Hopp til innhold

Areologi

Fra Wikipedia, den frie encyklopedi
Mars

Et sammensatt bilde av Mars
Baneparametre
Epoke J2000
Avstand fra solen227 939 100 km (1,52 AE)
Aphel249 209 300 km (1,67 AE)
Perihel206 669 000 km (1,38 AE)
Store halvakse227 939 100 km
1,52368 AE
Eksentrisitet0,093315
Omløpstid686,971 jorddøgn
1,88 julianske år
668,5991 Marsdøgn
Synodisk periode779,96 døgn
2,1354 juliansk år
Midlere anomali19,3564°
Gjennomsnittsfart24,077 km/s
Inklinasjon1,85°[a][1]
Knutelengde49,562°
Perihelargument286,537°
Naturlige satellitter2
Fysiske egenskaper
Diameter ved ekvator6 792,4 km[b][2]
Poldiameter6 752,4 km[b][2]
Flattrykthet 0.005 89 ± 0.000 15
Overflatens areal144 798 500 km²
Volum163 800 000 000 km³[L 1]
Masse641 850 000 000 000 000 000 000 kg[L 1]
Middeltetthet 3.9335 ± 0.0004  g/cm³[L 1]
Gravitasjon ved ekvator3,711 m/s²
0,379 g[L 1]
Unnslipningshastighet5,027 km/s
Siderisk rotasjonsperiode1,025957 døgn[L 1]
24,623 timer
Rotasjonshastighet ved ekvator868,22 km/t
241,17 m/s
Rektascensjon ved Nordpolen21t 10m 44s
317,68143°
Deklinasjon ved Nordpolen52,8865°
Aksehelning25,19°
Albedo0,17[3]
(geometrisk)
0,25 [4](Bond)
Overflatetemperatur min snitt max
Kelvin: 186 K 210 K[4] 303 K[5]
Celsius: −87 °C −63 °C 20 °C
Fahrenheit: −125 °F −82 °F 68 °F
Tilsynelatende størrelsesklasse 1.6 til −3.0 [6]
Vinkeldiameter 3.5–25.1″[4]
Atmosfæriske egenskaper
Atmosfærisk trykk636 (400–870) pascal
Sammensetning(molfraksjoner)
95.32 % karbondioksid
2.7 % nitrogen
1.6 % argon
0.13 % oksygen
0.08 % karbonmonoksid
210 ppm vanndamp
100 ppm nitrogenmonoksid
15 ppm molekylært hydrogen[7]
2.5 ppm neon
850 ppb HDO
300 ppb krypton
130 ppb formaldehyd
80 ppb xenon
30 ppb ozon
18 ppb hydrogenperoksid[8]
10 ppb metan[9]

Areologi, eller Mars' geologi, refererer seg til den vitenskapelige studien av overflaten, skorpen og det indre av planeten Mars. Den understreker sammensetningen, historien og fysiske prosesser som former planeten og er helt analogt til feltet av terrestrisk geologi. Innen planetologi er begrepet geologi brukt i sin videste bestand ved å bety studiet av de faste delene av planeter og måner. Begrepet omfatter aspekter av geofysikk, geokjemi, geodesi og kartografi.[L 2]

Neologismen areologi, fra det greske ordet Ares (Mars) som et synonym for Mars' geologi, vises noen ganger i populærkulturen og verk innen science fiction (for eksempel Kim Stanley Robinsons Mars-trilogi),[10] men begrepet er sjelden, om noensinne, brukt av profesjonelle geologer og planetforskere.[11]

Grunnleggende sammensetning

[rediger | rediger kilde]

Mars er en terrestrisk planet, hvilket betyr at den på samme måte som jorden er et steinete legeme og består av silikater (mineraler som inneholder silisium og oksygen), metaller og andre elementer som typisk utgjør bergarter. Som jorden er også Mars en differensiert planet. Det betyr at den har en sentral planetkjerne av metallisk jern og nikkel omgitt av en mindre tett mantel av silikater og en skorpe.[12] Planetens karakteristiske røde farge kommer av oksidasjon av jern på overflaten.

Grunnleggende forekomster kan bestemmes av en romsonde som går i bane rundt planeten. Dette kartet viser overflatekonsentrasjonen (vektprosent) av grunnstoffet silisium basert på data fra gammastrålingsspektrometeret (GRS) Suite ombord på romfartøyet Mars Odyssey. Lignende kart finnes også for en rekke andre grunnstoffer.

Mye av det vi vet om den grunnleggende sammensetningen av Mars kommer fra banesonder og landingsfartøy. (se utforskning av Mars for liste). De fleste av disse romfartøyene har med spektrometere og andre instrumenter for å måle sammensetningen av Mars, enten ved fjernanalyse fra bane eller in situ-analyse på overflaten. Vi har også mange aktuelle eksempler fra Mars i form av meteoritter som har funnet veien til jorden. Marsmeteoritter (ofte kalt SNC for Shergottites, Nakhlites og Chassignites[L 3] – gruppen av de første meteorittene som viste seg å stamme fra Mars) gir data om den kjemiske sammensetningen av Mars' skorpe og indre som ellers ikke ville være tilgjengelig uten et oppdrag med formål å bringe prøver tilbake til jorden.

Basert på dette datagrunnlaget tror forskere at foruten silikon og jern er magnesium, aluminium, kalsium og kalium de hyppigst forekommende kjemiske grunnstoffene i marsskorpen. Disse elementene er viktige komponenter i de mineralene magmatiske bergarter består av.[L 4] Grunnstoffene titan, krom, mangan, svovel, fosfor, natrium og klor er sjeldnere,[13][L 5] men er fremdeles viktige komponenter i mange tilhørende mineraler[c] som bergarter og sekundære mineraler (forvitringsprodukter) i støv og jordsmonnet (regolitten). Hydrogen finnes som vannholdig is (H2O) og i hydraliserte mineraler. Karbon oppstår som karbondioksid (CO2) i atmosfæren og noen ganger som tørris ved polene. En ukjent mengde karbon finnes også lagret i karbonater. Molekylær nitrogen (N2) utgjør opptil 2,7 % av atmosfæren. Så langt vi vet er organiske forbindelser fraværende,[L 6] med unntak av spor av metan som er oppdaget i atmosfæren.[14][15]

Den grunnleggende sammensetningen av Mars skiller seg fra jorden på en rekke vesentlige områder. Først og fremst viser analyser av marsmeteoritter at planetens mantel er omtrent dobbelt så rik på jern som jordens mantel,[L 7][16] deretter er dens kjerne mer rik på svovel.[17] For det tredje er marsmantelen rikere på kalium og fosfor enn jordens og for det fjerde inneholder marsskorpen en høyere prosentandel av flyktige elementer som svovel og klor enn det jordskorpen gjør. Mange av disse konklusjonene støttes av in situ-analysene av bergarter og jordsmonnet på marsoverflaten.[L 8]

Global fysiografi

[rediger | rediger kilde]

Det meste av nåværende kunnskap om geologien på Mars kommer fra studier av landformer og frie formasjoner (terreng) på bilder tatt av romsonder i bane rundt planeten. Mars har en rekke distinkte, store overflateformasjoner som indikerer hvilke typer geologiske prosesser som har funnet sted på planeten over tid. Dette avsnittet introduserer flere av de større fysiografiske regionene på Mars. Sammen illustrerer disse regionene hvordan geologiske prosesser som involverer vulkanisme, tektonikk, vann, is og kosmisk nedslag har formet planeten i en global skala.

Farget kart som viser høydene på den vestlige og østlige delen av Mars.
(Venstre): Den vestlige delen domineres av Tharsis-regionen (rød og brun). Høye vulkaner fremstår som hvite. Valles Marineris (blå) er den lange flenge-lignende formasjonen til høyre.
(Høyre): Den østlige delen viser kratrete høyland (gult til rødt) med Hellas-bassenget (mørk blå/lilla) nede til venstre. Elysium-provinsen er oppe i høyre kant. Områder nord for dikotomigrensen vises som nyanser av blått på begge kartene.
Foto: Mars Orbital Laser Altimeter (MOLA)

Hemisfærisk dikotomi

[rediger | rediger kilde]

Den nordlige og sørlige halvkulen på Mars er påfallende forkjellgi fra hverandre i topografi og fysiografi, og dikotomien er en fundamental global geologisk formasjon på planeten. Enkelt sagt er den nordlige delen av planen en enorm topografisk forsenkning. Rundt en tredjedel av planetens overflate (for det meste på den nordlige halkulen) ligger 3–6 km lavere i høyde enn de sørlige to tredjedelene. Dette er en førsteordens friformasjon på linje med høydeforskjellene mellom jordens kontinenter og havbassenger.[18] Dikotomien uttrykkes også på to andre måter; som en forskjell i tettheten av nedslagskratre og skorpetykkelsen mellom de to halvkulene.[L 9] Halvkulen sør for dikotomigrensen (ofte kalt de sørlige høylandene) er svært kraterbelagt og gamle, karakterisert av robuste overflater som daterer seg tilbake til peridoen med tungt bombardement. Som motsetning har lavlandene nord for dikotomigrensen få kratre og er svært jevn og flat. Der finnes det også andre formasjoner som indikerer at omfattende fornyelse av overflaten har funnet sted etter at det sørlige høylandet ble dannet. Den tredje distinkte forskjellen mellom de to halvkulene er tykkelsen på jordskorpen. Topografiske og geofysiske gravitasjonsdata indikerer at skorpen i de sørlige høylandene har en maksimal tykkelse på ca. 58 km mens skorpen i de nordlige lavlandene har når opp mot 32 km i tykkelse.[19][20] Den dikotomiske grensens breddegrader varierer og avhenger av hvilket av de tre fysiske uttrykkene for dikotomi som blir vurdert.

Opprinnelsen og alderen til den hemisfæriske dikotomien er fremdeles debattert. Hypoteser om opprinnelsen faller generelt inn i to kategorier: 1) dikotomien oppstod ved et mega-nedlslag eller en rekke store nedslag tidlig i planetens historie (ekskogene teorier)[21][22][23] eller 2) dikotomien oppstod som følge av fortynning av skorpen på den nordlige halvkulen på grunn av mantelkonveksjon, omveltning eller andre kjemiske og termiske prosesser i planetens indre (endogene teorier).[24][25] En endogen modell foreslår en tidlig hendelse der platetektonikk ga en tynnere skorpe i nord, tilsvarende det som skjer ved spredning av plategrenser på jorden.[26] Uavhengig av opprinnelsen ser dikotomien på Mars ut til å være svært gammel. Laserhøydemåler og data fra radarsonarer fra banesonder har identifisert en rekke formasjoner med bassengstørrelser som tidligere var skjult i visuelle bilder. Disse kvasisirkulære forsenkningene er sannsynligvis forfalte nedslagskratre fra perioden med tunge bombardement som nå er dekket av et finere lag med avleiringer. Studier av disse forsenkningene antyder at de underliggende lagene på den nordlige halvkulen er minst like gamle som den eldste eksponerte overflaten på i de sørlige høylandene.[27] Alderen på dikotomien gir teoriene om dens opprinnelse betydelige begrensninger.[28]

Vulkanske provinser

[rediger | rediger kilde]

En massiv vulkantektonisk provins, kjent som Tharsisregionen eller Tharsisforhøyningen, deler seg fra dikotomigrensen på Mars' vestlige halvkule. Denne enorme, forhøyede strukturen er tusenvis av kilometer i diameter og dekker opptil 25 % av planetens overflate.[29] Tharsis ligger i gjennomsnitt 7–10 km over datum («havnivået» på Mars) og inneholder de største høydene på planeten og de største kjente vulkanene i solsystemet. Tre enorme vulkaner, Ascraeus Mons, Pavonis Mons og Arsia Mons (samlet kjent som Tharsis Montes), ligger på linje nordøst-sørvest langs toppen av denne forhøyningen. Den brede Alba Mons (tidligere Alba Patera) opptar den nordlige delen av regionen. Den store skjoldvulkanen Olympus Mons ligger utenfor hovedforhøyningen ved den vestlige grensen av provinsen. Tharsis enorme massivitet har ført til enorm spenning i planetens litosfære. Som et resultat stråler enorme brudd (grabener og riftdaler) utover fra Tharsis og strekker seg halvveis rundt planeten.[30]

Et mindre vulkansk senter ligger flere tusen kilometer vest for Tharsis, i Elysium. Vulkankomplekset i Elysium er ca. 2 000 km i diameter og består av tre hovedvulkaner, Elysium Mons, Hecates Tholus og Albor Tholus. Gruppen med vulkaner antas å være noe annerledes enn Tharsis Montes ved at utviklingen av de tidligere involverte både lavaer og pyroklaster.[L 10]

Store nedslagsbasseng

[rediger | rediger kilde]

Flere enorme, sirkulære nedslagsbasseng finnes på Mars. De største er Hellas Planitia som ligger på den sørlige halvkulen, sentrert rundt 64°E 40°S. Den sentrale delen av bassenget er ca. 1 800 km i diameter[L 11] og omgitt av en bred og tungt erodert ringstruktur preget av tette kuperte og uregelmessige fjell (fjellmassiver) som sannsynligvis er oppløftet og forskjøvet skorpe skorpe fra før bassengene ble dannet (se Anseris Mons for eksempel).[L 12]

De to andre store nedslagssturkturene på planeten er Argyre og Isidis-bassengene. Som Hellas ligger Argyre (800 km i diameter) i de sørlige høylandene og er omgitt av en bred ring av fjell.

Dalsystemer ved ekvator

[rediger | rediger kilde]
Bilde av Valles Marinereis.
Foto: Viking

Nær ekvator på den vestlige halvkulen ligger et enormt system av dype, sammenkoblede daler og grøfter som sammen er kjent som Valles Marineris. Dalsystemet strekker seg ca. 4 000 km østover fra Tharsis, nesten en fjerdedel av planetens omkrets. Hvis Valles Marineris var plassert på jorden ville den strekke seg over hele bredden av Nord-Amerika.[L 13] Enkelte steder er dalene opptil 300–km brede og 10 km dype. Valles Marineris har en svært ulik opprinnelse enn sitt mindre såkalte motstykke på jorden, Grand Canyon. Grand Canyon er hovedsakelig et produkt av erosjon fra vann. Dalene ved ekvator på Mars ble hovedsakelig dannet av forkastninger og der derfor mer lik den østafrikanske riftdalen.[L 14] Dalene representerer overflatens uttrykk for en kraftig utvidet spenning i marsskorpen, sannsynligvis på grunn av lasten fra Tharsis-forhøyningen.[L 15]

Kaosterreng og utstrømningskanaler

[rediger | rediger kilde]

Terrenget i den østlige enden av Valles Marineris ligner et tett virvar av lave, avrundede åser som synes å ha blitt dannet av kollapsen av overflaten i de høyereliggende områdene og skapte grusfylte groper.[L 16] Disse områdene, kalt kaotisk terreng, markerer øverste del av enorme utstrømningskanaler som oppstår i full størrelse fra det kaotiske terrenget og tømmes nordover til Chryse Planitia. Tilstedeværelsen av strømlinjede øyer og andre geomorfologiske formasjoner indikerer at kanalene sannsynligvis ble danne av en katastrofiske frigjøringer av vann fra akviferer eller smeltingen av overflateis. Kanalene, som inkluderer Ares, Shalbatana, Simud og Tiu Valles, er enorme etter terrestriske standarder og flommen som skapte dem tilsvarende enorm. For eksempel, toppen av utslippet som var nødvendig for å skjære ut den 28 km brede Ares Vallis anslås å ha vært 500 millioner kubikkfot per sekund, over ti tusen ganger det gjennomsnittlige utslippet fra Mississippi.[31]

Avledet bilde av Planum Boreum. Bildet er overdrevet ekstremt i vertikal retning. Merk at det gjenværende isdekket bare er den tynne laget (vist med hvitt) på toppen av platået.
Foto: Mars Orbital Laser Altimeter (MOLA)

Polkalotter

[rediger | rediger kilde]

Iskalottene ved polene er velkjente teleskopformasjoner, først identifisert av Christiaan Huygens i 1672.[L 17] Siden 1960-årene har man vist at at de sesongmessige kalottene (de som kan sees vokse og minke sesongmessig i teleskoper) er sammensatt av karbondioksidis (CO2) som kondenserer ut av atmosfæren når temperaturen faller til 148 K, frysepunktet for CO2, i løpet av den polare vintertiden.[32] I nord forsvinner CO2-isen fullstendig (den sublimerer) om sommeren og etterlater seg et gjenværende lokk av vannholdig is (H2O). Ved sydpolen blir en liten del av CO2-isen værende om sommeren.

Begge de gjenværende iskappene ligger over tykke lagdelte avsetninger av etterlatt is og støv. I nord danner avsetningslaget et 3 km høyt platå, kalt Planum Boreum. Dette platået har en diameter på 1 000 km. Et tilsvarende kilometertykt platå, kalt Planum Australe, ligger i sør. Begge planumene blir noen ganger omtalt som de «polkalottene», men den permanente isen (sett som de hvite overflatene med høy albedo på bilder) dannes kun som en relativt tynn kappe på toppen av avsetningslagene. Avsetningslagene stammer sannsynligvis fra vekslende sykluser med avsetninger fra støv og is forårsaket av klimaendringer relatert til variasjoner i planetens baneparametre over tid (se Milanković-syklusene. Avkastningslagene ved polene er noen av de yngste geologiske enhetene på Mars.

Geologisk historie

[rediger | rediger kilde]

Mye av planetens historie kan tydes ved å se på overfalten og spørre hva kom først og hva som kom deretter. For eksempel er en lavastrøm som sprer seg ut og fyller et stort nedslagskrater klart yngre enn krateret, og et lite krater på toppen av den samme lavastrømmen er yngre enn både lavaen og det store krateret.

Noter

[rediger | rediger kilde]
Type nummerering
  1. ^ 1.850 ° mot ekliptikken, 5.65 ° mot solens ekvator og 1.67 ° mot det konstante planet.
  2. ^ a b Beste tilpassede ellipsoide
  3. ^ Se «accessory mineral» hos Britannica for definisjoner. (engelsk)

Referanser

[rediger | rediger kilde]
Litteraturhenvisninger
  1. ^ a b c d e Lodders (1998) s. 190
  2. ^ Greeley (1993) s. 1
  3. ^ Kieffer (1992)
  4. ^ Press (1978) s. 343
  5. ^ Foley (2008) s. 42-43, tabell 3.1
  6. ^ Klein (1992) s. 1227
  7. ^ Barlow (2008) s. 42
  8. ^ Bruckner (2008) s. 58 for eksempel
  9. ^ Carr (2006) s. 78-79
  10. ^ Cattermole (2001) s. 71
  11. ^ Boyce (2008) s. 13
  12. ^ Carr (1984) s. 223
  13. ^ Kargel (2004) s. 52
  14. ^ Carr (2006) s. 95
  15. ^ Hartmann (2003) s. 316
  16. ^ Carr (2006) s. 114
  17. ^ Sheehan (1996) s. 25
Tidsskriftsartikler, nettutgivelser o.l.
  1. ^ «The MeanPlane (Invariable plane) of the Solar System passing through the barycenter». 3. april 2009. Arkivert fra originalen 20. april 2009. Besøkt 1. november 2011.  (laget med Solex 10 skrevet av Aldo Vitagliano)
  2. ^ a b Seidelmann, P. Kenneth (2007). «Report of the IAU/IAG Working Group on cartographic coordinates and rotational elements: 2006». Celestial Mechanics and Dynamical Astronomy. 98 (3): 155–180. Bibcode:2007CeMDA..98..155S. doi:10.1007/s10569-007-9072-y.  Siteringsfeil: Ugyldig <ref>-tagg; navnet «Seidelmann2007» er definert flere steder med ulikt innhold
  3. ^ Mallama, A. (2007). «The magnitude and albedo of Mars». Icarus. 192 (2): 404–416. Bibcode:2007Icar..192..404M. doi:10.1016/j.icarus.2007.07.011. 
  4. ^ a b c Williams, David R. (1. september 2004). «Mars Fact Sheet». National Space Science Data Center (på engelsk). NASA. Besøkt 28.12.2015. 
  5. ^ «Mars Exploration: Mars Facts» (på engelsk). NASA. Besøkt 28. desember 2015. 
  6. ^ Mallama, A. (2011). «Planetary magnitudes». Sky and Telescope. 121(1): 51–56. 
  7. ^ Krasnopolsky, Vladimir A.; Feldman, Paul D. (2001). «Detection of Molecular Hydrogen in the Atmosphere of Mars». Science. 294 (5548): 1914–1917. Bibcode:2001Sci...294.1914K. PMID 11729314. doi:10.1126/science.1065569. 
  8. ^ Clancy, R. T.; Sandor, B. J.; Moriarty-Schieven, G. H. (2004). «A measurement of the 362 GHz absorption line of Mars atmospheric H2O2». Icarus. 168 (1): 116–121. Bibcode:2004Icar..168..116C. doi:10.1016/j.icarus.2003.12.003. 
  9. ^ Formisano, V.; Atreya, S.; Encrenaz, T.; Ignatiev, N.; Giuranna, M. (2004). «Detection of Methane in the Atmosphere of Mars». Science. 306 (5702): 1758–1761. Bibcode:2004Sci...306.1758F. PMID 15514118. doi:10.1126/science.1101732. 
  10. ^ Quinion, M. (1996). World Wide Words Website, http://www.worldwidewords.org/turnsofphrase/tp-are1.htm.
  11. ^ Carr, M.H., USGS, Personal Communication, 13. september 2010.
  12. ^ Nimmo, Francis; Tanaka, Ken (2005). «Early Crustal Evolution Of Mars». Annual Review of Earth and Planetary Sciences. 33 (1): 133. Bibcode:2005AREPS..33..133N. doi:10.1146/annurev.earth.33.092203.122637. 
  13. ^ Clark, B.C.; Baird, A.K.; Rose Jr., H.J.; Toulmin P., 3rd; Keil, K.; Castro, A.J.; Kelliher, W.C.; Rowe, C.D.; Evans, P.H. (1976). «Inorganic Analysis of Martian Samples at the Viking Landing Sites». Science. 194 (4271): 1283–1288. Bibcode:1976Sci...194.1283C. PMID 17797084. doi:10.1126/science.194.4271.1283. 
  14. ^ Krasnopolsky, V.; Maillard, J.; Owen, T. (2004). «Detection of methane in the martian atmosphere: evidence for life?» (PDF). Icarus. 172 (2): 537–547. Bibcode:2004Icar..172..537K. doi:10.1016/j.icarus.2004.07.004. Arkivert fra originalen (PDF) 20. mars 2012.  «Arkivert kopi» (PDF). Archived from the original on 20. mars 2012. Besøkt 24. oktober 2011. 
  15. ^ Formisano, V.; Atreya, S.; Encrenaz, T.; Ignatiev, N.; Giuranna, M. (2004). «Detection of Methane in the Atmosphere of Mars». Science. 306 (5702): 1758–61. Bibcode:2004Sci...306.1758F. PMID 15514118. doi:10.1126/science.1101732. 
  16. ^ Halliday, A.N.; m.fl. (2001). Kallenbach, R.; m.fl., red. «The Accretion, Composition and Early Differentiation of Mars. In Chronology and Evolution of Mars». Space Science Reviews (på engelsk) (96): 197–230. 
  17. ^ Treiman, A; Drake, M; Janssens, M; Wolf, R; Ebihara, M (1986). «Core Formation in the Earth and the Shergottite Parent Body». Geochimica et Cosmochimica Acta. 50 (6): 1071–1091. Bibcode:1986GeCoA..50.1071T. doi:10.1016/0016-7037(86)90389-3. 
  18. ^ Watters, Thomas R.; McGovern, Patrick J.; Irwin Iii, Rossman P. (2007). «Hemispheres Apart: The Crustal Dichotomy on Mars» (PDF). Annu. Rev. Earth Planet. Sci. 35 (1): 621–652[624, 626]. Bibcode:2007AREPS..35..621W. doi:10.1146/annurev.earth.35.031306.140220. Arkivert fra originalen (PDF) 20. juli 2011. 
  19. ^ Zuber, M. T.; Solomon, SC; Phillips, RJ; Smith, DE; Tyler, GL; Aharonson, O; Balmino, G; Banerdt, WB; Head, JW (2000). «Internal Structure and Early Thermal Evolution of Mars from Mars Global Surveyor Topography and Gravity». Science. 287 (5459): 1788–93. Bibcode:2000Sci...287.1788Z. PMID 10710301. doi:10.1126/science.287.5459.1788. 
  20. ^ Neumann, G. A. (2004). «Crustal structure of Mars from gravity and topography». Journal of Geophysical Research. 109 (E8). Bibcode:2004JGRE..10908002N. doi:10.1029/2004JE002262. 
  21. ^ Wilhelms, D.E.; Squyres, S.W. (1984). «The Martian Hemispheric Dichotomy May Be Due to a Giant Impact». Nature. 309 (5964): 138–140. Bibcode:1984Natur.309..138W. doi:10.1038/309138a0. 
  22. ^ Frey, Herbert; Schultz, Richard A. (1988). «Large impact basins and the mega‐impact origin for the crustal dichotomy on Mars». Geophysical Research Letters. 15 (3): 229–232. Bibcode:1988GeoRL..15..229F. doi:10.1029/GL015i003p00229. 
  23. ^ Andrews-Hanna, J.C.; m.fl. (2008). «The Borealis Basin and the Origin of the Martian Crustal Dichotomy». Nature. 453 (7199): 1212. Bibcode:2008Natur.453.1212A. PMID 18580944. doi:10.1038/nature07011. 
  24. ^ Wise, Donald U.; Golombek, Matthew P.; McGill, George E. (1979). «Tectonic Evolution of Mars». Journal of Geophysical Research. 84 (B14): 7934–7939. Bibcode:1979JGR....84.7934W. doi:10.1029/JB084iB14p07934. 
  25. ^ Elkins-Tanton, Linda T. (2005). «Possible formation of ancient crust on Mars through magma ocean processes» (PDF). Journal of Geophysical Research. 110 (E12): E120S01. Bibcode:2005JGRE..11012S01E. doi:10.1029/2005JE002480. Arkivert fra originalen (PDF) 27. september 2011.  «Arkivert kopi» (PDF). Arkivert fra originalen (PDF) 27. september 2011. Besøkt 25. oktober 2011. 
  26. ^ Sleep, Norman H. (1994). «Martian plate tectonics». Journal of Geophysical Research. 99 (E3): 5639–5655. Bibcode:1994JGR....99.5639S. doi:10.1029/94JE00216. 
  27. ^ Watters, T.R.; McGovern; Irwin, R.P. (2007). «Hemispheres Apart: The Crustal Dichotomy on Mars». Annu. Rev. Earth Planet. Sci. 35: 630–635. 
  28. ^ Solomon, S. C.; Aharonson, O; Aurnou, JM; Banerdt, WB; Carr, MH; Dombard, AJ; Frey, HV; Golombek, MP; Hauck Sa, 2nd (2005). «New Perspectives on Ancient Mars». Science. 307 (5713): 1214–20. Bibcode:2005Sci...307.1214S. PMID 15731435. doi:10.1126/science.1101812. 
  29. ^ Solomon, Sean C.; Head, James W. (1982). «Evolution of the Tharsis Province of Mars: The Importance of Heterogeneous Lithospheric Thickness and Volcanic Construction». J. Geophys. Res. 87 (B12): 9755–9774. Bibcode:1982JGR....87.9755S. doi:10.1029/JB087iB12p09755. 
  30. ^ Carr, M.H (2007). Mars: Surface and Interior i Encyclopedia of the Solar System, 2. utg. McFadden, L.-A. et al. (red.) Eds. Elsevier: San Diego, California, s.319
  31. ^ Baker, Victor R. (2001). «Water and the Martian Landscape» (PDF). Nature. 412 (6843): 231 (Fig. 5). doi:10.1038/35084172. Arkivert fra originalen (PDF) 20. juli 2011. 
  32. ^ Leighton, R.B.; Murray, B.C. (1966). «Behavior of Carbon Dioxide and Other Volatiles on Mars». Science. 153 (3732): 136–144. Bibcode:1966Sci...153..136L. PMID 17831495. doi:10.1126/science.153.3732.136. 

Litteratur

[rediger | rediger kilde]
  • Barlow, N.G. (2008). Mars: An Introduction to Its Interior, Surface, and Atmosphere (på engelsk). Cambridge, Storbritannia: Cambridge University Press. ISBN 978-0-521-85226-5. 
  • Boyce, J.M. (2008). The Smithsonian Book of Mars (på engelsk). Old Saybrook, Connecticut: Konecky&Konecky. 
  • Bruckner, J.; m.fl. (2008). Bell III, J.F., red. The Martian Surface: Composition, Mineralogy, and Physical Properties (på engelsk). Cambridge, Storbritannia: Cambridge University Press. 
  • Carr, M.H.; Saunders, R.S.; Strom R.G. (1984). Geology of the Terrestrial Planets (på engelsk). Washington DC: NASA Scientific and Technical Information Branch. 
  • Carr, Michael (2006). The surface of Mars. Cambridge, Storbritannia: Cambridge University Press. ISBN 0-521-87201-4. 
  • Cattermole, Peter John (2001). Mars: the mystery unfolds (på engelsk). Oxford: Oxford University Press. ISBN 0-19-521726-8. 
  • Foley, C.N.; m.fl. (2008). J.F. Bell III, red. The Martian Surface: Composition, Mineralogy, and Physical Properties (på engelsk). Cambridge, Storbritannia: Cambridge University Press. 
  • Greeley, Ronald (1993). Planetary landscapes (på engelsk) (2 utg.). New York: Chapman & Hall. ISBN 0-412-05181-8. 
  • Hartmann, W. (2003). A Traveler's Guide to Mars: The Mysterious Landscapes of the Red Planet (på engelsk). New York: Workman Publishing. ISBN 978-0-7611-2606-5. 
  • Kargel, J.S. (2004). Mars: A Warmer Wetter Planet (på engelsk). London: Springer-Praxis. 
  • Kieffer, H.H.; Jakosky, B.M.; Snyder, C.W.; Matthews, M.S. (1992). Mars (på engelsk). Tucson: University of Arizona Press. ISBN 978-0-8165-1257-7. 
  • Klein, H.P.; m.fl. (1992). «The Search for Extant Life on Mars». I Kieffer, H.H.; Jakosky, B.M.; Snyder, C.W.; Matthews, M.S. Mars (på engelsk). Tucson: University of Arizona Press. ISBN 978-0-8165-1257-7. 
  • Lodders, Katharina; Fegley, Bruce (1998). The planetary scientist's companion (på engelsk). Oxford University Press US. ISBN 0-19-511694-1. 
  • Press, F.; Siever, R (1978). Freeman, W.H., red. Earth (på engelsk) (2 utg.). San Francisco. 
  • Sheehan, W. (1996). 'The Planet Mars: A History of Observation & Discovery (på engelsk). ucson: University of Arizona Press. Arkivert fra originalen 1. juni 2009. Besøkt 26. oktober 2011. 

Eksterne lenker

[rediger | rediger kilde]
PortalikonPortal:Astronomi
Hentet fra «https://no.wikipedia.org/w/index.php?title=Areologi&oldid=23857415»