Magyar Tudomány, 2006/8 946. o.

Planetológia


Fejezetek

a Mars fejlődéstörténetéből


Kereszturi Ákos

geológus, ELTE TTK Természetföldrajzi Tanszék, Collegium Budapest,

Magyar Csillagászati Egyesület

kru @ mcse.hu


Az elmúlt évtizedek kutatási eredményei alapján egyre több elemét ismerjük a vörös bolygó fejlődéstörténetének – ugyanakkor a teljes képből mégis fontos darabok hiányoznak. Az utóbbiak közül a három legsúlyosabb problémakört külön névvel illetik, amelyeknél ellentmondás feszül az egyes megfigyelések, illetve elméleti modellek között. A vízparadoxon az egykori víz eróziós nyomai és a mai szárazság, valamint a kevés vízben mállott ásvány közötti ellentmondást tartalmazza. Megoldása talán a globális hűlésben, a víz egy részének elvesztésében illetve megfagyásában és jégként történő raktározódásában keresendő. Emellett a múltban is feltehetőleg csak ritkán és rövid ideig volt folyékony víz a felszínen. A halvány ősnap paradoxon központi csillagunk kezdeti, a mainál gyengébb sugárzása és a felszínformák alapján rekonstruált ősi meleg éghajlat közti ellentmondás. A karbonát paradoxon pedig a szén-dioxidban gazdag légkör és az abból elméletileg keletkező felszíni karbonátos ásványok hiánya közti problémát jelzi (Fairén et al., 2004). Az alábbiakban a Mars fejlődéstörténetének néhány fontos eseményét és jellemző időszakait emeljük ki, amelyek mai ismereteink alapján döntő szerepet játszottak a jelenlegi felszín és éghajlat kialakulásában.

A Mars felszínformáinak korát a rajtuk található különböző méretű kráterek száma alapján becsülik meg: minél idősebb a felszínforma, annál több a nagyobb kráter rajta. Ez csak relatív korbecslésre ad lehetőséget, amiből különböző modellek alapján lehet a megfelelő abszolút kort közelítőleg megadni. Jelenleg a leginkább elfogadott értékek alapján a bolygó fejlődését három nagy időszakra osztják: Noachiszi (4,5-3,5 milliárd éve), Heszperida (3,5-1,8 milliárd éve) és Amazóniai (1,8 milliárd évvel ezelőttől napjainkig).


Meleg éghajlat és lemeztektonika


A bolygó fejlődésének elején igen aktív volt. A felszíni kőzetek sok helyen eltérő irányban mágnesezett, egymással párhuzamos sávokat alkotnak. Ezek térbeli helyzete a földi óceánközépi hátságokkal párhuzamos mágnesezett sávokra emlékeztet, ahol az új kéreg képződésekor a mágneses erővonalak belefagynak a hűlő kőzetekbe – és így a pólusváltások nyomán felváltva normál és reverz polaritású sávok alakulnak ki. A Marson a jelek alapján kezdetekben egy, az egyenlítővel közel párhuzamos hátság lehetett talán a déli féltekén, ahol a kőzetburok képződött és tágult. Erre utalnak még a gömbfelületen mozgó kőzetlemezekben kialakuló jellegzetes, ún. transzform vetők. A folyamat nyomán pedig a Tharsis-hátság egyik forró foltja felett elmozduló lemezen létrejöttek az Ascraeus, a Pavonis és az Arsia vulkánok – a Hawaii-szigetlánc tűzhányóihoz hasonlóan.

Különböző nyomok alapján a bolygó kezdeti időszakában sok helyen volt folyékony víz a felszínen (Solomon et al., 2005). Az idős magmás kőzetek itt agyagos ásványokká mállottak (Poulet et al., 2005), emellett sok kis vízfolyás keletkezett. Ez utóbbiak általában 1 km-nél keskenyebbek, hosszuk néhol 10, alkalmanként a 100 km-t is eléri, elszórtan kisebb csoportokat alkotnak, amelyek nem állnak össze kiterjedt vízhálózattá. Ezek az ún. hálózatos csatornák a déli felföldek területén vannak, 95 %-uk Noachiszi korú. Kialakulásukhoz feltehetőleg meleg éghajlat kellett, utóbbihoz pedig erős napsugárzás – azonban a kezdetekben a Nap energiakibocsátása a mainál kb. 30 %-kal kisebb volt. Esetleg üvegházgázok emelték meg a felszíni hőmérsékletet, azonban ha több széndioxidot teszünk a légkörbe, a modellek alapján az kiválik, és felhőket alkot, csökkentve a felszínre jutó energia mennyiségét. Talán egyéb üvegházgázok is melegítették a bolygót, vagy a belső eredetű hő segített a kezdeti meleg fenntartásában. A kérdés egyelőre nem megoldott. Egy újabb elgondolás szerint már kezdetekben sem volt kifejezetten meleg a Marson, de egy-egy nagyobb becsapódás nyomán visszahullott forró kőzettörmelék kisebb területen megolvaszthatta a jeget, létrehozva az elszórt vízhálózatokat.

A vízfolyásnyomok, a légköri izotóparányok, a marsi eredetű meteoritokban lévő, vízben keletkezett karbonátok, a magma víztartalmára vonatkozó ásványtani becslések és a bolygó kigázosodásával kapcsolatos számítások arra utalnak, hogy a kezdeti vízkészlet egyenletesen elosztva nagyságrendileg legalább 100 méter vastag vízréteget alkotna a bolygón. Ha ennek jelentős része folyékony állapotban volt a felszínen, akkor az az északi síkságok területén halmozódott fel, és kiterjedt állóvizet alkotott, amelyet hipotetikus óceánnak neveznek (teljes térfogata 107–108 km3 lehetett).

A bolygó fejlődését tömege határozta meg, amely a Földénél közel tízszer kisebb volt. Emiatt adott tömegre a földinél nagyobb felület jutott, ezért a Mars a mi bolygónknál gyorsabban hűlt. A globális lemeztektonika korán megszűnt, és csökkent a vulkánok által a légkörbe bocsátott üvegházgázok mennyisége. A lemezek mozgása hiányában pedig a felszínen kivált anyagok (például ásványokba épült víz és szén-dioxid) nem jutottak a felszín alá, ahol beolvadhattak volna (1. ábra). A hűlő magban leállt a globális mágneses teret generáló dinamóhatás, ennek hiányában pedig a Napunkból kiáramló részecskék együttese, a napszél szabadon erodálta, fújta el a légkört. A földinél gyengébb gravitációs térben könnyebben el is tudtak szökni a gázmolekulák. Mindezek együttes eredményeként csökkent a felszín felé áramló hő és a légkör mennyisége, ezzel együtt pedig az üvegházhatás intenzitása. A földinél gyengébb gravitációs tér miatt ugyanakkora becsapódások a Mars légkörének sokkal nagyobb részét fújták el, mint a Föld esetében. Mindezek együttes hatására hosz-szú globális hűlés indult meg a bolygón, s ez a felszíni változások csökkenésével járt.

A Mars fejlődése során tehát csökkent a felszíni átlaghőmérséklet. Az északi óceán befagyott, jege lassan szublimált, és a vízgőz a globális légkörzéssel a hideg helyekre vándorolt, ahol felhalmozódott. Az egyik ilyen terület a magas déli felföldek sarkvidéke volt. Itt kiterjedt pólussapka kezdett növekedni, amelynek alja a vastag és hőszigetelő jégréteg alatt adott mélységben a bolygó belső hőjétől olvadt. A fentről tehát vastagodó pólussapka alulról folyamatosan fogyott, és vizet pumpált a felszín alatti repedésekbe. A bolygó globális domborzati viszonyai miatt a felszín alatti vizek lassan észak felé vándoroltak, de a marstalaj felső és hideg rétegébe belefagyott jég miatt nem jutottak a felszínre.


Áradások és átmeneti melegedések


A folyamat hatására instabil helyzet alakult ki: néhol délen, a felszín alatti víz szintje magasabban volt, mint az északi síkságok lapos felszíne. Ahol elég nagy volt a hidrosztatikus nyomás, és valamilyen törés, esetleg vulkáni fűtés elősegítette a víz feltörését, ott az a felszínre emelkedett. A hirtelen felszabadult és főleg észak felé lefolyó vízmennyiség hatalmas mélyedéseket vájt magának. Ez a folyamatsor természetesen csak az elméleti séma, a valódi helyzet bizonyára sokkal bonyolultabb volt.

A kezdeti melegebb időszak után (főleg a Heszperidában) is képződtek vízfolyásnyomok, méghozzá ekkor születtek a fent említett legnagyobbak. A legtöbb ilyen a Tharsis-hátság vidékén található, sok közülük a Valles Marineris tektonikus árokrendszer néhány mélyedéséből indul ki. A fenti instabil helyzetben a vulkánok alulról származó fűtése további jeget olvasztott meg a felszín alatt, néhol a töredezett kőzettestek meglazultak, és a meggyengült konzisztenciájú területek összeomlottak. A lesüllyedő kőzettömbök között kiemelkedett a víz, emellett ahol a nyomásviszonyok kedveztek, a repedések mentén is a felszínre jutott. A víz lejtős irányba áramlott, néhol több km3/másodperces vízhozammal, kialakítva az esetenként 10 km-nél is szélesebb, több km mély és 1000 km-es hosszt is elérő vízfolyásnyomokat. Az ilyen, gyakran összeomlott blokkokkal tarkított ún. káoszterületekről teljes szélességben induló vízfolyásnyomokat nevezik áradásos csatornáknak (Rodriguez et al., 2005). Itt a meder és a völgy helyett a csatorna kifejezést használják együttesen, mivel nem tudni, eredetileg milyen magasságig ért a víz. A zord éghajlaton az áramló víz felső néhány métere megfagyott, amely alatt néhol 100 méternél is vastagabb vízréteg folyt, rendkívüli eróziós hatást kifejtve. A víz az esetek többségében az északi síkságra futott ki, ahol rövid életű állóvizeket alkotott. A bolygón sok helyütt több km vastag üledékes összletek egy része is ilyen időszakos vizes periódusokban keletkezhetett (Tosca – McLennan, 2006).

Egy-egy vízfeltörés sokrétű következménnyel járt. Egyrészt több km mély eróziós völgyeket mélyítettek a felszínbe, hatalmas hordalékmennyiséget megmozgatva. Általában az északi síkságokra kifutva fejezték be mozgásukat, állóvizeket alkotva – utóbbiakat részóceánoknak is nevezik (szintén önkényesen használva a földi óceán analógiájára). Itt üledékes feltöltések keletkeztek, majd anyaguk nagyságrendileg 103-104 év alatt megfagyott (2. ábra). Ennek során erősen átalakultak a víz-, illetve jégtestek partvonalai, és a visszamaradt jégtartalom által utólag is befolyásolták a területen kialakuló felszínformákat.

A fenti nagyobb állóvizek mellett kisebb tavak is keletkeztek, ezek nyomát főleg kráterekben láthatjuk, a legtöbb közülük 2,0-2,5 milliárd éves. Létezésükre Gilber-típusú deltákra és teraszos partokra hasonlító képződmények, sima üledékes feltöltések, valamint a mélyedésekbe torkolló vízfolyásnyomok utalnak. Ezek a tavak is időszakosak lehettek, élettartamuk a becslések szerint sok ezer-tízezer év volt. Leggyakrabban ott fordulnak elő, ahol az éghajlati modellek alapján a klíma leginkább kedvezett a folyékony víz tartós jelenlétének. Egy-egy elöntés után megnőtt a légkör vízgőztartalma és vele enyhén az üvegházhatás. A szublimáló és máshol lerakódó jég nyomán az akkumulációs területeken pedig felerősödött a glaciális aktivitás. Egy-egy áradásos időszak tehát nemcsak mechanikai változást okozott a felszínen, hanem a légköri vízpára és részben az éghajlat befolyásolása által kémiai átalakulásokkal is járt. Több olyan felszínforma mutatkozik a Marson, amelyek kialakulása az epizodikus északi részóceánok keletkezésével, majd eltűnésével kapcsolatos. Ezek kialakulási folyamatát (a Mars Episodic Glacial Atmospheric Oceanic Upwelling by Thermotectonic Flood Outburst kezdőbetűiből képzett betűszóval) Megaoutflow néven foglalják össze (Baker, 1999; Baker et al., 2000).

A bolygó fejlődéstörténete a hűlés és a globális anyagkörforgás hiánya, illetve igen gyenge jellege miatt a felszíni átalakulások csökkenésének irányába haladt (3. ábra). Földünkön a globális lemeztektonika révén a kőzetek és a bennük lévő anyagok, így a megkötött szén-dioxid egy része, főleg a vulkáni aktivitással visszajuthat a légkörbe. Ha a Marsnál a vulkáni aktivitással a légkörbe kerültek gázok, majd valahol szilárd halmazállapotban kiváltak a felszínre, azok többsége ott is marad. A globális lemeztektonika hiánya és a gyenge vulkanizmus miatt csak ritkán és kevés H2O, CO2 került vissza a légkörbe. Az illók azon része, amely az évmilliók során nem szökött el az atmoszférából, főleg a pólussapkában és a felszín alatti krioszférában (a kőzetek repedéseit kitöltő globális, több km vastagságot is elérő jégrétegben) tárolódik.


Tengelyferdeség és éghajlati kilengések


Nagy tömegű hold hiányában a Mars forgástengelye viszonylag labilis helyzetű. Elsősorban a Jupiter gravitációs zavarai miatt a bolygó tengelyferdesége periodikusan változik – mondhatni lassan dülöngél. Jelenleg a Mars forgástengelye a pályasíkjára állított merőlegessel 25,5 fokos szöget zár be, de a modellek alapján időnként a 40 fokot is elérheti, sőt meg is haladhatja. Kis tengelyferdeség idején (amikor a tengely közel merőleges a pályasíkra) az illók (H2O, CO2) a sarkvidékekre vándorolnak, ugyanakkor az alacsony szélességű területek melegednek és szárazodnak. Nagy tengelyferdeség esetén ennek ellentéte történik: a pólussapkákból a jég alacsonyabb szélességre vándorol. Amikor ismét meredekebb helyzetbe áll a forgástengely, a jég visszamigrál a sarkvidékre – de olyan átmeneti időszak is elképzelhető, amikor a melegedő alacsony szélességeken megolvad a jég, és ez a regolitba szivárogva kémiai átalakulásokat okoz. Talán ilyen periódusok nyomát őrzik a Spirit marsjáró által a kőzeteken megfigyelt mállási kérgek a Gusev-kráterben. Az alacsony szélességre vándorló jég jelentős része a geomorfológiai jelek, és az éghajlati modellek alapján a Tharsis-vulkánok területén, főleg azok kúpjától északnyugatra rakódott le. Itt kiterjedt glecs-csernyomok és a szublimáló jég után visszamaradt felszínformák láthatók.

A pólussapkák mérete, térfogata tehát időben változik. Amikor csökken a sarkvidéki éves középhőmérséklet, először a magasabb olvadáspontú vízjég fagy ki, ez alkotja a jégsapkák tömegének nagy részét. Amint még hidegebbek lesznek a sarki telek, a szén-dioxid-jég is kifagy, ez képezi a mindkét sapkán megfigyelhető néhány méter vastag szárazjég fedőt. A déli pólussapka a környező területek vizsgálata alapján a mainál sokkal kiterjedtebb lehetett a Heszperidában, míg északon ilyenre nem utalnak nyomok. A sapkák méretváltozását jelzi még, hogy a két pólussapkát környező üledékekben hiátus mutatkozik a késő Heszperida és késő Amazóniai időszak között. Lehet, hogy ekkor a mainál sokkal kisebbek voltak a jégsapkák.

A jelek nem csak a sapkák méretének, de a halmazállapotának változására is utalnak. A déli hósapka anyagát az alatta elhelyezkedő vulkánok feltehetőleg többször is részben megolvasztották. Hasonló történhetett akkor is, amikor az éghajlat hűlése miatt túl gyorsan vastagodott a déli sapka. Ez nehezen engedte a belső hőt elszökni, ami a sapka aljának olvadásához vezetett. A geomorfológiai jelek alapján a megolvadt vízjég először a Prometheus-medencét töltötte fel, innen folytatta útját észak felé, feltöltve az Argyre-medencét, majd kráterek láncolatán keresztül jutott el az északi síkságra – a fenti Megaoutflow ciklushoz hasonló eseménysort kiváltva (Ghatan – Head, 2004).

A hideg időszakokban a helyenként felhalmozódó jég megőrzésében fontos szerepe lehet a finom porrétegnek. Egy néhány méter vastag, gyenge hővezetésű porréteg alatti jégtakaróból szublimáló H2O-molekulák igen lassan diffundálnak keresztül a ritka légkörrel átjárt porózus takarón. Ez lelassítja a jégréteg elvesztését. Egyes számítások szerint ma akár az egyenlítő közelében is lehetnek a korábbi éghajlatkilengések során odavándorolt, néhány 10 millió éves jégrétegek.

A változó hőmérsékletnek és H2O-eloszlásnak megfelelően az egyes időszakban keletkezett jellemző geomorfológiai formák helyzete eltolódott. Erre a déli felföldekről az északi síkságokra kifutó völgyrendszerek mutatnak látványos példát. Megjelenésük alapján néhol akár víz is formálhatta őket, majd később a jég vehette át területükön az uralmat. Hasonló az áradásos csatornákban is megfigyelhető: az aljzatukon lévő, glecs-cserkarcokra hasonlító nyomokat a víz lefolyása után visszamaradt megfagyott jég lassú, gleccserszerű kúszása hozhatta létre.

Szintén érdekes az áradásos csatornák aljzatán lerakódott üledékek helyzete: több esetben ugyanis az eróziós nyomok, a körbemosott szigetek alapján kijelölt folyásirányba emelkedik az aljzat. Bár ezt utólagos tektonikus mozgások is kialakíthatták, némely esetben egyelőre nem zárhatjuk ki, hogy rendkívül sajátos üledéklerakódással keletkeztek. Helyenként olyan jelek is mutatkoznak, amelyek szerint az elsődleges áradás után az eredeti folyásiránnyal ellentétes irányú volt a vízáramlás. Ezek kiváltásában közreműködhetett például a marstalajban lévő azon jéganyag, amely nem olvadt meg azonnal, hanem csak fokozatosan, utólag szublimált, így lassan változtatta meg az anyag eloszlását a területen.

A vulkánok fontos szerepet töltöttek be a bolygó felszínfejlődésében és éghajlati változásaiban (Kargel, 2004). A kitörések nyomán a H2O-val reakcióba lépő vulkáni gázok miatt savas kémhatásúak lesznek a felszínen esetleg megjelenő vizek, sőt a kicsapódó vízpára (savköd) is. Egy nagyobb kitöréskor nemcsak a változó kémhatás miatt erősödik a mállás, hanem a légkörbe kerülő üvegházgázok is okozhatnak gyenge éghajlatváltozást. Az évi középhőmérséklet kismértékben emelkedik, a napi és évszakos hőingás pedig csökken. A vulkánok közül kiemelkednek a Tharsis-hátság tűzhányói, amelyek területén a porózus vulkanitokban sok jég kötődött meg, majd szabadult fel víz formájában egy-egy kitörés során. Ekkor keletkeztek a fent említett káoszterületek, az ezekből észak felé kiágazó áradásos csatornák. Mivel a Tharsis-tűzhányók a bolygó szinte egész fejlődéstörténete alatt működtek, fontos hatásuk volt az éghajlat változásaira.

A Marson a vulkánkitörések gyakran járhattak globális következményekkel. Ennek egyik oka, hogy a bolygó kőzetburka elég vastag, és a modellek alapján a magmakamrák nagyobbak és mélyebben találhatók, mint a földiek. Egy-egy kitörés ezért általában energikus volt, és gyakran robbanásos formában zajlott. A kis légnyomás miatt az emelkedő magmában lévő gázok könnyen álltak össze buborékokká, ezért gyakran eredményeztek robbanásos kitöréseket. A Mars felszíni légsűrűsége a Földön kb. 30 km magasan uralkodónak felel meg. A földinél gyengébb gravitációs erő szintén elősegítette a kitörési felhők magasra emelkedését. Egy képzeletbeli kitörés, amelynek felhője a Földön például 20-30 km magasra emelkedik, a Marson a 60 km-es magasságot is meghaladná, amelyből a finom törmelék az egész bolygó felszínén hullhat. Az ilyen heves kitörések keretében jöhettek létre a finom porból lerakódó igen lapos, néhol 1 foknál is kisebb lejtőszögű vulkáni pajzsok (paterák).


Periodikus felszínalakulás


A bolygón látható, eltérő megjelenésű felszínformák tehát a kváziperiodikus éghajlatváltozásokkal kapcsolatos klímamorfológiai tartományok eltolódása és a szintén időszakosnak feltételezett vulkáni tevékenység miatt jöhettek létre. Az esetleges életformák kialakulásához és értelmezéséhez fontos tudni, hogy a marsfelszíni fizikai viszonyok a folyékony víz megjelenése határán változnak. Emiatt egy kisebb melegedés is alapvetően módosítja a bolygó arculatát. Ha pedig a változás nem nagy ahhoz, hogy folyékony víz jelenjen meg, az erősödő H2O-körforgás így is a jég felhalmozásával glaciális, periglaciális felszínalakuláshoz vezethet (Head et al., 2003). Az ilyen kváziperiodikus éghajlatváltozások nyomát sok felszínforma őrzi. Ezek között említhetők a réteges poláris üledékek, amelyek mindkét sarkvidéken a pólussapka környékét sima felszínű, finoman rétegzett, egymással párhuzamos, közel vízszintes egységekkel borítják. A feltételezések alapján a légkörből hulló porból rakódtak le, talán vízjéggel együtt, majd később a melegebb cirkumpoláris időszakokban erősen szárazodtak. Itt említhető még a mindkét félteke közepes szélességén jelentkező jéggel cementált sima, mindössze méteres vastagságú felszíni porréteg, amely a jelek szerint a mostani éghajlati változások miatt éppen felbomlóban van (Head et al., 2006). Elképzelhető, hogy ide sorolhatók a magas szélességeken lévő összetett dűnemezők, amelyek a bennük lévő cementáló jég időszakos szublimálása, majd visszafagyása nyomán ciklikusan és eltérő mértékben mozogtak a szél hatására.

A Mars ma sem „halott”, napjainkban az alábbi folyamatok alakítják arculatát (4. ábra): Zsugorodik a pólussapkák felszíni szárazjég takarója, és egyre több látszik ki a mélyebben fekvő vízjégsapkából. A szél folyamatosan áthalmozza a port, akárcsak az erősen felmelegedő területeken képződő forgószelek. Utóbbiakban az egymással súrlódó porszemek által létrehozott sztatikus elektromos mezőben agresszív oxidánsok képződhetnek, akárcsak a felszíni porban az ultraibolya sugárzás hatására. Főleg a pólussapkák területén uralkodó évszakos változások miatt erősen ingadozik a légköri vízgőztartalom, ezzel párhuzamosan az illók eloszlása. Az évszakosan megjelenő vízpáraködök pedig az ásványok felszínét vékonyan borító adszorbeált vízmolekulák eloszlását módosítják. A jeges területeken a földi glecs-cserekre hasonlító szerkezetek ma is lassan kúsznak a felszínen. Egyes vulkánok területén az elmúlt néhány tízmillió évben is zajlottak kitörések (Hauber et al., 2005), az Olympus Mons magasabb vidékei néhány millió évvel ezelőtt el lehettek jegesedve, ebből a jégből még ma is lehet a lejtőkön a por alatt. Ahol pedig a láva a jégre folyt, ott az megolvadt és látványos vízfolyásos szerkezeteket hozott létre. Az Elysium-hátság vulkánjaitól délre lévő síkságon olyan képződmények mutatkoznak, amelyek egy néhányszor tízmillió évvel ezelőtt létezett tenger befagyott jégtábláira, illetve azok nyomaira emlékeztetnek (Murray et al., 2005). A legfiatalabb vulkáni nyomok az északi pólussapka környékén lévő apró kúpok, amelyeken az eddigi felvételeken egyetlen becsapódásos krátert sem találtak. Mindkét féltekén magas szélességeken legfeljebb néhány millió éves folyásnyomok is vannak. Ezek részben a napfénytől olvadó hókupacokból származnak, részben a felszín alól a fagyó/olvadó jég térfogatváltozása nyomán keletkezett nyomásváltozás miatt spricceltek a felszínre (Heldman – Mellon, 2004).

A cikkben vázolt folyamatok néhány képződmény kialakulását közelítőleg megmagyarázzák, de a Mars fejlődésének megismerésétől még nagyon messze vagyunk. Napjaink egyik legfontosabb kérdése a felszínformák kialakulásának magyarázata a bolygó globális fejlődésének kontextusában. Óriási eredmény lesz, ha sikerül majd összekapcsolnunk a belső (vulkanikus, tektonikus) és külső (pályaelem-ingadozás) révén bekövetkezett változások hatását a felszínformák keletkezésére. Ekkor születik majd meg a klimatikus planetomorfológia érett elmélete, amelynek megismerését a Mars fagyott, mégis igen érzékeny világa tette lehetővé.


Kulcsszavak: éghajlat, fejlődéstörténet, geomorfológia, Mars, planetológia



1. ábra A globális anyagkörforgás fő vonalai a Földön (fent) és feltételezett korlátozott változata a Marson (lent)


2. ábra • Példa néhány üledékes képződményre, zárójelben a kép átmérőjével. Fentről lefelé: az Arabia Terra nyugati részén lévő teraszos üledékek perspektivikus képe (2,5 km); egy ősi tavi delta a Holden-kráterben (12 km); a Meridiani Planum síkság egyik kráterében lévő üledékes rétegek (2,5 km)


3. ábra • Néhány fontos esemény illetve folyamat jellegzetes eredménye a bolygó felszínén. Fent (balról jobbra): idős vízfolyásnyomok hálózata; ősi vizes mállással képződött sötét rétegek kibukkanása; az egykori északi óceán partvonalnyomai; Lent (balról jobbra): a Valles Marineris felszakadásával keletkezett árkok perspektivikus képe; vízfeltöréssel keletkezett káoszterület és áradásos csatorna; egy ősi krátertóba torkolló vízfolyásnyomok


4. ábra • Képződmények a bolygó közelmúltjából. Fent (balról jobbra): a feltételezett befagyott tenger helyén keletkezett jégtáblák nyomai; egy kráterbe „folyt” gleccserre emlékeztető forma; a déli pólussapka vízjégrétegén zsugorodó szén-dioxid-fedő; Lent (balról jobbra): a közepes szélességen mutatkozó, jég cementálta felbomló porréteg; magas szélességeken mutatkozó folyásnyomok és a felettük elhaladt porördögök sötét sávjai; szélfútta homokdűnék


Irodalom

Baker, Victor R. (1999): The MEGAOUTFLO Hypothesis for Long-Term Environmental Change on Mars. 31st Annual Meeting of the DPS, #130

Baker, Victor R. – Strom R. G. – Dhom J. M. – Gulick V. C. – Kargel J. S. – Komatsu G. – Ori G. G. – Rice J. W. (2000): Mars Oceanus Borealis, Ancient Glaciers and the MEGAOUTFLOW Hypothesis. Lunar and Planetary Science Conference XXXI, #1863.

Fairén, Alberto G. – Fernández-Remolar, D. – Dohm, J. M. – Baker, V. R. – Amils, R. (2004): Inhibition of Carbonate Synthesis in Acidic Oceans on Early Mars. Nature. 431, 423–426.

Ghatan, Gil J. – Head, James W. (2004): Regional Drainage of Meltwater beneath a Hesperian-aged South Circumpolar Ice Sheet on Mars. Journal of Geophysical Research. 109, E07006

Hauber, Ernst – van Gasselt, S. – Ivanov, B. – Werner, S. – Head, J. W. – Neukum, G. – Jaumann, R. – Greeley, R. – Mitchell, K. L. – Muller, P. – HRSC Co-Investigator Team (2005): Discovery of a Flank Caldera and Very Young Glacial Activity at Hecates Tholus, Mars. Nature. 434, 7031, 356–361.

Head, James W. – Mustard, J. F. – Kreslavsky, M. A. – Milliken, R. E. – Marchant, D. R. (2003): Recent Ice Ages on Mars. Nature. 426, 6968, 797–802.

Head, James W. – Marchant, D. R. – Agnew, M. C. – Fassett, C. I. – Kreslavsky, M. A. (2006): Extensive Valley Glacier Deposits in the Northern Mid-Latitudes of Mars: Evidence for Late Amazonian Obliquity-Driven Climate Change. Earth and Planetary Science Letters. 241, 3–4, 663–671.

Heldmann, Jennifer L. – Mellon, Michael T. (2004): Observations of Martian Gullies and Constraints on Potential Formation Mechanisms. Icarus. 168, 285–304.

Kargel, Jeffrey S. (2004): Mars - A Warmer, Wetter Planet. Springer

Murray, John B. – Muller, J.-P. – Neukum, G. – Werner, S. C. – van Gasselt, S. – Hauber, E. – Markiewicz, W. J. – Head, J. W. – Foing, B. H. – Page, D. – Mitchell, K. L. – Portyankina, G. – HRSC Co-Investigator Team (2005): Evidence from the Mars Express High Resolution Stereo Camera for a Frozen Sea Close to Mars’ Equator. Nature. 434, 7031, 352–356.

Poulet, F. – Langevin, Y. – Bibring, J.-P. – Gondet, B. – Arvidson, R. – the OMEGA team (2005): Mineralogy of the Northern High Latitude Regions of Mars. Lunar and Planetary Science Conference. XXXVI, #1828.

Rodriguez, Jose, Alexis Palmero – Sasaki, S. – Kuzmin, R. O. – Dohm, J. M. – Tanaka, K. L. – Miyamoto H. – Kurita, K. – Komatsu G. – Fairén, A. G. – Ferris, J. C. (2005): Outflow Channel Sources, Reactivation, and Chaos Formation, Xanthe Terra, Mars. Icarus. 175, 36–57.

Solomon, Sean C. – Aharonson, O. – Aurnou, J. M. – Banerdt, W. B. – Carr, M. H. – Dombard, A. J. – Frey, H. V. – Golombek, M. P. – Hauck, S. A. – Head, J. W. – Jakosky, B. M. – Johnson, C. L. – McGovern, P. J. – Neumann, G. A. – Phillips, R. J. – Smith, D. E. – Zuber, M. T. (2005): New Perspectives on Ancient Mars. Science. 307, 5713, 1214–1220.

Tosca, Nicholas J. – McLennan, Scott M. (2006): Chemical Divides and Evaporite Assemblages on Mars. Earth and Planetary Science Letters. 241, 21–31.


<-- Vissza a 2006/8 szám tartalomjegyzékére


<-- Vissza a Magyar Tudomány honlapra