Vulkanismus na Marsu

V geologickém vývoji planety Mars sehrála významnou roli vulkanická činnost ( vulkanismus ) . [2] Od mise Mariner 9 v roce 1972 vědci věděli, že většinu povrchu Marsu pokrývají sopečné útvary. Tyto detaily zahrnují masivní lávové proudy, rozlehlé lávové pláně a největší známé sopky ve sluneční soustavě . [3] [4] Marsovské sopečné rysy se pohybují ve stáří od Noachian (> 3,7 miliardy let) po pozdní amazonské .(<500 milionů let), což naznačuje, že vulkanická činnost na planetě existovala po celou dobu její historie [5] a někteří badatelé naznačují, že taková činnost je na planetě stále přítomná. [6] [7] Země i Mars jsou velké, diferencované planety vyrobené z podobných chondritových materiálů. [8] K mnoha magmatickým procesům probíhajícím na Zemi došlo také na Marsu; kromě toho jsou planety dostatečně podobné složením, aby mohly používat stejná jména pro své vyvřelé horniny a minerály .

Vulkanismus je proces, během kterého magma z vnitřních vrstev planety stoupá zemskou kůrou a vybuchuje na povrch. Vyvřelé látky se skládají z roztavených hornin ( lávy ), horkých fragmentovaných jemnozrnných klastů ( tefra nebo popel) a plynů. Vulkanismus je hlavním způsobem, jakým planety uvolňují své vnitřní teplo. Sopečné erupce vytvářejí charakteristické tvary terénu , typy hornin a geografickou topografii , což společně umožňuje dozvědět se více o chemickém složení, tepelném stavu a historii vnitřních vrstev planety. [9]

Magma je komplexní, velmi horká směs roztavených silikátů , suspendovaných krystalů a rozpuštěných plynů. S největší pravděpodobností magma na Marsu stoupá stejně jako na Zemi. [10] Stoupá vzhůru spodními vrstvami kůry v diapirických tělesech, která jsou méně hustá než okolní horniny. Během zdvihu se magma nakonec dostane do oblastí s nízkou hustotou. Když hustota magmatu odpovídá hustotě horniny, ve které se nachází, vztlak se neutralizuje a těleso magmatu zastaví svůj pohyb. V tomto okamžiku se z něj může vytvořit magmatická komora. Dále může magma pokračovat ve svém pohybu, ale již do stran a tvoří síť hrází a prahů . Nakonec se magma může ochladit a ztuhnout a vytvořit rušivá magmatická tělesa ( plutony ). Geologové odhadují, že asi 80 % magmatu generovaného Zemí se zastaví v její kůře a nikdy nedosáhne povrchu. [jedenáct]

V procesu vyzdvižení a následného ochlazování prochází magma mnoha složitými a dynamickými kompozičními změnami. Těžké minerály mohou krystalizovat a usazovat se na dně magmatické komory. Magma může také asimilovat části horniny, ve které je, nebo se smísit s jinými částmi magmatu. Tyto procesy mění chemické a minerální složení roztavené směsi, takže jakékoli magma, které se dostane na povrch, může mít velmi odlišné chemické složení než mateřská tavenina. Magma, které se tímto způsobem změnilo, se nazývá „vyvinuté“, abychom jej odlišili od „primitivního“ magmatu, které je složením velmi blízké svému zdroji pláště (viz diferenciace magmatu a frakční krystalizace). Vyvinutější magma se obvykle skládá z felzických hornin obohacených o křemík , těkavé látky a další lehké prvky, které odlišují tento typ magmatu od primitivního magmatu bohatého na železo a hořčík (mafické). Rozsah a rozsah, ve kterém se magma vyvíjí v průběhu času, svědčí o úrovních vnitřního tepla planety a také o její tektonické aktivitě. Kontinentální kůra Země se skládá z žulových hornin z vyvinutého magmatu; tyto horniny vznikly v důsledku četných epizod magmatického přepracování. Vyvinuté vyvřelé horniny jsou mnohem méně běžné v chladných, mrtvých vesmírných tělesech, jako je Měsíc. Mars, který je zhruba poloviční než Země a Měsíc, má také průměrnou úroveň magmatické aktivity.

V mělčích hloubkách v kůře planety litostatický tlak na magmatické těleso klesá. Snížený tlak může způsobit, že se plyny (oxid uhličitý a vodní pára) uvolňují ve formě pěny z plynových bublin. Nukleace bublin způsobuje rychlou expanzi a ochlazování okolní taveniny a vytváří skelné úlomky, které při explozivní erupci padají na povrch ve formě tefry (také se jim říká pyroklasty ). Jemnozrnná tephra je běžně známá jako „sopečný popel“ . Povaha sopečné erupce závisí na složení taveniny: výbušná nebo expanzivní ve formě tekoucí lávy. Kyselé magma andezitového a ryolitového složení má velký sklon k explozivní erupci. Takové magma je velmi viskózní (husté a lepkavé) a nasycené rozpuštěnými plyny. Mafické magma má naopak nízký obsah plynu a na povrch se obvykle dostává při expanzivní erupci v podobě čedičových lávových proudů. To je však jen zobecnění. Pokud se například magma dostane do nečekaného kontaktu s podzemní nebo povrchovou vodou, může dojít k silné erupci ve formě exploze páry – hydromagmatické (freatomagmatické nebo freatické ) erupci. Na planetách s různým vnitřním složením, atmosférou a gravitačními poli se navíc mohou erupce magmatu vyskytovat různě.

Rozdíly ve vulkanických jevech Země a Marsu

Nejtypičtější formou vulkanismu na Zemi je čedičový vulkanismus. Čedič  je extruzivní vyvřelá hornina vzniklá částečným roztavením svrchního pláště. Čedič je bohatý na mafické minerály, jako je železo a hořčík a má obvykle tmavě šedou barvu. Nejběžnějším typem vulkanismu na Marsu je téměř jistě také čedičový. [12] Na Zemi vyvěrá čedičové magma obvykle ve formě extrémně tekutých proudů, které buď vycházejí přímo ze sopečných průduchů, nebo jsou tvořeny srůstáním roztavených sraženin na dně lávových fontán (havajská erupce). Stejné jevy jsou běžné i na Marsu, nicméně slabší gravitace a atmosférický tlak na Marsu přispívají k rychlejší nukleaci plynových bublin (viz výše), a to může nastat i ve větších hloubkách než na Zemi. V důsledku toho jsou marťanské čedičové sopky také schopné vybuchnout značné množství popela v procesu erupce Pliniů . Během Pliniovy erupce se popel dostává do atmosféry a vytváří obrovský konvektivní sloupec (mrak). Pokud se do tohoto procesu nezapojí dostatečné množství atmosféry, kolona se může zhroutit a produkovat pyroklastické toky . [6] Pliniánské erupce jsou vzácné v případě čedičových sopek na Zemi, kde jsou obvykle spojeny s andezitovým nebo ryolitickým magmatem (např . St. Helens ).

Protože slabší gravitace Marsu generuje menší vztlakové síly , které působí na magma, když prosakuje kůrou, předpokládá se, že magmatické komory, které živí sopky na Marsu, jsou podstatně hlubší a větší než pozemské. [13] Aby těleso magmatu na Marsu vystoupilo dostatečně blízko k povrchu, aby mohlo vybuchnout, musí být těleso velké. V souladu s tím se erupce na Marsu vyskytují mnohem méně často než na Zemi, ale pokud k nim dojde, jsou vždy neuvěřitelně rozsáhlé a mají velmi vysokou rychlost. Poněkud paradoxně nízká gravitace na Marsu způsobuje, že se lávové proudy prodlužují a více rozprostírají. Sopečné erupce na Marsu mohou být nepředstavitelně objemné. Nedávno byl popsán obří lávový proud v západní části Elysium Planitia  – proud o velikosti Oregonu . Vědci předpokládají, že se zformovala násilně, během několika týdnů, a považují ji za jeden z nejmladších lávových proudů na Marsu. [14] [15]

Tektonické uspořádání sopek na Zemi a Marsu je velmi odlišné. Většina aktivních sopek na Zemi se nachází v protáhlých, lineárních řetězcích podél hranic tektonických desek, buď tam, kde je litosféra natažena tak, aby od sebe oddělovala desky (divergentní hranice), nebo kde prochází opakovaným subdukcí do pláště (konvergentní hranice). Vzhledem k tomu, že Mars v současné době postrádá deskovou tektoniku , sopky netvoří stejný globální vzorec jako na Zemi. Marťanské sopky jsou více v souladu s těmi pozemskými sopkami, které jsou v deskách, jako jsou ty na Havajských ).hotspot(viz]17[pláště, o kterých se předpokládá, že vznikly ze statickéhoostrovech [18] [19]

Největší a nejviditelnější sopky na Marsu lze nalézt ve vulkanických provinciích Tharsis a Elysium . Tyto sopky jsou pozoruhodně podobné štítovým sopkám na Zemi. Mají stejné nízké svahy a vrcholové kaldery . Hlavním rozdílem mezi marťanskými a pozemskými štítovými sopkami je jejich velikost: Marsovské štítové sopky jsou prostě kolosální. Například nejvyšší sopka na Marsu, Olympus Mons , dosahuje 550 km v průměru a 21 km na výšku. Jeho objem je téměř 100krát větší než Mauna Loa na Havaji  , největší štítová sopka na Zemi. Geologové se domnívají, že jedním z důvodů obří velikosti sopek na Marsu je nedostatek deskové tektoniky: marťanská litosféra neklouže přes horní plášť ( astenosféru ) jako na Zemi, takže se láva ze stacionárního horkého bodu může hromadit. na jednom místě na povrchu miliardu let, nebo i déle.

Dne 17. října 2012 provedlo vozítko Curiosity na planetě Mars v oblasti Rocknest první rentgenovou difrakční analýzu marťanské půdy. Výsledky z přístroje CheMin roveru odhalily přítomnost několika minerálů, zejména živce , pyroxenů a olivínu , a naznačovaly, že půda na Marsu má složení připomínající zvětralé čedičové půdy havajských sopek . [16]

Sopečná provincie Tarsis

Významnou část západní polokoule Marsu zaujímá obří vulkanicko-tektonický komplex známý jako provincie Tarsis neboli výduť Tarsis. Tato obrovská vyvýšená formace dosahuje v průměru tisíců kilometrů a pokrývá až 25 % celého povrchu planety. [20] V průměru 7 až 10 km na výšku nad datem (marťanská „hladina moře“) se na Tharsis nachází nejvyšší nadmořské výšky na planetě. Tři obrovské sopky, Ascraeus Mons , Pavonis Mons a Arsia Mons , probíhají ve směru severovýchod-jihozápad podél samotné výdutě. Severní část regionu zabírá rozlehlá sopka Alba Mons (dříve známá jako Alba Patera). Kolosální štítová sopka Olympus Mons se nachází mírně stranou hlavní výdutě, na západním okraji provincie.

Provincie Tarsis, vytvořená z mnoha generací lávových proudů a popela, obsahuje také některé z nejmladších lávových proudů na Marsu, ale samotná boule je považována za velmi starou. Geologické důkazy naznačují, že většina hmoty Tarsis zde byla již na konci období Noach, asi před 3,7 miliardami let. [21] Vyboulenina Tharsis je tak masivní, že vyvíjí neuvěřitelný tlak na litosféru planety a vytváří obří trhliny ( drapy a riftové prohlubně), které vznikají pod vlivem tahových sil a rozprostírají se téměř přes polovinu planety. [22] Hmota Tarsis možná kdysi dokonce změnila směr osy rotace Marsu, čímž způsobila změnu klimatu. [23]

Tharsis Montes

Tři hory - Tharsis Montes - jsou štítové sopky nacházející se poblíž rovníku na 247 ° E. Všechny dosahují v průměru několik set kilometrů a jejich výška se pohybuje od 14 do 18 km. Arsia Mons , nejjižnější sopka této skupiny, má na svém vrcholu kalderu, která je 130 km dlouhá a 1,3 km hluboká. Pavonis Mons , středně velká sopka, má dvě nad sebou položené kaldery, z nichž menší dosahuje hloubky téměř 5 km. Ascraeus mons na severu má složitý soubor překrývajících se kalder a dlouhou historii erupcí, o kterých se předpokládá, že pokrývají téměř celou historii planety. [6]

Tharsis Montes se nachází asi 700 km od sebe. Jsou umístěny na celkem jasné severovýchodní-jihozápadní ose, což je objekt zvláštního zájmu. Ceraunius Tholus a Uranius Mons jsou na stejné ose SV a mladé vějíře lávového proudu na svazích všech tří pohoří Tarsis mají stejnou orientaci SV-JZ. Tato čára celkem jasně ukazuje na významný strukturální detail povrchu Marsu, ale její původ zůstává neznámý.

Kopule a patery

Kromě velkých štítových sopek obsahuje provincie Tarsis také několik menších sopek známých jako kupole ( tholi ) nebo paterae ( paterae ). Kopule jsou kopulovité hory, jejichž svahy jsou mnohem strmější než svahy velkých štítových sopek Tharsis. Jejich centrální kaldery jsou poměrně značné velikosti ve srovnání s jejich průměry základny. Husté uspořádání impaktních kráterů na mnoha kupolích naznačuje, že jsou starší než velké štítové sopky a vznikly mezi pozdním noachovským a raným hesperským obdobím. Boky Keravnianského dómu a Uranového dómu jsou silně posety kanály, což naznačuje, že boky těchto sopek jsou vytvořeny z materiálu, který snadno podléhá erozi, jako je popel. Stáří a morfologie takových kopulí jsou silnými náznaky, že představují vrcholy starých štítových sopek pohřbených pod obrovskou vrstvou mladších lávových proudů. [6] Jeden odhad je, že vrstva lávy kolem dómů Tarsis by mohla být silná až 4 km. [24]

Patera (pl. paterae) je latinské slovo pro mělký pohárek na pití ( phiala ). Tento termín byl použit k označení izolovaných, falešně definovaných, vroubkovaných kráterů, které vědci viděli na raných snímcích kosmických lodí, které se později ukázaly jako velké sopečné kaldery. Menší paterae v oblasti Tharsis jsou morfologicky podobné dómům, jen nemají velké kaldery. Stejně jako kupole jsou i Tarsis paterae pravděpodobně vrcholy mnohem větších štítových sopek, nyní pohřbených pod vrstvou lávy. Historicky se termín patera používal k označení celého reliéfního pole jednotlivých sopek na Marsu (například Alba Patera). V roce 2007 Mezinárodní astronomická unie (IAU) nově definovala termíny Alba Patera , Uranius Patera a Ulysses Patera a zařadila je pouze do centrálních kalder těchto sopek. [25]

Olympus Mons

Mount Olympus  je nejmladší a nejvyšší sopka na Marsu. Nachází se 1200 km severozápadně od Tharsis Montes, těsně za západní hranicí přílivu Tharsis. Jeho vrchol je 21 km nad datem (marťanská „hladina moře“) a má centrální kalderový komplex šesti překrývajících se kalder, které dohromady tvoří prohlubeň o velikosti 72 x 91 km a hloubce 3,2 km. Jako štítová sopka má hora extrémně nízký profil s mírnými svahy, které se mění mezi 4 a 5 stupni. Sopka vznikla z mnoha tisíc jednotlivých proudů extrémně tekuté lávy. Na úpatí sopky se nachází nepravidelný sráz, na některých místech vysoký 8 km, tvořící jakýsi podstavec, na kterém sopka leží. Na různých místech v okolí sopky je vidět, že lávové proudy neuvěřitelné velikosti zasahují do okolních plání a skrývají pod sebou sráz. Na snímcích se středním rozlišením (100 m/pixel) má povrch sopky zřetelnou radiální texturu, za kterou sopka vděčí nesčetným lávovým proudům a přehrazeným lávovým tunelům, které vyhloubily její svahy.

Alba Mons

Sopka Alba Mons , která se nachází v severní části provincie Tarsis, je unikátní vulkanický útvar, který nemá obdoby ani na Zemi, ani nikde na Marsu. Svahy sopky mají extrémně nízký profil a vyznačují se rozsáhlými lávovými proudy a kanály. Průměrný sklon svahů Alba Mons je jen asi 0,5°, což je pětkrát méně než sklon svahů jiných sopek Tharsis. Vulkán má centrální horu 350 km širokou a 1,5 km vysokou, na jejímž vrcholu se nachází komplex dvou kalder. Centrální hora je obklopena neúplným prstencem trhlin. Lávové proudy spojené s touto sopkou lze vysledovat až k 61° severní šířky. sh. na severu a do 26 ° s. š. sh. na jihu. Pokud oblast sopky zahrnuje oblast těchto obrovských lávových polí, pak její délka bude neuvěřitelná - 2000 km ve směru sever-jih a 3000 km ve směru východ-západ, což z něj dělá jeden z největších vulkanických útvarů ve sluneční soustavě. [23] [6] [26] [27] Většina geologických modelů naznačuje, že Alba Mons je vytvořena z extrémně tekutých čedičových lávových proudů, ale několik výzkumníků našlo pravděpodobné pyroklastické usazeniny na úbočích sopky. [28] [29] Vzhledem k tomu, že sopka Alba Mons se nachází v bodě na planetě naproti impaktní pánvi Hellas, někteří výzkumníci navrhli, že vznik sopky může být spojen s oslabením kůry v důsledku pádu nebeské těleso, které vytvořilo pánev Hellas a které mohlo spustit silné seismické vlny , které se zaměřily na opačný bod na povrchu planety - přesně tam, kde se vytvořila sopka. [třicet]

Elysium Volcanic Province

Menší sopečný kráter se nachází několik tisíc kilometrů západně od Tarsis v provincii Elysium . Vulkanický komplex Elysium dosahuje průměru 2000 kilometrů a skládá se ze tří hlavních sopek - Elysium Mons , Hecates Tholus a Albor Tholus . Severozápadní okraj provincie je charakterizován velkými kanály (Granicus a Tinjar Valles) vystupujícími z několika žlabů na svazích Elysium Mons. Tyto drapáky se mohly vytvořit z podpovrchových hrází . Tyto hráze pravděpodobně prolomily kryosféru , čímž se uvolnily gigantické objemy podzemní vody, pod kterou se vytvořily kanály. S kanály jsou zde také velmi rozšířená sedimentární ložiska, která mohla vzniknout ze solí nebo laharů . [6] Elysejská skupina sopek je považována za poněkud odlišnou od sopek Tharsis Montes, protože jak láva, tak pyroklasty se podílely na vzniku elysijských sopek . [31]

Elysium Mons je nejvyšší sopečná hora v této provincii. Dosahuje 375 km v průměru (i když záleží na tom, co je považováno za základ sopky) a 14 km na výšku. Sopka má na vrcholu jedinou jednoduchou kalderu, která je široká 14 km a hluboká 100 m. Sopka z profilu má zřetelný kuželovitý tvar, pro který se někdy nazývá stratokon ; [23] nicméně i přes své převážně nízké sklony se s největší pravděpodobností jedná o štítovou sopku. Pokud jde o objem, Elysium Mons je pouze jednou pětinou Arsia Mons. [6]

Hecates Tholus dosahuje 180 km v průměru a 4,8 km na výšku. Svahy sopky jsou silně členité kanály, což naznačuje, že sopka je vytvořena z materiálu, který snadno podléhá erozi, jako je sopečný popel. Původ kanálů není znám; jejich původ byl připisován lávovým proudům, proudům popela nebo dokonce vodním proudům vzniklým v důsledku tání sněhu nebo deště. [6] Albor Tholus, nejjižnější z elysijských vulkánů, má 150 km v průměru a 4,1 km na výšku. Jeho svahy jsou rovnoměrnější a nejsou tak kráterovité jako svahy jiných sopek v provincii. [6]

Syrtis Major

Syrtis Major Planum  je mohutná štítová sopka z období Hesperian, která se nachází ve stejnojmenném útvaru albedo. Průměr sopky je asi 1200 km a výška je pouze 2 km. [32] Sopka má dvě kaldery, Meroe Patera a Nili Patera. Studie, které zahrnovaly studium regionálního gravitačního pole, svědčí o existenci již ztuhlé magmatické komory o tloušťce nejméně 5 km pod povrchem sopky. [33] Syrtis Major je předmětem značného zájmu geologů, protože kosmické lodě na oběžné dráze našly v oblasti dacit a žulu . Tyto minerály jsou horniny bohaté na křemík a krystalizují z magmatu, které je mnohem více chemicky vyvinuté a diferencovanější než čedičové magma. Mohou se tvořit v horní části magmatické komory poté, co se na jejím dně usadily těžké minerály, jako je olivín a pyroxeny (ty obsahující železo a hořčík ). [34] Dacit a žula jsou na Zemi velmi běžné, ale na Marsu jsou vzácné.

Arabia Terra

Arabia Terra je velká horská oblast na severu Marsu, která se nachází převážně v kvadrantu Arabia. Několik nepravidelně tvarovaných kráterů nalezených v této oblasti představuje typ vysokohorského vulkanického útvaru, který je obecně marťanskou sopečnou provincií. [5] Nízkoreliéfní patery v této oblasti vykazují řadu geomorfologických rysů, zejména známky strukturálního kolapsu, expanzivního vulkanismu a explozivních erupcí, které jsou typické pro pozemské supervulkány . [5] Záhadné hřebeny se mohly vytvořit z lávových proudů generovaných aktivním vulkanismem v regionu. [5]

Horské patery

Na jižní polokouli, zejména v blízkosti impaktní pánve Hellas, existuje několik vulkanických útvarů, které jsou přibližně na stejné úrovni jako zbytek terénu a nazývají se horské pateri. [35] Tyto sopky patří mezi nejstarší vulkanická pohoří, která jsou na Marsu stále identifikovatelná. [36] Vyznačují se extrémně nízkým profilem s vysoce erodovanými hřebeny a kanály, které vyzařují z velmi erodovaného centrálního komplexu kaldery. Mezi takové patery patří Hadriaca Patera , Amphitrites Patera, Tyrrhena Patera, Peneus Patera a Pityusa Patera . Geomorfologické důkazy naznačují, že horské patery byly vytvořeny kombinací lávových proudů a pyroklastických hornin , které byly výsledkem interakce magmatu s vodou. Někteří badatelé naznačují, že umístění horských cest lze vysvětlit výskytem hlubokých trhlin v důsledku srážky s velkým kosmickým tělesem, po které se objevila pánev Hellas. Tyto trhliny mohly umožnit magmatu dosáhnout povrchu planety. [37] [38] [39] Přestože tyto útvary nejsou příliš vysoké, některé z těchto pater pokrývají významnou oblast – řekněme patera Amphitrite pokrývá větší plochu než Olympus Mons.

Sopečné pláně

Sopečné pláně jsou na Marsu běžné. Obvykle se rozlišují dva typy takových plání: pláně, kde jsou běžné reliéfní útvary vytvořené z lávových proudů, a pláně, kde takové reliéfní útvary obecně chybí, ale jsou zde jiné známky jejich sopečného původu. Uvnitř a kolem velkých vulkanických provincií Tharsis a Elysium se vyskytují pláně s mnoha proudy lávy. [6] Tokové rysy reliéfu zahrnují jak rovinný povrch, tak tubulární nebo kanálkovité morfologie proudění. Rovinné povrchové proudění tvoří složité lopatkovité překrývající se proudové útvary a mohou se rozprostírat mnoho stovek kilometrů od svého zdroje. [40] Lávové proudy mohou vytvářet lávové tunely , když horní, otevřená vrstva lávy ztuhne a ztvrdne, vytvoří jakýsi přesah, zatímco láva pod ní pokračuje v pohybu. Často se stává, že poté, co láva opustí takový tunel, její „střecha“ spadne dovnitř, což má za následek kanál nebo řadu erozních kráterů ( catena ). [41]

Neobvyklý typ tvorby potoků se vyskytuje v rovinách Cerberus jižně od Elysia a také v oblasti Amazonis. Tyto toky mají členitou lamelární strukturu, sestávající z tmavých kilometrových desek, jako by byly součástí světlé matrice. Tento vzhled je připisován plovoucím kouskům ztvrdlé lávy, které se svého času vznášely na povrchu proudu ještě roztaveného magmatu. Podle jiné verze tyto rozbité desky na povrchu představují drift ledu vytvořeného na hladině moře, který v této oblasti vznikl v důsledku masivního přílivu podzemní vody z oblasti Cerberus Fossae.

Druhý typ vulkanických plání (skládkových plání) se vyznačuje velkým množstvím hřbetů . Reliéfní prvky charakteristické pro vulkanické proudění jsou zde vzácné nebo zcela chybí. Vyvýšené pláně jsou považovány za oblasti rozsáhlého magmatismu pasti, podobně jako měsíční moře . Celková plocha takových plání je asi 30 % povrchu Marsu [6] a nejvýraznějšími pláněmi tohoto typu jsou Lunae, Hesperia a Malea Plana. Lze je nalézt také na mnoha místech v severních nížinách Marsu. Všechny členité pláně pocházejí z hesperského období a představují typ vulkanismu, který v tomto období převládal v celosvětovém měřítku. Hesperské období má svůj název podle drsných plání v Hesperia Planum.

Potenciální současný vulkanismus

Vědci nikdy nezaznamenali aktivní sopečnou erupci na povrchu Marsu; [42] Navíc pátrání po tepelných markerech a změnách povrchu za poslední desetiletí nepřineslo žádné pozitivní výsledky, které by potvrdily aktivní vulkanismus. [7]

Orbiter Mars Express Evropské vesmírné agentury však pořídil snímky lávových proudů, o nichž se v roce 2004 předpokládalo, že se vynořily během posledních dvou milionů let, což naznačuje relativně nedávnou geologickou aktivitu. [43] Nové výsledky výzkumu z roku 2011 naznačují, že nejmladší lávové proudy se na povrchu objevily teprve v posledních několika desítkách milionů let. [44] Autoři se domnívají, že tento věk stále naznačuje, že sopečná aktivita na Marsu je stále možná. [7] [44]

Sopky a led

Předpokládá se, že pod povrchem Marsu jsou významná ložiska vodního ledu. Interakce tohoto ledu s roztavenými horninami může vytvářet charakteristické tvary terénu. Na Zemi, když se horká vulkanická hmota dostane do kontaktu s povrchovým ledem, vytvoří se značné množství blátem nasycené kapalné vody, která stéká po svahu katastrofální rychlostí a vytváří masivní bahenní horniny ( lahars ). [45] Láva, která protéká vodou nasycenými vrstvami horniny, může způsobit náhlé erupce této vody v podobě exploze páry (viz freatická erupce ), čímž se vytvoří malé sopce podobné terénní útvary zvané pseudokrátery. Na pláních Elysium, Amazonis, Isidis a Chryse Planitiae lze spatřit detaily tvaru krajiny vizuálně připomínající pozemské pseudokrátery . [46] Na Zemi navíc freatomagmatismus tvoří tufové prstence neboli tufové kužely, takže se na Marsu očekává výskyt takových tvarů terénu. [47] Předpokládá se, že mohou existovat v oblasti Nepenthes/Amenthes, takže právě v této oblasti jsou pseudokrátery studovány za účelem určení jejich původu. [48] ​​Nakonec, když pod ledovým příkrovem vybuchne sopka, vytvoří se charakteristické tvary země podobné stolovým horám zvané tuyas. Někteří badatelé [49] tvrdí, že geomorfologické rysy naznačují, že mnohé z vnitřních vrstev sedimentů ve Valles Marineris mohou být marťanskými protějšky tújí.

Tektonické hranice

Na Marsu byly objeveny tektonické hranice. Údolí Mariner Valley jsou tektonickou hranicí, která se horizontálně posouvá a rozděluje dvě velké částečné nebo úplné tektonické desky Marsu. Poslední získané údaje naznačují, že Mars je geologicky aktivní a tato aktivita se vyskytuje přibližně každý milion let, i když existují i ​​jiné verze. [50] [51] [52] Dříve byly známky geologické aktivity nalezeny i na Marsu. Mars Global Surveyor (MGS) detekoval pásy magnetických anomálií v marťanské kůře [53] zvláště výrazné v kvadrantech Phaethontis a Eridania. Magnetometr na MGS detekoval zmagnetizované pásy kůry o šířce 100 km, táhnoucí se v délce 2 000 km a zhruba vzájemně rovnoběžné. Tyto pásy se střídají v polaritě tak, že severní magnetický pól jednoho směřuje nahoru od povrchu a severní magnetický pól druhého směřuje dolů. Když byly takové pásy objeveny na Zemi v 60. letech 20. století, byly považovány za důkaz deskové tektoniky . Mezi pásy magnetických anomálií na Zemi a na Marsu však existují určité rozdíly. Marťanské pásy jsou širší, mnohem více magnetizované a nezdá se, že by pocházely ze střední distribuční zóny v kůře. Vzhledem k tomu, že oblast s pásy magnetických anomálií je stará asi 4 miliardy let, má se za to, že globální magnetické pole trvalo jen prvních několik set milionů let po vzniku planety. V té době mohla být teplota roztaveného železa v jádru planety dostatečně vysoká, aby se z této směsi stal magnetický generátor. Mladší plemena nemají žádný z těchto pruhů.

Když se roztavené horniny obsahující magnetické látky, jako je hematit (Fe 2 O 3 ) ochladí a ztuhnou v přítomnosti magnetického pole, zmagnetizují se a získají polaritu magnetického pole pozadí. Tento magnetismus se ztrácí pouze tehdy, když se takové horniny postupně zahřívají na teploty nad Curieovou teplotou (770 °C pro čisté železo, ale nižší pro oxidy: pro hematit ~ 650 °C, pro magnetit ~ 580 °C). [54] Magnetismus, který v horninách zůstává, je jakýmsi záznamem magnetického pole, které zde existovalo při ochlazování těchto hornin. [55]

Sopečné tvary Marsu lze přirovnat ke geologickým hotspotům na Zemi. Pavonis Mons je centrální ze tří sopek (společně známých jako Tharsis Montes) na výduti Tharsis poblíž rovníku planety Mars. Další dvě sopky Tarsis jsou Ascraeus Mons a Arsia Mons. Tyto tři Tharsis Montes spolu s některými dalšími menšími sopkami na severu tvoří přímku. Toto uspořádání naznačuje, že byly vytvořeny v důsledku tektonického pohybu kůry nad aktivním bodem. Podobná situace je na Zemi, v Tichém oceánu , v podobě Havajských ostrovů . Havajské ostrovy tvoří přímku s nejmladšími ostrovy na jihu a nejstaršími na severu. Vědci se proto domnívají, že se desky pohybují, zatímco stacionární oblak horkého magmatu stoupá a tlačí se skrz kůru, čímž vytváří sopečné hory. Předpokládá se však, že největší sopka na Marsu, Olympus Mons, vznikla v době, kdy byly desky ještě nehybné. Olympus Mons mohl vzniknout ihned po zastavení pohybu desek. Mořské pláně na Marsu jsou staré přibližně 3–3,5 miliardy let. [56] Obří štítové sopky jsou mladší, vznikly před 1–2 miliardami let. Podle některých odhadů však může být stáří Olympu Mons až 200 milionů let. [57]

Norman G. Sleep, profesor geofyziky na Stanfordské univerzitě, popsal, jak by tři sopky, které tvoří přímku podél Tarsis Ridge, mohly být vyhaslé ostrovní obloukové sopky, jako je japonský ostrovní oblouk . [58]

Viz také

Poznámky

  1. ↑ Historie . www.jpl.nasa.gov . Staženo 3. 5. 2018. Archivováno z originálu 3. 6. 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, s. deset.
  3. ↑ Přehled geologických výsledků z Mariner 9  //  J. Geophys. Res. : deník. - 1973. - Sv. 78 , č. 20 . - S. 4009-4030 . - doi : 10.1029/JB078i020p04031 . - .
  4. ↑ Vulkanismus na Marsu  //  Journal of Geophysical Research : deník. - 1973. - Sv. 78 , č. 20 . - S. 4049-4062 . - doi : 10.1029/JB078i020p04049 . - .
  5. ↑ 1 2 3 4 Supervulkány ve starověké vulkanické provincii v Arábii Terra, Mars  // Nature  :  journal. - 2013. - 3. října ( roč. 502 , č. 7469 ). - str. 46-52 . - doi : 10.1038/příroda12482 .
  6. ↑ 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 Carr, 2006
  7. ↑ 1 2 3 Lov mladých lávových proudů , Geophysical Research Letters , Rudá planeta (1. června 2011). Archivováno z originálu 4. října 2013. Staženo 4. října 2013.
  8. ↑ Carr, 2006, str. 44.
  9. ↑ Wilson, L. (2007). Planetární vulkanismus v encyklopedii sluneční soustavy, McFadden, L.-A. a kol., Eds., Academic Press: San Diego, CA, str. 829.
  10. ↑ Mars : Záhada se odvíjí  . — Oxford University Press , 2001.
  11. ↑ Wilson, M. (1995) Igneous Petrogenesis; Chapman Hall: Londýn, 416 stran.
  12. ↑ Carr, 2006 , str. 43–44
  13. ↑ Mars: Přehled a analýza teorie sopečných erupcí a vztahů k pozorovaným   tvarům terénu // Rev. Geophys. : deník. - 1994. - Sv. 32 , č. 3 . - str. 221-263 . - doi : 10.1029/94RG01113 . - .
  14. ↑ Pozorování tvaru Marsu vyplňte zvláštní vydání časopisu . Získáno 30. dubna 2019. Archivováno z originálu 4. června 2011.
  15. ↑ Umístění nejmladší záplavové lávy na Marsu: Krátký, turbulentní příběh  (anglicky)  // Icarus  : journal. — Elsevier , 2010. — Sv. 205 . — S. 230 . - doi : 10.1016/j.icarus.2009.09.011 . - .
  16. ↑ 1 2 Brown, Dwayne První půdní studie NASA Rover pomáhají otiskům prstů marťanským minerálům . NASA (30. října 2012). Datum přístupu: 31. října 2012. Archivováno z originálu 3. června 2016.
  17. ↑ Carr, MH (2007) Mars: Surface and Interior in Encyclopedia of the Solar System, McFadden, L.-A. a kol., Eds., Academic Press: San Diego, CA, str. 321.
  18. ↑ Mojave Martian Simulant: A New Martian Soil Simulant . — Lunární a planetární věda XXXVIII, 2007.
  19. ↑ JSC Mars-1: Simulátor marťanského regolitu . - Lunar and Planetary Exploration XXVIII, 1997. Archivovaná kopie (odkaz není k dispozici) . Získáno 30. dubna 2019. Archivováno z originálu 10. září 2014. 
  20. ↑ Evoluce provincie Tharsis na Marsu: Význam heterogenní litosférické tloušťky a vulkanické výstavby  //  J. Geophys. Res. : deník. - 1982. - Sv. 87 , č. B12 . - S. 9755-9774 . - doi : 10.1029/JB087iB12p09755 . - .
  21. ↑ Ancient Geodynamics and Global-Scale Hydrology on Mars  (anglicky)  // Science : journal. - 2001. - Sv. 291 , č.p. 5513 . - S. 2587-2591 . - doi : 10.1126/science.1058701 . - . — PMID 11283367 .
  22. ↑ Carr, M. H (2007). Mars: Surface and Interior in Encyclopedia of the Solar System, 2nd ed., McFadden, L.-A. a kol. Eds. Elsevier: San Diego, CA, str. 319
  23. ↑ 1 2 3 Boyce, 2008
  24. ↑ Sopky Tharsis: Separační vzdálenosti, relativní stáří, velikosti, morfologie a hloubky pohřbu  //  J. Geophys. Res. : deník. - 1982. - Sv. 87 . - S. 9829-9838 . - doi : 10.1029/JB087iB12p09829 . — .
  25. ↑ Gazetteer of Planetary Nomenclature. . Získáno 6. července 2020. Archivováno z originálu dne 17. května 2019.
  26. ↑ Carr, 2006 , str. 54
  27. ↑ Cattermole, PJ Mars: The Mystery  Unfolds . - Oxford, UK: Oxford University Press , 2001. - S.  84 . — ISBN 978-0-19-521726-1 .
  28. ↑ Barlow, N. G. (2008). Mars: Úvod do jeho vnitřku, povrchu a atmosféry; Cambridge University Press: Cambridge, UK, str. 129.
  29. ↑ Polygenní erupce na Alba Patera, Mars:  Důkaz eroze kanálu na pyroklastických tocích  // Bulletin of Volcanology : deník. - Springer , 1988. - Sv. 50 , č. 6 . - str. 361-379 . - doi : 10.1007/BF01050636 . - .
  30. ↑ Williams, D.; R. Greeley. Hodnocení terénů s antipodálním dopadem na Marsu  (anglicky)  // Icarus . - Elsevier , 1994. - Sv. 110 , č. 2 . - S. 196-202 . - doi : 10.1006/icar.1994.1116 . - .
  31. ↑ Cattermole, PJ Mars: The Mystery  Unfolds . - Oxford, UK: Oxford University Press , 2001. - S.  71 . — ISBN 978-0-19-521726-1 .
  32. ↑ Cestovatelský průvodce po Marsu: Tajemné krajiny rudé planety  . — Dělník.
  33. ↑ Kiefer, W. Pod sopkou: gravitační důkaz pro vyhaslou magmatickou komoru pod Syrtis Major, Mars   : časopis . - 2002. - .
  34. ↑ Christensen , P. Mnoho tváří Marsu  // Scientific American  . - Springer Nature , 2005. - Červenec.
  35. ↑ Chronologie marťanských sopek // Lunární a planetární věda. - 1979. - T. X. - S. 2841-2859 . - .
  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, s. jedenáct.
  37. ↑ Vulkanismus v oblasti Noachis-Hellas na Marsu, 2 // Lunární a planetární věda. - 1978. - T. IX . - S. 3411-3432 . - .
  38. ↑ Williams, D. Vulkanická provincie Circum-Hellas, Mars: Přehled  // Planetary and Space Science  : journal  . - 2009. - Sv. 57 . - S. 895-916 . - doi : 10.1016/j.pss.2008.08.010 . - .
  39. ↑ Sisyphi Montes a jihozápadní Hellas Paterae: možný dopad, kryotektonické, vulkanické a plášťové tektonické procesy podél prstenců Hellas Basin . Archivováno 20. července 2013 na Wayback Machine
  40. ↑ Mouginis-Mark, PJ; Wilson, L.; Zuber, MT Fyzická vulkanologie Marsu // Mars / Kieffer, HH; Jakosky, BM; Snyder, CW; Matthews, čs. — Tucson: University of Arizona Press, 1992. - S.  434 . — ISBN 978-0-8165-1257-7 .
  41. ↑ Lávové kanály na jižním křídle Pavonis Mons . Získáno 30. dubna 2019. Archivováno z originálu 8. srpna 2012.
  42. ↑ Marťanský metan odhaluje, že rudá planeta není mrtvá planeta , NASA  (červenec 2009). Archivováno z originálu 16. ledna 2009. Staženo 7. prosince 2010.
  43. ↑ Mars Volcanoes Posssible Still Active, Pictures Show , Space.com  (22. prosince 2004). Archivováno z originálu 24. prosince 2010. Staženo 7. prosince 2010.
  44. ↑ 1 2 E. Hauber, P. Brož, F. Jagert, P. Jodłowski a T. Platz. Velmi nedávný a široce rozšířený čedičový vulkanismus na Marsu  //  Geophysical Research Letters : deník. - 2011. - 17. května ( roč. 38 , č. 10 ). - doi : 10.1029/2011GL047310 . — .
  45. ↑ Hrad Valles . Thermal Emission Imaging System (THEMIS) . Arizona State University (15. července 2002). Datum přístupu: 27. ledna 2016. Archivováno z originálu 16. října 2004. (přes archive.org)
  46. ↑ Fagents, F.A.; Thordarson, T. (2007). Vulkanické kužely bez kořenů na Islandu a na Marsu, v The Geology of Mars: Evidence from Earth-Based Analogs, Chapman, M., Ed; Cambridge University Press: Cambridge UK 151-177.
  47. ↑ Keszthelyi, LP, W. Jaeger L., CM Dundas, S. Martínez-Alonso, AS McEwen a MP Milazzo, 2010, Hydrovolcanic features on Mars: Předběžná pozorování z prvního Mars roku HiRISE imaging, Icarus, 205, 211 -229, doi: 10.1016/j.icarus.2009.08.020 Archivováno 24. září 2015 na Wayback Machine .
  48. ↑ Brož P. a E. Hauber, 2013, Hydrovulkanické tufové prstence a kužely jako indikátory freatomagmatických explozivních erupcí na Marsu, JGR-Planets, Volume 118, 8, 1656-1675, doi: 10.1002/ jgre.20115 Archived 2021 na Wayback Machine .
  49. ↑ Chapman, M.G.; Smellie, JL (2007). Porovnání vnitřních vrstev Marsu a pozemských sub-ledových sopek: Pozorování a interpretace podobných geomorfických charakteristik v geologii Marsu: Evidence from Earth-Based Analogs, Chapman, M., Ed; Cambridge University Press: Cambridge UK 178-207.
  50. ↑ Wolpert, Stuart. Vědec z UCLA objevuje deskovou tektoniku na Marsu (nedostupný odkaz) . Yin, An . UCLA (9. srpna 2012). Získáno 15. srpna 2012. Archivováno z originálu 14. srpna 2012. 
  51. ↑ demonstrace deskové tektoniky . planety Ucla. Archivováno 16. listopadu 2015 na Wayback Machine
  52. ↑ Yin, An. Strukturální analýza zlomové zóny Valles Marineris: Možný důkaz rozsáhlých stávkových skluzů na Marsu  //  Lithosphere: journal. - Geological Society of America, 2012. - Červen ( vol. 4 , č. 4 ). - str. 286-330 . - doi : 10.1130/L192.1 .
  53. ↑ Neal-Jones, Nancy. Nová mapa poskytuje více důkazů Mars kdysi jako Země . Goddard Space Flight Center . NASA (12. října 2005). Získáno 13. srpna 2012. Archivováno z originálu 14. září 2012.
  54. ↑ Hargraves, Robert B.; Ade-Hall, James M. Magnetické vlastnosti separovaných minerálních fází v neoxidovaných a oxidovaných islandských bazaltech   // American Mineralogist : deník. - 1975. - Sv. 60 . - str. 29-34 .
  55. ↑ Marťanský vnitřek: Paleomagnetismus . Mars Express . Evropská kosmická agentura (4. ledna 2007). Staženo 30. dubna 2019. Archivováno z originálu 24. března 2012.
  56. ↑ Vulkanismus na Marsu (nedostupný odkaz) . Staženo 30. dubna 2019. Archivováno z originálu 28. března 2010. 
  57. ↑ Geologie Marsu - vulkanismus . Získáno 30. dubna 2019. Archivováno z originálu 17. června 2017.
  58. ↑ Zemská desková tektonika může tvarovat Mars, uzavírá výzkumník . Získáno 30. dubna 2019. Archivováno z originálu dne 20. června 2015.

Literatura

Odkazy