Pre-Noachian

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

Pre-Noachian este prima perioadă, într-adevăr informală, a subdiviziunii timpului geologic al lui Marte. Se referă la primele evenimente care au avut loc pe planetă și nu este posibil să se considere un interval real, din cauza lipsei de dovezi stâncoase sau morfologice. În practică, cu acest termen putem ipoteza o geocronologie a primelor momente ale vieții, dar nu o cronostratigrafie care poate materializa evenimentele.

Pre-Noachianul se extinde de la constituirea planetei cu aproximativ 4,5 Ga în urmă, până la momentul formării bazinului Hellas. Estimările privind perioada de formare a acesteia din urmă variază de la 4,1 Ga în urmă la 3,8 Ga în urmă, în funcție de dacă considerăm o formațiune din declinul constant sau un vârf târziu, a bazinelor marțiene.

Această perioadă s-ar caracteriza prin conturarea dihotomiei globale, probabil de la o vârstă fragedă, prin prezența unui câmp magnetic planetar, printr-o primă acumulare de Tharsis , de cratere mari care, formate episodic, ar fi putut produce efecte semnificative asupra mediului. Cu toate acestea, natura atmosferei, compoziția păsărilor de pe sol și condițiile suprafeței dintre evenimentele impacturilor majore sunt încă necunoscute. [1]

Caracteristici

Se știe puțin despre această perioadă geologică din cauza ratei ridicate de cădere a meteoritului și a evoluției rapide pe care a suferit-o Marte. Poate fi imaginat ca o planetă nou formată, caracterizată prin întinderi de material încă răcit și, în orice caz, cu o crustă tânără care a suferit primele efecte ale activității și impactului vulcanic.

Formare

Marte s-ar fi diferențiat în crustă, manta și nucleu în câteva zeci de milioane de ani de la formarea sa. Acest lucru ar proveni din dovezi geochimice obținute de la meteoriți cu o anumită origine marțiană și în special din ALH84001 dintr-o epocă apropiată de aproximativ 4 Ga în urmă, care prezintă un exces de 182 W și 142 Nd. [2] [3] [4] [5] Această subdiviziune rapidă cu formarea miezului și estimări ale unei grosimi medii a crustei de câteva zeci de kilometri, a impus constrângeri asupra modelelor de evoluție termică ulterioară. [6] După separare, fluxurile de căldură endogene au atins un vârf de 60-70 mW / m 2 cu aproximativ 4,4 Ga în urmă și apoi au scăzut aproape liniar până la o valoare sub 10-20 mW / m 2 , [7], așa cum indică lipsa de flexie a litosferei sub sarcini polare actuale. [8]

Cu aceste valori, 70% și, eventual, mai mult, din scoarță ar fi ajuns să se compună cu 4 Ga în urmă, ducând la comportamente ipotezate de modele și teorie. Rata vulcanismului cuplată probabil în acest stadiu al vieții lui Marte cu fluxul intern de căldură ar fi putut scădea rapid în primele sute de milioane de ani, deși lipsesc dovezi geomorfologice pre-Noah, care au fost distruse. Acest lucru ar sugera că Tharsis ar fi putut începe construcția chiar în acest moment, deși dovezile pe care le observăm astăzi sugerează că acumularea sa a avut loc mai ales la sfârșitul Noahului (aproape de 3,7 Gyr în urmă) și nu există înregistrări ale începutului său acumulare.

Mărturii superficiale

Pre-Noachianul ar fi caracterizat de faza bombardamentului intens târziu . Nu se știe cât de departe pot fi deslușite efectele acestei etape din înregistrarea geologică profundă sau din topografia suprafeței. O parte a incertitudinii provine din istoria craterelor din care se deduce cronologia lui Marte, în special dacă a existat un vârf târziu în formarea bazinelor mari de impact, în jur de 3,9 Ga fa [9] [10] sau o constantă declin după creșterea planetei. [11]

Sa observat că numeroase depresiuni quasi circulare mari (QCDs), cum ar fi Chryse și Acidalia , se disting în datele Mars Orbiter Laser Altimeter (MOLA), dar numai vag vizibile în imagistica directă. Unele dintre acestea sunt considerate a fi rămășițe probabile ale bazinelor de impact înainte de formarea Hellas, prin urmare, conform definiției sale, s-ar fi format în pre-Noachian, deși ar trebui remarcat faptul că timpul formării Hellas rămâne incert. . [12] Din numărul acestor depresiuni și cratere suprapuse la marginile bazinului Hellas și estimări ale ratei craterelor pentru perioada de bombardament tardiv puternic , se presupune favorabil o scădere constantă a impactului, mai degrabă decât producția maximă. [13] S-a estimat că Isidis are 3,9 Ga, Hellas 4,1 Ga, Utopia 4,12 Ga și Ares 4,23 Ga. Cu toate acestea, aceste vârste trebuie privite cu un scepticism considerabil, deoarece rămâne multă incertitudine cu privire la momentul formării bazinelor de pe Lună, utilizate ca bază pentru calcularea vârstei de formare a celor marțiene, sub ipoteza că a existat a fost bombardamentul târziu și adaptarea aferentă a fluxului de impact pentru Planeta Roșie. [12]

Dihotomia marțiană

Fișier: PIA02040 emisferele marțiene ale MOLA.jpg - MOLA.
Printre numeroasele trăsături superficiale ale lui Marte se remarcă dihotomia marțiană, pentru care emisfera nordică este diferită de cea sudică. În imaginea produsă de Mars Orbiter Laser Altimeter (MOLA), un instrument plasat la bordul Mars Global Surveyor (MGS), se vede clar diferențierea morfologică.

Cea mai izbitoare particularitate geomorfologică a lui Marte ar putea coincide cu cel mai vechi eveniment geologic înregistrat și observabil pe suprafața lui Marte: cel al formării dihotomiei globale. [14] [15] [16] De fapt, emisfera nordică este diferențiată morfologic de cea sudică pentru trei caracteristici, nu neapărat prezente peste tot în același timp, date de diferențele accentuate de înălțime, grosimea crustei și în cele din urmă diferențele de craterizare. densitate.

Ceea ce observăm sunt diferențe în altitudini indicate printr-o distribuție bimodală a elevațiilor, cu o diferență de până la 5,5 km între cele două emisfere [17] și o grosime a crustei estimată în medie la 30 km nord de limita dihotomiei și la aproximativ 60 km la sud. [18] Diferențele de densitate a craterului de-a lungul graniței par a fi destul de superficiale. Dovezile geofizice sugerează că o suprafață dens craterată este prezentă adânc sub zona actuală Esperian-Amazoniană din emisfera nordică, marcată de rămășițele craterelor vechi care încolțesc în câmpiile mai tinere ca niște contururi circulare vagi în imaginile luate. în depresiunile aproape circulare. Acest lucru duce la ipoteza că suprafețele lui Noachian situate la altitudini mai mici, puternic craterate și situate la nord de dihotomie, ar părea pur și simplu acoperite de depozite mai tinere. Unii autori au sugerat că baza câmpiilor nordice păstrează o populație mare de cratere de impact datând de acum aproximativ 4,1 Ga pe baza numărului de depresiuni cvasicirculare observabile [15], deși datele despre aceste bazine sunt foarte incerte. De asemenea, trebuie făcută o distincție între timpul de formare a dihotomiei și timpul de formare a umpluturii prezente în sectorul nordic. Din dovezile geologice, primul s-ar fi putut forma în orice moment între solidificarea scoarței care a avut loc acum 4,5 Ga și nașterea celui mai vechi dintre bazinele de impact clar suprapuse, cum ar fi Utopia și Chryse, care a avut loc cu aproximativ 4,1 Ga în urmă (sau acum aproximativ 3,8 Ga at după modelul bombardamentului târziu ). [12]

Modul în care se formează dihotomia este, de asemenea, incert. Prezența unei suprafețe noahiene sub cea actuală indică faptul că câmpiile nordice nu s-ar fi putut forma printr-un proces analog expansiunii suprafeței și crearea unei noi cruste, [19] așa cum se întâmplă pe Pământ în crestele oceanice, cel puțin pentru a începe de la Esperiano. Unii autori indică în schimb o origine internă timpurie, legată de convecția globală a mantalei. [20] [21] O altă ipoteză genetică pentru formarea dihotomiei este că acesta este rezultatul unuia sau mai multor impacturi majore. [22] [23] [24] [25] Profilul bazinului rezultat ar fi parțial mascat de procesele vulcanice mai tinere din Tharsis și de Chryse , presupuse ca un bazin de impact mai tânăr și suprapus. Scepticismul a fost exprimat, totuși, că câmpiile nordice sunt semnul unei cicatrici, deoarece există puține dovezi ale unei subțiri extreme a crustei prezente în interiorul Hellas și Isidis și nici nu există o margine perceptibilă în jurul bazinului. [18] Cu toate acestea, utilizând analiza valorilor gravitaționale pentru a urmări profilul bazinului ipotetic sub Tharsis, s-a demonstrat că acest lucru trebuie să fie oarecum eliptic și că datele geofizice pot fi reconciliate într-un fel cu originea meteorică [ 23] prin impactul unui corp cu dimensiunea de 1600-2700 km în diametru. [24] Cu toate acestea, trebuie avut în vedere faptul că, dacă bazinul s-ar fi format foarte devreme, imediat după formarea crustei, ar fi experimentat eroziune, sedimentare, revenire izostatică și umplere vulcanică timp de sute de milioane de ani, ( o perioadă lungă care se extinde aproape la fel de mult ca fanerozoicul terestru), înainte de cea mai completă înregistrare geologică, care a apărut după formarea bazinului Hellas la începutul perioadei noahiene.

Degazarea și cantitatea de substanțe volatile.

Condițiile de suprafață din timpul pre-Noachianului sunt foarte incerte. Înregistrările geologice au fost aproape complet eliminate, iar modelarea reținerii apei și a altor substanțe volatile în momentul structurării lui Marte prezintă mari incertitudini, care se reflectă în evoluția geologică ulterioară. În special, cantitatea de apă și alte substanțe volatile dobândite în timpul creșterii și eliberate ulterior și, prin urmare, reținute la suprafață, pare a fi în principal teoretică. Ambele depind de amestecul de materiale acumulate pentru a forma planeta, [26] [27] de eficacitatea degazării apei și de reținerea acesteia în timpul creșterii, [28] de pierderile datorate scăpării hidrodinamice, [29] [30] momentul și cantitatea oricăror adăugări tardive de substanțe bogate în volatili pe planetă după fracționarea globală, [31] eficacitatea eroziunii de impact [32] și procesele care acționează în atmosfera superioară, [33] în eliminarea apei și cantitatea de degazare vulcanică după perioada de acumulare [34] [35] în principal de apă și sulf. Datorită incertitudinilor cu privire la eficacitatea și calendarul tuturor acestor procese, modelele istoriei timpurii ale planetei nu pun constrângeri puternice asupra cantității de apă disponibilă ulterior pe suprafața marțiană care a participat la următoarele procese geologice.

Efectele impacturilor mari

Oricare ar fi evenimentele care au caracterizat pre-Noachianul, o certitudine este că suprafața a fost întreruptă episodic de evenimente de impact care au produs bazine foarte mari.

Formarea acestor cratere (cu un diametru de aproximativ 500 km) ar fi cauzat expulzarea unor cantități mari de rocă vaporizată și topirea rocilor în atmosferă și dincolo, evaporând toate oceanele prezente ipotetic, crescând temperaturile de suprafață de câteva sute K. [36] [37] În ciuda luminozității solare reduse, temperaturile de la suprafață ar fi putut rămâne peste îngheț ani de zile după fiecare coliziune. Apa eliberată în atmosferă în timpul impactului inițial și în timpul încălzirii ulterioare a suprafeței și a subsolului ar fi putut, teoretic, să cadă ca ploaie de-a lungul anilor, timp în funcție de amploarea impactului. Condițiile din perioadele lungi (posibil milioane de ani) dintre evenimentele de formare a bazinului depindeau de efectele impacturilor mici și de capacitatea atmosferei de a asigura o încălzire semnificativă, datorită efectului de seră din această fază de luminozitate solară scăzută. asupra grosimii atmosferei și compoziției acesteia, în special asupra abundenței de urme de gaze cu efect de seră precum metanul (CH 4 ) și dioxidul de sulf (SO 2 ). [1]

Notă

  1. ^ a b Carr MH și Head JW III, Geologic history of Mars , în Earth and Planetary Science Letters , voi. 294, nr. 3-4, 2009, Bibcode : 2010E & PSL.294..185C , DOI : 10.1016 / j.epsl.2009.06.042 .
  2. ^ Lee DC și Halliday AN, Core formation on Mars and differentied asteroids , în Nature , vol. 388, 1997, pp. 854-857.
  3. ^ Brandon AD, Walker RJ, Morgan JW, Goles GG, Re-Os dovezi izotopice pentru diferențierea timpurie a mantalei marțiene , în Geochim. Cosmochim. Acta , vol. 64, 2000, pp. 4083-4095, DOI : 10.1016 / S0016-7037 (00) 00482-8 .
  4. ^ Nyquist LE, Bogard DD, Shih C.-Y., Greshake A., Stöffler D., Eugster O., Ages and geologic histories of martian meteorites , în Space Sci. Rev. , vol. 96, 2001, pp. 105-164.
  5. ^ Borg LE, Nyquist LE, Wiesmann H., Shih C.-Y., Reese Y., The age of Dar al Gani 476 și diferențierea istoriei meteoritilor marțieni dedusă din sistematica lor izotopică radiogenică , în Geochim. Cosmochim. Acta , vol. 67, 2003, pp. 3519–3536.
  6. ^ Zuber MT, Solomon, SC, Phillips, RJ, Smith, DE, Tyler, GL, Aharonson O., Balmino G., Banerdt WB, Head JW, Johnson CL, Lemoine FG, McGovern PJ, Neumann GA, Rowlands DD, Zhong S. ,, Structura internă și evoluția termică timpurie a lui Marte din topografia și gravitația Mars Global Surveyor , în Știința , n. 287, 2000, pp. 1788-1793.
  7. ^ Hauck II SA și Phillips, RJ, Evoluția termică și crustală a lui Marte , în J. Geophys. Rez. , Vol. 107, 2002.
  8. ^ Johnson, CL, Solomon SC, Head JW, Phillips R., Smith DE, Zuber MT, Lithospheric loading by the cap polar polar on Mars , in Icarus , vol. 144, 2000, pp. 313-328.
  9. ^ Tera F., Papanastassiou DA și Wasserburg GJ, dovezi izotopice pentru un cataclism lunar terminal , pe planeta Pământ. Sci. , Lett. 22, 1974, pp. 1-21.
  10. ^ Solomon SC și Head. W., Dacă bombardamentul puternic târziu asupra Lunii a fost un cataclism terminal, care sunt unele implicații pentru Marte? , în Planeta Lunară. Știință , vol. 38, 1636, rezumat, 2007.
  11. ^ Stöffler D., Ryder G., Ivanov BA, Artemieva NA, Cintala MJ, Grieve RA, Cratering history and lunar chronology , în Rev. Mineral. Geochem. , vol. 60, 2006, pp. 519-596.
  12. ^ a b c Frey HW, Bazinele de impact îngropate și cea mai veche istorie a lui Marte , în Planeta Lunară. Știință , vol. 35, 3104, rezumat, 2003.
  13. ^ Hartmann WK și Neukum G., Cratering chronology and the evolution of Mars , în Space Sci. Rev. , vol. 96, 2001, pp. 165-194, DOI :doi: 10.1023 / A: 1011945222010 .
  14. ^ McGill GE și Squyres SW, Originea dihotomiei crustale marțiene: evaluarea ipotezelor , în Icarus , vol. 93, 1991, pp. 383-393.
  15. ^ a b Nimmo F. ​​și Tanaka K., Evoluția timpurie a crustei pe Marte , în Ann. Pr. Planeta Pământ. Știință , vol. 33, 2005, pp. 133–161.
  16. ^ Carr MH, The Surface of Mars. , Cambridge University Press, 2005.
  17. ^ Aharonson O., Zuber MT și Rothman DH, Statistica topografiei lui Marte din altimetrul laser orbitator Marte: pante, corelații și modele fizice , în J. Geophys. Rez. , Vol. 109, 723-723 23, 2001, p. 735.
  18. ^ a b Neumann GA, Zuber MT, Wieczorek MA, McGovern PJ, Lemoine FG, Smith DE, Crustal structure of Mars from gravity and topography , în J. Geophys. Rez. , Vol. 109, 2004, DOI : 10.1029 / 2004JE002262 .
  19. ^ Sleep NH, tectonica martiană a plăcilor , în J. Geophys. Rez. , Vol. 99, 1994, pp. 5639-5655.
  20. ^ Wise DU, Golombek MP și McGill GE, Tectonic evolution of Mars , în J. Geophys. Rez. , Vol. 84, 1979, pp. 7934–7939.
  21. ^ Zhong S. și Zuber MT, convecția mantalei Degree-1 și dihotomia crustală pe Marte , pe planeta Pământ. Sci. Lit. , vol. 189, 2001, pp. 75–84.
  22. ^ Wilhelms DE și Squyres SW, Dihotomia emisferică marțiană se poate datora unui impact uriaș , în Nature , vol. 309, 1984, pp. 138-140.
  23. ^ a b Andrews-Hanna JC, Zuber MT și Banerdt WB, Bazinul Borealis și originea dihotomiei crustale marțiene , în Nature , vol. 453, 2008, pp. 1212-1215.
  24. ^ a b Marinova MM, Aharonson O. și Asphaug E., Mega-impact formation of the Mars hemisferic dicotomy , in Nature , vol. 453, 2008, pp. 1216-1219.
  25. ^ Nimmo F., Hart SD, Korycansky DG, Agnor CB, Implicații ale unei origini de impact pentru dihotomia emisferică marțiană , în Nature , vol. 453, 2008, pp. 1220-1223.
  26. ^ Dreibus G. și Wänke H., Volatiles on Earth and Mars: a comparison , in Icarus , vol. 71, 1987, pp. 225-240.
  27. ^ Lunine LI, Chambers J., Morbidelli A., Leshin LA, Origin of martian water , în Icarus , vol. 165, 2004, pp. 1-8.
  28. ^ Matsui T. și Abe Y., Urme evolutive ale planetelor terestre , în Luna Pământului, Planete , vol. 39, 1987, pp. 207-214.
  29. ^ Zahnle KJ, Kasting JF și Pollack JB, Evoluția unei atmosfere cu aburi în timpul acumulării Pământului , în Icarus , vol. 74, 1988, pp. 62-97.
  30. ^ Pepin RO, Evoluția atmosferei marțiene , în Icar , vol. 111, 1994, pp. 289-304.
  31. ^ Chyba CF, Livrarea impactului și eroziunea oceanelor planetare în sistemul solar interior timpuriu , în Nature , vol. 343, 1990, pp. 129–133.
  32. ^ Melosh HJ și Vickery AM, Eroziunea impactului atmosferei primordiale de pe Marte , în Nature , vol. 338, 487–489, 1989.
  33. ^ Jakosky BM și Jones JH, Istoria volatilelor marțiene , în Rev. Geophys , vol. 35, 1997, pp. 1-16.
  34. ^ Greeley R. și Schneid BD, Magma generation on Mars: sume, rate și comparații cu Pământul, Luna și Venus , în Science , vol. 254, 1991, pp. 996–998.
  35. ^ Phillips RJ, Zuber MT, Solomon SC, Golombek MP, Jakosky BM, Banerdt WB, Smith DE, Williams RM, Hynek BM, Aharonson O., Hauck II SA, Geodynamics Ancient and global-scale hydrology on Mars , in Science , vol. . 291, 2001, pp. 2587-2591.
  36. ^ Sleep NH și Zahnle K., Refugia de la impactul asteroidului pe Marte timpuriu și Pământul timpuriu , în J. Geophys. Rez. , Vol. 103, 1998, pp. 28529-28544.
  37. ^ Segura NH, Toon OB, Colaprete A., Zahnle KJ, Efectele asupra mediului ale impacturilor mari , în Știință , vol. 298, 2002, pp. 1977–1980.

Bibliografie

Elemente conexe

Alte proiecte

Marte Portalul Marte : Accesați intrările Wikipedia referitoare la Marte
Adus de la „ https://it.wikipedia.org/w/index.php?title=Pre-Noachiano&oldid=122325759 ”