Amazoniană

De la Wikipedia, enciclopedia liberă.
Salt la navigare Salt la căutare

Amazonia este ultima dintre cele trei perioade geologice de pe Marte . Se extinde de la aproximativ 3 (1,8 / 1,5) miliarde de ani în urmă până astăzi, cuprinzând două treimi din istoria planetei și cuprinzând, prin comparație, de la jumătate din arheanul terestru până în prezent.

Corelarea unităților de hărți ale hărții geologice Marte (2014).
Corelații ale unităților cartografice prezente pe harta geologică a Marte la 20.000.000 eliberate de USGS (2014). Rețineți unitatea indicată de acronimul Ave (al clădirii vulcanice din Amazonia) cu care sunt marcate clădirile vulcanice mari prezente în Tharsis .

Acest interval de timp vede Marte cu un mediu rece, uscat și oxidant. [1] În ciuda perioadei lungi, schimbările geomorfologice de suprafață sunt reprezentate de procese modeste și sporadice de craterizare a impactului concentrate la nivel regional, [2] de tectonică și vulcanism. Acestea din urmă , împreună cu activitatea fluvială și glacial [3] [4] [5] sugerează că ratele depozitionale de material și cantitățile cumulative de modificare geologice cu privire la hesperiană epoci au fost reduse semnificativ, [6] [7] ca s-a întâmplat pentru ratele de eroziune scăzute, cu degradare atmosferică constantă în continuitate cu perioada anterioară. [6]

Deși limitate într-o oarecare măsură, consecințele ratelor de depozit scăzute au fost efectele unor procese exogene, cum ar fi cele glaciare și eoliene. De fapt, acestea au devenit mai evidente decât în ​​epocile anterioare. Astfel, trăsăturile distinctive ale amazoniene devin dovada abundentă a acțiunii gheții, în special în latitudinile medii-înalte și acele procese conduse de variațiile oblicității axei marțiene, chiar dacă acestea au avut loc probabil de-a lungul istoriei planetei. . [8] Depozitele stratificate polare, de exemplu, furnizează în principal o evidență a evenimentelor recente, dar înregistrări similare anterioare probabil că s-ar fi putut acumula episodic la polii pe parcursul perioadei și posibil chiar mai devreme, cum ar fi, de exemplu, în Esperiano , în Dorsa. Formația Argentea [9], deși a fost modificată sau ștearsă ulterior.

Cea mai recentă versiune a hărții geologice de 20.000.000 lansată de USGS (2014) raportează activitate vulcanică în Amazon, care a văzut înființarea celor mai mari structuri de scut din regiunea Tharsis , și anume Olympus , Alba , Ascraeus , Pavonis și Arsia Montes.

Originea numelui

Numele derivă din Amazonis Planitia .

Caracteristici

Activitate vulcanica

Comparativ cu Esperiano , amazonianul a înregistrat o scădere bruscă a activităților geologice, inclusiv a erupțiilor vulcanice.

Tharsis Bulge.
Imaginea arată umflătura din Tharsis , unde există o parte a clădirilor vulcanice prezente pe Marte care au crescut în Amazon împreună cu zonele periferice ale Elysium Mons.

Activitatea endogenă a avut loc în mare parte în părțile centrale și periferice ale Tharsis , Elysium și Alba Mons , unde marii vulcani scut au continuat să crească și câmpiile de lavă s-au acumulat din perioada anterioară. [2] Acest lucru a făcut posibilă cartarea celor mai mari vulcani scut ca o unitate a clădirii vulcanice amazoniene (simbolistica Ave în harta USGS la 20.000,00). Vârsta materialelor îngropate în interiorul acestor clădiri este necunoscută și ar putea fi Esperiană sau chiar mai devreme, având în vedere că câmpiile de lavă care înconjoară răsăritul Tharsis datează cel puțin din ultima epocă noahiană .

Volumul estimat al zăcămintelor sugerează că rata medie de erupție a scăzut de la aproximativ 1 km 3 / an în ' Esperiano aproximativ 0,1 km 3 / an nell'Amazzoniano. [10] Acestea sunt, totuși, rate medii. Gruparea vârstelor craterelor de impact, centrată doar la anumite date, sugerează că rata erupției a fost extrem de episodică, [11] [12] [13] observare susținută de natura episodică a formării calderelor pe vulcanii scutori majori. [14]

Câmpiile extinse de lavă din Amazonia sunt morfologic distincte de câmpiile echivalente ale Esperiano . Acestea ( Lunae , Solis , Chryse , Hesperia , Syrtis Major , Hellas Planitia etc.) au în general numeroase creste ondulate și puține structuri de curgere primară. Dimpotrivă, majoritatea câmpiilor din ultima perioadă au puține creste, dar numeroase structuri vulcanice primare atribuite fronturilor de curgere, canalelor de lavă și liniilor de găuri de pe vârfurile tuburilor de lavă. Raritatea crestelor poate reflecta concentrația multor fluxuri amazoniene în zona centrală a Tharsis, unde tensiunile de compresiune datorate umflăturii sunt mai mici decât în ​​regiunile periferice, deși una dintre câmpiile mai tinere, Amazonis Planitia , periferică spre partea de sus, prezintă câteva creste de suprapunere. Alternativ, lipsa crestelor ondulate poate fi produsă într-un stadiu avansat, din cauza îngroșării evolutive a litosferei. Contrastul din abundență al crestelor în caracteristicile morfologice ale fluxului primar este mai dificil de înțeles, reflectând probabil diferențele în proprietățile lavei sau în condițiile eruptive, cum ar fi conținutul volatil, temperatura, stilul de emisie (fisurare sau sursă punctuală) ), regional în așteptare etc. De exemplu, ar putea fi legat de stilul de curgere bazaltică aparent al câmpiilor Esperian sugerat de lățimile digurilor recunoscute [15] comparativ cu volumele mai mici care sunt deseori extrudate din clădirile centrale, caracteristice bazinelor de magmă de mică adâncime. [14] [16]

Vârstele, care se întind pe zeci de milioane de ani, ale craterelor de impact pentru suprafețele vulcanice din Tharsis și Elysium [17] și cristalizarea de până acum 150 de milioane de ani de la meteoriții marțieni [18] sugerează că Marte a fost episodic activ, deși cu rate scăzute, în medie sute de milioane de ani. În special, o morfologie netedă și întunecată descoperită în Cerberus Fossae (lângă Elysium Planitia ), considerată a fi un depozit vulcanic, ar indica în continuare un anumit dinamism al agenților endogeni marțieni. Conformația geomorfologică are o lățime de 13 km, în formă de picătură și simetrică de-a lungul unei fisuri de emisie și ar putea fi rezultatul unei erupții piroclastice care a avut loc acum aproximativ 50.000 de ani. [19]

Activitatea glaciară

Gheața de apă a jucat probabil un rol semnificativ în schimbarea peisajului pentru o mare parte din istoria lui Marte [20] [21], deși efectele sale sunt cele mai evidente în amazoniană.

Se presupune existența unor depozite extinse rămase în zonele topografice joase în timpul marilor inundații din Esperiano [22] [23], motiv pentru care formarea circumpolară sudică Argentea Dorsa ar putea reprezenta un punct de colectare pentru o parte din această apă . [9] Zăcămintele bogate în gheață acoperă cea mai mare parte a suprafeței la latitudini medii-înalte, probabil prezente și la adâncime [24] datorită glaciațiilor care apar atât local, cât și regional și în diverse locuri, inclusiv centurile subequatoriale [25] . Mai mult, o mare parte din gheața aflată în prezent la poli pare să se fi acumulat în Amazonul târziu.

Astăzi, în latitudini medii-mari, gheața este instabilă la suprafață, deoarece temperaturile din timpul verii cresc peste punctul de îngheț. Cu toate acestea, fluctuațiile zilnice de temperatură se estompează rapid cu adâncimea, iar modelarea sugerează că gheața de apă este stabilă în multe locații la câteva zeci de centimetri de suprafață, cu adâncimea care variază în funcție de latitudine și de inerția termică a materialelor aflate deasupra. [26] La latitudini peste 60 °, măsurătorile produse de spectrometrul cu raze gamma și neutroni au detectat gheață la adâncimi de zeci de centimetri sub un strat anhidru, [27] [28] confirmat de landerul Phoenix [29] găsind o placă câțiva centimetri sub suprafață. Cu toate acestea, cantitatea detectată de sondele pe orbită și de rover și landers la suprafață prin măsurătorile lor s-a dovedit a fi mult mai mare decât cele prezise de modelele simple de difuzie a vaporilor de gheață în spațiile porilor din regolit , necesitând fie cantități enorme de depozite de gheață prin difuzie secundară [30] sau depozite primare de zăpadă și gheață și formarea suprafețelor de sublimare produse în timpul variațiilor climatice prin modificarea axei de rotație sau a orbitei . [31]

La latitudini mult sub 60 °, depozitele de gheață relativ mari nu sunt detectate de spectrometrele care orbitează, deși indicatorii geologici ai solului, cum ar fi solurile modelate [32] și găurile de sublimare [33] [34] , sunt prezente până la latitudini de 30 °. Observațiile sugerează că pot fi prezente cantități semnificative de gheață în apropierea suprafeței până la latitudini joase, cum ar fi 25 ° -30 °, la adâncimi prea adânci pentru a fi detectate de spectrometre sau sub câteva sute de kilometri de rezoluție a acestor instrumente.

Gheață de suprafață și cicluri de oblicitate pe Marte

Imaginea HiRISE de mai sus arată o mesa în regiunea Deuteronilus Mensae , plasată de-a lungul dihotomiei marțiene. Creșterea este înconjurată de învelișuri de resturi lobate, posibil bogate în gheață aproape pură, așa cum demonstrează instrumentul SHARAD . Atât vârful mesei, cât și suprafața acoperișurilor par a fi acoperite cu un material de acoperire, bogat în gheață, caracteristic latitudinilor medii. Se crede că au fost depuse acum aproximativ 10 milioane de ani, într-o perioadă de oblicitate ridicată. Luată la 9 martie 2010.

În perioadele de oblicitate ridicată, gheața tinde să fie ghidată de poli către latitudinile joase care trebuie depuse acolo. [35] [26] Opusul ar avea loc în perioadele cu oblicitate redusă. Astăzi, înclinația axei pare să oscileze între aproximativ 15 ° și 35 °, cu o medie de aproximativ 24 °, deși s-a estimat că media oblicității pe timp geologic a fost de 40 ° cu o probabilitate de 63% a ajuns la 60 de grade în ultimul miliard de ani. [8]

La oblicități mai mari de 54 ° rata medie de insolație la poli este mai mare decât la ecuator. Cea mai mare parte a insolației se primește în lunile de vară, când polii și fațadele pantelor polare situate în latitudinile medii sunt iluminate constant, provocând astfel amplificarea undei termice anuale care pătrunde mai adânc. [36] Aceasta înseamnă că gheața polară poate fi ușor mobilizată în perioadele de cea mai mare oblicitate și transportată către ecuator. Cu obliquitatea actuală, gheața de suprafață ar trebui să fie prezentă până la 40 ° latitudine, dar indicatorii glaciari indică prezența acesteia până la latitudini apropiate de 30 °, sugerând că gheața de la sol s-a echilibrat cu condițiile înalte mai frecvente. Prin urmare, este probabil ca configurația actuală a gheții polare să fie atipică, datorită depunerii gheții la latitudini mai mici, ceea ce este foarte comun în Amazon decât este sugerat de configurația sa actuală, o interpretare susținută de analiza statistică a istoriei polare gheață. obliquitate [8] și dovezi emergente pentru depozite de gheață nepolare semnificative din Amazon în multe depozite situate departe la latitudinile și longitudinile polilor. [37]

În majoritatea solurilor amazoniene, situate la latitudini cuprinse între 30 ° și 55 °, au fost observate acoperiri constând dintr-un strat subțire (aproximativ 10 m) de material, pentru a forma o suprafață tipic netedă, acolo unde este intactă, sau fină, unde este îndepărtată [33 ] . Acest lucru a fost interpretat ca un amestec de praf de gheață, depus într-o epocă recentă de oblicitate, mai mare de acum 0,4-2 milioane de ani, probabil acum în curs de eliminare. [31] [38] Depozitele similare cu resturile lobate, [39] [40] [41] adiacente celor mai abrupte pante, întotdeauna în benzile 30 ° -55 ° ale ambelor emisfere, sunt indicatori convingători ai prezenței gheții. [42] Împreună cu posibile morene de munte glaciare, relicve și situate la latitudine mai mică, acestea ar putea reflecta variațiile date de oblicitate asupra climei în timpul diferitelor episoade din amazoniană, [43] [31], deși este necesar să se țină seama de orice procese magmatice care ar fi putut contribui la schimbarea mediului. [3]

Ghețarii s-au format și în afara benzilor de latitudine de 30 ° -55 °, din epoca amazoniană. Pe flancurile de nord-vest ale Olimpului Mons și ale celorlalți vulcani mari Tharsis , mai multe caracteristici, inclusiv fluxuri lobate și morfologii în formă de evantai cu margini striate fin, sugerează că foștii ghețari au modificat suprafețele lăsând morene extinse pe câmpiile adiacente. [21] [25] [44] [45] [46] [47] Această origine glaciară este susținută de studii de modelare a circulației generale a atmosferei care indică faptul că flancurile vulcanilor din nord-vest sunt locuri preferate pentru precipitarea gheții în perioadele de oblicitate ridicată. [48] De fapt, modelele privind fluxurile glaciare, care utilizează poziția și cantitatea de precipitații prezise de modelele generale de circulație, produc depozite similare cu cele observate la suprafață. [49]

Craterele de impact asupra depozitelor de resturi descrise până acum au o gamă largă de conservare. Prin numărarea tuturor craterelor suprapuse, indiferent de starea lor, se obține o vârstă a fluxurilor de câteva sute de milioane de ani, [50] [51] [52] în timp ce numărul craterelor mici și proaspete oferă o estimare de câteva milioane de ani . [50] Aceste numărări indică, de asemenea, că șorțurile de resturi lobate care acoperă văile au început să se formeze cu cel puțin câteva sute de milioane de ani în urmă și că craterele au fost supuse episodic sau continuu degradării prin sublimare și alte procese. Ratele de degradare sunt astfel încât craterele mici (aproximativ 0,5 km) sunt păstrate timp de milioane de ani.

Depozitele polare

Straturile subțiri ale depozitelor polare oferă cea mai bună, completă, înregistrare a evenimentelor recente din punct de vedere geologic ale planetei. De fapt, acestea sunt mai bine documentate în amazonia târzie.

Acoperirea nordică este formată dintr-un depozit aproximativ centrat pe stâlp cu grosimi de până la 3 km, deasupra câmpiilor înconjurătoare din Vastitas Borealis . Numărul craterelor indică faptul că vârsta medie a suprafeței este de ordinul a 100.000 de ani. [53] Partea superioară a zăcămintelor se poate extinde până la 80 ° latitudine nordică; sunt înconjurate de un câmp vast de dune de nisip, în unele locuri bogate în cretă [54] a căror sursă ar putea proveni din depozite de bază [55] de vârstă incertă. Prospectarea radar și imaginile realizate de orbitari arată că stratificările subțiri ale părții superioare a depozitelor polare nordice pot fi urmărite la distanțe mari pe întreaga acoperire. [56]

Depozitele polare sudice par a fi mai complexe. [57] Cea mai mare grosime a acoperișului este de 3 km. Coincide cu partea centrală situată la aproximativ 5 ° de polul geografic [58] și este parțial înconjurată de depozite stratificate și antice mai subțiri, care se extind la diferite grade de latitudine inferioară. De exemplu, putem găsi depozitul mult mai vechi (de fapt o unitate geologică) expus, numit Formația Dorsa Argentea. Cu toate acestea, nu este întotdeauna posibil să se deducă vârsta. Cavi Angusti , adiacent Planum Australe , are modificări morfologice datorate gropilor și depresiunilor care se coalesc , care ar putea fi rezultatul îndepărtării gheții prin sublimare și criovolcanism sau chiar din activitatea vulcanică. [59] [60]

Numărul de cratere plasate pe suprafața centrală indică o vârstă de ordinul a 10 000 000 de ani. Diferența de timp față de capacul nordic ar putea depinde de diferențele de persistență a limitei de CO 2 reziduale în cei doi poli. [53]

Formarea stratificării a fost mult timp atribuită acumulărilor de praf și gheață modulate de mișcările orbitale și de rotație ale lui Marte ; [61] [62] aceasta este încă teoria predominantă. Cele mai slabe straturi reflectorizante ale undelor radar, detectate de instrumentul SHARAD , ar indica un conținut de doar 2% praf, în timp ce restul ar putea fi gheață; cele mai puternice reflectoare ar indica un conținut de până la 30% praf. [56]

Variațiile de oblicitate ar putea afecta depunerea și îndepărtarea gheții la poli și incidența furtunilor de nisip și, astfel, depunerea prafului. [63] În timp ce s-au încercat corelarea straturilor specifice cu variațiile recente ale oblicității, [64] corelațiile vor rămâne incerte până când eșantioanele sunt disponibile pentru datare. Cu toate acestea, stratificarea pare să reflecte evenimente recente din punct de vedere geologic, deși există incertitudine dacă întregul depozit de gheață polar nordic se pierde în perioadele cu cea mai mare oblicitate [65] sau dacă unele părți mai vechi pot rămâne protejate sub suprafață., Datorită unei întârziere în sublimare . [66] Absența unei înregistrări mai vechi este în concordanță cu interpretarea care se face pentru numeroasele caracteristici morfologice prezente în latitudinile medii: acestea sunt rezultatul îndepărtării gheții la latitudini mari și depuse la latitudini inferioare în perioadele de oblicitate ridicată.

Oricare ar fi evoluția polilor, acumularea și îndepărtarea depozitelor stratificate polare s-au produs probabil în mod repetat de-a lungul istoriei planetei. Drept urmare, avem doar înregistrări recente la Polul Nord, dar pot fi păstrate, probabil, înregistrări parțiale ale depozitelor mai vechi în emisfera sudică.

Gheața stratificată în apropierea Polului Sud marțian, așa cum arată aruncarea HiRISe din 10 august 2011. La fel ca și pe Pământ , placa de gheață sudică a Marte prezintă stratificare, atât de mult încât oamenii de știință îl numesc depozite stratificate din Polul Sud. Gheață conține informații despre trecut climele de pe Marte pentru care descifrarea acestor înregistrări a fost de zeci de ani unul dintre principalele obiective ale studiilor pe planetă. Această pantă, lângă marginea stratului de gheață sudic, arată straturile interioare care au această înregistrare climatică.

Activitatea fluvială

Deși perioada principală de formare a canalelor de ieșire sa încheiat la sfârșitul Esperiano, au fost identificate câteva canale probabile mai tinere, aparținând amazoniei. În Tharsis , canalele de drenaj tinere [67] [68] sunt asociate cu fosele Olympica cu o serie de fracturi innominate adiacente peretelui sud-estic al Olympus Mons . [69] Cele mai importante exemple de canale de drenaj sunt Athabasca , Grjota , Rahway și Marte Valles din sectorul sud-estic al Elizeului . Acestea prezintă cratere de impact care au o vârstă cuprinsă între 2 și 140 de milioane de ani în urmă [17] și unele câmpii joase, tăiate, cu craterele de 10 milioane de ani în urmă. [70] Toate canalele de drenaj atât în Tharsis, cât și în Elysium încep la fisurile de defect. Dacă ar fi de fapt de origine fluvială, acest lucru ar însemna că cel puțin în aceste locuri apa lichidă este prezentă adânc sub criosferă și poate fi eliberată la suprafață prin activitate tectonică sau evenimente de poziționare în bloc, [71] efecte de la agenți care încă acționează astăzi.

Au fost detectate foarte puține rețele de vale amazoniene. Canale neobișnuit de tinere se găsesc în Melas Chasma și la vest de capătul sudic al Echus Chasma . [72] Aici solurile disecate provin din Esperianul târziu (2,9 până la 3,4 miliarde de ani), în timp ce văile pot fi din ultima perioadă. În mod similar, unele văi, de origine neclară, de pe flancurile vulcanilor dens disecați, cum ar fi Hecates, pot proveni din amazoniană. [73] Cele mai importante rețele de vale sunt prezente fără echivoc în Alba Patera . Unele dintre aceste rețele arată o ierarhie care seamănă cu cea produsă de sistemele fluviale terestre, dar intercalate între aceste rețele sunt canale clar formate din lavă, astfel încât rolul precipitațiilor apei în formarea acestor văi rămâne incert. Dacă este dat de precipitații, o posibilitate este că depozitele de gheață acumulate în perioadele de oblicitate ridicată s-au format din cauza decongelării. [36] Alte posibile văi amazoniene pot apărea la nivel local, ca în Lyot. [74]

Zăvoarele sunt de departe cele mai comune trăsături ale amazonianului. Ele constau, de obicei, dintr-un arc superior în formă de alcovă care se învârte spre capăt pentru a converge pe unul sau mai multe canale care se extind mai departe în jos, terminându-se într-un ventilator de resturi. [75] Acestea sunt în mare parte de ordinul metri până la zeci de metri lățime, cu sute de metri lungime și sunt comune pe versanți abrupți în benzile de latitudine în jur de 30 ° -60 °, în special în emisfera sudică, unde sunt găsite pe pante orientate spre pol, cel puțin la latitudini cuprinse între 30 ° și 45 °. [76] [77] [78] [74] Originea lor este controversată. Deși atribuit inițial infiltrării apelor subterane, acest lucru pare acum puțin probabil având în vedere criosfera groasă probabilă în întreaga mare parte a Amazonianei și prezența comună a râurilor în locații în care apa subterană este puțin probabilă, cum ar fi pe versanții din jurul mezelor , vârfurilor centrale și până la crestele marginea craterelor. Pierderea masei uscate ar putea contribui la formarea lor, dar chiar și acest lucru pare puțin probabil, deoarece multe dintre gulii tăiate prin borduri de stâncă. Acțiunile de eroziune eoliană sau fluxul de gheață par a fi excluse din geneza lor, în timp ce eroziunea lichidă sau gazoasă de dioxid de carbon pare exclusă din relațiile de stabilitate a elementelor. [79] Toate atributele morfologice sunt în concordanță cu eroziunea apei, astfel că există un consens larg cu privire la originea lor, deși dezbaterea continuă asupra cantității de apă implicată și rolul acesteia în eroziunea și depunerea efectivă. În zonele muntoase din sud situate la latitudini medii, unde cele mai multe râuri apar pe flancurile canalelor, temperaturile medii zilnice de vară pot varia de la 220 K la 230 K menținând presiunile de suprafață sub punctul triplu al apei. Deși apa lichidă poate exista temporar în astfel de condiții, în special în prezența sărurilor, este puțin probabilă acumularea unui lichid suficient pentru a eroda unele canale și, deși depozitele limpezi nou formate asociate cu pantele ravinei au fost atribuite apei lichide, [80] o alternativă plauzibilă este că aceste depozite sunt pur și simplu avalanșe de praf. [81] Zăvoarele derivă cel mai probabil din prezența temporară a apei produse de topirea zăpezii și a gheții depuse la latitudini medii în perioade de oblicitate ridicată. [31] Această origine este susținută de studii de modelare, [36] [82] de observații ale asociațiilor de badlands cu depozite glaciare foarte tinere, care sunt, de asemenea, siturile acumulării actuale de gheață de apă [37] și de observații ale canalelor emergente de jos ceea ce pare a fi depozite de gheață pe versanți abrupți. [83]

Vârsta zăvorilor nu poate fi ușor determinată din cauza suprafeței mici, dar studii recente au reușit să își lege activitatea cu markeri stratigrafici mai răspândiți ( dune , [84] și jecta [85] ) ale căror vârste sugerează că au fost activi în trecut geologic foarte recent, în concordanță cu formarea lor datorită topirii acoperirilor bogate în gheață în funcție de latitudine. [34] [31]

Activitatea fluvială din ultimii 3 miliarde de ani din istoria Marte a fost mai mică decât în ​​perioadele anterioare și limitată în principal la erupții rare de acvifere, formațiuni foarte rare de rețele de vale și gulii în pante abrupte, variind în intervalul de latitudine, probabil din topirea gheții în perioadele de cea mai mare oblicitate.

Procesul eolian

Efectele procesului eolian, vântul, sunt omniprezente. Dunele sunt prezente în aproape fiecare imagine a suprafeței planetei. Cu toate acestea, conservarea texturilor primare asupra fluxurilor vulcanice și a impactului provocat de impact meteoric sugerează că eroziunea de suprafață a rocii primare produsă de vânt a fost banal și că efectul principal produs de vânt a fost de a reface inconsecvența fragmentat materiale..

Suprafețele gravate, craterele de piedestal, acumulările de cratere, dune și depozite groase, ca în formațiunea Medusae Fossae , cu suprafețe canelate și yardangs sunt dovada mișcării continue a materialului liber pe suprafața lui Marte . Resturile fragmentare, formate în principal din nisipuri bazaltice și sulfați, sunt probabil de origine diferită, rezultatul unei varietăți de procese, cum ar fi impactul corpurilor, vulcanismul, eroziunea de către agenții atmosferici și evaporarea cu acumulare și eroziune survenită în mare parte a istoriei. a planetei. [86]

Acoperiți depozitele

Marte are, de asemenea, depozite extinse marcate în diagrama USGS 20.000.000 ca teren de acoperire. Sunt incluse alunecări de teren și prăbușiri precum cele care au avut loc în Valles Marineris și care probabil au continuat pe tot Amazonul. [87] Printre materialele de acoperire sunt, de asemenea, considerate solurile de tranziție din amazoniană și esperiană, care au continuat să se acumuleze pe parcursul ultimei perioade datorită depunerii cauzate de căderea vulcanică în aer și de refacerea vântului. [88] [89] [90] [91]

Epoci

În prezent, amazonia este împărțită în trei ere: inferioară, mijlocie și superioară (sau, dar totuși aceeași, joasă, medie și înaltă). În lucrarea USGS 20.000.000, lansată în 2014, sunt raportate vârstele limitei inferioare indicate de Michael din 2013, [92] pe baza sistemelor cronologice Hartmann ( iterație 2004) și Neukum (2001), derivate din densitățile de referință craterizare obținută de la Tanaka (1986), actualizată de Werner și Tanaka în 2011. [93]

Epoca epocilor amazoniene (în ga din prezent)
Michael (2013)
Începutul veacurilor Din Neukum (2001) Din Hartmann (iterație 2004)
Amazoniană superioară 0,328 0,274
Amazoniană medie 1.23 1,03
Amazonia inferioară 3.37 3.24

Amazonia inferioară

Este prima eră a amazonianului. Tectonica modestă a însoțit zone în care vulcanismul și sedimentarea par să fi contribuit la încărcătura crustală locală. Nord - est de Alba Mons , prelungirile nordice ale înguste, aliniate dens grabene au tendința de a diseca superioare a Esperiano unitatea de câmpie. Sistemul general de defectare care deformează structura ar putea fi rezultatul unei rupturi regionale induse de hotspot, producând flotabilitatea scutului de la Alba Mons . [94] [95] cu direcții nord-vest-sud-est și, de asemenea, locale. Mai mult, tensiunile forțate gravitaționale derivate din scutul imens ar fi putut provoca răspândirea defectelor și spre câmpiile nordice, înainte de construirea vârfului clădirii. [96] În nord-vestul muntelui, creste ondulate orientate în jurul circumferinței vulcanului s-ar fi putut forma ca răspuns la încărcătura litosferică impusă de creșterea scutului și de sarcina totală a bombei Tharsis . [97] [98] [99] În mod similar, creastele ondulate asociate cu Utopia planitia și Isidis planitia , ar putea deriva din supraîncărcarea datorată poziționării depozitelor vulcanice, a câmpiilor și a bazinului și poate pentru solurile de tranziție între câmpiile și podișurile depuse anterior; deformarea ar fi putut începe în Esperian (sau chiar în Noachian ) și să continue până în prima perioadă a Amazonianului. [100] [99] [101] [66] Bazinele de impact Galle și Lyot, fiecare cu aproximativ 220 km în diametru, s-au format, de asemenea.

Amazoniană medie

Este a doua eră a amazonianului. L'epoca si colloca nel mezzo del periodo basandosi sulle relazioni di sovrapposizione tra depositi adiacenti alle aree e sul conteggio dei crateri. [102] I terreni che la rappresentano ricoprivano precedentemente buona parte delle pianure settentrionali, ma questi sembrano essere stati rimossi, [103] come testimoniato dagli estesi tumuli e le mesas entrambi sormontati da crateri rimanenti, comunemente denominati crateri piedistallo. [104]

Altrove, l'attività geologica dell'Amazzoniano medio include la prosecuzione del vulcanismo, ridotto alle sole regioni di Tharsis ed Elysium [105] [106] e forse nella zona di transizione degli altopiani che caratterizzano l'emisfero meridionale, [107] nello sviluppo dei sedimenti di copertura presso Olympus Mons e Valles Marineris e lungo la fascia di transizione altopiano-pianura. Non sono state trovate prove di tettonica se non in maniera scarsa. [108]

Amazzoniano superiore

È l'ultima epoca dell'Amazzoniano. Questa include una copertura sostanziale delle parti basse di Amazonis Planitia da colate laviche scarsamente craterizzate provenienti a sud-ovest di Olympus Mons e campi di flusso vulcanico posti a sud ea est di Elysium , emessi da Cerberus Fossae . [109] [68] [110] [3] [111] [112] [105] [106] Parte di quest'ultimi raggiungono Amazonis Planitia e Arcadia Planitia , dove si sovrappongono ai flussi vulcanici più antichi così come ai terreni di transizione e di pianura. Come depositi vulcanici ritroviamo anche i campi vulcanici composti da gruppi di piccoli scudi basaltici, linee fessurali di emissione di flussi lavici presenti nelle parti centrali di Tharsis e nei pressi di Cerberus Fossae , comunemente lungo raggruppamenti di graben. [113] [111] [105] In genere le forme tettoniche (come graben e creste corrugate) sono limitate alle regioni vulcaniche seguendo pattern di deformazione precedentemente impostati e quindi più antichi. Tra i depositi del tardo Amazzoniano possiamo ricordare quelli polari [61] [62] [114] [115] [116] a loro volta sovrastati dai ghiacci residui di calotta formati, da anidride carbonica posti al di sopra di ghiaccio di acqua. [117] Presente a livello globale si ritrovano le dune di sabbia con estesi cumuli a circondare Planum Boreum , oppure a formare zone dunali [118] e depositi glaciali come quelli presenti lungo i fianchi da ovest a nord-ovest dei Monti Tharsis e Olympus Mons . [119] [120] [121] In particolare questi depositi vengono interpretati essere morene di caduta prodotte da ghiacciai a base fredda. [25]

Note

  1. ^ Bibring J.-P., Langevin Y., Mustard JF, Poulet F., Arvidson R., Gendrin A., Gondet B., Mangold N., The OMEGA Team, 2006, Global mineralogical and aqueous Mars history derived from OMEGA/Mars Express data. , in Science , vol. 312, 2006, pp. 400-404.
  2. ^ a b Hartmann WK e Neukum G., Cratering chronology and the evolution of Mars , in Space Sci. Rev. , vol. 96, 2001, pp. 165-194, DOI : 10.1023/A:1011945222010 .
  3. ^ a b c Dohm JM, Anderson RC, Barlow NG, e altri 19, Recent geological and hydrological activity on Mars—The Tharsis/Elysium corridor , in Planetary and Space Science , vol. 56, n. 7, 2008, pp. 985-1013, DOI :doi:10.1016/j.pss.2008.01.001 .
  4. ^ Neukum G., Basilevsky AT, Kneissl T., e altri 6, The geologic evolution of Mars—Episodicity of resurfacing events and ages from cratering analysis of image data and correlation with radiometric ages of Martian meteorites , in Earth and Planetary Science Letters , 294,, 2010, pp. 204–222, DOI : 10.1016/j.epsl.2009.09.006 .
  5. ^ Grant JA e Wilson SA, Late alluvial fan formation in southern Margaritifer Terra, Mars , in Geophysical Research Letters , vol. 38, L08201, 2011, DOI : 10.1029/2011GL046844 .
  6. ^ a b Golombek MP, Grant JA, Crumpler L., Greeley R., Arvidson R., Bell III JF, Weitz CM, Sullivan R., Christensen PR, Soderblom LA, Squyres SW, Erosion rates at the Mars Exploration Rover landing sites and long-term climate change on Mars , in J. Geophys. Res. , vol. 111, 2006, DOI : 10.1029/2006JE002754 .
  7. ^ Tanaka KL, Robbins SJ, Fortezzo CM, Skinner JA, Jr. e Hare TM, The digital global geologic map of Mars—Chronostratigraphic ages, topographic and crater morphologic characteristics, and updated resurfacing history , in Planetary and Space Science , vol. 95, 2014, pp. 11-24, DOI :doi:10.1016/j.pss.2013.03.006 .
  8. ^ a b c Laskar J., Correia ACM, Gastineau M., e altri 3, Long term evolution and chaotic diffusion of the insolation quantities of Mars , in Icarus , vol. 170, 2004, pp. 343-364, DOI : 10.1016/j.icarus.2004.04.005 .
  9. ^ a b Head JW III e Pratt S., Extensive Hesperian-aged south polar ice sheet on Mars—Evidence for massive melting and retreat, and lateral flow and ponding of meltwater , in Journal of Geophysical Research , vol. 106, E6, 2001, pp. 12275-12299.
  10. ^ Greeley R. e Schneid BD, Magma generation on Mars: amounts, rates, and comparisons with Earth, Moon, and Venus , in Science , vol. 254, 1991, pp. 996-998.
  11. ^ Neukum G., Jaumann R., Hoffman H., Hauber E., Head JW, Basilevsky AT, Ivanov BA, Werner SC, van Gasselt S., Murray JB, McCord TB, the HRSC Co-Investigator Team, Recent and episodic volcanic and glacial activity on Mars revealed by the High Resolution Stereo Camera , in Nature , vol. 432, 2004, pp. 971-979.
  12. ^ Neukum G., Basilevsky AT, Chapman MG, Werner SC, van Gasselt S., Jaumann R., Hauber E., Hoffman H., Wolf U., Head JW, Greeley R., McCord TB, the HRSC Co-Investigator Team, The geologic evolution of Mars: episodicity of resurfacing events and ages from cratering analysis of image data and correlation with radiometric ages of martian meteorites , in Lunar and Planetary Science Conference XXXVIII, abstract , 2007, p. 2271.
  13. ^ Werner SC, The global martian volcanic evolutionary history , in Icarus , vol. 201, 2009, pp. 44-68, DOI : 10.1016/j.icarus.2008.12.019 .
  14. ^ a b Wilson L., Scott ED e Head JW, Evidence for episodicity in the magma supply to the large Tharsis volcanoes , in J. Geophys. Res. , vol. 106, 2001, pp. 1423-1433.
  15. ^ Head JW, Wilson L., Dickson JL, Neukum G., The Huygens–Hellas giant dike system on Mars: implications for Late Noachian–Early Hesperian volcanic resurfacing and climatic evolution , in Geology , vol. 34, 2006c, pp. 285-288, DOI : 10.1130/G22163.1 .
  16. ^ Wilson L. e Head JW, Mars: review and analysis of volcanic eruption theory and relationships to observed landforms , in Rev. Geophys , vol. 32, 1994, pp. 221-263.
  17. ^ a b Berman DC e Hartmann WK, Recent fluvial, volcanic, and tectonic activity on the Cerberus Plains of Mars , in Icarus , vol. 159, 2002, pp. 1-17, DOI : 10.1006/icar.2002.6920 .
  18. ^ McSween Jr. HY, The rocks of Mars , in Meteorit. Planet. Sci. , vol. 37, 2002, pp. 7-25.
  19. ^ Segni particolari di attività vulcanica su Marte , su globalscience.it .
  20. ^ Kargel JS e Strom RG, Ancient glaciation on Mars , in Geology , vol. 20, 1992, pp. 3-7.
  21. ^ a b Lucchitta BK, Mars and Earth: comparison of cold climate features , in Icarus , vol. 45, 1981, pp. 264–30e.
  22. ^ Kargel JS, Baker VR, Beget JE, Lockwood JF, Pewe TL, Shaw JS, Strom RG, Evidence of ancient continental glaciation in the Martian northern plains , in J. Geophys. Res , vol. 100, 1995, pp. 5351-5368.
  23. ^ Kreslavsky MA e Head JW, Fate of outflow channel effluents in the northern lowlands of Mars: the Vastitas Borealis Formation as a sublimation residue from frozen ponded bodies of water , in J. Geophys. Res , vol. 107, n. 5121, 2002, DOI : 10.1029/2001JE001831. .
  24. ^ Clifford SM, A model for the hydrologic and climate behavior of water on Mars , in J. Geophys. Res. , vol. 98, 1993, pp. 10973-11016.
  25. ^ a b c Head JW e Marchant DR, Cold-based mountain glaciers on Mars: western Arsia Mons , in Geology , vol. 31, 2003, pp. 641-644.
  26. ^ a b Mellon MT e Jakosky BM, The distribution and behavior of martian ground ice during past and present epochs , in J. Geophys. Res. , vol. 100, 1995, pp. 11781-11799.
  27. ^ Boynton WV, Feldman WC, Squyres SW, Prettyman TH, Brückne, J., Evans LG, Reedy RC, Starr R., Arnold JR, Drake DM, Englert PA, Metzger AE, Mitrofanov I., Trombka JI, d'Uston C., Wänke H., Gasnault O., Hamara DK, Janes DM, Marcialis RL, Maurice S., Mikheeva I., Taylor GJ, Tokar RL, Shinohara C., Distribution of hydrogen in the near surface of Mars: evidence for subsurface ice deposits , in Science , vol. 297, 2002, pp. 81-85, DOI : doi:10.1126/science.1073722 .
  28. ^ Feldman WC, Prettyman TH, Maurice S., Plaut JJ, Bish DL, Vaniman DT, Mellon MT, Metzger AE, Squyres SW, Karunatillake S., Boynton WV, Elphic RC, Funsten HO, Lawrence DJ, Tokar RL, Global distribution of near-surface hydrogen on Mars , in J. Geophys. Res. , vol. 109, E09006, 2004, DOI : 10.1029/2003JE002160 .
  29. ^ Smith PH, Water at the Phoenix landing site , in Lunar Planet. Sci. , vol. 40, 1329 abstract, 2009.
  30. ^ Mellon MT, Boynton WV, Feldman WC, Bandfield JL, et al., A prelanding assessment of the ice-table depth and ground ice characteristics inmartian permafrost at the Phoenix landing site , in J. Geophys. Res. , vol. 114, E3, 2008, DOI : 10,1029/2007JE003067 .
  31. ^ a b c d e Head JW, Mustard JF, Kreslavsky MA, Milliken RE, Marchant DR, Recent ice ages on Mars , in Nature , vol. 426, 2003b, pp. 797-802.
  32. ^ Levy J., Head JW e Marchant DR, Thermal contraction crack polygons on Mars: classification, distribution and climate implications from global HiRISE observations , in J. Geophys. Res. , vol. 114, E01007, 2009, DOI : 10.1029/2008JE003273 .
  33. ^ a b Mustard JF, Cooper CD e Rifkin MK, Evidence for recent climate change on Mars from the identification of youthful near-surface ground ice , in Nature , vol. 412, 2001, pp. 411-414.
  34. ^ a b Milliken RE, Mustard JF e Goldsby DL, Viscous flow features on the surface of Mars: observations from high-resolution Mars Orbiter Camera (MOC) images , in J. Geophys. Res. , vol. 108, n. 5057, 2003, DOI : 10.1029/2002JE002005 .
  35. ^ Jakosky BM e Carr MH, Possible precipitation of ice at low latitudes of Mars during periods of high obliquity , in Nature , vol. 315, 1985, pp. 559-561.
  36. ^ a b c Costard F., Forget F., Mangold N., Peulvast JP, Formation of recent martian debris flows by melting of near-surface ground ice at high obliquity , in Science , vol. 295, 2002, pp. 110-113.
  37. ^ a b Head JW e Marchant DR, Evidence for non-polar ice deposits in the past history of Mars , in Lunar Planet. Sci. , vol. 39, 1295, abstract, 2008.
  38. ^ Se tale mantello risulta sufficientemente spesso, i depositi potrebbero fluire per formare ghiacciai (Milliken et al ., 2003). Essi sono state invocate come una sorgente d'acqua che intagliava i canali che si osservano comunemente su pendii ripidi, come discusso in Christensen (2003). Questo deposito ammantante è stato interpretato come la fonte di volumi significativi di ghiaccio superficiale rilevati dai spettrometri del Mars Odyssey (Boynton et al. , 2002; Feldman et al ., 2004) e nel sito di atterraggio del Phoenix (Smith, 2009). Questa ipotesi di ammantamento deposizionale è stato rafforzato dal recente rilevamento di bassi fondali, sepolti e ghiacciati, scavati da crateri da impatto molto recenti (Dundas et al ., 2009), e la presenza di strati nel mantello che possono rappresentare la deposizione ciclica di ghiaccio e formazione degli effetti per sublimazione (Schon et al , 2009).
  39. ^ ( EN ) Timothy L. Pierce e David A. Crown, Morphologic and topographic analyses of debris aprons in the eastern Hellas region, Mars , in Icarus , vol. 163, n. 1, 2003-05-XX, pp. 46-65, DOI : 10.1016/S0019-1035(03)00046-0 . URL consultato il 16 aprile 2021 .
  40. ^ ( EN ) F Chuang e D Crown, Surface characteristics and degradational history of debris aprons in the Tempe Terra/Mareotis fossae region of Mars , in Icarus , vol. 179, n. 1, 1º dicembre 2005, pp. 24-42, DOI : 10.1016/j.icarus.2005.05.014 . URL consultato il 16 aprile 2021 .
  41. ^ ( EN ) Jeffrey J. Plaut, Ali Safaeinili e John W. Holt, Radar evidence for ice in lobate debris aprons in the mid-northern latitudes of Mars: RADAR EVIDENCE FOR MID-LATITUDE MARS ICE , in Geophysical Research Letters , vol. 36, n. 2, 2009-01-XX, pp. n/a–n/a, DOI : 10.1029/2008GL036379 . URL consultato il 16 aprile 2021 .
  42. ^ Squyres SW, Martian fretted terrain — flow of erosional debris , in Icarus , vol. 34, 1978, pp. 600-613.
  43. ^ Laskar J., Levrard B. e Mustard JF, Orbital forcing of the martian polar layered deposits , in Nature , vol. 419, 2002, pp. 375-377.
  44. ^ Shean DE, Head JW e Marchant DR, Origin and evolution of a cold-based tropical mountain glacier on Mars: the Pavonis Mons fan-shaped deposit , in J. Geophys. Res. , vol. 110, E05001, 2005, DOI : 10.1029/2004JE002360 .
  45. ^ ( EN ) Sarah M. Milkovich, James W. Head e David R. Marchant, Debris-covered piedmont glaciers along the northwest flank of the Olympus Mons scarp: Evidence for low-latitude ice accumulation during the Late Amazonian of Mars , in Icarus , vol. 181, n. 2, 2006-04-XX, pp. 388-407, DOI : 10.1016/j.icarus.2005.12.006 . URL consultato il 15 aprile 2021 .
  46. ^ ( EN ) David E. Shean, James W. Head e James L. Fastook, Recent glaciation at high elevations on Arsia Mons, Mars: Implications for the formation and evolution of large tropical mountain glaciers , in Journal of Geophysical Research , vol. 112, E3, 21 marzo 2007, pp. E03004, DOI : 10.1029/2006JE002761 . URL consultato il 15 aprile 2021 .
  47. ^ ( EN ) S Kadish, J Head e R Parsons, The Ascraeus Mons fan-shaped deposit: Volcano–ice interactions and the climatic implications of cold-based tropical mountain glaciation , in Icarus , vol. 197, n. 1, 2008-09-XX, pp. 84-109, DOI : 10.1016/j.icarus.2008.03.019 . URL consultato il 15 aprile 2021 .
  48. ^ ( EN ) F. Forget, RM Haberle e F. Montmessin, Formation of Glaciers on Mars by Atmospheric Precipitation at High Obliquity , in Science , vol. 311, n. 5759, 20 gennaio 2006, pp. 368-371, DOI : 10.1126/science.1120335 . URL consultato il 15 aprile 2021 .
  49. ^ ( EN ) Tropical mountain glaciers on Mars: Altitude-dependence of ice accumulation, accumulation conditions, formation times, glacier dynamics, and implications for planetary spin-axis/orbital history , in Icarus , vol. 198, n. 2, 1º dicembre 2008, pp. 305-317, DOI : 10.1016/j.icarus.2008.08.008 . URL consultato il 15 aprile 2021 .
  50. ^ a b ( EN ) N. Mangold, Geomorphic analysis of lobate debris aprons on Mars at Mars Orbiter Camera scale: Evidence for ice sublimation initiated by fractures , in Journal of Geophysical Research , vol. 108, E4, 2003, p. 8021, DOI : 10.1029/2002JE001885 . URL consultato il 15 aprile 2021 .
  51. ^ ( EN ) Joseph S. Levy, James W. Head e David R. Marchant, Lineated valley fill and lobate debris apron stratigraphy in Nilosyrtis Mensae, Mars: Evidence for phases of glacial modification of the dichotomy boundary , in Journal of Geophysical Research: Planets , vol. 112, E8, 2007, DOI : 10.1029/2006JE002852 . URL consultato il 15 aprile 2021 .
  52. ^ ( EN ) Gareth A. Morgan e James W. Head, Sinton crater, Mars: Evidence for impact into a plateau icefield and melting to produce valley networks at the Hesperian–Amazonian boundary , in Icarus , vol. 202, n. 1, 2009-07-XX, pp. 39-59, DOI : 10.1016/j.icarus.2009.02.025 . URL consultato il 15 aprile 2021 .
  53. ^ a b Herkenhoff KE e Plaut JJ, Surface ages and resurfacing rates on the polar layered deposits on Mars , in Icarus , 2000, pp. 243-253.
  54. ^ Langevin Y., Poulet F., Bibring J.-P., Gondet B., Sulfates in the north polar region of Mars by OMEGA Mars Express , in Science , vol. 307, 2005, pp. 1584-1585.
  55. ^ ( EN ) Shane Byrne, North polar stratigraphy and the paleo-erg of Mars , in Journal of Geophysical Research , vol. 107, E6, 2002, p. 5044, DOI : 10.1029/2001JE001615 . URL consultato il 17 aprile 2021 .
  56. ^ a b ( EN ) RJ Phillips, MT Zuber e SE Smrekar, Mars North Polar Deposits: Stratigraphy, Age, and Geodynamical Response , in Science , vol. 320, n. 5880, 30 maggio 2008, pp. 1182-1185, DOI : 10.1126/science.1157546 . URL consultato il 17 aprile 2021 .
  57. ^ Byrne S., The polar deposits of Mars:Annual Reviews of Earth and Planetary , in Science , vol. 37, 2009, pp. 535-560.
  58. ^ Questa asimmetria nella posizione della calotta glaciale rispetto al polo sud geografico è stata spiegata da Giuranna e colleghi dell'INFN ed è esposta nel suo dottorato di ricerca in Scienze Tecnologie e Misure Spaziali (XX Ciclo) col titolo di "The composition and the mechanisms of accumulation of ices over the Martian polar caps have been studied through the analysis of PFS/MEX observations". Università degli Studi di Padova, 2008.
  59. ^ K Tanaka, Geologic History of the Polar Regions of Mars Based on Mars Global Surveyor Data I. Noachian and Hesperian Periods , in Icarus , vol. 154, n. 1, 2001-11-XX, pp. 3-21, DOI : 10.1006/icar.2001.6675 . URL consultato il 17 aprile 2021 .
  60. ^ ( EN ) Gil J. Ghatan, Cavi Angusti, Mars: Characterization and assessment of possible formation mechanisms , in Journal of Geophysical Research , vol. 108, E5, 2003, p. 5045, DOI : 10.1029/2002JE001972 . URL consultato il 17 aprile 2021 .
  61. ^ a b Kolb EJ e Tanaka KL, Geologic history of the polar regions of Mars based on Mars Global Surveyor data—II. Amazonian Period , in Icarus , vol. 154, 2001, pp. 22-39.
  62. ^ a b Koutnik MR, Byrne S. e Murray BC, South polar layered deposits of Mars—The cratering record , in Journal of Geophysical Research , vol. 107, E11, 2002, pp. 5100-5112.
  63. ^ Toon OB, Pollack JB,Ward W., Burns JA, Bilski K., The astronomical theory of climate change on Mars , in Icarus , vol. 44, 1980, pp. 552-607.
  64. ^ ( EN ) Sarah M. Milkovich, North polar cap of Mars: Polar layered deposit characterization and identification of a fundamental climate signal , in Journal of Geophysical Research , vol. 110, E1, 2005, pp. E01005, DOI : 10.1029/2004JE002349 . URL consultato il 17 aprile 2021 .
  65. ^ ( EN ) B. Levrard, F. Forget e F. Montmessin, Recent formation and evolution of northern Martian polar layered deposits as inferred from a Global Climate Model , in Journal of Geophysical Research , vol. 112, E6, 28 giugno 2007, pp. E06012, DOI : 10.1029/2006JE002772 . URL consultato il 17 aprile 2021 .
  66. ^ a b Tanaka KL, Skinner JA e Hare TM, Geologic map of the northern plains of Mars , in US Geol. Surv., Sci. Inv. Map 2888 , 2005.
  67. ^ Mouginis-Mark PJ, Recent water release in the Tharsis region of Mars , in Icarus , vol. 84, 1990, pp. 362-373.
  68. ^ a b Plescia JB, Cerberus Fossae, Elysium, Mars: a source for lava and water , in Icarus , 2003, pp. 79-95.
  69. ^ ( EN ) AT Basilevsky, SC Werner e G. Neukum, Geologically recent tectonic, volcanic and fluvial activity on the eastern flank of the Olympus Mons volcano, Mars , in Geophysical Research Letters , vol. 33, n. 13, 2006, pp. L13201, DOI : 10.1029/2006GL026396 . URL consultato il 18 aprile 2021 .
  70. ^ ( EN ) Devon M. Burr, Recent aqueous floods from the Cerberus Fossae, Mars , in Geophysical Research Letters , vol. 29, n. 1, 2002, p. 1013, DOI : 10.1029/2001GL013345 . URL consultato il 18 aprile 2021 .
  71. ^ ( EN ) James W. Head, Generation of recent massive water floods at Cerberus Fossae, Mars by dike emplacement, cryospheric cracking, and confined aquifer groundwater release , in Geophysical Research Letters , vol. 30, n. 11, 2003, p. 1577, DOI : 10.1029/2003GL017135 . URL consultato il 18 aprile 2021 .
  72. ^ Mangold N., Quantin C., Ansan V., Delacourt C., Allemand P., Evidence for precipitation on Mars from dendritic valleys in the Valles Marineris area , in Science , vol. 305, 2004, pp. 78-81.
  73. ^ ( EN ) Caleb I. Fassett e James W. Head, The timing of martian valley network activity: Constraints from buffered crater counting , in Icarus , vol. 195, n. 1, 2008-05-XX, pp. 61-89, DOI : 10.1016/j.icarus.2007.12.009 . URL consultato il 18 aprile 2021 .
  74. ^ a b ( EN ) JL Dickson, CI Fassett e JW Head, Amazonian‐aged fluvial valley systems in a climatic microenvironment on Mars: Melting of ice deposits on the interior of Lyot Crater , in Geophysical Research Letters , vol. 36, n. 8, 17 aprile 2009, pp. L08201, DOI : 10.1029/2009GL037472 . URL consultato il 18 aprile 2021 .
  75. ^ Malin MC e Edgett KS, Mars Global Surveyor Mars Orbiter Camera: interplanetary cruise through primary mission , in J. Geophys. Res. , vol. 106, 2001, pp. 23429-23570.
  76. ^ ( EN ) Matthew Balme, Nicolas Mangold e David Baratoux, Orientation and distribution of recent gullies in the southern hemisphere of Mars: Observations from High Resolution Stereo Camera/Mars Express (HRSC/MEX) and Mars Orbiter Camera/Mars Global Surveyor (MOC/MGS) data , in Journal of Geophysical Research , vol. 111, E5, 2006, pp. E05001, DOI : 10.1029/2005JE002607 . URL consultato il 18 aprile 2021 .
  77. ^ ( EN ) Nathan T. Bridges e Claire N. Lackner, Northern hemisphere Martian gullies and mantled terrain: Implications for near-surface water migration in Mars' recent past , in Journal of Geophysical Research , vol. 111, E9, 2006, pp. E09014, DOI : 10.1029/2006JE002702 . URL consultato il 18 aprile 2021 .
  78. ^ Dickson JL, Head JW e Kreslavsky MA, Martian gullies in the southern midlatitudes of Mars: evidence for climate-controlled formation of young fluvial features based upon local and global topography , in Icarus , vol. 188, 2007, pp. 315-323, DOI : 10/1016/j.icarus.2006.11.020 .
  79. ^ ( EN ) Sarah T. Stewart, Surface runoff features on Mars: Testing the carbon dioxide formation hypothesis , in Journal of Geophysical Research , vol. 107, E9, 2002, p. 5069, DOI : 10.1029/2000JE001465 . URL consultato il 18 aprile 2021 .
  80. ^ Malin MC, Edgett KS, Posiolova LV, McColley SM, Noe-Dobrea EZ, Presentday impact cratering rate and contemporary gully activity on Mars , in Science , vol. 314, 2006, pp. 1573-1577.
  81. ^ ( EN ) Robert Sullivan, Peter Thomas e Joseph Veverka, Mass movement slope streaks imaged by the Mars Orbiter Camera , in Journal of Geophysical Research: Planets , vol. 106, E10, 25 ottobre 2001, pp. 23607-23633, DOI : 10.1029/2000JE001296 . URL consultato il 18 aprile 2021 .
  82. ^ ( EN ) KE Williams, OB Toon e JL Heldmann, Ancient melting of mid-latitude snowpacks on Mars as a water source for gullies , in Icarus , vol. 200, n. 2, 2009-04-XX, pp. 418-425, DOI : 10.1016/j.icarus.2008.12.013 . URL consultato il 18 aprile 2021 .
  83. ^ Christensen PR, Formation of recent martian gullies through melting of extensive water-rich snow deposits , in Nature , vol. 422, 2003, pp. 45-48.
  84. ^ ( EN ) D. Reiss, Absolute dune ages and implications for the time of formation of gullies in Nirgal Vallis, Mars , in Journal of Geophysical Research , vol. 109, E6, 2004, pp. E06007, DOI : 10.1029/2004JE002251 . URL consultato il 18 aprile 2021 .
  85. ^ Schon SC, Head JW e Fassett CI, Unique chronostratigraphic marker in depositional fan stratigraphy on Mars: evidence for ca. 1.25 Ma gully activity and surficial meltwater origin , in Geology , vol. 37, 2009, pp. 207-210, DOI : 10.1130/G25398.A.1 .
  86. ^ ( EN ) Michael H. Carr e James W. Head, Geologic history of Mars , in Earth and Planetary Science Letters , vol. 294, n. 3-4, 2010-06-XX, pp. 185-203, DOI : 10.1016/j.epsl.2009.06.042 . URL consultato il 17 aprile 2021 .
  87. ^ ( EN ) Ages of Valles Marineris (Mars) landslides and implications for canyon history , in Icarus , vol. 172, n. 2, 1º dicembre 2004, pp. 555-572, DOI : 10.1016/j.icarus.2004.06.013 . URL consultato il 17 aprile 2021 .
  88. ^ Scott DH e Tanaka KL, Ignimbrites of Amazonis Planitia region of Mars , in Journal of Geophysical Research , vol. 87, B2, 1982, pp. 1179-1190.
  89. ^ ( EN ) Brian M. Hynek, Explosive volcanism in the Tharsis region: Global evidence in the Martian geologic record , in Journal of Geophysical Research , vol. 108, E9, 2003, p. 5111, DOI : 10.1029/2003JE002062 . URL consultato il 17 aprile 2021 .
  90. ^ ( EN ) Kathleen E. Mandt, Shanaka L. de Silva e James R. Zimbelman, Origin of the Medusae Fossae Formation, Mars: Insights from a synoptic approach , in Journal of Geophysical Research , vol. 113, E12, 20 dicembre 2008, pp. E12011, DOI : 10.1029/2008JE003076 . URL consultato il 17 aprile 2021 .
  91. ^ ( EN ) Laura Kerber, James W. Head e Jean-Baptiste Madeleine, The dispersal of pyroclasts from Apollinaris Patera, Mars: Implications for the origin of the Medusae Fossae Formation , in Icarus , vol. 216, n. 1, 2011-11-XX, pp. 212-220, DOI : 10.1016/j.icarus.2011.07.035 . URL consultato il 17 aprile 2021 .
  92. ^ Michael GG, , Planetary surface dating from crater size–frequency distribution measurements—Multiple resurfacing episodes and differential isochron fitting. , in Icarus , vol. 226, 2013, pp. 885–890, DOI : doi:10.1016/j.icarus.2013.07.004 .
  93. ^ Tanaka et al., Geologic map of Mars , in US Geological Survey Scientific Investigations Map 3292, scale 1:20,000,000, pamphlet 43 p , 2014.
  94. ^ Tanaka KL, Tectonic history of the Alba Patera-Ceraunius Fossae region of Mars , in Proceedings of the Lunar and Planetary Science Conference, 20th , 1990, pp. 515-523.
  95. ^ Cailleau B., Walter TR, Janle P., Hauber E., Unveiling the origin of radial grabens on Alba Patera volcano by finite element modeling , in Icarus , vol. 176, 2005, pp. 44-56, DOI : 10.1016/j.icarus.2005.01.017 .
  96. ^ ( EN ) Mikhail A. Ivanov e James W. Head, Alba Patera, Mars: Topography, structure, and evolution of a unique late Hesperian–early Amazonian shield volcano , in Journal of Geophysical Research , vol. 111, E9, 2006, pp. E09003, DOI : 10.1029/2005JE002469 . URL consultato il 19 aprile 2021 .
  97. ^ Banerdt WB, Golombek MP e Tanaka KL, Stress and tectonics on Mars, in Kieffer, HH, Jakosky, BM, Snyder, CW, and Matthews, MS, eds., Mars: Tucson, Ariz., University of Arizona Press, , 1992, pp. 249-297.
  98. ^ Watters TR, Compressional tectonism on Mars , in Journal of Geophysical Research , vol. 98, E9, 1993, pp. 17049-17060.
  99. ^ a b ( EN ) James W. Head, Northern lowlands of Mars: Evidence for widespread volcanic flooding and tectonic deformation in the Hesperian Period , in Journal of Geophysical Research , vol. 107, E1, 2002, p. 5003, DOI : 10.1029/2000JE001445 . URL consultato il 19 aprile 2021 .
  100. ^ Thomson BJ e Head JW, Utopia Basin, Mars—Characterization of topography and morphology and assessment of the origin and evolution of basin internal structure , in Journal of Geophysical Research , vol. 106, E10, 2001, pp. 23209-23230.
  101. ^ ( EN ) KL Tanaka, Resurfacing history of the northern plains of Mars based on geologic mapping of Mars Global Surveyor data , in Journal of Geophysical Research , vol. 108, E4, 2003, p. 8043, DOI : 10.1029/2002JE001908 . URL consultato il 19 aprile 2021 .
  102. ^ ( EN ) SC Werner e KL Tanaka, Redefinition of the crater-density and absolute-age boundaries for the chronostratigraphic system of Mars , in Icarus , vol. 215, n. 2, 2011-10-XX, pp. 603-607, DOI : 10.1016/j.icarus.2011.07.024 . URL consultato il 20 aprile 2021 .
  103. ^ ( EN ) James A. Skinner, Kenneth L. Tanaka e Thomas Platz, Widespread loess-like deposit in the Martian northern lowlands identifies Middle Amazonian climate change , in Geology , vol. 40, n. 12, 2012-12-XX, pp. 1127-1130, DOI : 10.1130/G33513.1 . URL consultato il 20 aprile 2021 .
  104. ^ ( EN ) Seth J. Kadish, James W. Head e Nadine G. Barlow, Pedestal crater heights on Mars: A proxy for the thicknesses of past, ice-rich, Amazonian deposits , in Icarus , vol. 210, n. 1, 2010-11-XX, pp. 92-101, DOI : 10.1016/j.icarus.2010.06.021 . URL consultato il 20 aprile 2021 .
  105. ^ a b c ( EN ) E. Hauber, P. Brož e F. Jagert, Very recent and wide-spread basaltic volcanism on Mars: RECENT WIDE-SPREAD VOLCANISM ON MARS , in Geophysical Research Letters , vol. 38, n. 10, 2011-05-XX, pp. n/a–n/a, DOI : 10.1029/2011GL047310 . URL consultato il 20 aprile 2021 .
  106. ^ a b ( EN ) Thomas Platz e Gregory Michael, Eruption history of the Elysium Volcanic Province, Mars , in Earth and Planetary Science Letters , vol. 312, n. 1-2, 2011-12-XX, pp. 140-151, DOI : 10.1016/j.epsl.2011.10.001 . URL consultato il 20 aprile 2021 .
  107. ^ ( EN ) Brian M. Hynek, Explosive volcanism in the Tharsis region: Global evidence in the Martian geologic record , in Journal of Geophysical Research , vol. 108, E9, 2003, p. 5111, DOI : 10.1029/2003JE002062 . URL consultato il 20 aprile 2021 .
  108. ^ Anderson RC, Dohm JM, Golombek MP, ed altri 5, Significant centers of tectonic activity through time for the western hemisphere of Mars , in Journal of Geophysical Research , vol. 106, 2001, pp. 20563-20585.
  109. ^ ( EN ) Elizabeth R. Fuller, Amazonis Planitia: The role of geologically recent volcanism and sedimentation in the formation of the smoothest plains on Mars , in Journal of Geophysical Research , vol. 107, E10, 2002, p. 5081, DOI : 10.1029/2002JE001842 . URL consultato il 20 aprile 2021 .
  110. ^ Tanaka KL, Skinner JA Jr. Hare TM, Geologic map of the northern plains of Mars: US Geological Survey Science Investigations Map 2888, scale 1:15,000,000. , 2005.
  111. ^ a b Vaucher J., Baratoux D., Mangold N., e altri 3, The volcanic history of central Elysium Planitia—Implications for Martian magmatism , in Icarus , vol. 204, 2009, pp. 418-442.
  112. ^ ( EN ) Christopher W. Hamilton, Sarah A. Fagents e Lionel Wilson, Explosive lava-water interactions in Elysium Planitia, Mars: Geologic and thermodynamic constraints on the formation of the Tartarus Colles cone groups , in Journal of Geophysical Research , vol. 115, E9, 16 settembre 2010, pp. E09006, DOI : 10.1029/2009JE003546 . URL consultato il 20 aprile 2021 .
  113. ^ ( EN ) Jacob E. Bleacher, Ronald Greeley e David A. Williams, Trends in effusive style at the Tharsis Montes, Mars, and implications for the development of the Tharsis province , in Journal of Geophysical Research: Planets , vol. 112, E9, 2007, DOI : 10.1029/2006JE002873 . URL consultato il 20 aprile 2021 .
  114. ^ Tanaka KL, Geology and insolation-driven climatic history of Amazonian north polar materials on Mars , in Nature , vol. 437, 2005, pp. 991-994.
  115. ^ Tanaka KL, Rodriguez JAP, Skinner JA Jr., a altri 5, North polar region of Mars—Advances in stratigraphy, structure, and erosional modification , in Icarus , vol. 196, 2008, pp. 318-358.
  116. ^ Tanaka KL, Fortezzo CM, Geologic map of the north polar region of Mars: US Geological Survey Science Investigations Map 3177, scale 1:2,000,000 , 2012.
  117. ^ La calotta polare meridionale è più fredda di quella polare settentrionale, a causa della sua maggiore elevazione (Byrne, 2009). Inoltre è stato riconosciuto materiale trasparente ai rilevamenti radar, con spessori fino ai 300 m, interpretato come ghiaccio di anidride carbonica (Phillips e altri, 2011).
  118. ^ ( EN ) Rosalyn K. Hayward, Kevin F. Mullins e Lori K. Fenton, Mars Global Digital Dune Database and initial science results , in Journal of Geophysical Research , vol. 112, E11, 20 novembre 2007, pp. E11007, DOI : 10.1029/2007JE002943 . URL consultato il 20 aprile 2021 .
  119. ^ Morris EC e Tanaka KL, Geologic maps of the Olympus Mons region of Mars: US Geological Survey Miscellaneous Investigations Series Map I–2327, scales 1:2,000,000 and 1:1,000,000. , 1994.
  120. ^ Scott DH e Zimbelman JR, Geologic map of Arsia Mons volcano, Mars: US Geological Survey Miscellaneous Investigations Series Map I–2480, scale 1:1,000,000. , 1995.
  121. ^ Scott DH, Dohm J. M e Zimbelman JR, Geologic map of Pavonis Mons volcano, Mars: US Geological Survey Miscellaneous Investigations Series Map I–2561, scale 1:1,000,000 , 1998.

Bibliografia

Voci Correlate

Altri progetti

Estratto da " https://it.wikipedia.org/w/index.php?title=Amazzoniano&oldid=122325989 "