A geologia de Marte , às vezes chamada de areologia , cobre o estudo científico de Marte , suas propriedades físicas, seus relevos, sua composição, sua história e todos os fenômenos que o afetaram ou ainda o afetam.
É uma disciplina relativamente recente, inaugurada em 14 de julho de 1965por ocasião do primeiro voo sobre Marte pela sonda espacial Mariner 4 , que possibilitou a descoberta de um planeta desprovido de campo magnético global, apresentando uma superfície com crateras que lembra a Lua , uma fina atmosfera , uma pressão sobre o solo de cerca de 600 Pa e uma temperatura média de 210 Kelvin (−63 ° C) . No entanto, é com a sonda Mariner 9 que começa o estudo sistemático e aprofundado do planeta Marte, o13 de novembro de 1971. A primeira máquina a orbitar em torno de um planeta que não a Terra , Mariner 9 tornou possível mapear toda a superfície marciana com uma resolução entre 100 m e 1 km por pixel de , revelando todas as principais estruturas geológicas do planeta, a sua dicotomia crustal, seus gigantescos maciços vulcânicos e seu sistema de desfiladeiros chamados Valles Marineris em referência ao programa Mariner em geral, e ao Mariner 9 em particular.
Depois, o programa Viking no final dos anos 1970, o programa Phobos no final dos anos 1980 e as missões Mars Global Surveyor e Mars Pathfinder nos anos 1990, tornaram possível refinar nosso conhecimento do “planeta vermelho”. O 2001 Mars Odyssey , Mars Reconnaissance Orbiter e Mars Express orbiters , bem como os rovers Spirit e Opportunity , concluídos pela sonda Phoenix , pavimentaram o caminho para um verdadeiro estudo geológico marciano. Os estudos continuaram em 2012 com a missão American Mars Science Laboratory e a missão russa Phobos-Grunt , que transportou o pequeno satélite chinês Yinghuo 1 para estudar a interação do vento solar e a atmosfera de Marte . Num horizonte mais distante, podemos citar o robô móvel europeu ExoMars do programa Aurora , destinado a analisar o terreno a fim de buscar vestígios de exobiologia passada ou presente, bem como a missão Mars Sample Return , compartilhada entre a Agência Espacial União Europeia e NASA , projetada para trazer de volta algumas centenas de gramas de amostras de solo marciano para a Terra .
O estudo sistemático do planeta transformou radicalmente nossa visão dele. Marte é hoje percebido como um planeta com um passado rico e geologicamente muito ativo, outrora rodeado por um campo magnético global e que quase certamente tinha uma atmosfera densa e grandes quantidades de água líquida bastante ácida. Além disso, seu núcleo seria sempre essencialmente, senão inteiramente, líquido, e não está completamente excluído que alguns vulcões ainda possam experimentar atividade episódica.
Quarta planeta no sistema solar a partir da Sun , Marte é um planeta terrestre metade do tamanho da Terra , quase dez vezes menos maciças, cuja superfície é um pouco menor do que a da superfície terrestre do nosso planeta (144,8 contra 148, 9 milhões de quilômetros quadrados ). A gravidade é um terço da da Terra, enquanto a duração do dia solar marciano, terra conhecida , excede a do dia terrestre em pouco menos de 40 minutos. Marte está uma vez e meia mais longe do Sol do que a Terra em órbita substancialmente elíptica e recebe, de acordo com sua posição, entre duas e três vezes menos energia solar que o nosso planeta. A atmosfera de Marte sendo, além disso, mais de cento e cinquenta vezes menos denso do que a nossa e, consequentemente, gerar apenas uma muito limitada efeito de estufa , esta fraca radiação solar explica por que a temperatura média no Marte é menor do que -60 ° C .
A tabela abaixo compara os valores de alguns parâmetros físicos entre Marte e a Terra:
Propriedade | Valor marciano | Valor da terra | % Marte / Terra |
Raio equatorial | 3.396,2 ± 0,1 km | 6.378,1 km | 53,3% |
Raio polar | 3.376,2 ± 0,1 km | 6.356,8 km | 53,1% |
Raio médio volumétrico | 3.389,5 km | 6.371,0 km | 53,2% |
Área | 144.798.500 km 2 | 510.072.000 km 2 | 28,4% |
Volume | 1.631 8 × 10 11 km 3 | 1.083 207 3 × 10 12 km 3 | 15,1% |
Massa | 6.418 5 × 10 23 kg | 5,973 6 × 10 24 kg | 10,7% |
Densidade média | 3 933,5 ± 0,4 kg / m 3 | 5 515 kg / m 3 | 71,3% |
Gravidade da superfície no equador | 3.711 m / s 2 | 9,780 327 m / s 2 | 37,9% |
Velocidade de liberação | 5.027 m / s | 11 186 m / s | 44,9% |
Período de rotação sideral | 1,025 956 75 d ≈ 88 642,663 s | 86 164,098 903 691 s | 102,9% |
Duração do dia solar | 1 sol ≈ 1,027 491 25 d ≈ 88 775,244 s | 1 d = 86.400 s | 102,75% |
Inclinação do eixo | 25,19 ° | 23,439 281 ° | - |
Bond Albedo | 0,25 | 0,29 | - |
Albedo geométrico visual | 0,15 | 0,367 | - |
Semi-eixo maior da órbita | 227.939.100 km | 149.597.887,5 km | 152,4% |
Excentricidade orbital | 0,093 315 | 0,016 710 219 | 558,4% |
Período orbital | 668,599 1 sóis ≈ 686,971 d | 365.256 366 d | 188,1% |
Aphelia | 249.209.300 km | 152.097.701 km | 163,8% |
Periélio | 206.669.000 km | 147.098.074 km | 140,5% |
Radiação solar | 492 a 715 W / m 2 | 1321 a 1413 W / m 2 | - |
Média de chão temperatura | −63 ° C ≈ 210 K | 14 ° C ≈ 287 K | - |
Temperatura mais alta | 20 ° C ≈ 293 K | 58 ° C ≈ 331 K | - |
Temperatura mais baixa | −133 ° C ≈ 140 K | −89 ° C ≈ 184 K | - |
O robô Curiosity da NASA, que pousou em 5 de agosto de 2012em Março revelou temperaturas acima de 0 ° C na cratera Gale, a medição exacta sendo 276 K ou cerca de 3 ° C . Marte sendo cerca de dez vezes menos massivo que a Terra, mas dez vezes mais massivo que a Lua , sua superfície tem semelhanças com esses dois planetas. Existem terras crivadas de crateras de impacto que lembram as da Lua, mas também formações de origem tectônica e climática como na Terra, em particular vulcões , fendas , vales , mesas , campos de dunas e calotas polares . A fina atmosfera marciana, na qual nuvens abundantes localmente circulam , é a sede de uma meteorologia particular, dominada por tempestades de poeira que às vezes obscurecem todo o planeta. Sua excentricidade orbital , cinco vezes maior que a da Terra, está na origem de uma assimetria sazonal muito sensível: no hemisfério norte, a estação mais longa é a primavera (198,6 dias), que ultrapassa a mais curta (outono, 146,6 dias) em 35,5%; na Terra , o verão, a estação mais longa, excede a duração do inverno em apenas 5%. Essa peculiaridade também explica por que a área da calota polar sul é muito menor no verão do que a da calota polar boreal.
A ausência de uma flexão significativa (in) da litosfera marciana sob os depósitos do Pólo Sul indica que o fluxo geotérmico lá é inferior a 10 mW / m 2 . Um cálculo semelhante havia levado anteriormente a uma estimativa de 7 mW / m 2 na região do Pólo Norte. O interior de Marte é, portanto, muito mais frio do que o da Terra (60 mW / m 2 em média).
A geologia marciana é marcada pela dicotomia crustal entre as terras baixas com crateras do hemisfério norte e as terras altas com muitas crateras do hemisfério sul, com, entre essas duas áreas principais, duas regiões vulcânicas bem diferenciadas. Em virtude do princípio empírico segundo o qual a idade de uma região é uma função crescente de sua taxa de craterização , esses três tipos principais de terreno marciano foram desde muito cedo associados a três épocas características na história geológica do planeta, chamadas de acordo com regiões típicas desses períodos:
Esta cronologia em três eras é agora bem aceita - a datação de cada uma dessas eras permanece, no entanto, muito incerta - e torna possível dar conta dos fenômenos observados na superfície de Marte pelas várias sondas ativas ao redor deste planeta., Em particular a presença simultânea de minerais, formados em momentos diferentes, supondo para uns um ambiente muito úmido e para outros, pelo contrário, a ausência total de água líquida. As datas propostas para essas três épocas geológicas - ou éons - de acordo com a escala Hartmann padrão e a escala Hartmann & Neukum , são as seguintes (idades em milhões de anos):
Desde 2004, uma escala baseada na mineralogia também tem sido usada, com éons cronoestratigráficos ( LHB corresponde em inglês ao grande bombardeio tardio ).
A topografia da superfície marciana revela uma nítida dicotomia crustal entre, por um lado, uma região do hemisfério sul correspondendo a uma casca espessa e irregular até o bojo de Tharsis e, por outro lado, uma região do hemisfério norte correspondendo a uma casca mais fina e bastante uniforme. Como uma primeira aproximação, podemos considerar que a crosta marciana tem uma densidade uniforme de 2.900 kg / m 3 , o que leva a uma espessura média de cerca de 50 km , ou 4,4% do volume do planeta, com valores extremos semelhantes de 92 km na região da Síria Planum e apenas 3 km sob a bacia de impacto para Isidis Planitia , enquanto a casca seria menos 10 km em qualquer região de Utopia Planitia . Do ponto de vista macroscópico, a consistência dos parâmetros físicos de Marte implica que a crosta nunca tenha mais de 125 km de espessura.
Uma das revelações trazidas pelas medições de gravidade finas realizadas pela Mars Global Surveyor foi a descoberta de estruturas evocando canais enterrados sob a superfície do hemisfério norte e detectados por seu déficit de massa, embora permaneçam invisíveis na superfície. Essas estruturas, que corresponderiam a relevos de 1,5 a 4,5 km se fossem preenchidos com sedimento seco mas aproximadamente 1 a 3 km no caso de sedimentos misturados com gelo , estão perfeitamente de acordo com o modelo, geralmente aceito para descrever a história da os Mars planeta , segundo a qual o hemisfério norte teria abrigado, em Noachien , vastas extensões de água em estado líquido, mesmo um oceano semi-permanente, talvez, coberta com um bloco de gelo, no centro de um mundial hidrosfera antes de ser preenchido com Hesperian de estilo materiais vulcânicos e depósitos eólicos de estilo amazônico para dar origem às planícies baixas e uniformes características deste hemisfério.
Os três mapas abaixo, resultantes em particular dos levantamentos topográficos e gravimétricos do Mars Global Surveyor no início dos anos 2000, fornecem uma ideia mais precisa da estrutura da crosta marciana e da distribuição das massas sob a superfície do planeta. É em particular o segundo mapa, reproduzindo as variações na intensidade do campo de gravidade na superfície marciana, que dá uma ideia da distribuição das concentrações de massa na casca: sob as bacias de impacto e sob os vulcões. ; Além das anomalias correspondentes ao bojo de Tharsis e ao Elysium Mons , identificamos assim três pequenas anomalias positivas ao nível de Malea Planum , Hadriacus Mons e Hesperia Planum , três antigas províncias vulcânicas adjacentes a Hellas Planitia , enquanto uma anomalia positiva é claramente visível sob a pequena bacia de Isidis Planitia , bem como sob as de Utopia e Argyre , materializando a concentração de massa resultante do impacto cósmico . O terceiro mapa representa as variações na distância, do centro de Marte, do " Moho " marciano - isto é, da interface entre o manto e a crosta marciana, chamada na Terra de descontinuidade de Mohorovičić (geralmente designada pelo atalho " o Moho ") pelo seu efeito na propagação das ondas sísmicas , mas que nunca foi observado experimentalmente em Marte por falta de estudos sísmicos neste planeta - o que permite deduzir as variações da espessura da casca:
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Topografia marciana vista pelo instrumento MOLA de MGS . As cores indicam uma altitude crescente do azul ao branco, passando pelo verde, amarelo, vermelho e marrom. Este mapa é bem conhecido, embora geralmente representado com o meridiano 0 ° no centro, e não na borda esquerda como aqui. Facilmente identificamos a maior bacia de impacto de Hellas Planitia em azul marinho no canto inferior esquerdo, Utopia Planitia no quarto superior esquerdo e o bojo de Tharsis na parte direita do mapa com três vulcões diagonais da cadeia de Tharsis Montes que aparecem em branco , bem como os grandes vulcões escudo de Olympus Mons (também a branco) e de Alba Mons (a castanho e vermelho a norte do conjunto). À direita de Tharsis são visíveis os cânions de Valles Marineris , ao sul dos quais a bacia de Argyre Planitia aparece em azul celeste no quadrante inferior direito do mapa. |
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Campo de gravidade marciano deduzido da trajetória de MGS . O mapa também é traçado com o meridiano 0 ° na borda esquerda, o que permite identificar de relance a contrapartida topográfica das variações de gravidade identificadas pela sonda. As cores indicam o aumento da gravidade do azul ao branco, passando pelo verde, amarelo e vermelho. Podemos assim ver que a protuberância de Tharsis , a uma altitude muito superior ao nível de referência marciano , corresponde a uma anomalia de gravidade positiva, assim como a bacia Utopia Planitia , que no entanto está a uma altitude desta vez significativamente inferior ao nível de referência. Por outro lado, o sulco da marinha aparecendo no equador à direita do mapa é Valles Marineris , uma vasta lacuna de colapso tectônico original resultando em um "rasgo" de casca e falta de massa localizada. |
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"Moho" calculado a partir de dados topográficos e gravimétricos cruzados com a avaliação da densidade local da crosta marciana. As cores indicam uma distância crescente ao centro do planeta (ou seja, uma profundidade decrescente abaixo do nível de referência) do azul ao branco, passando pelo verde, amarelo e vermelho; é uma espécie de elevação da superfície do manto . Vemos assim que a casca é a mais espessa nas regiões vulcânicas, em particular sob o inchaço de Tharsis com um máximo na região de Olympus Mons , enquanto é mais fina nas bacias de Utopia , de Isidis , Hellas e Argyre . A dicotomia crustal marciana também afeta abertamente a topografia do Moho, embora a fronteira entre os dois domínios não se sobreponha exatamente àquela visível na superfície. |
A interseção desses três tipos de informação oferece uma chave essencial para a compreensão da geologia em grande escala das camadas superficiais do planeta Marte .
Na ausência de dados sísmicos exploráveis, a estrutura interna do planeta Marte permanece difícil de especificar. A utilização das informações recolhidas pelas várias sondas que exploraram o planeta, como o momento de inércia e as leituras gravimétricas e magnéticas , permitiu, no entanto, determinar que seria constituído por um manto sólido de silicatos rico em ferro e um núcleo líquido ou pelo menos ainda substancialmente líquido. Uma comunicação de 2009 relatou cálculos baseados em modelos geoquímicos do planeta Marte segundo os quais o núcleo contém 5 a 13,5% de enxofre e o manto contém 11 a 15,5% de ferro .
O núcleo de Marte teria um raio entre 1.300 e 2.000 km (ou seja, entre 38% e 59% do raio do planeta), talvez mais precisamente entre 1.520 e 1.840 km (ou seja, entre 45% e 54% do raio de Marte), incerteza em parte devido ao desconhecido quanto à fração do manto que poderia ser líquida e, portanto, reduzir o tamanho do núcleo; encontramos frequentemente citado o valor 1480 km como o raio do núcleo de Marte, ou seja, 43,7% do raio médio do próprio planeta (3393 km ). As características físicas (tamanho, densidade) do núcleo podem ser qualitativamente aproximadas pelo momento de inércia do planeta, que pode ser avaliada analisando a precessão de seu eixo de rotação bem como as variações de sua velocidade de rotação através das modulações por efeito Doppler dos sinais de rádio emitidos pelas sondas colocadas em sua superfície; Os dados do Mars Pathfinder tornaram assim possível refinar aqueles previamente coletados com sondas Viking e estabelecer que a massa de Marte está bastante concentrada em seu centro, o que indica um núcleo denso e não muito grande.
Com uma temperatura estimada em cerca de 2.000 K , o núcleo de Marte seria inteiramente líquido para uma taxa de elementos leves (principalmente enxofre ) de 14,2% em massa, o que sugere uma composição principalmente de ferro ligado a outros metais (normalmente níquel ) e talvez até 17% de elementos leves. Experimentos realizados em sistemas ferro - enxofre e ferro - níquel - enxofre em pressões comparáveis às estimadas no coração de Marte levam a considerar que o núcleo marciano, ainda inteiramente líquido, se solidificaria por cristalização superficial, em contato com o manto , formando tipos de "flocos" caindo na "neve" para o centro; outra possibilidade poderia ser a formação de uma semente sólida de sulfeto de ferro cristalizado no centro do núcleo líquido.
Marte não tem magnetosfera . No entanto, o magnetômetro MAG / ER e o refletômetro de elétrons da sonda Mars Global Surveyor mostraram já em 1997 um magnetismo remanescente , até 30 vezes o da crosta terrestre , sobre certas regiões geologicamente antigas do hemisfério sul, e em particular no região de Terra Cimmeria e Terra Sirenum . As medições mostram um campo magnético atingindo 1,5 µ T a uma altitude de 100 km , o que requer a magnetização de um volume significativo da crosta marciana, pelo menos 10 6 km 3 . Por nove anos, MGS mediu parâmetros magnéticos acima da superfície de Marte, com o instrumento MGS MAG ( MGS Magnetometer ) coletando dados vetoriais de uma altitude de normalmente 400 km , às vezes se aproximando de 90 km da superfície, e MGS ER ( MGS Electron Reflectometer ) medindo o magnetismo total de uma altitude de 185 km em média. Portanto, não há atualmente nenhum mapa magnético da própria superfície marciana, assim como a natureza exata dos minerais magnetizados só pode ser assumida no estado atual de nosso conhecimento.
Geografia do paleomagnetismo marciano e minerais envolvidosO estudo dos meteoritos de Marte sugere que esse paleomagnetismo resulta, como na Terra , da magnetização de minerais ferromagnéticos como a magnetita Fe 3 O 4e pirrotita Fe 1-δ Scujos átomos alinhar o seu momento magnético com o campo magnético global e congelar esta configuração, passando abaixo da temperatura de Curie do mineral - por exemplo, 858 K ( 585 ° C ) para Fe 3 O 4, mas apenas 593 K ( 320 ° C ) para Fe 1-δ S. Os outros minerais candidatos como vetores de paleomagnetismo da crosta marciana são ilmenita FeTiO 3em solução sólida com hematita Fe 2 O 3, da mesma estrutura, para formar titanohematita e, em menor extensão, titanomagnetita Fe 2 TiO 4, cuja magnetização e temperatura de Curie são, no entanto, mais baixas.
A ausência de tal paleomagnetismo nas bacias de impacto do hemisfério sul, como Hellas e Argyre é geralmente interpretada como uma indicação de que Marte não possuía mais um campo magnético global durante esses impactos, embora também seja possível que o resfriamento dos materiais no local do o impacto foi muito rápido para permitir o alinhamento de sua eventual magnetização com o campo magnético global. Por outro lado, um paleomagnetismo significativo, e às vezes até bastante alto, foi notado acima das 14 bacias mais antigas identificadas no planeta. Da mesma forma, nenhum campo magnético notável foi detectado nas principais regiões vulcânicas de Elysium Planitia e na protuberância de Tharsis , no entanto, um magnetismo fraco, porém mais forte, foi observado nas províncias vulcânicas.
A análise dos componentes tridimensionais do campo magnético registrados em algumas dezenas de pontos significativos da superfície marciana permitiu que várias equipes extrapolassem a posição do pólo paleomagnético de Marte. Essas simulações - que, no entanto, devem ser feitas com um certo retrospecto - são bastante consistentes entre si e levam a localizar um dos pólos paleomagnéticos marcianos entre 150 ° E e 330 ° E por um lado e 30 ° S e 90 ° N d por outro lado, ou seja, aproximadamente num raio de 3.600 km em torno de um ponto situado a meio caminho entre Alba Mons e Olympus Mons .
Reversões de polaridade e desaparecimento do magnetismo globalNotavelmente, as anomalias magnéticas medidas por MGS são estruturadas em bandas paralelas, uma reminiscência das anomalias magnéticas oceânicas na Terra (ver diagrama ao lado): o resfriamento da crosta oceânica formada nas cristas conforme o desvio das placas leva esta última a adquirir uma magnetização remanente que “memoriza” a orientação do campo magnético terrestre quando a temperatura de Curie passa; cada inversão do campo magnético da Terra é, portanto, "registrada" nas rochas assim formadas, cuja magnetização, conseqüentemente, forma sequências simétricas em ambos os lados das cristas. Essa simetria, por outro lado, nunca foi observada em Marte, de modo que nenhum elemento atualmente nos permite supor a existência anterior de qualquer placa tectônica no planeta vermelho. Somente uma observação de resolução mais alta permitiria que o debate fosse encerrado.
Quando é global, o campo magnético de um planeta é principalmente de origem interna. Acredita-se que seja causada pela convecção de fluidos condutores (ou seja, metais líquidos) que constituem a parte externa do núcleo. Este processo é conhecido como efeito dínamo . Esses movimentos de convecção implicam na existência de um gradiente térmico suficiente do núcleo ao manto ; na ausência de tal gradiente, o efeito dínamo não poderia ser mantido. Este fato seria a causa do desaparecimento do campo magnético global de Marte, provavelmente, pelo menos quatro bilhões de anos atrás: os asteróides impactos do grande bombardeio tarde teria injectou uma quantidade suficiente de energia térmica no manto de Marte através da conversão da energia cinética de os impactadores em calor , o que teria interrompido o efeito dínamo, cancelando o gradiente térmico necessário para mantê-lo.
Origem da dicotomia magnética entre os hemisférios norte e sulA atribuição do desaparecimento do campo magnético global marciano a um impacto cósmico foi retomada em uma teoria alternativa implicando desta vez um protoplaneta residual do tamanho da Lua atingindo Marte muito antes do grande bombardeio tardio, ou seja, apenas algumas dezenas de milhões de anos após a formação do planeta (à semelhança do hipotético impacto de Théia com a proto-Terra), nas proximidades do atual pólo norte e com um ângulo de incidência bastante baixo: esse impacto estaria na origem em por um lado da dicotomia crustal (a ideia não é nova, sobrepondo-se à teoria, bastante discutida, da bacia boreal ) e por outro lado da ausência de paleomagnetismo na casca do hemisfério norte, devido ao desaparecimento da gradiente térmico entre o núcleo e o manto apenas no hemisfério norte, deixando um efeito dínamo concentrado no hemisfério sul. Marte teria assim conhecido transitoriamente um magnetismo não global, mas "hemisférico" e descentrado em direção ao pólo sul, o que explicaria a excepcional intensidade do magnetismo remanescente em certas partes da crosta do hemisfério sul, bem como a ausência de notável paleomagnetismo no hemisfério norte.
Obviamente, esta teoria não é a única proposta para explicar a sobreposição de uma "dicotomia magnética" na dicotomia da crosta marciana: a diferença de espessura e estrutura da crosta marciana entre os dois hemisférios, parcial da casca do hemisfério norte na origem da remodelação de sua superfície e a serpentinização da casca de Marte no Noé , são as explicações mais comumente avançadas.
A partir das primeiras fotos do planeta tiradas no início dos anos 1970 pela Mariner 9 , as principais características geológicas marcianas foram identificadas:
O USGS tinha desde o início definido, com base nestas fotografias, 24 unidades geológicas organizadas de acordo com as regiões e a sua idade estimada, que ainda se mantêm válidas para um estudo morfológico global do planeta, embora a informação então disponível seja desde então considerável enriquecido - e muitas vezes com muitas nuances - pelos resultados coletados durante as missões de exploração subsequentes, até os dias atuais:
Poloneses | Planícies | Terras vulcânicas | Canyons e vales | Terrenos irregulares do hemisfério sul | |||||||||||
Amazonense | Abril | Apt | Aps | ||||||||||||
AHvu | Avy | Aha | |||||||||||||
Apb | Apc | AHcf | AHct | ANch | |||||||||||
AHvi | |||||||||||||||
Hesperian | Hpr | ||||||||||||||
HNdp | Hprg | Hpst | Hvo | HNk | |||||||||||
HNbr | |||||||||||||||
Noé | Npm | Nplc | Nc | ||||||||||||
Nm | Nhc | ||||||||||||||
Unidades geológicas marcianas propostas já em 1978 pelo USGS com base em fotografias da Mariner 9 . |
Unidade | Descrição | Interpretação |
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Abril |
Limite residual polar amazônico . Terreno aberto constituindo as regiões das calotas polares que persistem durante o verão e cujas bordas apresentam uma estrutura em espiral alargando no sentido anti-horário no pólo norte e no sentido horário no pólo sul, com um deslocamento de 2 a 3º do pólo sul. |
Calota polar permanente, composta principalmente de gelo . |
Apb |
Planícies acamadas amazônicas . Terreno liso e ondulado com mesas e depressões revelando estratificações finas. Essas terras parecem surgir de sob as calotas polares e têm fracamente crateras. |
Depósitos de vento recentes. |
HNpd |
Planícies de deflação de Hesperian Noachian . Afloramento de terreno geralmente plano e irregular sob planícies de Aps , Apc ou Apb geologicamente mais jovens , bem como sob planaltos Nplc craterizados mais antigos , que são encontrados principalmente nas regiões polares meridionais. Os restos de crateras enterradas são visíveis localmente. |
Superfícies antigas, do Hespério ou mesmo do Noé , exumadas pela erosão eólica de solos soltos mais recentes. |
Apt |
Planícies vulcânicas amazônicas da região de Tharsis Montes . Planícies vulcânicas do Domo de Tharsis . 28 crateras por 10 6 km 2 . |
Planícies formadas por fluxos de lava recentes ( Amazônia ). |
Aps |
Planícies lisas da Amazônia . Planícies suaves, espalhadas por grande parte do planeta, mas concentradas em torno de Vastitas Borealis . 59 crateras por 10 6 km 2 . |
Acúmulo de depósitos eólicos e vulcânicos com várias centenas de metros de espessura, cobrindo o relevo subjacente. |
Apc |
Planícies com crateras amazônicas . Planícies com crateras, aparecendo como variações locais das regiões de Aps . 89 crateras por 10 6 km 2 . |
Depósitos eólicos e vulcânicos localmente revelando afloramentos de terras mais antigas e, portanto, com mais crateras. |
Hpr |
Planícies onduladas de Hesperian . Planícies onduladas, mais fraturadas que as regiões Apc , abrangendo as regiões Nplc , Nhc e HNk , também localizadas no sopé das escarpas que marcam o limite entre as terras altas do hemisfério sul e as planícies do hemisfério norte, bem como em o sopé da borda norte da Hellas Planitia , evoluindo gradualmente para regiões vulcânicas de idade intermediária AHvi . 73 crateras por 10 6 km 2 . |
Planícies de lava hesperianas . |
Hprg |
Planícies Ridged Hesperian . Planícies dobradas, principalmente nas regiões de Hesperia Planum , Syrtis Major Planum , Solis Planum , Sinai Planum e Lunae Planum . Difícil de distinguir dos depósitos mais antigos da unidade Hvo na área de Malea Planum . Os terrenos Hprg localizados a nordeste da cratera Schiaparelli podem ser devido à presença de uma cratera mais antiga enterrada sob as formações mais recentes, cujas bordas aflorariam localmente. 124 crateras por 10 6 km 2 , aproximadamente o mesmo valor dos mares lunares . |
Fluxos de lava Hesperian . |
Hpst |
Planícies riscadas de Hesperian . Planícies com crateras moderadas a pesadas marcadas por faixas claras e escuras a favor do vento das crateras de Elysium Planitia . Esses terrenos podem se misturar aos da unidade Hprg . As vistas de alta resolução permitem a identificação de fraturas e escarpas lobadas. 133 crateras por 10 6 km 2 . |
Fluxos de lava Hesperian . |
Npm |
Planícies Manchadas de Noé . Planícies apresentando alternâncias de albedo e formando ampla faixa de terreno escuro circundando a calota boreal entre 50 e 70º N e crivadas de crateras de alto albedo. 134 crateras por 10 6 km 2 . |
As planícies de lava com crateras correlacionam-se localmente com os estratos de Noé Nplc e Nhc, constituindo terrenos mais elevados que fazem fronteira com o sul das regiões mais baixas Apc e Aps . |
Nplc |
Platô com crateras de Noé . Terreno elevado com declives muito baixos e formando grandes regiões com muitas crateras, típicas do hemisfério sul, com muitas crateras enterradas ou parcialmente enterradas e áreas relativamente planas entre as crateras. Essas regiões podem ser localmente muito acidentadas e marcadas por redes de canais e zonas caóticas. 135 crateras por 10 6 km 2 . |
Fluxos de lava de Noé misturados com material ejetado vulcânico e meteorítico muito irregular. |
AHvu |
Amazonian Hesperian Undivided Volcanic . Cúpulas e cones vulcânicos pequenos (menos de 30 km ) geralmente associados a estruturas vulcânicas de grande escala. As crateras vulcânicas são frequentes. A extensão espacial desses locais é muito pequena para permitir uma datação estatística confiável apenas com base em sua taxa de craterização. |
Edifícios vulcânicos de idade indeterminada, mas a priori relativamente recentes de acordo com sua morfologia geral. |
Avy |
Jovem Vulcânico da Amazônia . Terras vulcânicas recentemente formadas constituindo os grandes escudos do Domo de Tharsis , com uma taxa particularmente baixa de craterização e numerosos fluxos de lava muito fluidos, dando às superfícies lisas uma aparência finamente estriada. |
Vulcões basálticos recentes (800 a 200 milhões de anos atrás). |
AHvi |
Amazonian Hesperian Intermediate Age Volcanic . Terra vulcânica de idade intermediária na superfície do escudo Alba Patera e escudos parcialmente enterrados, cúpulas e edifícios inclinados de Elysium Planitia . A craterização é mais alta lá do que nas terras de Avy . Essas regiões estão localmente associadas a terras Hpr . |
Vulcões em escudo , estratovulcões e cúpulas eruptivas feitas de lavas basálticas bastante viscosas misturadas com materiais piroclásticos. |
Hvo |
Hesperian Old Volcanic . Terras vulcânicas antigas formando regiões de Hesperia Planum ao redor de Tyrrhena Patera , de Hadriaca Patera na borda nordeste da bacia de Hellas Planitia e Malea Planum a sudoeste da mesma bacia. |
Vulcões blindados e fluxos de lava fluida associados; o baixo relevo dessas regiões pode resultar da compensação isostática do custo em torno desses edifícios vulcânicos ou simplesmente da grande fluidez da lava emitida por esses vulcões. |
Aha |
Aureola Hesperiana da Amazônia . Formações baixas na forma de colinas alongadas ou ondulações que emanam da base de vulcões como Olympus Mons , Elysium Mons , Albor Tholus e Apollinaris Patera ; na região de Elysium, essas terras parecem gradualmente se fundir na unidade Hpr . |
Lava flui emanando de rachaduras laterais ao redor do edifício central. |
AHcf |
Fundo do Cânion Hesperiano da Amazônia . Terreno plano e liso formando o fundo de desfiladeiros, como Valles Marineris, misturando-se localmente com o terreno AHct . |
Depósitos fluviais, depósitos de vento, deslizamentos de terra. |
AHct |
Amazonian Hesperian Cahotic . Terreno caótico caracterizado por fraturas, sulcos e grandes pedregulhos dentro de crateras, canais ou outros tipos de formas de relevo ocas, tipicamente na área entre Argyre Planitia e Chryse Planitia . |
Colapsos de cavidades subterrâneas provavelmente devido ao derretimento e fluxo de grandes quantidades de gelo anteriormente presas no permafrost . |
ANch |
Material do Canal de Noé da Amazônia . Terreno típico semelhante a parte inferior da formação de leitos de rios secaram, localmente enterrados sob unidades Aps ou mistura em terra Apc . |
Depósitos fluviais ou eólicos. |
HNk |
Hesperian Noachian Knobby . Terreno irregular preferencialmente localizado na extremidade de grandes crateras de idade e no limite do dicotomia da crosta terrestre, normalmente em contacto com NPLC e NHC unidades , localmente associados com o terreno caótico. |
Origens geológicas muito diversas; material ejetado que caiu no solo após o impacto cósmico , erosão de terras antigas, materiais degradados da borda de bacias de impacto e grandes crateras , até mesmo grandes blocos aparentemente arrastados pelo derretimento brutal de grandes quantidades de água congelada do permafrost . |
HNbr |
Hesperian Noachian Basin Rim . Bordas das bacias Hellas , Argyre , Isidis , Lowell e Schiaparelli , incluindo terras HNk . |
Ejetados e pedregulhos trazidos à superfície de terras antigas graças aos impactos de meteoritos. |
Nc |
Noachian Cratered . Bordas de grandes crateras com mais de 400 km de diâmetro, incluindo terreno HNk . |
Ejetado de crateras de impacto. |
Nm |
Montanha de Noé . Grandes massas de mais de 10 km de dimensões globais geralmente alongadas associadas à unidade HNbr e tipicamente representadas por Phlegra Montes , na região de Elysium Planitia . |
Treinamento relacionado a falhas decorrentes de impactos na origem de grandes bacias. |
Nhc |
Noachian Hilly & Cratered . Terreno acidentado com muitas crateras, típico do hemisfério sul, diferindo da unidade Nplc porque as regiões entre as crateras são irregulares. O albedo das regiões meridionais acima de 50º S tem uma estrutura mosqueada. |
Talvez as superfícies mais antigas do planeta. |
Os parágrafos a seguir resumem as principais características geológicas do planeta Marte.
A principal característica orográfica de Marte é a oposição entre, por um lado, um hemisfério norte constituído por uma vasta planície desprovida de relevo significativo que se estende por pouco mais de um terço da superfície do planeta, e, por outro lado, um hemisfério sul hemisfério formado por terrenos elevados muito craterados e bastante acidentados, com falhas, escarpas, desabamentos e regiões com relevo caótico. Essas duas regiões são de naturezas geológicas radicalmente diferentes: a crosta marciana é consideravelmente mais fina no hemisfério norte do que no hemisfério sul, os terrenos do hemisfério sul são mais antigos, de algumas centenas de milhões de anos a um ou dois bilhões de anos atrás, do que as do hemisfério norte e as assinaturas espectrais mineralógicas deste parecem marcadas por uma presença ancestral de água líquida abundante e ácida, tendo afetado definitivamente a composição mineralógica dessas regiões (ver abaixo).
Dois tipos de cenários foram propostos para dar conta dessa situação. O primeiro são baseadas nas dinâmicas internas do planeta, os convectivos movimentos do manto e um esboço de placas tectônicas , como a formação de terrestres supercontinents na aurora da história do nosso planeta. O segundo é baseado em um ou mais impactos grandes que causam o derretimento da casca no hemisfério norte; modelos de impacto único (a hipótese da Bacia Boreal , em particular), no entanto, encontram certas dificuldades em relação às observações. O estudo das bacias de impacto enterradas sob a superfície também permitiu estabelecer que a dicotomia crustal marciana data de mais de quatro bilhões de anos antes do presente e, portanto, é uma estrutura herdada das primeiras idades do planeta. Algumas estruturas mais recentes na fronteira entre os dois domínios também sugerem um relaxamento isostático das terras altas do sul após o enchimento vulcânico da depressão do hemisfério norte, o que também argumenta pela grande antiguidade dessa dicotomia.
As peculiaridades da fronteira entre esses dois grandes domínios geológicos marcianos são particularmente bem ilustradas pela região de Aeolis Mensae , entre Terra Cimmeria e Elysium Planitia : há formações tectônicas complexas e nem sempre bem compreendidas, bem como vestígios de erosão eólica muito acentuada .
A abundância de crateras de impacto é a principal característica das terras antigas do hemisfério sul. Existem, é claro, também no hemisfério norte, e as crateras marcianas apresentam uma grande variedade de formas: velhas crateras de fundo plano muito erodidas e às vezes parcialmente enterradas no hemisfério sul, pequenas crateras em forma de tigela muito ocas nas terras jovens do norte hemisfério, com uma peculiaridade marciana - desconhecida na Lua - ligada à presença de compostos voláteis no solo: as “ crateras de rampa ”, como a cratera Yuty ; essas crateras particulares são caracterizadas pela presença de material ejetado lobulado muito reconhecível. As chamadas crateras de "pedestal" resultam da erosão diferencial de solo não consolidado ao redor de uma cratera de impacto , cujas bordas e os materiais imediatamente em contato com o impacto foram endurecidos sob o efeito mecânico e térmico. Choque com o impactador . O instrumento HRSC on Mars Express forneceu excelentes fotos de uma dessas crateras na região de Hephaestus Fossae .
Os impactos resultantes da colisão com um impactador com energia suficiente para perfurar a crosta marciana e causar efusões magmáticas não dão mais origem a uma cratera, mas a uma bacia de impacto ; as principais bacias inequivocamente identificadas em Marte são, por tamanho decrescente:
A existência da Bacia Boreal como uma única bacia está longe de ser comprovada, mas, se essa hipótese se mostrasse correta, ela agruparia geologicamente um conjunto de depressões compreendendo Vastitas Borealis , Arcadia Planitia e Acidalia Planitia , que seriam por longe torná-lo a maior estrutura desse tipo no sistema solar .
Amazonis Planitia , que também se parece com uma bacia de impacto, entretanto não seria uma e teria uma origem bastante vulcânica, estando localizada entre as duas grandes regiões vulcânicas marcianas: Elysium Planitia a oeste e o bojo de Tharsis a 'is. O instrumento MARSIS da Mars Express - Mars Advanced Radar for Subsurface and Ionospheric Sounding - também revelou a existência de muitos outros impactos de magnitude variada, invisíveis hoje porque estão enterrados no solo do planeta.
A formação das bacias de impacto marcianas data principalmente das primeiras idades do planeta, há mais de quatro bilhões de anos: os últimos grandes impactos devem ter ocorrido no final do rio Noé , durante o grande bombardeio tardio , houve entre 4,1 e 3,9 (ou mesmo 3,8) bilhões de anos - a Bacia Caloris , no Mercúrio , e o Mare Imbrium (o “ Mar das Chuvas ”), na Lua , também são datados desse período, que corresponde, para a Lua, ao Nectário e o Imbriano inferior ; é possível que os satélites Fobos e Deimos tenham uma conexão com este episódio, como asteróides incidentes capturados por Marte - mas faltaria então explicar sua órbita quase circular com uma inclinação muito baixa no equador marciano - ou como aglomerados de materiais projetado no espaço e colocado em órbita após colisões com impactadores de tamanho suficiente, Fobos abaixo e Deimos além da órbita síncrona de Marte, o que corresponde a uma altitude de 17.000 km acima da superfície; o cenário mais provável, neste caso, seria uma ou mais colisões com um ou mais planetesimais logo após a formação de Marte (cenário semelhante ao da formação da Lua após o impacto de Théia na proto- Terra ), cerca de 4,5 bilhões de anos atrás, em vez de durante o grande bombardeio tardio , 500 milhões de anos depois.
Esquematicamente, o vulcanismo marciano parece ter evoluído globalmente de um vulcanismo de planície que data do final do rio Noé até a primeira metade do Hespério , definido por efusões de lava basáltica muito fluida, como a dos "mares" lunares, e que constitui um fração notável da superfície marciana, até cones vulcânicos bem formados que lembram estratovulcões terrestres da segunda metade do Hesperian . Entre esses dois extremos, toda uma gradação de morfologias torna possível dar conta da variedade de terrenos e formações vulcânicas encontradas em toda a superfície do planeta, em particular os famosos vulcões-escudo marcianos.
Planícies de lavaA forma mais antiga de vulcanismo marciano, datando do fim do rio Noé e continuando até o Hespério , seria a das extensões basálticas que cobrem o fundo das bacias de impacto , como Argyre e Hellas , bem como certas extensões planas localizadas entre elas áreas. duas bacias e a de Isidis (nomeadamente Syrtis Major Planum , Hesperia Planum e Malea Planum ), uma reminiscência dos terrenos vulcânicos lisos identificados em Mercúrio (por exemplo Borealis Planitia ), em Vénus (normalmente Guinevere Planitia ) e na Lua - o “ Mares ” lunares, na maioria das vezes correlacionados com impactos cósmicos .
Em Marte , essas planícies de lava de Noé constituem as regiões de Malea Planum , Hesperia Planum e Syrtis Major Planum , que aparecem como planaltos basálticos cuja superfície, típica do Hesperian , é geologicamente mais recente. A dinâmica subjacente a este tipo de vulcanismo, entre a fissura e o ponto quente , não é realmente compreendida; em particular, não explicamos realmente o fato de que os vulcões de Malea , Hesperia e Elysium estão mais ou menos alinhados a uma distância tão grande.
Uma câmara magmática foi identificada sob as caldeiras de Syrtis Major pela anomalia gravitacional que causa. Syrtis Major Planum, portanto, aparece como um vulcão-escudo particularmente plano e erodido. Essas formações combinam características efusivas e explosivas tornando-as semelhantes a escudos piroclásticos terrestres, como o Emi Koussi no maciço Tibesti . Este é particularmente o caso de Hesperia Planum , cuja frente ocidental em contato com Hellas Planitia , nas imediações de Hadriacus Mons , tem cavidades colapsadas - como Ausonia Cavus - mais ou menos subterrâneas estendidas por leitos de riachos secos - Dao Vallis e Níger Vallis , ou mesmo Harmakhis Vallis um pouco mais ao sul - que lembram, em uma escala muito maior, os vestígios deixados na Terra pelos lahars .
Planícies de lava muito maiores, e também às vezes bastante recentes (até a segunda metade da Amazônia ), cercam os edifícios dos dois grandes domínios vulcânicos marcianos, a saber, Elysium Planitia e especialmente o bojo de Tharsis em ambos os lados, outro de Amazonis Planitia . O exemplo típico é o vasto grupo de idades heterogêneas formado pelos planaltos da Daedalia , Icaria , Syria , Sinai , Solis , Thaumasia e Bosporos ao sul de Valles Marineris : pelo menos 163 fontes vulcânicas foram identificadas no bojo da Síria , a fonte de fluxos de lava que se estendem por mais de 45.000 km 2 . Todas essas planícies parecem resultar de derrames de lava nas laterais dos vulcões, ou mesmo dos primeiros fluxos de lava muito fluida dos próprios vulcões. Assim, a superfície particularmente lisa do Amazonis Planitia resultaria de depósitos vulcânicos contínuos desde o Hesperiano até períodos bastante recentes do Amazonas .
Escudo de vulcões e estratovulcõesUm vulcão escudo , uma expressão do Skjaldbreiður islandês que designa um vulcão achatado em forma de " escudo grande " (significado literal deste topônimo ), é caracterizado pela inclinação muito baixa de seus lados. Na Terra , tal vulcão resulta de efusões de lava pobre em sílica, muito fluida, que fluem facilmente por grandes distâncias, formando estruturas achatadas que se espalham por superfícies muito grandes, ao contrário, por exemplo, dos estratovulcões , cujo cone, bem formado, apresenta uma grande base mais restrita. O tipo de vulcão em escudo da Terra é o Mauna Loa, no Havaí ; o Piton de la Fournaise , na Reunião , é outro, menor, mas muito ativo.
Em Marte , as estruturas vulcânicas mais espetaculares são precisamente vulcões em escudo. O maior deles, Alba Mons , tem cerca de 1.600 km de largura, mas se eleva apenas 6.800 m acima do nível de referência . Uma análise topográfica detalhada deste edifício vulcânico, um dos maiores do sistema solar, revela três grandes períodos de atividade através das rupturas da encosta e os fluxos de lava particulares observados em torno de seu sistema de caldeira. As primeiras erupções teriam consistido em lavas fluidas que se espalhariam por uma grande área, então erupções mais localizadas teriam dado origem ao escudo central e, finalmente, uma fase final teria resultado na cúpula carregando o sistema de caldeira, a massa de o que teria favorecido o alargamento dos grabens de Alba e Tântalo, bem como a baixa inclinação do cume para o leste. Alba Mons é exatamente o oposto da bacia de impacto de Hellas Planitia , e o treinamento pode ser devido aos golpes do impacto original da bacia, há cerca de 4 bilhões de anos. A datação deste conjunto é no entanto delicada, seu aspecto geral bastante erodido e coberto de poeira sugerindo uma idade avançada, mas a fraca craterização de suas superfícies (comparadas, por exemplo, com as de Syrtis Major , outro vulcão escudo claramente mais antigo a ponto de se assemelhar mais parecido com um planalto basáltico do que com um vulcão) e sua morfologia geral finalmente muito próxima à dos vulcões do bojo de Tharsis , com suas grandes saídas de lava em lóbulos laterais e erupções sucessivas apertando ao redor das caldeiras, ao invés de pleitear uma atividade centrada no meados do Hesperiano e estendendo-se até o início do Amazonas .
Olympus Mons , o mais famoso e mais alto dos vulcões marcianos, sobe a 21.229 m acima do nível de referência (altitudes mais elevadas ainda são muito frequentemente publicadas, mesmo recentemente em sites institucionais americanos, mas são baseadas em estimativas do século XX e medidas anteriores de Mola AMS ) e possui um sistema de caldeiras ao longo de 85 km , largura de 60 km e profundidade de até 3 km ; abrange uma área de aproximadamente 320.000 km 2 e 624 km de largura, delimitada por um aterro que pode atingir 6.000 m de cota em alguns pontos. A origem desta escarpa é atualmente desconhecida: os vulcões que apresentam tais formações na Terra são típicos de um vulcanismo subglacial , caracterizado pela efusão de lava sob uma massa de gelo que limita sua extensão. Basal para restringir o edifício vulcânico em uma geometria cilíndrica , como é o caso de Herðubreið , na Islândia ; no entanto, estaríamos aqui na presença de um vulcão que se teria desenvolvido sob uma camada de gelo de 5 a 6 km de espessura, o que parece a priori inconcebível tendo em vista o nosso conhecimento atual sobre o planeta Marte , de modo que a origem desta peculiaridade topográfica ainda precisa ser explicado, e as teorias sobre o assunto abundam.
Base da Olympus Mons em toda a França .
Alturas comparativas de Olumpus Mons, Monte Everest e Mauna Kea , o vulcão mais alto da Terra.
Volumes do Olympus Mons em três dimensões.
Os outros grandes vulcões marcianos também são vulcões-escudo: de norte a sul, Ascraeus Mons , Pavonis Mons e Arsia Mons constituem os Tharsis Montes e são os três maiores edifícios no bojo de Tharsis , enquanto Elysium Mons é a formação principal de ' Elysium Planitia . A fluidez da lava desses edifícios vulcânicos é bem ilustrada pelas cavidades de colapso observadas, por exemplo, no flanco sul de Arsia Mons , formadas depois que a lava solidificou na superfície enquanto continuava a fluir abaixo, deixando cavidades cujo topo desabou quando esvaziado .
Vulcões-escudo marcianos atingem tamanhos gigantescos em comparação com suas contrapartes terrestres devido à ausência de placas tectônicas em Marte: a crosta marciana permanece estacionária em relação aos pontos quentes , que podem assim perfurá-la no mesmo lugar por muito tempo. Longos períodos de tempo para dão origem a edifícios vulcânicos resultantes do acúmulo de lava por algumas vezes vários bilhões de anos, ao passo que, na Terra, o deslocamento das placas litosféricas acima desses pontos quentes leva à formação de uma série de algumas vezes várias dezenas de vulcões, cada um permanecendo ativo por apenas alguns milhões de anos, o que é muito curto para permitir a formação de estruturas tão imponentes como em Marte. O arquipélago havaiano é o melhor exemplo terrestre do deslocamento de uma placa tectônica acima de um ponto quente, neste caso a placa do Pacífico acima do ponto quente do Havaí ; da mesma forma, o arquipélago Mascarene resulta do deslocamento da placa somali sobre o ponto quente da Reunião .
Outros tipos de vulcões em Marte lembram mais os estratovulcões , que resultam do acúmulo de depósitos de lava misturados com cinzas vulcânicas . São os tholi (plural latino de tholus ), edifícios de tamanho mais modesto que os vulcões-escudo, com encostas mais íngremes, principalmente perto da cratera, assim como as paterae , que às vezes são reduzidas à sua caldeira . Todos esses tipos de vulcões estão presentes nas regiões de Tharsis Bulge e Elysium Planitia ; no entanto, a tendência geral é encontrar vulcões-escudo na região de Tharsis, enquanto os vulcões Elysium são mais parecidos com estratovulcões.
Alba Mons , a noroeste do bojo de Tharsis , é o próprio tipo de vulcão-escudo , com uma largura de 1.600 km por apenas 6,6 km de altitude.
Olympus Mons , localizado a oeste do Bulge de Tharsis , é um vulcão escudo de até 624 km de diâmetro com uma caldeira de 85 km de comprimento a 21,2 km acima do nível do mar, ou aproximadamente 22,5 km acima das planícies ao redor.
Arsia Mons , um vulcão-escudo com cerca de 435 km de diâmetro e 9 km de altura com uma enorme caldeira de 110 km de diâmetro auma altitude de16 km ; é o mais meridional dos três vulcões do Tharsis Montes .
Elysium Mons , o vulcão principal de Elysium Planitia , se eleva 13 km acima das planícies circundantes e tem cerca de 240 km de largura, com uma pequena cratera circular de 14 km de diâmetro.
Hecates Tholus , a nordeste de Elysium Planitia , é um tholus de 183 km de diâmetro e uma cratera de não mais que 10 km de diâmetro a 5,3 km acima do nível do mar.
Biblis Tholus , no centro-oeste do bojo de Tharsis e mais antigo que o próprio bojo, apresenta uma forma assimétrica de 170 km de comprimento por 100 km de largura e 3 km de altura com uma caldeira de 53 km de diâmetro e 4,5 km de profundidade, possivelmente devido ao colapso da câmara magmática .
Apollinaris Patera , a sudeste de Elysium Planitia , é um estratovulcão de 296 km de diâmetro, com uma caldeira muito grande comcerca de 80 km de diâmetro a 5 km acima do nível do mar, possivelmente devido a uma explosão piroclástica.
Albor Tholus , ao sul de Elysium Planitia , é um "pequeno" estratovulcão de 160 km de diâmetro e 4,5 km de altura, com uma grande caldeira de 30 km de diâmetro e 3 km de profundidade.
O mais espetacular e complexo dos conjuntos geológicos marcianos é formado pelos grandes vulcões da região de Tharsis - Alba Mons , Olympus Mons e a cadeia de vulcões de Tharsis Montes - bem como o sistema de desfiladeiros decorrentes das falhas entrecruzadas de Noctis Labyrinthus para desenvolver através de todo o Valles Marineris, em seguida, os terrenos caóticos de Xanthe Terra e Margaritifer Terra até os arredores de Chryse Planitia . Toda esta região - o bojo de Tharsis - resultaria do surgimento de um sistema de plumas de manto na origem dos pontos quentes materializados pelos vários vulcões de Tharsis, bem como, talvez, dos bojos da Síria Planum e falhas de Noctis Labyrinthus . Ao sul desta região, é um fragmento inteiro de casca que teria sido levantado e movido com um movimento de translação para o sul juntamente com uma rotação na direção oposta das agulhas de um relógio.
A Síria Planum , em particular, parece ter desempenhado um papel tectônico definidor sobre toda a região por um longo período de tempo, de Noé à Amazônia . Dezenas de pequenos vulcões-escudo com algumas dezenas de quilômetros de diâmetro e algumas centenas de metros de altura pontilham este planalto vulcânico, cuja superfície oscila entre 6.000 e 8.000 m acima do nível do mar. A unidade geológica formada por Syria Planum , Solis Planum e Thaumasia Planum poderia ser vista como uma placa litosférica rugosa , elevada e deslocada em direção ao sul, formando, no sul, um início de convergência ao nível de Claritas Fossae , Coracis Fossae e Nectaris Fossas , enquanto ao norte surgia uma enorme fenda de 4.000 km ao nível de Noctis Labyrinthus e, sobretudo, de Valles Marineris , cuja origem tectônica no trecho norte-sul da crosta marciana havia sido prevista desde o final dos anos 1970 por análise as imagens transmitidas pela Viking 1 Orbiter .
Valles Marineris é uma vala de colapso alargada pela erosão para atingir em alguns locais uma largura de 600 km e uma profundidade de 10 km . A erosão em questão seria de origem amplamente hidrológica , como evidenciado pela presença de sulfatos hidratados, cuja espessura dos depósitos por vezes formam verdadeiras montanhas, e vales dendríticos atestando a existência passada de uma rede de cursos de água . Permanente e sustentável água . Além disso, o estudo detalhado das imagens obtidas pelas várias sondas que, em órbita, observaram esses canyons, revelou formações rochosas interpretadas como vestígios de atividade fluvial muito prolongada e a análise feita pelo Mars Global Surveyor de anomalias gravitacionais. Acima desta região mostrou que a assinatura dos Valles Marineris se estende até a bacia de Chryse Planitia , o que dá uma ideia da quantidade de material transportado desses canyons pela erosão contínua do rio durante um período de tempo suficientemente longo. Se vestígios de vulcanismo e atividade fluvial são evidentes em Valles Marineris , as paredes desses cânions foram alteradas principalmente, ao estilo amazônico , por erosão eólica e deslizamentos de terra , muitas vezes de grande magnitude; mas essas alterações, por sua vez, revelam traços de antigos fluxos subterrâneos ao longo das falhas assim expostas. A propósito, a estimativa da frequência de deslizamentos ao longo das paredes de Valles Marineris levou a propor uma redução de um fator de 3 na frequência do impacto de meteoritos nas superfícies de Marte por 3 bilhões de anos, ao contrário dos modelos usuais que dependem mais de uma constante taxa de craterização , que resultaria na observação de um aumento na frequência de deslizamentos de terra difícil de explicar.
A natureza do terreno que forma o fundo dos desfiladeiros ainda não é muito bem compreendida, em particular no que se refere à parte entre a origem vulcânica e a origem sedimentar. O vulcanismo seria a priori mais significativo a oeste dos cânions, perto da Síria Planum , e as terras escuras qualificadas como “depósitos internos estratificados” localizados na região de Tithonium Chasma seriam vulcânicas.
Elysium Planitia e outros vulcões ... mas talvez pingosA segunda região vulcânica de Marte é muito diferente daquela de Tharsis. Muito menor, é também muito mais recente, com muitos terrenos formados aparentemente menos de cem milhões de anos atrás, alguns fluxos de lava sendo datados, por sua taxa de craterização , de menos de dez milhões de anos. Uma das peculiaridades desta região é apresentar vários modos de interação da lava com o terreno carregado de gelo.
As imagens das sondas orbitando ao redor de Marte também mostram uma série de pequenos cones encimados por uma cratera, por exemplo perto do Pólo Norte, que poderiam ser vulcões, mas também é possível que este tipo de estrutura seja mais semelhante a pingos , como aqueles de Utopia Planitia , que nada têm de vulcânico mas são, na Terra , típicos de climas polares, onde resultam da expansão cumulativa da água do permafrost à medida que derrete e congela alternadamente de acordo com as estações.
DykesO fundo de algumas crateras de Syrtis Major Planum mostra cristas alongadas dispostas de maneira ordenada, o que sugere fortemente que é de fato de diques . Essas estruturas são formadas, principalmente, em terrenos atravessados por falhas causadas principalmente por impactos de meteoritos , e resultam da maior resistência à erosão das rochas magmáticas afundadas nessas falhas, constituídas por materiais mais frágeis e que acabam desaparecendo, deixando uma lâmina basáltica ter o aspecto de parede ou dique (daí o nome deste tipo de estrutura). Um dique também pode ser formado por cimentação de brechas sob o efeito de uma corrente que penetra nas falhas, novamente levando ao endurecimento do material de enchimento, que permanecerá sozinho uma vez que a erosão tenha ocorrido. Funciona no revestimento menos resistente.
A região de Huo Hsing Vallis é particularmente interessante a este respeito, pois apresenta diques bastante evidentes na sua parte sul.
Na Terra , os diques estão frequentemente associados a importantes depósitos minerais, o que justifica plenamente o interesse que pode ser demonstrado por essas estruturas em Marte .
Datação do vulcanismo marcianoA área de superfície e a massa dos Marte planeta sendo respectivamente 3,5 e 10 vezes menos do que os da Terra , este planeta arrefecido mais rapidamente do que a nossa e a sua actividade interna foi, por conseguinte, também reduzido mais rapidamente: enquanto o vulcânico e, mais geralmente, a tectônicas ( construção de montanhas , terremotos , placas tectônicas , etc.) ainda são muito ativas na Terra, parecem ser mais perceptíveis em Marte, onde nenhuma placa tectônica passou, nunca pôde ser destacada.
O vulcanismo marciano também parece ter deixado de estar ativo, embora a idade aparentemente muito recente de certos fluxos de lava sugira, para certos vulcões, uma atividade atualmente certamente muito reduzida, mas talvez não rigorosamente zero, especialmente porque Marte, ao contrário da Lua , não resfriamento acabado, e seu interior, longe de estar totalmente congelado, na realidade contém um núcleo que pode ser totalmente líquido. Em geral, a análise dos dados coletados pela Mars Express levou uma equipe de cientistas planetários do alemão Gerhard Neukum, comandado pela ESA, a propor uma sequência de cinco episódios vulcânicos:
Essas datas são baseadas na avaliação da taxa de craterização dos fluxos de lava correspondentes, que parece ser verificada por observações indiretas em médio prazo, mas contradita por observações diretas de curto prazo deduzidas da frequência de impactos recentes observados em mais de dez anos. por sondas de satélite em torno de Marte, a principal dificuldade deste tipo de datação é avaliar os vieses estatísticos introduzidos pela notável diferença em ordens de magnitude entre superfícies antigas (mais de 2 bilhões de anos), que representam uma fração significativa de a superfície de Marte e as superfícies mais recentes (com menos de 200 milhões de anos), que são comparativamente extremamente pequenas.
Além disso, se a frequência de impactos recentes registrados por sondas de satélite em torno de Marte parece sugerir uma taxa de cratera mais alta do que a normalmente usada para datar formações marcianas (o que levaria a ter que "rejuvenescer" todas essas datas), pareceria mais do que , a longo prazo, essa taxa de craterização foi, pelo contrário, dividida por três nos últimos 3 bilhões de anos, o que tenderia a "envelhecer" a datação marciana, tanto mais que se relacionam com fenômenos recentes.
A tabela abaixo apresenta uma síntese sinótica dos principais vulcões marcianos e a datação de sua formação, quando ela pode ser determinada usando a taxa de craterização registrada em suas diferentes superfícies; essas datas, quando estimadas, referem-se às áreas mais antigas identificadas na superfície de cada um dos vulcões, estas necessariamente tendo se formado mais cedo, de modo que só pode haver um limite inferior à idade desses vulcões - o que o sinal "≥" traduz :
Imagens da superfície marciana transmitidas já na década de 1970 por sondas Viking orbitando o planeta vermelho revelaram a onipresença de formações geológicas resultantes aparentemente da ação, às vezes prolongada, de grandes quantidades de um líquido então ainda impossível de especificar, H 2 Oou CO 2de acordo com as principais suposições feitas na época, conhecidas respectivamente sob os nomes de " Marte Azul " e " Marte Branco ", este último modelo, baseado em CO 2, defendido em particular pelo astrônomo australiano Nick Hoffman, da Universidade de Melbourne ; foi apenas com a caracterização in situ da jarosita (mineral se formando em meio aquoso ) pelo rover americano Opportunity em 2004, bem como dos filossilicatos (alteração aquosa de rochas ígneas ) e da kieserita (mineral hidratado ) pela sonda European Mars Express em 2005 , que a natureza desse líquido poderia ser formalmente identificada como água - uma identificação que havia sido objeto de refutações minoritárias até o início dos anos 2000.
Mapa topográfico da região de Kasei Valles , Bahram Vallis , Vedra Valles , Maumee Valles e Maja Valles , a 24,4 ° N e 295 ° E onde foram tiradas várias fotos a seguir.
“Ilhas” perfiladas pela corrente de Maja Valles , no quadrilátero Lunae Palus .
"Ilhas" rasgos em forma de crateras formadas por ejecta Lod , Bok e ouro a "boca" de Ares Vallis em Chryse Planitia , por 21 ° N e 329 ° E .
Vestígios de fluxos de líquidos na região oeste de Chryse Planitia, na foz do Maja Valles , a 21 ° N e 311 ° E ; a imagem a seguir detalha os arredores da cratera Dromore .
Erosão priori origem hídrico em torno da cratera Dromore por 19,9 ° N, 310,3 ° E .
Flui através de Vedra Valles , Maumee Valles e Maja Valles em direção a Chryse Planitia .
Fluxos de material ejetado da cratera Arandas ao redor de crateras menores a 43 ° N e 346 ° E , marcadas por finas setas brancas (não muito visíveis nesta fotografia antiga).
Canais nas encostas de Alba Mons , muitos deles atribuíveis a fluxos de lava, mas alguns parecem ser mais devidos à erosão da chuva.
Sistemas de vales dentríticos observados na quadrícula de Thaumasia , um tipo de estrutura cuja origem é geralmente chuvosa.
Vales de árvores no quadrilátero Margaritifer Sinus .
Vales na região de Warrego Valles .
Se os próprios vales dos rios são bem desenhados e muito evidentes na superfície de Marte, faltam, por outro lado, todas as estruturas de menores dimensões que possam indicar a origem desses fluxos, apesar da altíssima resolução das vistas recentemente obtidas. sondas como a Mars Global Surveyor com o instrumento HiRISE - High Resolution Imaging Science Experiment . Isso poderia significar que esses vales são estruturas muito antigas reveladas pela erosão parcial dos solos, que consequentemente ocultariam os vestígios de nascentes e torrentes na origem desses rios. Os vales são muitas vezes descontínuos, com segmentos invisíveis sob o que parece ser uma região de terreno mais novo e menos erodido. Outra hipótese é que eles viriam do fluxo mais recente de água derretida do permafrost , o que explicaria por que muitos "riachos" marcianos parecem terminar em uma cavidade semicircular.
RavinesAs imagens de alta resolução também destacou a presença de várias centenas de ravinas (chamado ravinas pelos anglo-saxões ) nas paredes de muitas crateras e cânions dos Noachian terrenos do hemisfério sul, na maioria das vezes de frente para o equador e a uma latitude de cerca de 30 ° S; estas estruturas não parecem estar particularmente erodidas, nem mostram quaisquer vestígios de impacto subsequentes à sua formação, o que indicaria o seu aparecimento recente.
Vales semelhantes a árvores do planalto da Franqueza no quadrilátero de Coprates , que são fortes indicadores de um clima chuvoso duradouro.
Região de Ius Chasma no quadrângulo de Coprates , cujos canais apresentam densidade e organização que sugerem fortemente sua formação a partir da precipitação chuvosa.
Regos Área Sirenum Fossae por 38,9 ° S 195,9 ° E .
Um dos tipos mais notáveis de formações geológicas relacionadas à presença passada de cursos de água na superfície de Marte são os vales invertidos, que resultam da erosão eólica da terra ao redor de um antigo leito de riacho . , Este último se tornando saliente porque menos facilmente erodido devido à ação de endurecimento, por cimentação, da água que antes corria neste local: os minerais dissolvidos na água precipitam entre os interstícios da camada sedimentar inferior, subjacente, que se endurece em relação ao terreno circundante. Vemos assim o aparecimento, sob o efeito da erosão eólica uniforme, de vales negativos, protuberantes em vez de ocos, como é o caso ao nível da cratera Miyamoto , na região de Meridiani Planum .
Formações geológicas espetaculares e muito autoexplicativas, como deltas , como os da cratera Jezero em 18,9 ° N e 77,5 ° E ou cratera Eberswalde (anteriormente chamada de " cratera Holden NE ") em 24,3 ° S e 326,5 ° E , também foram observados, respectivamente, pelo instrumento CRISM do Mars Reconnaissance Orbiter e pelo MOC do Mars Global Surveyor . Além dessas próprias formações, que estão inequivocamente ligadas à atividade hidrológica passada, muitos minerais tipicamente associados a pântanos foram identificados ali, em particular os filossilicatos (ver abaixo).
Delta argiloso em relevo invertido observado em13 de novembro de 2003por MAC AMS perto de Eberswalde cratera por 24,3 ° S, 326,5 ° E .
Cristas sinuosas na região de Medusae Fossae , ao sul de Amazonis Planitia , ilustrando o relevo invertido revelando antigos leitos de rios cimentados endurecidos, vistos pelo MRO o8 de abril de 2008.
Marte sendo um planeta frio por três ou quatro bilhões de anos que parece ter possuído uma hidrosfera significativa também três ou quatro bilhões de anos atrás, não parece surpreendente encontrar numerosas formações ali evocando a ação passada ou apresentando geleiras . Algumas formações em forma de língua são bastante típicas (veja abaixo), enquanto regiões inteiras parecem ter sido marcadas por gelo, mais notavelmente Deuteronilus Mensae , que é dito ser particularmente rico em gelo abaixo de apenas alguns metros de rocha.
As geleiras marcianas freqüentemente parecem estar associadas a terrenos irregulares, crateras de impacto e vulcões ; eles foram descritos em particular em Hecates Tholus , Arsia Mons , Pavonis Mons e Olympus Mons .
Glaciar em forma de língua a 31,41 ° S e 112,65 ° E na região de Hellas Planitia .
Depósito lobado na borda materializando a dicotomia da crosta marciana.
O ESA foi publicado em 2005 fotos - então bastante divulgadas - tiradas pelo instrumento HRSC sonda Mars Express mostrando uma cratera anônima de 35 km de diâmetro e 2 km de profundidade, localizada a 70,5 N e 103 ° E na grande planície boreal de Vastitas Borealis , cujo fundo é parcialmente coberto por gelo de água em um campo de dunas escuras emergindo na borda do gelo.
Mais espetacular ainda, formações que lembram distintamente a superfície "fossilizada" de um mar coberto por fragmentos de gelo quebrado foram identificadas no mesmo ano pela mesma sonda no leste da região de Elysium Planitia , por cerca de 5 ° N e 150 ° E cobrindo uma área próxima à do Mar do Norte - 800 × 900 km 2 para 45 m de profundidade - e datado de cerca de 5 milhões de anos atrás.
Uma vasta região marciana, ao longo do norte ao longo da fronteira geológica materializando a dicotomia crustal ao sul de Amazonis Planitia entre as duas regiões vulcânicas de Elysium Planitia e o bojo de Tharsis , é caracterizada por formações atípicas aparecendo como maciços lobados com a superfície ondulante, geologicamente muito jovem em vista da ausência virtual de crateras em sua superfície (mas de origem muito mais antiga, provavelmente datando de Hesperian ), e que às vezes cobrem claramente topografias mais antigas: Lucus Planum por 4 ° S e 182 ° E , Dorso de Eumênides a 4,4 ° N e 203,5 ° E , Amazonis Mensa a 2 ° S e 212,5 ° E , e Gordii Dorsum a 4,4 ° N e 215,9 ° E ; mais a oeste, Aeolis Planum em 0,8 ° S e 145 ° E , e Zephyria Planum em 1 ° S e 153,1 ° E , ao sul de Elysium Planitia , também estão incluídos neste conjunto.
A mais emblemática e menos bem compreendida dessas formações é a que circunda Medusae Fossae , localizada em 3.2 ° S e 197 ° E , a sudoeste de Eumênides Dorsum , no quarto nordeste do quadrilátero de Memnonia (cf. quadrilátero MC-16 do USGS ) Este material em particular exibe uma textura solta e fragilidade à erosão do vento, bem demonstrada por meio de suas jardas vistas pelo termovisor THEMIS da sonda Mars Odyssey 2001 , e abaixo pela HiRISE :
Vista da formação da Medusae Fossae em2 de agosto de 2008pelo instrumento HiRISE de MRO no quadrilátero Aeolis por 10,2 ° S 176,4 ° E .
Vista da formação da Medusae Fossae em30 de setembro de 2006pelo instrumento HiRISE de MRO no quadrilátero Elysium por 0,5 ° N 142,1 ° E .
Estratos da formação Medusae Fossae vistos em9 de janeiro de 2008pelo instrumento HiRISE de MRO no quadrilátero Aeolis por 2,1 ° S 148,8 ° E .
A sonda européia Mars Express e sua câmera HRSC também forneceram fotos detalhadas desta região.
A Mars Express permitiu o estudo intensivo da formação da Medusae Fossae usando seu radar MARSIS, sob a responsabilidade do italiano Giovanni Picardi. Esses estudos mostraram que se tratam de depósitos de até 2,5 km de espessura em alguns locais, cujas propriedades elétricas são compatíveis tanto de natureza porosa (depósitos de cinzas vulcânicas de origem eólica) quanto de natureza aquosa. (Gelo de água carregado de poeira, como no calota polar sul residual), os dados então recolhidos não permitem decidir entre estas duas possibilidades. Análises recentes mostraram que esses depósitos podem ter se estendido além da fronteira geológica que marca a dicotomia crustal, como pode ser sugerido por formações interpretadas como remanescentes de depósitos semelhantes nas terras altas ao sul de Medusae Fossae .
O instrumento SHARAD do Mars Reconnaissance Orbiter , desenhado precisamente para analisar ecos de radar de superfície, também permitiu determinar que a estrutura das camadas de depósitos que constituem a formação das Medusas Fossas difere daquela das calotas polares, na medida em que não há estratificação. instrumento não pode ser demonstrada a partir dos dados recolhidos por este instrumento, apesar do facto de que uma estratificação dos terrenos correspondentes por camadas de algumas dezenas de metros de espessura podem ser detectados no infravermelho e da luz visível. ; por outro lado , a calota sul residual mostra uma estratificação perfeitamente detectável por SHARAD.
Marte tem uma calota polar em cada pólo, cada uma com uma dinâmica particular devido à assimetria das estações em Marte: o inverno do sul é muito mais longo e mais frio do que o inverno boreal, enquanto o verão do sul é mais quente do que o do norte hemisfério. Segue-se que a temperatura dos pólos marcianos varia de forma diferente durante o ano no pólo norte e no pólo sul, com um mínimo comparável de -120 ° C no norte e -130 ° C no sul, mas um máximo de - 100 ° C no norte e −50 ° C no sul: isso explica porque a calota boreal residual tem cerca de 1000 km de diâmetro, ou seja, duas a três vezes menos que sua extensão máxima, enquanto a calota sul residual tem apenas cerca de 300 km em diâmetro.
Ao contrário das da Terra , as calotas polares marcianas são constituídas, na superfície, essencialmente de dióxido de carbono de gelo e uma fração de gelo para água . Atingem espessuras consideráveis, tendo o topo sul sido medido pelo instrumento ítalo-americano MARSIS da sonda europeia Mars Express como tendo uma espessura de até 3,7 km . O instrumento OMEGA , também a bordo desta sonda, permitiu estimar o teor total de água do gelo polar sul em 15%, sendo os restantes 85% compostos por CO 2.congeladas. Mas a espessura da capa parece, ao contrário, consistir em depósitos mistos de poeira de gelo e água em proporções variáveis de acordo com as camadas sucessivas. Em última análise, isso representa quantidades consideráveis de água, que foram calculadas para cobrir toda a superfície de Marte com uma espessura de 11 m .
A calota polar sul foi particularmente estudada por sondas orbitando o planeta vermelho, o que nos permite pintar um quadro bastante completo:
Além disso, a compreensão das condições do vento nas latitudes temperadas de Marte, incluindo o efeito da bacia de impacto de Hellas Planitia na circulação atmosférica nas latitudes meridionais médias, ajudou a explicar porque a capa residual é compensada para o sul, quando é reduzida à sua extensão mais fraca no final do verão, de 3 ° no meridiano 315 ° E: esta vasta e profunda bacia estabiliza um poderoso sistema de baixa pressão a oeste do pólo sul, na região de Argentea Planum até acima da calota sul residual, e uma alta pressão área a leste do pólo sul, em direção a Hellas Planitia e Promethei Planum ; as condições da atmosfera marciana no sistema de baixa pressão ocidental são atendidas perto do pólo sul para desencadear a queda de neve de gelo seco, enquanto as condições de alta pressão nunca permitem tal queda de neve e não permitem a deposição de gelo seco no solo apenas por condensação no forma de geada.
Gêiseres, pontos pretos e "aranhas"As regiões polares marcianas exibem manifestações geológicas inesperadas: além de faixas pretas em terrenos inclinados, várias estruturas, como pontos pretos em dunas, frequentemente associadas aos chamados "padrões de aranha", são típicas da "zona críptica", localizada aproximadamente entre 60 ° e 80 ° de latitude sul e 50 ° e 210 ° de longitude leste; essas estruturas particulares corresponderiam a manifestações do tipo géiseres resultantes da sublimação do dióxido de carbono no subsolo.
Os pontos pretos têm normalmente entre 15 e 45 m de largura e estão separados por algumas centenas de metros. Eles aparecem na primavera nas proximidades das calotas polares, em particular a do hemisfério sul, que é muito mais restrita do que a do hemisfério norte durante o verão, e permanecem visíveis por alguns meses antes de desaparecer antes do outono; eles não reaparecem até a primavera seguinte, às vezes no mesmo lugar. Esses pontos pretos são frequentemente associados a estruturas "semelhantes a aranhas", que parecem resultar da subsidência convergente do solo após a sublimação de uma camada de CO 2.congelado sob uma camada superficial de poeira. Pressão de CO 2gasoso pode ser suficiente para causar um jato propelido a mais de 160 km / h , carregando poeira de abaixo da superfície do solo, que muitas vezes é mais escura que a das camadas superficiais, o que explicaria as estruturas observadas no solo nestas particularidades regiões do pólo sul de Marte.
Impressão artística de jatos de gás (provavelmente CO 2) carregado com poeira negra ( a priori basáltica ) através de uma crosta quase transparente de gelo seco na região polar.
Para o OMC AMS por 66,8 ° S 344,3 ° E mostrando um campo de pontos pretos em uma superfície congelada de CO 2.
Vista do MGS MOC mostrando um campo de formações "semelhantes a aranhas" em um custo de gelo seco localmente opacificado por geada de CO 2.
Região ilustrando a correlação entre faixas pretas, pontos pretos e estruturas de aranha em uma superfície congelada de carbono.
O instrumento HiRISE do Mars Reconnaissance Orbiter revelou a existência insuspeitada de listras pretas materializando as linhas de maior declive nas bordas de muitas crateras, bem como em vários terrenos inclinados. Chamadas de dark slope streaks em inglês, são formações bastante finas que podem, no entanto, atingir várias centenas de metros de comprimento. Essas trilhas se alongam lentamente com o tempo, sempre começando de uma fonte pontual. Os que acabaram de ser formados são muito escuros e tornam-se mais claros com o passar do tempo; sua vida útil é de algumas dezenas de meses.
A origem dessas formações permanece incerta; a hipótese geralmente aceita é que a areia mais escura flui das camadas mais profundas da terra em que são observados, enquanto alguns autores os atribuem a fluxos de salmoura do derretimento parcial do permafrost .
Faixas pretas fotografadas em 3 de dezembro de 2006pelo instrumento HiRISE de MRO na região de Acheron Fossae por 37,3 ° N 229,1 ° E . Podemos ver claramente nesta imagem o clareamento gradual dessas estrias, que se tornam mais claras do que a superfície circundante. A natureza exata dos fenômenos envolvidos não é conhecida.
Quando se originam na crista das dunas marcianas, as listras pretas dão a ilusão, em baixa resolução, de fileiras de árvores espalhadas entre os arbustos. A região aqui fotografada mostra listras pretas subindo pela imagem, entre pontos pretos (ver parágrafo anterior); é norte de Utopia Planitia , perto da calote polar boreal por 83,5 ° N, 118,6 ° E . O solo parece rosado e localmente branco devido a uma camada de geada de dióxido de carbono . A definição desta imagem permite observar detalhes de 25 cm em primeiro plano.
Pedestal cratera com estrias escuro sudoeste de Amazonis Planitia , por 7,3 ° N, 195,4 ° E .
Essas faixas escuras, que se originam na crista de uma escarpa - de origem tectônica ou em uma cratera de impacto - apresentam semelhanças com certos tipos de ravinas incomuns, o que pode indicar que fenômenos vizinhos estão em jogo neste caso específico:
O instrumento HiRISE da sonda MRO imortalizado, o19 de fevereiro de 2008, um deslizamento de terra em grande escala sobre uma falésia com cerca de 700 m de altura, tornado visível nomeadamente pela nuvem de poeira que se ergueu sobre a região em consequência deste fenómeno.
Deslizamento observado pelo instrumento HiRISE de MRO o19 de fevereiro de 2008. O gelo da água é claramente visível no topo do penhasco como uma camada branca. É uma parte desse material que deslizou para baixo, formando uma " avalanche " na origem de volutas de poeira e de cristais de gelo mistos espessos o suficiente para projetar sua sombra abaixo deles. O sol brilha na cena no canto superior direito.
Outra visão do fenômeno, maior que a imagem anterior.
Nuvem de poeira levantada pelo deslizamento de terra.
A escala é usada para estimar a largura do escorregamento.
A poeira marciana, cujos grãos têm no máximo alguns micrômetros de diâmetro, é muito mais fina que a areia - que corresponde a um tamanho de partícula de 50 μm a 2 mm - mas pode levar a formações semelhantes às encontradas na Terra nos desertos arenosos, como barkhans e campos de dunas .
Barkhans Área noachis terra por 41,4 ° e 44,6 ° S E .
Dunas escuras, presumivelmente basálticas , vistas por MGS MOC .
O campo de dunas visto pelo instrumento HiRISE de MRO por 42,7 ° S, 38,0 ° E .
Close do campo de dunas anterior.
Os dois grandes domínios geológicos marcianos - planaltos com crateras do hemisfério sul de um lado, planícies baixas e suaves do hemisfério norte do outro - formam uma dicotomia crustal materializada por uma região intermediária essencialmente composta do chamado terreno "atormentado". , ” Que os anglo-saxões chamam de terrenos agitados . Este tipo de relevo, descoberto com as imagens transmitidas pela sonda Mariner 9 , é caracterizado por escarpas e falésias de um a dois quilómetros de desnível vertical e amplos vales fluviais com fundos planos e margens íngremes. Uma região característica deste tipo de terreno está entre as longitudes 0 ° e 90 ° E e as latitudes 30 ° N e 50 ° N.
Essas terras também são encontradas na borda de grandes bacias de impacto , como a de Hellas Planitia , na " foz " de Reull Vallis , formando uma transição com as terras altas de Promethei Terra :
Região terra atormentada perto Reull Vallis , 38,3 ° S, 96,9 ° E .
Grande plano da vista anterior.
Terrenos caóticos resultariam da ação de grandes quantidades de água repentinamente liberadas do subsolo. As estruturas interpretadas como leitos de rios secos, na verdade, muitas vezes nascem em regiões caóticas. A hematita Fe 2 O 3, muito abundantes nessas estruturas (os depósitos de hematita de Aram Chaos são os segundos mais importantes identificados em Marte), constituem um forte indício da presença passada de grandes quantidades de água líquida nessas regiões.
Este tipo de terreno pode ser reconhecido pela presença de mesas , montes, morros, recortados por vales que podem parecer dispostos com certa regularidade. São formações antigas, cuja idade, estimada a partir da taxa de craterização de seu fundo, bem como por verificação cruzada com outras estruturas geológicas cuja idade poderia ser determinada em outro lugar, remontaria a entre 3,8 e 2,0 bilhões de anos antes do presente. Essas regiões aparecem em locais menos colapsados, dando origem a mesas maiores, que ainda poderiam conter grandes quantidades de água congelada.
O vulcanismo pode ter desempenhado um papel determinante na formação deste tipo de estruturas, pelo menos para algumas delas. Assim, basaltos ricos em olivinas foram identificados em Hydraotes Chaos .
Região do Caos de Aram vista pela sonda de instrumentos THEMIS 2001 Mars Odyssey the10 de dezembro de 2007.
Visão ampla do Aureum Chaos .
Visualização do Ister Chaos através do instrumento HiRISE da sonda MRO .
Concentre-se no Caos Ister »
O instrumento HRSC da sonda Mars Express também forneceu excelentes instantâneos 3D de Iani Chaos , Aram Chaos , Aureum Chaos , bem como da região entre Kasei Valles e Sacra Fossae , que também consiste em um terreno caótico.
Um corpus de 35 meteoritos de Marte está agora listado (outras fontes podem indicar um número muito maior do que 35), permitindo que algumas conclusões preliminares sejam tiradas sobre a natureza dos solos marcianos:
Embora poucos em número e restritos a períodos geológicos limitados, esses meteoritos permitem avaliar a importância das rochas basálticas em Marte . Eles destacam as diferenças na composição química entre Marte e a Terra e testemunham a presença de água líquida na superfície do planeta há mais de 4 bilhões de anos.
As sondas espaciais que exploraram o planeta nos permitiram entender melhor sua composição química na superfície. Já na década de 1970, as sondas Viking 1 e Viking 2 analisaram o solo marciano, revelando uma natureza que poderia corresponder à erosão do basalto . Essas análises mostraram alta abundância de silício Si e ferro Fe, bem como magnésio Mg, alumínio Al, enxofre S, cálcio Ca e titânio Ti, com traços de estrôncio Sr, ítrio Y e possivelmente zircônio Zr. O teor de enxofre era quase duas vezes maior e o de potássio cinco vezes menor do que a média da crosta terrestre . O solo também continha enxofre e compostos de cloro semelhantes a depósitos resultantes da evaporação da água do mar . A concentração de enxofre foi maior na superfície do que na profundidade. Os experimentos pretendiam determinar a presença de possíveis microorganismos no solo marciano medindo a liberação de oxigênio após a adição de "nutrientes" medindo a liberação de moléculas de O 2 .significativo, o que, na ausência de outros traços biológicos observados em contrário, foi atribuído à presença de íons O 2 - superóxido ..
O espectrômetro Mars Pathfinder APXS realizou no outono de 1997 uma série de medições expressas como uma porcentagem em peso de óxidos e reproduzidas na tabela a seguir (a coluna da direita fornece a soma inicial das porcentagens obtidas antes da calibração ):
Os dados recolhidos no Outono de 1997 pelo espectrómetro em raios-X , protões e alfa partículas (APXS) de Marte Pathfinder ."Terra" analisada | Na 2 O | MgO | Al 2 O 3 | SiO 2 | SO 3 | Cl | K 2 O | CaO | TiO 2 | FeO | Soma inicial |
---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|
Após a implantação | 2,3 ± 0,9 | 7,9 ± 1,2 | 7,4 ± 0,7 | 51,0 ± 2,5 | 4,0 ± 0,8 | 0,5 ± 0,1 | 0,2 ± 0,1 | 6,9 ± 1,0 | 1,2 ± 0,2 | 16,6 ± 1,7 | 68,6 |
Perto de Yogi | 3,8 ± 1,5 | 8,3 ± 1,2 | 9,1 ± 0,9 | 48,0 ± 2,4 | 6,5 ± 1,3 | 0,6 ± 0,2 | 0,2 ± 0,1 | 5,6 ± 0,8 | 1,4 ± 0,2 | 14,4 ± 1,4 | 78,2 |
Escuro perto de Yogi | 2,8 ± 1,1 | 7,5 ± 1,1 | 8,7 ± 0,9 | 47,9 ± 2,4 | 5,6 ± 1,1 | 0,6 ± 0,2 | 0,3 ± 0,1 | 6,5 ± 1,0 | 0,9 ± 0,1 | 17,3 ± 1,7 | 89,1 |
"Scooby Doo" | 2,0 ± 0,8 | 7,1 ± 1,1 | 9,1 ± 0,9 | 51,6 ± 2,6 | 5,3 ± 1,1 | 0,7 ± 0,2 | 0,5 ± 0,1 | 7,3 ± 1,1 | 1,1 ± 0,2 | 13,4 ± 1,3 | 99,2 |
Perto de cordeiro | 1,5 ± 0,6 | 7,9 ± 1,2 | 8,3 ± 0,8 | 48,2 ± 2,4 | 6,2 ± 1,2 | 0,7 ± 0,2 | 0,2 ± 0,1 | 6,4 ± 1,0 | 1,1 ± 0,2 | 17,4 ± 1,7 | 92,9 |
Duna da Sereia | 1,3 ± 0,7 | 7,3 ± 1,1 | 8,4 ± 0,8 | 50,2 ± 2,5 | 5,2 ± 1,0 | 0,6 ± 0,2 | 0,5 ± 0,1 | 6,0 ± 0,9 | 1,3 ± 0,2 | 17,1 ± 1,7 | 98,9 |
Pedras e rochas | Na 2 O | MgO | Al 2 O 3 | SiO 2 | SO 3 | Cl | K 2 O | CaO | TiO 2 | FeO | Soma inicial |
---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|
Barnacle bill | 3,2 ± 1,3 | 3,0 ± 0,5 | 10,8 ± 1,1 | 58,6 ± 2,9 | 2,2 ± 0,4 | 0,5 ± 0,1 | 0,7 ± 0,1 | 5,3 ± 0,8 | 0,8 ± 0,2 | 12,9 ± 1,3 | 92,7 |
Iogue | 1,7 ± 0,7 | 5,9 ± 0,9 | 9,1 ± 0,9 | 55,5 ± 2,8 | 3,9 ± 0,8 | 0,6 ± 0,2 | 0,5 ± 0,1 | 6,6 ± 1,0 | 0,9 ± 0,1 | 13,1 ± 1,3 | 85,9 |
Cunha | 3,1 ± 1,2 | 4,9 ± 0,7 | 10,0 ± 1,0 | 52,2 ± 2,6 | 2,8 ± 0,6 | 0,5 ± 0,2 | 0,7 ± 0,1 | 7,4 ± 1,1 | 1,0 ± 0,1 | 15,4 ± 1,5 | 97,1 |
Tubarão | 2,0 ± 0,8 | 3,0 ± 0,5 | 9,9 ± 1,0 | 61,2 ± 3,1 | 0,7 ± 0,3 | 0,3 ± 0,2 | 0,5 ± 0,1 | 7,8 ± 1,2 | 0,7 ± 0,1 | 11,9 ± 1,2 | 78,3 |
Meia abóbada | 2,4 ± 1,0 | 4,9 ± 0,7 | 10,6 ± 1,1 | 55,3 ± 2,8 | 2,6 ± 0,5 | 0,6 ± 0,2 | 0,8 ± 0,1 | 6,0 ± 0,9 | 0,9 ± 0,1 | 13,9 ± 1,4 | 92,6 |
Pedras sem solo ( dados calculados ) |
2,6 ± 1,5 | 2,0 ± 0,7 | 10,6 ± 0,7 | 62,0 ± 2,7 | 0,0 | 0,2 ± 0,2 | 0,7 ± 0,2 | 7,3 ± 1,1 | 0,7 ± 0,1 | 12,0 ± 1,3 |
A tonalidade avermelhada do planeta vem principalmente do óxido de ferro (III) Fe 2 O 3, onipresente em sua superfície. Esta hematita amorfa ( hematita cristalizada, por outro lado, é de cor cinza) constitui uma fração significativa dos grãos de poeira carregados pelos ventos que varrem continuamente a superfície do planeta, mas não parece penetrar muito profundamente no solo, A julgar pelos traços deixados desde o inverno de 2004 pelas rodas dos rovers Spirit e Opportunity , que mostram que a cor da ferrugem é a das camadas de poeira, mais espessa e coberta de poeira escura para o Opportunity , enquanto as próprias rochas são significativamente mais escuro.
Além disso, o solo de Marte analisado in situ pela sonda Phoenix no outono de 2008 foi considerado alcalino ( pH ≈ 7,7 ± 0,5) e contém muitos sais, com alta abundância de potássio K + , Cl - cloretos , ClO 4 - percloratose magnésio Mg 2+ . A presença de percloratos, em particular, tem sido amplamente comentada, porque a priori não é muito compatível com a possibilidade de uma vida marciana. Esses sais têm a característica de reduzir significativamente a temperatura de derretimento do gelo à água e poderiam explicar as "ravinas" regularmente observadas pelas sondas em órbita ao redor do planeta, que seriam as pegadas dos fluxos de salmouras em terrenos inclinados.
De um modo geral, as rochas marcianas demonstraram ser predominantemente toleíticas de natureza basáltica .
Compostos orgânicosOs Viking 1 e Viking 2 sondas foram equipados com um gás espectrómetro de massa-cromatografia (GCMS ) destina-se à detecção de orgânicas moléculas , mas não detecta nada, apesar do contributo esperado de 100 a 300 toneladas de compostos orgânicos por ano devido à queda de meteoritos e poeira interplanetária sozinha . Essa falta de detecção ainda é mal compreendida hoje.
O mini-laboratório SAM a bordo do rover Curiosity foi especialmente projetado para a pesquisa de moléculas orgânicas. Além de um GCMS e um espectrômetro de laser ajustável (TLS, para Tunable Laser Spectrometer ), o instrumento SAM inclui um sistema de manuseio de amostras sólidas (SMS, para Sample Manipulation System ), um sistema de preparação de amostras ( pirólise , derivatização (en) , combustão e enriquecimento), uma ferramenta de separação e condicionamento químico (CSPL, para Laboratório de Separação e Processamento Químico ) e meios de bombeamento. As amostras são aquecidas para liberação de compostos voláteis absorvidos na amostra ou liberados pela dissociação de minerais e gases analisados no GCMS e TLS. Em funcionamento desde 2012, o SAM deu os primeiros resultados positivos em 2015, confirmados em 2018: os solos da cratera Mojave e Confidence Hills contêm compostos tiofênicos , aromáticos e alifáticos .
As sondas americanas (notavelmente 2001 Mars Odyssey e Mars Reconnaissance Orbiter ) e europeias ( Mars Express ) estudaram o planeta globalmente por vários anos, tornando possível ampliar e refinar nossa compreensão de sua natureza e história. Se confirmaram a predominância de basaltos na superfície do planeta, essas sondas também coletaram alguns resultados inesperados.
Olivina e piroxênioAssim, a sonda Mars Express, da ESA , dispõe de um instrumento denominado OMEGA - sigla que significa " Observatório de Mineralogia, Água, Gelo e Actividade " - de produção essencialmente francesa e da responsabilidade de Jean-Pierre Bibring , do IAS em Orsay , que mede o espectro infravermelho (em comprimentos de onda entre 0,35 e 5,2 µm ) da luz solar refletida pela superfície marciana para detectar o espectro de absorção de diferentes minerais. Este experimento foi capaz de confirmar a abundância de rochas ígneas na superfície de Marte, incluindo olivinas e piroxênios , mas os últimos têm níveis de cálcio mais baixos nas montanhas com crateras do hemisfério sul do que no resto do planeta, onde é encontrado com olivina ; assim, os materiais mais antigos da crosta marciana teriam se formado a partir de um manto empobrecido em alumínio e cálcio.
Olivinas e piroxênios são os principais constituintes dos peridotitos , rochas plutônicas bem conhecidas na Terra por serem os principais constituintes do manto .
Filossilicatos, intemperismo aquoso de rochas ígneasUma descoberta definitiva na compreensão da história do planeta Marte foi a identificação da OMEGA de filossilicatos amplamente distribuídos nas regiões mais antigas do planeta, revelando a interação prolongada de rochas ígneas com água líquida. O CRISM - Compact Reconnaissance Imaging Spectrometer for Mars - instrumento da sonda Mars Reconnaissance Orbiter tornou possível especificar a natureza destes minerais:
Vários filossilicatos contendo hidróxidos de ferro e magnésio em proporções variáveis foram observados, e esmectitas, como não tronita Ca 0,5 (Si 7 Al 0,8 Fe 0,2 ) (Fe 3,5 Al 0,4 Mg 0,1 ) O 20 (OH) 4e saponita (Ca 0,5 , Na) 0,33 (Mg, Fe) 3 (Si, Al) 4 O 10 (OH) 2 • 4H 2 Osão os mais comuns, embora os cloritos estejam presentes em alguns lugares.
Todas essas observações são ricas em lições a respeito da história geológica do planeta Marte , e em particular de suas condições atmosféricas em Noé , ou seja, no início de sua existência.
Cloretos e sulfatos hidratados, marcadores de um passado úmidoOMEGA também tornou possível detectar sulfatos hidratados em muitas partes do mundo , como, por exemplo, a cieserita MgSO 4 • H 2 Ona região de Meridiani Planum , ou ainda, na região de Valles Marineris , ainda mais sulfatos hidratados cuja natureza mineralógica não pôde ser identificada, bem como depósitos de gesso CaSO 4 • 2H 2 Oem kieserita no fundo de um lago seco, indicando uma mudança na natureza salina deste corpo d'água durante a sua secagem, passando do sulfato de magnésio [Mg 2+ ] [SO 4 2- ] com sulfato de cálcio [Ca 2+ ] [SO 4 2- ].
Grandes áreas de sulfato de cálcio hidratado, presumivelmente gesso, também foram detectadas ao longo da borda da calota polar boreal. A presença de minerais hidratados é um forte indício do aumento da presença de corpos de água líquida na superfície marciana, incluindo água contendo sulfatos de magnésio e cálcio dissolvidos.
A sonda Mars Odyssey de 2001 também detectou a presença de cloretos nas terras altas do hemisfério sul, resultantes da evaporação de corpos de água salgada não superiores a 25 km 2 em vários locais destas terras antigas que remontam a Noé ou mesmo, para alguns , no início do Hesperian .
Metano e energia hidrotérmica na região de Nili FossaeUm dos resultados mais surpreendentes do Mars Reconnaissance Orbiter vem do estudo detalhado em 2008 da região de Nili Fossae , identificada no início de 2009 como uma fonte de liberações significativas de metano . O metano foi detectado já em 2003 na atmosfera de Marte , tanto por sondas como a Mars Express e da Terra ; essas emissões de CH 4se concentraria, em particular, em três áreas específicas da região de Syrtis Major Planum . No entanto, o metano é instável na atmosfera marciana, estudos recentes sugerem que é seiscentas vezes menos estável do que inicialmente estimado (sua vida útil média foi estimada em 300 anos) porque a taxa de metano não tem tempo de se tornar uniforme na atmosfera e permanece concentrado em torno de suas zonas de emissão, o que corresponderia a uma vida útil de algumas centenas de dias, com uma fonte de metano 600 vezes mais potente do que inicialmente estimado, emitindo esse gás sessenta dias por ano marciano, no final do verão do hemisfério norte .
Análises geológicas realizadas em 2008 pela Mars Reconnaissance Orbiter na região de Nili Fossae revelaram a presença de argilas ferromagnesianas (esmectitas), olivina (silicato ferromagnésio (Mg, Fe) 2 SiO 4, detectado já em 2003) e magnesita (carbonato de magnésio MgCO 3), bem como serpentina . A presença simultânea desses minerais permite explicar de forma bastante simples a formação do metano , pois, na Terra , o metano CH 4formas na presença de carbonatos - como MgCO 3detectado em 2008 - e água líquida durante o metamorfismo hidrotérmico do óxido de ferro (III) Fe 2 O 3ou olivina (Mg, Fe) 2 SiO 4em serpentina (Mg, Fe) 3 If 2 O 5 (OH) 4, particularmente quando o nível de magnésio na olivina não é muito alto e quando a pressão parcial de dióxido de carbono CO 2é insuficiente para levar à formação de talco Mg 3 Si 4 O 10 (OH) 2mas, ao contrário, leva à formação de serpentina e magnetita Fe 3 O 4, como na reação:
24 Mg 1,5 Fe 0,5 SiO 4+ 26 H 2 O+ CO 2→ 12 Mg 3 Si 2 O 5 (OH) 4+ 4 Fe 3 O 4+ CH 4.A probabilidade desse tipo de reação na região de Nili Fossae é reforçada pela natureza vulcânica do Syrtis Major Planum e pela estreita correlação, observada desde 2004, entre o nível de umidade de uma região e a concentração de metano na atmosfera.
Olivina e jarosita, sobrevivendo apenas em climas áridosA olivina , descoberta na região de Nili Fossae e em outras regiões de Marte pelo Thermal Emission Spectrometer (TES) do Mars Global Surveyor , é um mineral instável em meio aquoso, facilmente fornecendo outros minerais como a iddingita da goethita , a serpentina , as cloritas , as esmectitas , a maghemita e a hematita ; a presença de olivina em Marte, portanto, indica superfícies que não foram expostas à água líquida desde a formação desses minerais, que remonta a vários bilhões de anos, até Noé, para os solos mais antigos. É, portanto, um forte indício da extrema aridez do clima marciano durante a Amazônia , aridez que aparentemente já havia começado, pelo menos localmente, no final do Hesperian .
Além disso, a descoberta em 2004 da jarosita , um sulfato férrico de sódio hidratado com a fórmula NaFe (III) 3 (OH) 6 (SO 4 ) 2Pelo rover Mars Opportunity em Meridiani Planum , ajudou a esclarecer ainda mais a cadeia de eventos climáticos em Marte. Este mineral é de fato formado na Terra pela alteração de rochas vulcânicas em meio aquoso oxidante ácido, de forma que sua detecção em Marte implica na existência de um período de clima úmido permitindo a existência de água líquida ácida. Mas este mineral também é rapidamente degradado pela umidade, para formar oxihidróxidos férricos como α-FeO (OH) goethita , que também foi encontrado em outros lugares do planeta (notadamente pelo rover Spirit na cratera de Gusev ). Portanto, a formação da jarosita em clima úmido teve que ser rapidamente acompanhada até os dias atuais por um clima árido para a preservação desse mineral, nova indicação de que a água líquida havia deixado de existir na Amazônia, mas já existia em épocas anteriores. na história de Marte.
O cenário a seguir pretende ser uma síntese plausível deduzida de nosso conhecimento atual resultante das várias campanhas de exploração do planeta Marte nos últimos quarenta anos e cujos resultados foram resumidos acima.
Como os outros planetas em sistema solar , os Mars planeta teria se formado cerca de 4,6 bilhões de anos atrás por acréscimo gravitacional de planetesimais resultantes da condensação da nebulosa solar . Estando localizado abaixo do limite de 4 UA do Sol , além do qual podem condensar compostos voláteis, como água H 2 O, metano CH 4ou amônia NH 3, Marte foi formado a partir de planetesimais de natureza essencialmente siderofílica (rica em ferro ) e litofílica (composta de silicatos ), mas com um conteúdo aumentado de elementos calcofílicos , começando com enxofre que parece muito mais abundante em Marte do que na Terra , como interessante medições da Mars Global Surveyor revelaram .
Esse alto teor de enxofre teria o efeito de promover a diferenciação do globo marciano, por um lado, baixando a temperatura de fusão dos materiais que o constituem e, por outro lado, formando sulfetos de ferro que separavam quimicamente o ferro. silicatos e acelerou sua concentração no centro do planeta para formar um elemento central siderófilo elementos mais ricos calcófilo o centro da terra ; o estudo dos isótopos radiogênicos de meteoritos de Marte , e em particular do sistema 182 Hf / 182 W , revelou assim que o núcleo de Marte teria se formado em apenas 30 milhões de anos, contra mais de 50 milhões de anos para a Terra . Esta taxa de elementos leves explicaria por que o núcleo de Marte ainda é líquido e por que as mais antigas efusões de lava identificadas na superfície do planeta parecem ter sido particularmente fluidas, até que fluíram por quase mil quilômetros ao redor de Alba Patera, por exemplo. .
A natureza dos planetesimais que levaram à formação do planeta determinou a natureza da atmosfera primordial de Marte, por desgaseificação gradual dos materiais derretidos na massa do planeta em diferenciação. No estado atual de nosso conhecimento, esta atmosfera deve ter sido essencialmente composta de vapor d'água H 2 Obem como dióxido de carbono CO 2, nitrogênio N 2, dióxido de enxofre SO 2, e possivelmente grandes quantidades de CH 4 metano.
No início de sua existência, Marte certamente deve ter perdido, mais rapidamente do que a Terra, uma fração significativa do calor resultante da energia cinética dos planetesimais que colidiram entre si para levar à sua formação: sua massa é de fato 10 vezes menos do que a da Terra, enquanto sua superfície é apenas 3,5 vezes menor, o que significa que a relação superfície / massa do planeta vermelho é quase três vezes a do nosso planeta. Portanto, uma crosta deve certamente ter se solidificado em sua superfície em cem milhões de anos, e é possível que a dicotomia crustal observada hoje entre os hemisférios norte e sul remonte às próximas centenas de milhões de anos, a formação do planeta.
Uma vez suficientemente resfriada, há cerca de 4,5 a 4,4 bilhões de anos, a superfície sólida do planeta deve ter recebido como chuva o vapor d'água atmosférico condensado , que reage com o ferro contido nos minerais aquecidos à oxidação liberando o hidrogênio H 2, que, leve demais para se acumular na atmosfera, escapou para o espaço. Isso teria levado a uma atmosfera primitiva onde apenas o CO 2 permaneceu., o N 2e SO 2como a maioria dos constituintes da atmosfera marciana primitiva, com uma pressão atmosférica total centenas de vezes maior do que é hoje - a pressão padrão atual no nível de referência marciano é, por definição, 610 Pa .
Durante a época geológica conhecida como Noé, que terminou cerca de 3,7 a 3,5 bilhões de anos atrás, Marte parece ter oferecido condições muito diferentes das de hoje e bastante semelhantes às da Terra nesta época, com um campo magnético global protegendo uma camada espessa e talvez uma atmosfera temperada permitindo a existência de uma hidrosfera centrada em torno de um oceano boreal ocupando a atual extensão de Vastitas Borealis .
A existência anterior de um campo magnético global ao redor de Marte foi descoberta por meio da observação, realizada em 1998 pela Mars Global Surveyor , de um paleomagnetismo sobre as terras mais antigas do hemisfério sul, notadamente na região de Terra Cimmeria e Terra Sirenum . A magnetosfera gerada por este campo magnético global deveria atuar, como a magnetosfera terrestre hoje, protegendo a atmosfera de Marte da erosão pelo vento solar , que tende a ejetar os átomos da atmosfera superior para o espaço, transferindo-lhes a energia necessária para atingir a velocidade de lançamento .
Um efeito estufa teria atuado para temperar a atmosfera marciana, que de outra forma estaria mais fria do que hoje devido à menor radiação emitida pelo Sol , então ainda jovem e em processo de estabilização. As simulações mostram que uma pressão parcial de 150 k Pa de CO 2teria permitido ter uma temperatura média no solo igual à de hoje, ou seja, 210 K (um pouco menos de −60 ° C ). O fortalecimento do efeito estufa acima desta temperatura pode ter vindo de vários fatores adicionais:
Sabemos que a água líquida era então abundante em Marte porque o estudo mineralógico da superfície do planeta revelou a presença significativa de filossilicatos nos solos que datam dessa época. No entanto, os filossilicatos são bons indicadores da alteração de rochas ígneas em um ambiente úmido. A abundância desses minerais em solos antes de cerca de 4,2 bilhões de anos atrás levou a equipe de planetologistas da ESA responsável pelo instrumento OMEGA e liderada por Jean-Pierre Bibring a propor o nome de Phyllosien para o éon estratigráfico correspondente: é aparentemente o período mais úmido que o planeta Marte conheceu .
Estudos mais detalhados realizados in situ pelos dois Mars Exploration Rovers Spirit e Opportunity, respectivamente na cratera Gusev , ao sul de Apollinaris Patera , e em Meridiani Planum , sugerem até mesmo a existência de uma hidrosfera grande o suficiente para ter sido capaz de homogeneizar o fósforo conteúdo dos minerais analisados nestes dois locais localizados em cada lado do planeta. Uma abordagem diferente, baseada no mapeamento da abundância de tório , potássio e cloro na superfície de Marte pelo espectrômetro gama (GRS) da sonda Mars Odyssey , leva ao mesmo resultado.
Além disso, o estudo detalhado dos vestígios deixados na paisagem marciana por supostos cursos de água e extensões líquidas levou à proposição da existência de um oceano real cobrindo quase um terço da superfície do planeta ao nível da 'atual Vastitas Borealis . Em um artigo de 1991 que se tornou clássico, Baker et al. chegou a identificar certas estruturas com vestígios de uma costa ancestral. As linhas costeiras assim identificadas também foram consideradas como correspondendo às curvas de altitude constante corrigidas para as deformações subsequentes deduzidas do vulcanismo e estimativas quanto à mudança no eixo de rotação do planeta. Essas projeções, às vezes bastante ousadas, porém, não convenceram a todos, e outras teorias também foram propostas para dar conta dessas observações, em particular com base na possível origem vulcânica das estruturas assim interpretadas.
Na mesma linha, a existência do Lago Eridania no coração do planalto de Terra Cimmeria foi sugerida para explicar em particular a gênese de Ma'adim Vallis a partir da observação de certas formações topográficas interpretadas como antigas costas fossilizadas.
Enquanto os phyllosian parece ter sido bastante desprovido de vulcânica atividade , a análise detalhada dos dados coletados pelo OMEGA instrumento da Mars Express , projetado para a análise mineralógica da superfície marciana, levou a identificar, no final deste aeon , um período de transição, estendendo-se de cerca de 4,2 a 4,0 bilhões de anos antes do presente, marcada pelo aparecimento de atividade vulcânica significativa enquanto o planeta presumivelmente ainda experimentava condições temperadas e úmidas sob uma atmosfera bastante densa.
Além disso, a exploração por sondas da superfície de planetas terrestres - começando com a Lua - no final do XX ° século levou a postular um episódio chamado " Bombardeio Pesado Tardio " (chamado de Bombardeio Pesado Tardio por -saxons anglo ) abrangendo um período datado aproximadamente 4,0 a 3,8 bilhões de anos antes do presente, dentro de mais ou menos 50 milhões de anos. Foi durante este episódio que as grandes bacias de impacto visíveis hoje em Marte, como Hellas , Argyre ou Utopia, foram formadas .
Que ocorre tanto em terra e em Marte , este cataclismo talvez também estar na origem da diferença de óxido de ferro concentração (mais do que do simples para o dobro) observada entre o manto da Terra e que de Marte . Impactos cósmicos realmente teriam liquefeito o manto da Terra em uma espessura de talvez 1.200 a 2.000 km , elevando a temperatura desse material até 3.200 ° C , uma temperatura suficiente para reduzir FeO a ferro e oxigênio . O núcleo da Terra teria, portanto, conhecido um suprimento adicional de ferro resultante da redução do manto no final desse bombardeio de meteorito, o que explicaria o teor de peso residual de cerca de 8% de FeO no manto terrestre. Em Marte, ao contrário, a temperatura do manto derretido nunca teria ultrapassado 2.200 ° C , uma temperatura insuficiente para reduzir o óxido de ferro (II) e, portanto, deixando o teor de FeO do manto marciano inalterado em torno de 18%. Isso explicaria por que Marte é hoje externamente mais do que duas vezes mais rico em óxidos de ferro do que a Terra, quando esses dois planetas eram originalmente semelhantes.
Como resultado desses impactos gigantescos, as condições na superfície do planeta provavelmente foram alteradas significativamente. Em primeiro lugar, Marte teria perdido uma fração significativa de sua atmosfera, dispersa no espaço sob o efeito dessas colisões. O clima geral do planeta teria sido prejudicado pela poeira e gases injetados na atmosfera durante essas colisões, bem como por uma possível mudança de obliquidade durante tais impactos. Mas também é possível que a energia cinética dos impactadores , ao injetar energia térmica no manto marciano, modificasse o gradiente térmico que deveria manter, no núcleo planetário , os movimentos convectivos na Terra . Origem do efeito dínamo que gera o campo magnético global, que teria causado o desaparecimento da magnetosfera marciana no final de Noé .
Os impactos na origem das grandes bacias marcianas podem ter iniciado o maior episódio vulcânico da história do planeta, definindo a era conhecida como Hesperiana . Esta é caracterizada, do ponto de vista petrológico , pela abundância de minerais contendo enxofre , e em particular sulfatos hidratados como a cieserita MgSO 4 • H 2 Oe gesso CaSO 4 • 2H 2 O.
As principais formações vulcânicas marcianas teriam aparecido para o Hespério , talvez até, para alguns, a partir do final do Noé ; este é particularmente o caso com planícies de lava como Malea Planum , Hesperia Planum e Syrtis Major Planum . Alba Mons também pode ter iniciado a sua atividade nesta altura, na sequência do impacto na origem da bacia de Hellas Planitia localizada nos antípodas . O bojo de Tharsis e os vulcões de Elysium Planitia , por outro lado, remontariam ao meio do Hesperian , cerca de 3,5 bilhões de anos antes do presente, data que corresponderia ao período de máxima atividade vulcânica no planeta vermelho ; Alba Mons teria, assim, conhecido sua maior atividade na segunda metade do Hesperiano até o início do Amazonas .
Este vulcanismo teria liberado na atmosfera de Marte grandes quantidades de dióxido de enxofre SO 2que, ao reagir com a água nas nuvens, teria formado trióxido de enxofre SO 3produzindo, em solução em água, ácido sulfúrico H 2 SO 4. Esta reacção, sem dúvida, tem sido favorecido em Marte pela alta altitude fotólise da água moléculas sob a acção de raios ultravioleta da radiação a partir do Sol , o que liberta nomeadamente hidroxilo radiais HO • e produz peróxido de hidrogénio H 2 O 2, um agente oxidante. A comparação com a atmosfera de Vênus , que possui nuvens de ácido sulfúrico em uma atmosfera de dióxido de carbono , também destaca o papel da dissociação fotoquímica do dióxido de carbono por ultravioleta inferior a 169 nm para iniciar a oxidação. Do dióxido de enxofre :
CO 2+ h ν → CO + O SO 2+ O → SO 3 SO 3+ H 2 S→ H 2 SO 4A água marciana, portanto, teria sido carregada com ácido sulfúrico de Hesperian , o que teria a consequência de reduzir significativamente seu ponto de congelamento - a eutética da mistura H 2 SO 4 • 2H 2 O - H 2 SO 4 • 3H 2 Oassim, congela um pouco abaixo de −20 ° C , e o da mistura H 2 SO 4 • 6,5H 2 O - H 2 Ocongela cerca de 210 K , temperatura ligeiramente abaixo de -60 ° C , que é a temperatura média atual em Marte - e levando à formação de sulfatos em vez de carbonatos . Isso explicaria por que, quando Marte tinha a priori uma atmosfera de CO 2e grandes extensões de água líquida, quase não há carbonatos, enquanto os sulfatos parecem, ao contrário, particularmente abundantes: a formação de carbonatos é inibida pela acidez - o que sugere a presença de sulfatos (a siderita FeCO 3, a priori o carbonato menos solúvel, só precipita em pH > 5) - e a liberação contínua de SO 2por atividade vulcânica no Hesperian teria deslocado o CO 2de carbonatos que poderiam ter se formado em Noé para substituí-los por sulfatos , como acontece por exemplo com pH mais baixo com magnésio :
MgCO 3+ H 2 SO 4→ MgSO 4+ H 2 S+ CO 2.A cronoestratigrafia mineralógica proposta pela equipe de Jean-Pierre Bibring , responsável pelo instrumento OMEGA da sonda Mars Express , corresponde, ao Hesperian , ao aeon estratigráfico denominado " Theiikien ", termo forjado - via inglês - do grego antigo τὸ θεΐον significando "enxofre" - a raiz exata seria o adjetivo * θεικον no sentido de "sulfúrico" - que, no entanto, seria datado de 4,0 a 3,6 bilhões de anos antes do presente, ou seja, com uma defasagem de 300 a 400 milhões anos em relação ao passado em comparação com a escala de Hartmann & Neukum .
Uma vez passado o principal episódio vulcânico do Hesperian , Marte teria visto sua atividade interna reduzir gradualmente até os nossos dias, quando parece ter se tornado imperceptível, talvez até zero. Na verdade, vários episódios vulcânicos, de intensidade decrescente, teriam ocorrido durante a Amazônia , em particular ao nível do Monte Olimpo , e algumas erupções teriam ocorrido há apenas 2 milhões de anos, mas essa atividade continua sendo episódica e, em qualquer caso , insignificante em comparação com, por exemplo, o vulcanismo atualmente existente na Terra .
Ao mesmo tempo, a atmosfera de Marte teria sofrido erosão contínua desde o início do Hesperiano sob o efeito do vento solar após o desaparecimento da magnetosfera , sem dúvida no final de Noé . Tal erosão, mesmo moderada, mas contínua por vários bilhões de anos, teria facilmente dispersado no espaço a maior parte do que restou do envelope gasoso na superfície de Marte após o grande bombardeio tardio . Isso resultou no desaparecimento gradual do efeito estufa devido ao CO 2.Marciano, daí a diminuição contínua da temperatura e pressão atmosférica do planeta desde o Hesperiano e por toda a Amazônia .
A presença de água líquida em Marte, portanto, deixou gradualmente de ser contínua e tornou-se apenas esparsa e episódica. As atuais condições marcianas permitem, de fato, a existência de água líquida nas regiões mais baixas do planeta, na medida em que essa água está carregada de cloretos e / ou ácido sulfúrico , o que parece ser precisamente o caso em Marte, levando em consideração os resultados das análises realizado in situ pelas sondas que estudaram quimicamente o solo do planeta vermelho. Chuvas significativas também parecem ter ocorrido até o meio da Amazônia , a julgar pelas cristas sinuosas identificadas, por exemplo, a leste de Aeolis Mensae . Mas, durante a Hespéria e a Amazônia , as condições gerais de Marte mudaram de uma atmosfera densa, úmida e temperada para uma atmosfera fina, árida e fria.
Essas condições particulares, expondo, por bilhões de anos, os minerais da superfície marciana a uma atmosfera seca carregada de íons oxidantes , favoreceram a oxidação anidra do ferro na forma de óxido de ferro (III) Fe 2 O 3(hematita) amorfa, na origem da cor enferrujada característica do planeta. Esta oxidação, no entanto, permanece limitada à superfície, sendo os materiais imediatamente inferiores, na sua maioria, mantidos no seu estado anterior, com uma cor mais escura. Esta predominância de óxidos férricos está na origem do termo Sidérikien que designa o éon estratigráfico correspondente, cunhado pelos planetologistas da Agência Espacial Europeia do grego antigo ὁ σίδηρος que significa " ferro " - a raiz exata seria o adjetivo * σιδηρικος em o sentido de "férrico" - e que começaria tão cedo quanto 3,6 bilhões de anos antes do presente.
A transição entre Hesperiana e Amazônica teria sido de fato bastante gradual, o que explica a extrema variabilidade das datas que definem o limite entre essas duas épocas : 3,2 bilhões de anos antes do presente segundo a escala de Hartmann e Neukum , mas apenas 1,8 bilhão de anos depois. a escala padrão de Hartmann.