Геологія Марса

Матеріал з Вікіпедії — вільної енциклопедії.
Перейти до навігації Перейти до пошуку
Generalised geological map of Mars[1]

Геологія Марса - вивчає поверхню, кору і внутрішню частину планети Марс, зокрема склад, структуру, історію і фізичні процеси, які формують планету. Геологія Марса аналогічна області земної геології. У планетарній науці термін геології використовується в найширшому розумінні і означає вивчення твердих частин планет. Термін включає в себе аспекти геофізики, геохімії, мінералогії, геодезії і картографії[2] .

Загальний опис[ред. | ред. код]

У минулому на Марсі, як і на Землі, відбувався рух літосферних плит. Це підтверджується особливостями магнітного поля Марса, місцями розташування деяких вулканів, наприклад, в провінції Фарсіда, а також формою долини Маринер [3].

Геологічна карта Марса:
Mars - Geologic Map (USGS; July 14, 2014) (Full Image).[4][5][6]

Сучасний стан справ, коли вулкани можуть існувати набагато більш тривалий час, ніж на Землі, і досягати гігантських розмірів, говорить про те, що зараз даний рух швидше відсутній. На користь цього говорить той факт, що щитові вулкани зростають у результаті повторних вивержень з одного і того ж жерла протягом тривалого часу. На Землі через рух літосферних плит вулканічні точки постійно змінювали своє положення, що обмежувало зростання щитових вулканів і, можливо, не дозволяло досягти їм такої висоти, як на Марсі. З іншого боку, різниця в максимальній висоті вулканів може пояснюватися тим, що через меншу силу тяжіння на Марсі можлива побудова більш високих структур, котрі не обрушилися б під власною вагою [7].

Можливо, на планеті є слабка тектонічна активність, що приводить до утворення спостережуваних з орбіти пологих каньйон ів[8].

Порівняння будови Марса та інших планет земної групи..

Сучасні моделі внутрішньої будови Марса припускають, що Марс складається з кори з середньою товщиною 50 км (максимальна оцінка 125 км)[9], силікатної мантії і ядра радіусом 1480 км[9]-1800 км[10]. Щільність в центрі планети повинна досягати8,5 г/см³. Ядро частково рідке і складається в основному із заліза з домішкою 14—18 % (за масою) сірки[10], причому вміст легких елементів вдвічі вище, ніж в ядрі Землі. Згідно з сучасними оцінками, формування ядра збіглося з періодом раннього вулканізму і тривало близько мільярда років. Приблизно водночас зайняло часткове плавлення мантійних силікатів[7]. Через меншої сили тяжіння на Марсі діапазон тисків у мантії Марса набагато менше, ніж на Землі, а значить, в ній менше фазових переходів. Передбачається, що фазовий перехід олівіну в шпінелевих модифікацію починається на досить великих глибинах — 800 км (400 км на Землі). Характер рельєфу та інші ознаки дозволяють припустити наявність астеносфери, що складається із зон частково розплавленого речовини [11]. Для некоторых районов Марса составлена подробная геологическая карта[12].

Глобальна мозаїка з 102 знімків, отриманих штучним супутником Марса «Вікінг-1» 22 лютого 1980.

Згідно зі спостереженнями з орбіти і аналізу колекції марсіанських метеоритів, поверхня Марса складається головним чином з базальту. Є деякі підстави припускати, що на частині марсіанської поверхні матеріал є більш кварцовим, ніж звичайний базальт, і може бути подібний андезитним каменям на Землі. Однак ці ж спостереження можна тлумачити на користь наявності кварцового скла. Значна частина більш глибокого шару складається з зернистого пилу оксиду заліза[13][14].

Магнітне поле[ред. | ред. код]

У Марса було зафіксовано слабке магнітне поле.

Згідно зі свідченнями магнетометр станцій «Марс-2» і «Марс-3», напруженість магнітного поля на екваторі становить близько 60 гам, на полюсі 120 гам, що в 500 разів слабше земного. За даними АМС «Марс-5», напруженість магнітного поля на екваторі становила120 гамм, що в 500 раз слабше земного. За даними АМС «Марс-5», напруженість магнітного поля на екваторі становила 64 гами, а магнітний момент планетарного диполя — 2,4×1022 Ерстед ·см2[15].

Магнітне поле Марса.

Магнітне поле Марса вкрай нестійке, в різних точках планети його напруженість може відрізнятися в 1,5-2 разів, а магнітні полюси не збігаються з фізичними. Це говорить про те, що залізне ядро Марса знаходиться у порівняльній нерухомості по відношенню до його кори, тобто механізм планетарного динамо, відповідальний за магнітне поле Землі, на Марсі не працює. Хоча на Марсі немає стійкого всепланетного магнітного поля [16], спостереження показали, що частини планетної кори намагнічені і що спостерігалася зміна магнітних полюсів цих частин в минулому. Намагніченість даних частин виявилася схожою на смугові магнітні аномалії у світовому океані [17].

З теорії, опублікованій в 1999 році і перевірену в 2005 році (за допомогою безпілотної станції «Марс Глобал Сервейор»), ці смуги демонструють тектоніку плит 4 мільярди років тому - до того, як динамо-машина планети припинила виконувати свою функцію, що послужило причиною різкого ослаблення магнітного поля[18]. Причини такого різкого ослаблення неясні. Існує припущення, що функціонування динамо-машини 4 млрд. років тому пояснюється наявністю астероїда, який обертався на відстані 50-75 тисяч кілометрів навколо Марса і викликав нестабільність в його ядрі. Потім астероїд знизився до межі Роша і зруйнувався [19]. Тим не менш, це пояснення саме містить неясні моменти і оскаржується в науковому співтоваристві [20].

Геологічна історія[ред. | ред. код]

Згідно з однією з гіпотез, в далекому минулому в результаті зіткнення з великим небесним тілом сталася зупинка обертання ядра [21], а також втрата основного обсягу атмосфери. Втрата легких атомів і молекул з атмосфери - наслідок слабкого тяжіння Марса. Вважається, що втрата магнітного поля сталася близько 4 млрд. років тому. Внаслідок слабкості магнітного поля сонячний вітер практично безперешкодно проникає в атмосферу Марса, і багато з фотохімічних реакцій під дією сонячної радіації, які на Землі відбуваються в іоносфері і вище, на Марсі можуть спостерігатися практично біля самої його поверхні.

Геологічну історію Марса поділяють на донойський час та три періоди: нойський, гесперійський та амазонський[22].

  • Донойський час: від утворення планети до 4,18–4,08 млрд років тому. Тоді Марс мав магнітне поле. Наприкінці того часу з'явилися низовини північної полярної області.
  • Нойський період: від 4,18–4,08 до 3,74–3,50 млрд років тому. Поділений на 3 епохи (ранньонойську, середньонойську та пізньонойську). На початку періоду відбувалося інтенсивне астероїдне бомбардування; з'явилися басейни рівнин Еллада та Аргір. Пізніше розпочався ріст вулканічного нагір'я Тарсис. Інтенсивно формувалися річкові долини.
  • Гесперійський період: від 3,74–3,50 до 3,46–2,0 млрд років тому. Поділений на 2 епохи. На початку періоду йшло активне рифтоутворення в долинах Марінера та лабіринті Ночі. Тривали вулканічні виверження (зокрема, на нагір'ї Елізій). З'явилися річкові русла, що впадають у рівнину Хриса.
  • Амазонський період: від 3,46–2,0 млрд років тому до сьогодні. Поділений на 3 епохи. На початку періоду — інтенсивне заповнення осадами північних низовин, а наприкінці — утворення шаруватих відкладень у полярних областях. Протягом більшої частини періоду тривали виверження вулканів Тарсиса та Елізія[22].

Див. також[ред. | ред. код]

Примітки[ред. | ред. код]

  1. P. Zasada (2013) Generalised Geological Map of Mars, 1:140.000.000, Source Link.
  2. Greeley, Ronald (1993). Planetary landscapes (вид. 2nd). New York: Chapman & Hall. с. 1. ISBN 0-412-05181-8. 
  3. NASA (2005-10-12). Plate Tectonics on Mars. ???. Архів оригіналу за 2012-02-02. Процитовано 2011-08-24. 
  4. Tanaka, Kenneth L.;Skinner, James A., Jr.; Dohm, James M.; Irwin, Rossman P., III; Kolb, Eric J.; Fortezzo, Corey M.; Platz, Thomas; Michael, Gregory G.; Hare, Trent M. (July 14, 2014). Geologic Map of Mars - 2014. USGS. Процитовано July 22, 2014. 
  5. Krisch, Joshua A. (July 22, 2014). Brand New Look at the Face of Mars. New York Times. Процитовано July 22, 2014. 
  6. Staff (July 14, 2014). Mars - Geologic map - Video (00:56). USGS. Процитовано July 22, 2014. 
  7. а б Максименко, Анатолий Васильевич. Марс. Архів оригіналу за 2011-08-21. Процитовано 2011-03-28. 
  8. Космос-журнал: Тектонические плиты Марса.
  9. а б Jacqué, Dave (September 26, 2003). APS X-rays reveal secrets of Mars' core. Argonne National Laboratory. Процитовано 2006-07-01. 
  10. а б Rivoldini A. et al. (June 2011). Geodesy constraints on the interior structure and composition of Mars. Icarus 213 (2): 451–472. Bibcode:2011Icar..213..451R. doi:10.1016/j.icarus.2011.03.024. 
  11. Внутреннее строение. Архів оригіналу за 2011-08-21. Процитовано 2011-03-27. 
  12. Leslie F. Bleamaster, David A. Crown. Geologic Map of Eastern Hellas Planitia Region (англ.). U.S. Department of the Interior. Архів оригіналу за 2011-08-21. Процитовано 2011-03-16. 
  13. Christensen P. R. et al. (2003-06-27). Morphology and Composition of the Surface of Mars: Mars Odyssey THEMIS Results. Science 300 (5628): 2056–2061. PMID 12791998. doi:10.1126/science.1080885. 
  14. Golombek M. P. (2003-06-27). The Surface of Mars: Not Just Dust and Rocks. Science 300 (5628): 2043–2044. PMID 12829771. doi:10.1126/science.1082927. 
  15. Бронштэн В. А., 1977, с. 90-91
  16. Valentine, Theresa; Amde, Lishan (2006-11-09). Magnetic Fields and Mars. Mars Global Surveyor @ NASA. Архів оригіналу за 2011-08-21. Процитовано 2009-07-17. 
  17. Douglas Isbell, Bill Steigerwald. Magnetic stripes preserve record of ancient Mars. Mars Global Surveyor MAG/ER Press Release: 99-56 // NASA
  18. New Map Provides More Evidence Mars Once Like Earth. NASA/Goddard Space Flight Center. Архів оригіналу за 2011-08-21. Процитовано 2006-03-17. 
  19. Jafar Arkani-Hamed. Did tidal deformation power the core dynamo of Mars?(англ.) // Icarus. — 2009. — Vol. 201. — P. 31—43. — DOI:10.1016/j.icarus.2009.01.005.
  20. Марс приобрёл и потерял магнитное поле из-за астероида. MEMBRANA. 2008-07-25. Архів оригіналу за 2011-08-21. Процитовано 2011-08-07. 
  21. Ретроградный астероид мог вызвать магнитное поле Марса
  22. а б Tanaka K.L., Hartmann W.K. Chapter 15 – The Planetary Time Scale // The Geologic Time Scale / F. M. Gradstein, J. G. Ogg, M. D. Schmitz, G. M. Ogg. — Elsevier Science Limited, 2012. — P. 275–298. — ISBN 978-0-444-59425-9. — DOI:10.1016/B978-0-444-59425-9.00015-9.