоящий из шести вложенных друг в друга кальдер, которые вместе образуют впадину шириной 72 x 91 км и глубиной 3,2 км. Как щитовой вулкан, он имеет чрезвычайно низкий профиль с пологими склонами, в среднем составляющими 4–5 градусов. Вулкан был создан многими тысячами отдельных потоков высокотекучей лавы. Неровный уступ, местами достигающий 8 км в высоту, лежит у подножия вулкана, образуя своего рода пьедестал, на котором сидит вулкан. В разных местах вокруг вулкана можно увидеть огромные потоки лавы, простирающиеся на прилегающие равнины, погребающие уступ. На снимках среднего разрешения (100 м/пиксель) поверхность вулкана имеет тонкую радиальную текстуру из-за бесчисленных потоков и затопленных лавовых каналов, выстилающих его склоны.

Альба Монс (Альба Патера)

Alba Mons , расположенный в северной части региона Фарсида, является уникальной вулканической структурой, не имеющей аналогов ни на Земле, ни где-либо еще на Марсе. Склоны вулкана имеют чрезвычайно низкие склоны, характеризующиеся обширными потоками лавы и каналами. Средний уклон склона на Alba Mons составляет всего около 0,5°, что более чем в пять раз ниже, чем уклоны на других вулканах Фарсида. Вулкан имеет центральное сооружение шириной 350 км и высотой 1,5 км с двойным кальдерным комплексом на вершине. Центральное сооружение окружает неполное кольцо разломов. Потоки, связанные с вулканом, можно проследить на север до 61° с. ш. и на юг до 26° с. ш. Если учесть эти обширные поля потоков, вулкан простирается на огромные 2000 км с севера на юг и на 3000 км с востока на запад, что делает его одним из самых обширных вулканических образований в Солнечной системе. [32] [33] [34] Большинство геологических моделей предполагают, что Альба Монс состоит из высокотекучих базальтовых лавовых потоков, но некоторые исследователи выявили возможные пирокластические отложения на склонах вулкана. [35] [36] Поскольку Альба Монс лежит антиподально к ударному бассейну Эллада, некоторые исследователи предположили, что образование вулкана могло быть связано с ослаблением земной коры в результате удара Эллада, который вызвал сильные сейсмические волны , сфокусированные на противоположной стороне планеты. [37]

Вулканическая провинция Элизиум

Вид провинции Элизиум с борта MOLA . Гора Элизиум находится в центре. Купол Альбора и Купол Гекаты находятся внизу и вверху соответственно.

Меньший вулканический центр находится в нескольких тысячах километров к западу от Тарсиса в Элизиуме . Вулканический комплекс Элизиум имеет диаметр около 2000 километров и состоит из трех основных вулканов: горы Элизиум , купола Гекаты и купола Альбора . Северо-западный край провинции характеризуется большими каналами ( долины Граника и Тинджара ), которые выходят из нескольких грабенов на склонах горы Элизиум. Грабены могли образоваться из подземных даек . Дайки могли разломать криосферу , высвободив большие объемы грунтовых вод для формирования каналов. С каналами связаны широко распространенные осадочные отложения, которые могли образоваться из грязевых потоков или лахаров . [38] Считается, что группа вулканов Элизиум несколько отличается от гор Тарсиса, поскольку в развитии первых участвовали как лавы, так и пирокластика . [39]

Elysium Mons — крупнейшее вулканическое сооружение в провинции. Его ширина составляет 375 км (в зависимости от того, как определить основание), а высота — 14 км. На его вершине находится единственная простая кальдера шириной 14 км и глубиной 100 м. Вулкан имеет отчетливо конический профиль, что позволяет некоторым называть его стратоконусом ; [ 40] однако, учитывая преимущественно низкие склоны, это, вероятно, щит. Elysium Mons составляет всего лишь около одной пятой объема Arsia Mons. [38]

Купол Гекаты имеет 180 км в поперечнике и 4,8 км в высоту. Склоны вулкана сильно изрезаны каналами, что позволяет предположить, что вулкан состоит из легко разрушаемого материала, такого как вулканический пепел. Происхождение каналов неизвестно; их связывают с лавой, потоками пепла или даже водой из снега или дождя. [41] Купол Альбор, самый южный из вулканов Элизиума, имеет диаметр 150 км и высоту 4,1 км. Его склоны более гладкие и менее кратерированные, чем склоны других вулканов Элизиума. [42]

Большой Сирт

Syrtis Major Planum — это огромный щитовой вулкан гесперийского возраста, расположенный в одноименном альбедо . Диаметр вулкана составляет 1200 км, а высота — всего 2 км. [43] У него есть две кальдеры: Meroe Patera и Nili Patera. Исследования, связанные с региональным гравитационным полем, показывают, что под поверхностью находится затвердевшая магматическая камера толщиной не менее 5 км. [44] Syrtis Major представляет интерес для геологов, поскольку там с орбитальных космических аппаратов были обнаружены дацит и гранит . Дациты и граниты — это богатые кремнием породы, которые кристаллизуются из магмы, которая более химически развита и дифференцирована, чем базальт. Они могут образовываться в верхней части магматической камеры после того, как тяжелые минералы, такие как оливин и пироксен (содержащие железо и магний ), оседают на дно. [45] Дациты и граниты очень распространены на Земле, но редки на Марсе.

Аравия Терра

Arabia Terra — это большой возвышенный регион на севере Марса, который в основном находится в Аравийском четырехугольнике . Несколько кратеров неправильной формы, обнаруженных в регионе, представляют собой тип высокогорной вулканической конструкции, которая в совокупности представляет собой марсианскую магматическую провинцию. [5] Низкорельефные патеры в регионе обладают рядом геоморфологических особенностей, включая структурный коллапс, эффузивный вулканизм и взрывные извержения, которые похожи на земные супервулканы . [5] Загадочные высокогорные хребтовые равнины в регионе, возможно, были образованы, отчасти, связанным с потоком лавы. [5]

горные патеры

Вид с орбитального аппарата Viking на Пенейскую патэру (слева) и Амфитритскую патэру (справа). Оба являются древними вулканическими сооружениями к юго-западу от Эллады.

В южном полушарии, особенно вокруг ударного бассейна Эллада, есть несколько плоских вулканических структур, называемых высокогорными патерами [46]. Эти вулканы являются одними из старейших идентифицируемых вулканических сооружений на Марсе. [47] Они характеризуются чрезвычайно низкими профилями с сильно эродированными хребтами и каналами, которые расходятся наружу от деградировавшего центрального кальдерного комплекса. Они включают в себя Тирренскую патеру , Хадриакскую патеру к северо-востоку от Эллады и Амфитритскую патеру, Пенейскую патеру , Малейскую патеру и Питиусскую патеру к юго-западу от Эллады. Геоморфологические данные свидетельствуют о том, что высокогорные патеры были образованы в результате сочетания потоков лавы и пирокластики в результате взаимодействия магмы с водой. Некоторые исследователи предполагают, что расположение высокогорных патер вокруг Эллады обусловлено глубокими трещинами, вызванными ударом, который обеспечил каналы для подъема магмы на поверхность. [48] ​​[49] [50] Хотя они и не очень высокие, некоторые патеры покрывают большие площади — например, патера Амфритритес покрывает большую площадь, чем гора Олимп, в то время как патера Питиуса, самая большая, имеет кальдеру, почти достаточно большую, чтобы вместить в себя гору Олимп.

Вулканические равнины

Вулканические равнины широко распространены на Марсе. Обычно различают два типа равнин: те, где характерные особенности потока лавы обычны, и те, где особенности потока, как правило, отсутствуют, но вулканическое происхождение предполагается по другим характеристикам. Равнины с обильными особенностями потока лавы встречаются внутри и вокруг крупных вулканических провинций Тарсис и Элизиум. [51] Особенности потока включают как поток пласта, так и морфологию потока, питаемого трубками и каналами. Потоки пласта показывают сложные, перекрывающиеся потоковые доли и могут простираться на многие сотни километров от областей их источника. [52] Потоки лавы могут образовывать лавовую трубку , когда открытые верхние слои лавы охлаждаются и затвердевают, образуя крышу, в то время как лава под ними продолжает течь. Часто, когда вся оставшаяся лава покидает трубку, крыша обрушается, образуя канал или линию кратеров-ямок ( катена ). [53]

Необычный тип потока встречается на равнинах Цербера к югу от Элизиума и в Амазонии. Эти потоки имеют сломанную пластинчатую текстуру, состоящую из темных, километровых плит, встроенных в светлую матрицу. Их приписывают сплавным плитам затвердевшей лавы, плавающим на все еще расплавленной подповерхности. Другие утверждают, что сломанные плиты представляют собой паковый лед , который замерз над морем, которое образовалось в этом районе после массивных выбросов грунтовых вод из области Впадин Цербера .

Второй тип вулканических равнин (хребтовые равнины) характеризуется обилием морщинистых хребтов . Особенности вулканических потоков редки или отсутствуют. Хребтовые равнины, как полагают, являются областями обширных затопленных базальтов , по аналогии с лунными морями . Хребтовые равнины составляют около 30% поверхности Марса [54] и наиболее заметны в Луне, Гесперии и Малеа Плана, а также на большей части северных низменностей. Хребтовые равнины все имеют гесперийский возраст и представляют собой стиль вулканизма, преобладавший во всем мире в тот период времени. Гесперианский период назван в честь хребтовых равнин в Гесперии Планум.

Потенциальный современный вулканизм

Изображение HiRISE возможных конусов без корней к востоку от региона Элизиум. Цепочки колец интерпретируются как вызванные паровыми взрывами, когда лава двигалась по земле, богатой водяным льдом.
« Безкорневые конусы » на Марсе — из-за взаимодействия потоков лавы с водой ( MRO , 4 января 2013 г.) ( 21°57′54″ с.ш. 197°48′25″ в.д. / 21,965° с.ш. 197,807° в.д. / 21,965; 197,807 )

Ученые никогда не регистрировали активных извержений вулканов на поверхности Марса; [55] более того, поиски тепловых сигнатур и изменений поверхности до 2011 года не дали никаких положительных доказательств активного вулканизма. [7]

Однако орбитальный аппарат Mars Express Европейского космического агентства в 2004 году сфотографировал потоки лавы, которые, как было установлено, образовались в течение последних двух миллионов лет, что свидетельствует об относительно недавней геологической активности. [56] Обновленное исследование 2011 года показало, что самые молодые потоки лавы образовались в последние несколько десятков миллионов лет. [57] Авторы считают, что этот возраст позволяет предположить, что Марс еще не прекратил вулканическую деятельность. [7] [57]

Миссия InSight должна была определить, есть ли какая-либо сейсмическая активность , измерить количество теплового потока изнутри, оценить размер ядра Марса и является ли ядро ​​жидким или твердым. Результаты показали, что Марс обладает расплавленным внешним ядром и твердым внутренним ядром с частично расплавленной мантией. [58]

В 2020 году астрономы сообщили о доказательствах вулканической активности на Марсе не далее как 53 000 лет назад в Cerberus Fossae среди Elysium Planitia . Такая активность могла обеспечить среду, с точки зрения энергии и химикатов, необходимую для поддержания форм жизни . [59] [60]

Вулканы и лед

Считается, что в недрах Марса присутствуют большие количества водяного льда. Взаимодействие льда с расплавленной породой может создавать различные формы рельефа. На Земле, когда горячий вулканический материал вступает в контакт с поверхностным льдом, могут образовываться большие количества жидкой воды и грязи, которые катастрофически текут вниз по склону в виде массивных обломочных потоков ( лахаров ). Некоторые каналы в марсианских вулканических областях, такие как Град Валлис около горы Элизиум , могли быть аналогичным образом вырезаны или изменены лахарами. [61] Лава, текущая по насыщенной водой земле, может вызвать сильное извержение воды в виде взрыва пара (см. фреатическое извержение ), образуя небольшие вулканоподобные формы рельефа, называемые псевдократерами или конусами без корней. Особенности, которые напоминают земные конусы без корней, встречаются в Элизиуме, Амазонии , а также в Исиде и Хрисе Равнинах . [62] Кроме того, фреатомагматизм производит туфовые кольца или туфовые конусы на Земле, и существование подобных форм рельефа на Марсе также ожидается. [63] Их существование было предложено в регионе Непентес / Аментес . [64] Наконец, когда вулкан извергается под ледяным щитом, он может сформировать отчетливый, похожий на столовую гору рельеф, называемый туей или столовой горой. Некоторые исследователи [65] приводят геоморфологические доказательства того, что многие из слоистых внутренних отложений в Долинах Маринера могут быть марсианским эквивалентом туй.

Изображение THEMIS долины Град . Эта долина могла образоваться, когда извержения вулканического комплекса Элизиум Монс растопили землю или поверхностный лед.

Тектонические границы

На Марсе были обнаружены тектонические границы. Долина Маринера — это горизонтально скользящая тектоническая граница, которая разделяет две основные частичные или полные плиты Марса. Недавнее открытие предполагает, что Марс геологически активен с проявлениями в течение миллионов лет. [66] [67] [68] Ранее были получены доказательства геологической активности Марса. Mars Global Surveyor (MGS) обнаружил магнитные полосы в коре Марса, [69] особенно в четырехугольниках Фаэтонтис и Эридания . Магнитометр на MGS обнаружил полосы намагниченной коры шириной 100 км, идущие примерно параллельно на протяжении до 2000 км. Эти полосы чередуются по полярности, причем северный магнитный полюс одной из них направлен вверх от поверхности, а северный магнитный полюс следующей направлен вниз. Когда в 1960-х годах на Земле были обнаружены подобные полосы, они были приняты как доказательство тектоники плит . Однако между магнитными полосами на Земле и на Марсе есть некоторые различия. Марсианские полосы шире, гораздо сильнее намагничены и, по-видимому, не распространяются из средней зоны спрединга земной коры. Поскольку область с магнитными полосами имеет возраст около 4 миллиардов лет, считается, что глобальное магнитное поле, вероятно, существовало только в течение первых нескольких сотен миллионов лет жизни Марса. В то время температура расплавленного железа в ядре планеты могла быть достаточно высокой, чтобы смешать его в магнитное динамо. Более молодые породы не показывают никаких полос. Когда расплавленная порода, содержащая магнитный материал, такой как гематит (Fe 2 O 3 ), охлаждается и затвердевает в присутствии магнитного поля, она становится намагниченной и принимает полярность фонового поля. Этот магнетизм теряется только в том случае, если породу впоследствии нагревают выше температуры Кюри , которая составляет 770 °C для чистого железа, но ниже для оксидов, таких как гематит (примерно 650 °C) или магнетит (примерно 580 °C). [70] Магнетизм, оставшийся в горных породах, является записью магнитного поля, возникшего после затвердевания горной породы. [71]

Магнетизм коры Марса

Вулканические особенности Марса можно сравнить с геологическими горячими точками Земли . Pavonis Mons является средним из трех вулканов (совместно известных как Tharsis Montes) на возвышенности Tharsis около экватора планеты Марс. Другие вулканы Tharsis — Ascraeus Mons и Arsia Mons. Три Tharsis Montes вместе с несколькими более мелкими вулканами на севере образуют прямую линию. Такое расположение предполагает, что они были образованы плитой земной коры, движущейся над горячей точкой. Такое расположение существует в Тихом океане Земли в виде Гавайских островов . Гавайские острова расположены на прямой линии, самые молодые на юге и самые старые на севере. Поэтому геологи считают, что плита движется, в то время как неподвижный шлейф горячей магмы поднимается и пробивает кору, образуя вулканические горы. Однако считается, что самый большой вулкан на планете, Olympus Mons, образовался, когда плиты не двигались. Olympus Mons мог образоваться сразу после того, как движение плит прекратилось. Мореподобные равнины на Марсе имеют возраст примерно от 3 до 3,5 миллиардов лет. [72] Гигантские щитовые вулканы моложе, они образовались от 1 до 2 миллиардов лет назад. Olympus Mons может быть «всего лишь 200 миллионов лет назад». [73]

В 1994 году Норман Х. Слип, профессор геофизики в Стэнфордском университете, описал, что три вулкана, которые образуют линию вдоль хребта Тарсис, могут быть потухшими островными дуговыми вулканами, такими как островная цепь Японии. [74] [ требуется обновление? ]

Смотрите также

Ссылки

  1. ^ "История". www.jpl.nasa.gov . Архивировано из оригинала 3 июня 2016 года . Получено 3 мая 2018 года .
  2. ^ Хед, Дж. В. (2007). Геология Марса: новые идеи и нерешенные вопросы в книге «Геология Марса: доказательства из земных аналогов», Чепмен, М., ред.; Cambridge University Press: Cambridge UK, стр. 10.
  3. ^ Masursky, H.; Masursky, Harold; Saunders, RS (1973). «Обзор геологических результатов с Mariner 9». J. Geophys. Res . 78 (20): 4009–4030. Bibcode : 1973JGR....78.4031C. doi : 10.1029/JB078i020p04031.
  4. ^ Карр, Майкл Х. (1973). «Вулканизм на Марсе». Журнал геофизических исследований . 78 (20): 4049–4062. Bibcode : 1973JGR....78.4049C. doi : 10.1029/JB078i020p04049.
  5. ^ abcd Михальски, Джозеф Р.; Бличер, Джейкоб Э. (3 октября 2013 г.). «Супервулканы в пределах древней вулканической провинции Аравии Терра, Марс». Nature . 502 (7469): 46–52. Bibcode :2013Natur.502...47M. doi :10.1038/nature12482. hdl : 2060/20140011237 . PMID  24091975. S2CID  4152458.
  6. ^ Карр 2006, стр. 43
  7. ^ abc "Охота на молодые потоки лавы". Geophysical Research Letters . Красная планета. 1 июня 2011 г. Архивировано из оригинала 4 октября 2013 г. Получено 4 октября 2013 г.
  8. ^ «Древний метеорит — первое химическое доказательство вулканической конвекции на Марсе». Метеоритика и планетарная наука . ScienceAlert. 11 мая 2020 г.
  9. ^ Карр, 2006, стр. 44.
  10. ^ Уилсон, Л. (2007). Планетарный вулканизм в энциклопедии Солнечной системы, Макфадден, Л.-А. и др., ред., Academic Press: Сан-Диего, Калифорния, стр. 829.
  11. ^ Cattermole, PJ (2001). Марс: Тайна раскрывается. Оксфорд, Великобритания: Oxford University Press. стр. 73. ISBN 978-0-19-521726-1.
  12. ^ Уилсон, М. (1995) Магматический петрогенезис; Chapman Hall: Лондон, 416 стр.
  13. ^ Карр 2006, стр. 43–44.
  14. ^ Карр 2006, стр. 45, Рисунок 3.1
  15. ^ Уилсон, Лайонел; Хэд, Джеймс У. (1994). «Марс: обзор и анализ теории вулканических извержений и связи с наблюдаемыми формами рельефа». Rev. Geophys . 32 (3): 221–263. Bibcode : 1994RvGeo..32..221W. doi : 10.1029/94RG01113.
  16. ^ "Martian Landform Observations Fill Special Journal Issue". Лаборатория реактивного движения . Архивировано из оригинала 4 июня 2011 г.
  17. ^ Джагер, WL; Кестхейи, LP; Скиннер, Дж. А. младший; Милаццо, член парламента; МакИвен, А.С.; Титус, Теннесси; Росик, MR; Галушка, Д.М.; Ховингтон-Краус, Э.; Кирк, РЛ; команда HiRISE (2010). «Размещение самой молодой паводковой лавы на Марсе: короткая бурная история». Икар . 205 (1): 230–243. Бибкод : 2010Icar..205..230J. дои : 10.1016/j.icarus.2009.09.011.
  18. ^ ab Brown, Dwayne (30 октября 2012 г.). "Первые исследования почвы марсохода NASA помогают идентифицировать марсианские минералы". NASA . Архивировано из оригинала 11 марта 2017 г. Получено 31 октября 2012 г.
  19. ^ Карр, М. Х. (2007) Марс: поверхность и внутреннее строение в Энциклопедии Солнечной системы, Макфадден, Л.-А. и др., ред., Academic Press: Сан-Диего, Калифорния, стр. 321.
  20. ^ LW Beegle; GH Peters; GS Mungas; GH Bearman; JA Smith; RC Anderson (2007). Имитатор марсианской почвы Мохаве: новый имитатор марсианской почвы (PDF) . Lunar and Planetary Science XXXVIII. Архивировано (PDF) из оригинала 3 марта 2016 г. Получено 28 апреля 2014 г.
  21. ^ Аллен, CC; Моррис, RV; Линдстром, DJ; Линдстром, MM; Локвуд, JP (март 1997 г.). JSC Mars-1: имитатор марсианского реголита (PDF) . Lunar and Planetary Exploration XXVIII. Архивировано из оригинала (PDF) 10 сентября 2014 г. Получено 28 апреля 2014 г.
  22. ↑ NASA News (22 июня 2016 г.), «Ученые НАСА обнаружили неожиданный минерал на Марсе», NASA Media , архивировано из оригинала 24 июня 2016 г. , извлечено 23 июня 2016 г.
  23. ^ Соломон, Шон К.; Хед, Джеймс В. (1982). «Эволюция марсианской провинции Тарсис: важность неоднородной толщины литосферы и вулканического строения». Дж. Геофиз. Рез . 87 (Б12): 9755–9774. Бибкод : 1982JGR....87.9755S. CiteSeerX 10.1.1.544.5865 . дои : 10.1029/JB087iB12p09755. 
  24. ^ Филлипс, Р. Дж.; Зубер, М. Т.; Соломон, С. К.; Голомбек, М. П.; Якоски, Б. М.; Банердт, В. Б.; Смит, Д. Э.; Уильямс, Р. М.; Хайнек, Б. М.; и др. (2001). «Древняя геодинамика и глобальная гидрология на Марсе». Science . 291 (5513): 2587–91. Bibcode :2001Sci...291.2587P. doi :10.1126/science.1058701. PMID  11283367. S2CID  36779757.
  25. ^ Карр, МХ (2007). Марс: поверхность и внутренняя часть в Энциклопедии Солнечной системы, 2-е изд., Макфадден, Л.-А. и др. Ред. Elsevier: Сан-Диего, Калифорния, стр.319
  26. ^ Бойс 2008, стр. 103
  27. ^ Bouley, Sylvain; et al. (17 марта 2016 г.). «Позднее формирование Тарсиса и его значение для раннего Марса». Nature . 531 (7594): 344–347. Bibcode :2016Natur.531..344B. doi :10.1038/nature17171. PMID  26934230. S2CID  4464498.
  28. ^ Карр 2006, стр. 47–51.
  29. ^ Карр 2006, стр. 57–59.
  30. ^ Уитфорд-Старк, Дж. Л. (1982). «Вулканы Фарсиды: расстояния разделения, относительный возраст, размеры, морфология и глубины залегания». J. Geophys. Res . 87 : 9829–9838. Bibcode : 1982JGR....87.9829W. doi : 10.1029/JB087iB12p09829 .
  31. ^ "Planetary Names: Welcome". planetarynames.wr.usgs.gov . Архивировано из оригинала 31 марта 2016 года . Получено 3 мая 2018 года .
  32. ^ Бойс 2008, стр. 104
  33. ^ Карр 2006, стр. 54
  34. ^ Cattermole, PJ (2001). Марс: Тайна раскрывается. Оксфорд, Великобритания: Oxford University Press. стр. 84. ISBN 978-0-19-521726-1.
  35. ^ Барлоу, Н.Г. (2008). Марс: Введение в его внутреннее строение, поверхность и атмосферу; Cambridge University Press: Кембридж, Великобритания, стр. 129.
  36. ^ Mouginis-Mark, PJ; Wilson, L.; Zimbelman, JR (1988). «Полигенические извержения на Альба Патере, Марс: доказательства эрозии каналов в пирокластических потоках». Бюллетень вулканологии . 50 (6): 361–379. Bibcode : 1988BVol...50..361M. doi : 10.1007/BF01050636. S2CID  128622042.
  37. ^ Уильямс, Д.; Грили, Р. (1994). «Оценка антиподальных ударных ландшафтов на Марсе». Icarus . 110 (2): 196–202. Bibcode :1994Icar..110..196W. doi :10.1006/icar.1994.1116.
  38. ^ ab Carr 2006, стр. 59
  39. ^ Cattermole, PJ (2001). Марс: Тайна раскрывается. Оксфорд, Великобритания: Oxford University Press. стр. 71. ISBN 978-0-19-521726-1.
  40. ^ Бойс 2008, стр. 117
  41. ^ Карр 2006, стр. 63
  42. ^ Карр 2006, стр. 60
  43. ^ Хартманн, В. К. (1 января 2003 г.). Путеводитель по Марсу: Таинственные ландшафты Красной планеты. Нью-Йорк: Workman. С. 57. ISBN 978-0-7611-2606-5.
  44. ^ Кифер, В. (2002). «Под вулканом: гравитационное свидетельство потухшего магматического очага под Большим Сиртом, Марс». Американский геофизический союз, осеннее заседание . 2002. аннотация № P71B-0463. Bibcode : 2002AGUFM.P71B0463K.
  45. ^ Кристенсен, П. (июль 2005 г.). «Многоликость Марса». Scientific American . 293 (1): 32–39. Bibcode : 2005SciAm.293a..32C. doi : 10.1038/scientificamerican0705-32. PMID  16008291.
  46. ^ Плешиа, Дж. Б.; Сондерс, Р. С. (1979). «Хронология марсианских вулканов». Лунная и планетарная наука . X : 2841–2859. Библиографический код : 1979LPSC...10.2841P.
  47. ^ Хед, Дж. В. (2007). Геология Марса: новые идеи и нерешенные вопросы в книге «Геология Марса: доказательства из земных аналогов», Чепмен, М., ред.; Cambridge University Press: Cambridge UK, стр. 11.
  48. ^ Петерсон, Дж. (1978). «Вулканизм в регионе Ноахис-Эллада на Марсе, 2». Лунная и планетарная наука . IX : 3411–3432. Bibcode : 1978LPSC....9.3411P.
  49. ^ Уильямс, Д.; и др. (2009). «Вулканическая провинция Циркум-Эллада, Марс: Обзор». Planetary and Space Science . 57 (8–9): 895–916. Bibcode : 2009P&SS...57..895W. doi : 10.1016/j.pss.2008.08.010.
  50. ^ Родригес, Дж.; К. Танака (2006). Горы Сизиф и юго-западная часть Эллады: возможные ударные, криотектонические, вулканические и мантийные тектонические процессы вдоль колец бассейна Эллады . Четвертая конференция по полярной науке о Марсе. стр. 8066. Bibcode : 2006LPICo1323.8066R.
  51. ^ Карр 2006, стр. 70
  52. ^ Mouginis-Mark, PJ; Wilson, L.; Zuber, MT (1992). "Физическая вулканология Марса". В Kieffer, HH; Jakosky, BM; Snyder, CW; Matthews, MS (ред.). Марс . Тусон: University of Arizona Press. стр. 434. ISBN 978-0-8165-1257-7.
  53. ^ "A Suite of Features – Mars Odyssey Mission THEMIS". themis.asu.edu . Архивировано из оригинала 8 августа 2012 года . Получено 3 мая 2018 года .
  54. ^ Карр 2006, стр. 71
  55. ^ "Марсианский метан показывает, что Красная планета не мертвая планета". NASA . Июль 2009 г. Архивировано из оригинала 17 января 2009 г. Получено 7 декабря 2010 г.
  56. ^ Бритт, Роберт Рой (22 декабря 2004 г.). «Марсианские вулканы, возможно, все еще активны, фотографии показывают». Space.com . Архивировано из оригинала 24 декабря 2010 г. Получено 7 декабря 2010 г.
  57. ^ ab E. Hauber; P. Brož; F. Jagert; P. Jodłowski; T. Platz (17 мая 2011 г.). "Очень недавний и широко распространенный базальтовый вулканизм на Марсе". Geophysical Research Letters . 38 (10): n/a. Bibcode : 2011GeoRL..3810201H. doi : 10.1029/2011GL047310. S2CID  128875049.
  58. ^ Кремер, Кен (2 марта 2012 г.). «NASAs Proposed 'InSight' Lander would Peer to the Center of Mars in 2016». Universe Today . Архивировано из оригинала 6 марта 2012 г. Получено 27 марта 2012 г.
  59. ^ О'Каллаган, Джонатан (20 ноября 2020 г.). «Признаки недавнего извержения вулкана на Марсе намекают на среду обитания для жизни — Марс, который, как считается, не является вулканически активным, мог пережить извержение всего 53 000 лет назад». The New York Times . Получено 25 ноября 2020 г.
  60. ^ Хорват, Дэвид Г.; и др. (2021). «Доказательства геологически недавнего эксплозивного вулканизма в равнине Элизий, Марс». Icarus . 365 : 114499. arXiv : 2011.05956 . Bibcode :2021Icar..36514499H. doi :10.1016/j.icarus.2021.114499. S2CID  226299879.
  61. ^ "Hrad Valles". Система тепловизионной визуализации (THEMIS) . Университет штата Аризона. 15 июля 2002 г. Архивировано из оригинала 16 октября 2004 г.(через archive.org)
  62. ^ Фаджентс, ФА; Тордарсон, Т. (2007). Бескорневые вулканические конусы в Исландии и на Марсе, в Геологии Марса: доказательства из земных аналогов, Чапман, М., ред.; Cambridge University Press: Cambridge UK, стр. 151–177.
  63. ^ Keszthelyi, LP; Jaeger, WL; Dundas, CM; Martínez-Alonso, S.; McEwen, AS; Milazzo, MP (2010). «Гидровулканические особенности Марса: предварительные наблюдения за первый год наблюдений на Марсе с помощью HiRISE». Icarus . 205 (1): 211–229. Bibcode :2010Icar..205..211K. doi :10.1016/j.icarus.2009.08.020.
  64. ^ Брож, П.; Хаубер, Э. (2013). «Гидровулканические туфовые кольца и конусы как индикаторы фреатомагматических эксплозивных извержений на Марсе» (PDF) . Журнал геофизических исследований: Планеты . 118 (8): 1656–1675. Bibcode :2013JGRE..118.1656B. doi : 10.1002/jgre.20120 .
  65. ^ Чепмен, MG; Смелли, JL (2007). Сравнение слоистых отложений внутренних слоев Марса и земных подледных вулканов: наблюдения и интерпретации схожих геоморфологических характеристик, в книге «Геология Марса: доказательства из земных аналогов», редактор Чепмен, М.; Cambridge University Press: Cambridge UK, стр. 178–207.
  66. ^ Wolpert, Stuart (9 августа 2012 г.). «Ученый из UCLA обнаружил тектонику плит на Марсе». Yin, An . UCLA. Архивировано из оригинала 14 августа 2012 г. . Получено 15 августа 2012 г. .
  67. ↑ An Yin, Robin Reith (15 декабря 2011 г.). Демонстрация тектоники плит (обсуждение исследования). UCLA: Ucla Planets. Архивировано из оригинала 3 августа 2017 г.
  68. ^ Инь, Ан (июнь 2012 г.). «Структурный анализ зоны разлома Долины Маринера: возможные доказательства крупномасштабного сдвигового разломообразования на Марсе». Литосфера . 4 (4): 286–330. Bibcode : 2012Lsphe...4..286Y. doi : 10.1130/L192.1 .
  69. ^ Нил-Джонс, Нэнси; О'Кэрролл, Синтия (12 октября 2005 г.). «Новая карта дает больше доказательств того, что Марс когда-то был похож на Землю». Goddard Space Flight Center . NASA. Архивировано из оригинала 14 сентября 2012 г. Получено 13 августа 2012 г.
  70. ^ Hargraves, Robert B.; Ade-Hall, James M. (1975). «Магнитные свойства отдельных минеральных фаз в неокисленных и окисленных исландских базальтах» (PDF) . American Mineralogist . 60 : 29–34. Архивировано (PDF) из оригинала 6 марта 2012 г.
  71. ^ "Внутренняя часть Марса: Палеомагнетизм". Mars Express . Европейское космическое агентство. 4 января 2007 г.
  72. ^ "Вулканизм на Марсе". oregonstate.edu . Архивировано из оригинала 28 марта 2010 . Получено 3 мая 2018 .
  73. ^ "Геология Марса } Вулканический". www.lukew.com . Архивировано из оригинала 17 июня 2017 года . Получено 3 мая 2018 года .
  74. ^ Брейер, Д.; Спон, Т. (2003). «Ранняя тектоника плит против тектоники отдельных плит на Марсе: данные истории магнитного поля и эволюции коры». Журнал геофизических исследований: Планеты . 108 (E7): 5072. Bibcode : 2003JGRE..108.5072B. doi : 10.1029/2002JE001999.

Библиография

Внешние ссылки