Vulkánosság a Naprendszerben

Magyar

Vulkánosság a Naprendszerben

Írta Hargitai Henrik, szakmai lektor: Kereszturi Ákos, megjelent: Karátson Dávid: Vulkanológia II. . ELTE Eötvös Kiadó Kft.

1. A Naprendszer égitestjeinek kialakulása és típusai

Mintegy 4,6 milliárd évvel ezelőtt a Nap körüli protoplanetáris korongból a Naphoz közelebbi, magasabb hőmérsékletű zónában szilikátok és fémes szemcsét kondenzálódtak. Ezek a szemcsék egymáshoz tapadtak, ütközek, és mind nagyobb testeket alkotva – akkrécióval – létrehozták a Föld-típusú bolygótesteket (ide tartozik a Hold és a szilikátos kérgű Io jupiterhold is). A Naptól távolabb, kb. a Mars és a Jupiter mai pályája közötti Nap-távolságban lévő „fagyhatáron” (frost line) túl már a H2O is kicsapódott, így Külső-Naprendszerben keletkezett égitestek anyagába a víz is beépült; távolodva a Naptól pedig dominánssá vált. Az ebben a térségben található szilárd felszínű égitesteket jeges égitesteknek nevezzük. Mindkét (kőzet és jég dominanciájú) zónában létrejöttek szabálytalan alakú, jellemzően 300 km átmérőnél kisebb égitestek, pl. kisbolygók, irreguláris holdak, üstökösmagok. Ezek azért szabálytalan alakúak, mert nem olvadtak meg, ezért nem vettek fel csepp, azaz gömb alakot; az akkréciós fázison nem jutottak túl, magmás folyamatok nem játszódtak le rajtuk.

2. A bolygótestek hőfejlődése

Az akkréciós fázis végére valamennyi bolygótest jelentős mennyiségű hőt halmozott fel belsejében a becsapódások energiájából (akkréciós hő). A belső hőhöz hozzájárul az olvadékban a sűrűség szerinti elrendeződés, azaz a fémes mag és szilikátos köpeny gravitációs elkülönülése (fémek magba süllyedése, szilikátok felszín felé emelkedése) során felszabaduló hő is (differenciációs hő) (Breuer and Moore, 2007). Különösen a bolygófejlődés elején volt jelentős mértékű a rádióaktív bomlásból származó hő, elsősorban a kb. 700 ezer éves felezési idejű 26Al izotópé, melynek bomlása erős impulzust jelenthetett a bolygótestek felszínének megolvasztásában.

Egyes bolygófejlődési modellek szerint a bolygófejlődés akkréciós fázisának végén még nem volt szilárd kérge a nagyméretű égitesteknek, hanem felszínűket „magmaóceán” borította (Elkis-Tanton, 2012). Miután a becsapódási gyakoriság jelentősen lecsökkent, azaz „elfogytak”, becsapódtak a nagyobb planetezimálok is, a bolygótestek felszínén kialakulhatott az első szilárd kéreg. A felszín lehűlésével egyidejűleg a őslégkör víztartalma kicsapódhatott, így az elsődleges kérgen vízóceánok is összegyűlhettek a Földön, és valószínűleg a Vénuszon is. Ezt a kérget azonban még újra és újra átolvaszthatták az utolsó óriás becsapódások. Ezek nyomai – becsapódásos medencék – máig megőrződtek a Holdon, Marson és Merkúron. A Földön és a Vénuszon is valószínű, hogy keletkeztek ilyenek, de nem őrződtek meg. A nagy becsapódások következtében az ekkor esetleg már létező víztestek anyaga újra a légkörbe párologhatott. Ha a nyugalmasabb periódusokban kifejlődött élet, ezek a becsapódások akár többször is sterilizálhatták a bolygót.

Az elsődleges kéreg anyaga már differenciálódhatott, azaz a felszínen más összetételű lehetett, mint a köpenyben. Ez jól tetten érhető a Hold anortozitos kérgének (felföldek) és mélyebb forrásból táplálkozó bazaltos vulkanizmusának (mare területek) kettősségében –– más égitesteken azonban nem biztos, hogy a folyamat így zajlott le. Az elsődleges kéreg anyaga a Vénuszon és a Földön nem őrződött meg a felszínen.

A rövid felezési idejű radioaktív izotópok kimerülése után a hosszabb, milliárd éves nagyságrendű felezési idejű, a kéregben feldúsuló, a köpenyből kimerülő izotópok (235U, 238U, 232Th, 40K) bomlása biztosítja mindmáig a vulkanizmus fő hőforrását a nagyobb Föld-típusú bolygókon. További hőforrás az árapály-súrlódás eredetű hőtermelés, melynek hatása a Föld-Hold ill. Föld-Nap viszonylatban a Föld forgásának lassításában is jelentkezik. Az árapálysúrlódás eredetű hőtermelés mindaddig tart, amíg a bolygótest kötött keringésűvé nem válik, azaz amikor már mindig ugyanazzal az oldalával fordul a másik égitest felé. A mi Naprendszerünkben nincs kötött keringésű bolygó, mert ehhez a legközelebbi is túl távol van a Naptól.

Akkréciós és differenciációs hő csak a bolygótestfejlődés elején keletkezett, radióaktív hő ugyan folyamatosan termelődik, de exponenciálisan csökkenő mértékben, árapályhő pedig szintén folyamatosan termelődhet, de az aktuális keringési- és pályaelemek függvényében, akár epizodikus is lehet (Illés, 2001, Bérczi et al. 2010). A Föld hőtermelésének többségét a radioaktív eredetű hő teszi ki. A hő leadása történhet konvekcióval (köpenyáramlások révén, a felszín alatt, korábban a magmaóceán fázisban a esetleg felszínen is), konduckióval (felszíni hőáram az óceáni és kontinentális kérgen keresztül, kb. 20-300 mW/m2), vulkanizmussal, és a – a Földön elsősorban – lemeztektonikához kapcsolódó óceánközépi hátságok és szubdukciós zónák hőleadásával.

Lemeztektonikára utaló jelek mind a Vénuszon, mind az ősi Marson találhatóak, de ezek helyi jelentőségűek; a feltételezések szerint a víz hiányával magyarázható, hogy a Földön kívül nem alakult ki globális lemeztektonika.

A Merkúr és a Hold csekély hőleadása jelenleg a felszínén át történő hőárammal megy végbe, a belső hő forró foltokon át is távozhat a Vénuszon (Kereszturi 1995) és kisebb mértékben – a múltban jelentősebb arányban – a Marson is (Kereszturi 2006). A földihez hasonló kéreglemezekre nem tagozódó kérgű Vénusz esetére kétféle hőfejlődési modelt is kidolgoztak a kutatók. A katasztrofikus (epizodikus) felszínújraképződési modellben ez a hő nem fokozatosan szabadul fel, hanem addig halmozódik a kéreg alatt, míg azt átolvasztja, és egy globális vulkáni eseményben szabadul fel, amely során a bolygó nagy részét geológiailag rövid idő alatt láva borítja el, majd a folyamat kezdődik újra. Az epizodikus modell szerint a Vénuszon kb. 500 millió évvel ezelőtt több km vastag láva került a felszínre 10-100 millió év alatt, mely során a különféle időszakokhoz köthető lávafelszínek eltérő deformációtípusokat szenvedtek el, tehát az eltérő jellegű felszínek egymással korrellálható rétegtani emeleteket alkotnak. Így meghatározható egy olyan sorrend, amiben a lebenyes és sima síkságok, redőgerinces síkságok, pajzssíkságok, gerincekkel tagolt síkságok, és törésekkel sűrűn tagolt lávasíkságok időben követik egymást (egyre idősebbek) (Ivanov and Head 2011). Az alternatív, egyensúlyi modellben globálisan, véletlenszerű helyeken előforduló folyamatos forrófolt-vulkanizmus segíti a jól szigetelő kéreg alatt felgyülemlett hő leadását. Ebben a modellben a különféle deformáltságú felszínek nem utalnak arra, hogy azok egyszerre, globálisan keletkeztek volna, hanem a bolygó fejlődésének minden időszakában, lokálisan jöttek létre (Guest and Stofan 1999).

Az Io vulkanizmusának a múltjáról semmit sem tudunk: nem tudni például, hogy a jelenleg tapasztalt erőteljes vulkanizmus epizodikus, hosszan tartó vagy egyedi jelenség-e az Io történetében. Hasonlóképp ismeretlen az Europa múltja. A jelenlegi kétféle felszíntípus, a kiemelkedő domborzatú repedésekkel keresztül-kasul behálózott, világos jégsíkságok (ridged plains) és az előzőt degradáló, jégtáblákra töredezett, kaotikus felszínű, valószínűleg a mélyből származó hő hatására kialakuló sötétebb területek (mottled terrain) esetleg két, egymást váltó jellegű felszínfejlődési szakaszban keletkeznek, de az is lehetséges, hogy a hold különböző részein egyidejűleg is folyhat kialakulásuk (Pappalardo et al. 1999).

A fűtések térfogati jellegűek, a hőleadás viszont felületi. A kisebb égitestek gyorsabban veszítik el eleve kisebb belső hőtartalékaikat, mint a nagyobbak, mert egy kisebb égitestnél nagyobb felszín jut ugyanakkora térfogategységre, azaz gyorsabb a felszíni hőleadás. Ezért a Naprendszerben máig csak legnagyobb, belső hőtartalékukat megőrző kőzetbolygókon találkozhatunk recens vulkanizmussal, ami a belső hőleadásának egy intenzív formája. Megfigyelés szintjén aktív vulkanizmus a bolygók közül csak a Földön ismert. A Földhöz hasonló méretű Vénusz felszínének azonban 80%-át max. 500-1000 millió éves lávasíkságok borítják és új kutatások forró foltokat és közelükben legfeljebb néhány millió évesként interpretált lávafolyásokat is találtak. A kisebb Marson aktív vulkanizmusra utaló jeleket eddig nem találtunk, de kráterszámlálás alapján pár millió éves lávafolyásokat igen (Kereszturi 2000).

Hogyan lehetséges, hogy a Naprendszer geológiailag jelenleg legaktívabb égitestje mégsem nagy kőzetbolygó, hanem egy viszonylag kis méretű hold, az Io, amelynek már ki kellett volna hűlnie?

A Naprendszerben található holdak (az adott bolygótól távol keringő, ún. befogott holdakat kivéve) mind között keringésűek. Mivel ezek kisebb térfogatuk miatt eleve kevés radióaktív izotóppal rendelkeztek, a jéggel kevert anyagú égitestek pedig még kevesebbel, és a felszíni hőleadásuk is gyors, így nem várható, hogy egy holdon ma vulkáni vagy magmás aktivitással találkozzunk. A kötött keringés azonban nem feltétlen tökéletes: ha a hold pályája nem tökéletes körpálya, hanem elnyúlt (excentrikus), akkor egy keringési perióduson belül kisebb ingadozás tapasztalható a pályamenti sebességben és a bolygótól való távolságban. Ilyenkor az árapálydudor a felszínen kismértékben elmozdul keringés közben. Ez a szilárd kéregben feszültségeket kelt, amik repedéseket okozhatnak (pl. az Europa felszínén), a képlékeny köpenyben pedig súrlódást okozva hőt termel (pl. jelenleg az Ión) (Illés, 2005). A pálya excentrikusságát az Ióval rezonáns pályán keringő holdak okozhatják.

A vulkán planetáris fogalma

A Naprendszer bármely égitestjét tekintve a magma fogalmát az adott égitest körülményeihez képest kell meghatározni (Lopes et al. 2010). Így a magma a Föld-típusú bolygótesteken (Merkúr, Vénusz, Föld, Hold, Mars, Io) általában szilikátolvadékból áll. A jeges égitesteken (pl. Europa, Ganymedes, Enceladus, Triton) ugyanezt a szerepet H2O-olvadék tölti be. A jeges égitestek kérge (krioszféra) elméleti megfontolások alapján egy felső, szilárd jég-litoszférából, és egy alsó, képlékeny jég-asztenoszférából áll, ami alatt folyékony vízóceánt (hidroszféra) feltételeznek. Ez alatt található a kéregtől különböző kémiai összetételű (szilikátos) köpeny (Pappalardo és Head 1999). Jégvulkanizmusnak vagy kriovulkanizmusnak (ang. cryovolcanism) nevezzük azt a folyamatot, amely során folyékony vagy gáz halmazállapotban (szilárd összetevőkkel vagy anélkül) H2O vagy más, az adott bolygótest felszínének hőmérsékletén szilárd halmazállapotú, a Földön illónak minősülő anyagok kitörése történik (Geissler 2000). A jégmagmatizmus és a magmatizmus között fontos különbség, hogy a H2O-olvadék lehet egykomponensű is; és a szilárd jég úszik a folyékony víz felszínén; a szilikátláva-kéreg viszont nagyobb sűrűségű, mint a folyékony láva, ezért lesüllyed. Megfordítva: a felolvadó láva felemelkedik, mert kisebb sűrűségűvé válik, mint hűvösebb környezete, a felolvadó, felmelegedő víz viszont (8°C-ig) jeges környezetben lesüllyed, mert nagyobb sűrűségű, mint 0°C-os környezete. A krioláva felemelkedéséhez ezért olyan mechanizmus szükséges, ami képes vizes közegben is felemelni, azaz sűrűségét csökkenteni, pl. buborékokkal, összetétele megváltoztatásával vagy túlnyomással (Hand et al. 2009).

Ha a felszín alól kikerülő anyag az adott égitesten illónak minősül, és nem magmatikus eredetű, azaz nem a mélyből származik, akkor a létrejövő szerkezetet nem tekintjük vulkánnak. Ilyenek pl. a gejzírek a Földön. Az Enceladus H2O-gázkitöréseinek a helyei – melyeket szintén gejzírnek hívnak – azonban jégvulkánoknak tekinthetőek, mert ott a jég kőzetalkotó anyag.

Mivel nem magmás tevékenységhez kapcsolódnak, nem számítanak vulkanikus eredetűnek a felszíni hatásra létrejött kőzetolvadékok. Ilyenek a meteorit-becsapódáskor keletkezett kráterek középső zónájában létrejövő vagy az innen kilökött becsapódási olvadékok (impact melt). Ezek óriás becsapódás esetén jelentős mennyiségben is keletkezhetnek (impact melt sea). Új, egyelőre elméleti problémát jelentenek azok az olvadékok, melyek olyan kötött keringésű exobolygók (pl. a Corot-7b) felszínén keletkezhetnek, amelyek olyan közel vannak napjukhoz, hogy az megolvasztja a felszíni kőzeteket a szubszoláris (Nap alatti) ponton, miközben az azonos összetételű kőzetek máshol nem olvadnak meg.

A más égitesteken található formák (folyások, kúpok, csatornák, mélyedések stb.) vulkániként való azonosítása rendkívüli körültekintést igényel. Mivel elsősorban fotógeológiai módszerekre támaszkodhatunk, egy adott felszínforma geológiai értelmezésekor a teljes terület egymáshoz kapcsolódó alakzatainak együttes magyarázatára van szükség. Ez nem mindig egyértelmű. Morfológia és geológiai kontextus alapján nehezen elkülöníthető lehet, hogy egy kanyargó völgy folyóvízi vagy vulkáni eredetű (Thomas 2013); hogy egy kúp a tetején mélyedéssel pingó, piroklaszt-kúp vagy iszapvulkán (Bradak és Kereszturi 2002, 2003), hogy egy mélyedést kívülről feltöltő anyag láva vagy fluidizált kőzettörmelék, hogy egy táblákra szakadt felszínű területet vízjég, iszap vagy láva alakította-e ki. A Vénusz vagy a Hold esetében a folyékony felszíni víz hatása nagy biztonsággal kizárható, a Marson azonban egy terület felszínének kialakításában nem csak vulkáni vagy folyóvízi vagy glaciális folyamatok játszhattak szerepet, hanem akár mindhárom egyidejűleg (pl. hirdovulkáni működés formájában) vagy egymás után, ahol az adott területen akár mindhárom folyamat eredményei megtalálhatóak.

Regionális áttekintés

A Merkúron ismertek vulkáni lávasíkságok és lávafolyások; vulkáni építmények azonban nem.

A Vénusz nagy részét lávasíkságok borítják. A becslések szerint milliós számban találhatóak rajtuk 20 km-nél kisebb vulkáni kúpok vagy pajzsok, melyek méretükben és számukban a földi óceánaljzaton található fenékhegyekhez hasonlíthatóak. Ezek a kis vulkáni szerkezetek kb. 550 helyen csoportokba (“pajzsmezőkbe”) rendeződnek. 20-100 km közötti átmérőjű vulkáni szerkezetből kb. 280 db található, közöttük meredek peremű dómok (steep sided domes) (“palacsintavulkánok”), különféle mértékben lepusztult, főleg csuszamlással erodált peremű formák (fluted domes), valamint sugárirányú lávafolyások jellemezte vulkáni központok (“anemónák”) (radially patterned volcanoes).

A fentieken túl. kb. 150 db 100 km-nél nagyobb, általában alacsony pajzsvulkán, melyek sokszor szorosan kapcsolódnak széles tektonikus árkokhoz; kb. 90 kaldera, valamint több száz vulkanotektonikus avagy más néven tektonomagmatikus forma (koncentrikus és sugárirányú árkok, lávafolyások és kisebb kúpok különféle elrendezésű együttesei: koronák, korona-nóvák, nóvák és araknoidok) találhatóak a Vénuszon. A vulkáni síkságokon kb. 50 lávacsatorna (“canali”) kígyózik, a leghosszabb több, mint 6000 km hosszúságban. Az ismertetett alakzatok egyikén sem figyeltek meg változást az űrszondás megfigyelések időszaka alatt. A vénuszi vulkanikus alakzatok többsége az Atla-Beta-Themis háromszögön belül található. A Vénusz kapcsolódó felszínformái a kráter-kifolyások (crater outflow), melyek becsapódási kráterekből kiinduló, lávafolyásokra hasonlító, lepelszerű, lebenyes lerakódások, melyek feltehetően a becsapódáskor keletkeztek. Kialakulásukra számos ötlet született, így pl. hogy a becsapódási hőtől elpárologtatott törmelék kicsapódásával alakultak ki, vagy a sűrű és forró légkör által fluidizált törmelék alkotja, vagy becsapódási olvadékból áll, vagy a felszín alatti, olvadásközeli hőmérsékletű anyagot olvasztotta át a becsapódás hője.

A Holdon a legismertebb alakzatok a Hold sötét tengerei (mare területek), melyek olyan ősi becsapódási medencék, amiket később (de még mindig elsősorban 3,2–3,8 millárd évvel ezelőtt) lávafolyások leplei töltöttek fel több fázisban. Néhány csoportban találhatunk kisebb vulkáni dómokat is, mind a mare, mind a felföldi (terra) területeken. Számos kanyargó völgy, feltehetően lávacsatorna vagy beomlott lávaalagút található, melyek gödörkráterekből indulnak ki. Domborzati adatok alapján feltételezik, a dómcsoportok egy része alatt óriási, nagyon lapos pajzsvulkán-szerű alakzatok találhatóak. A Holdról a Földre hozott kőzetminták egy része különféle színű (zöld, narancs, fekete) vulkáni üvegcseppeket tartalmaz, amikről azt feltételezik, hogy lávaszökőkút-aktivitás során keletkeztek. Ma már csak történeti adalék, hogy egészen az 1960-as évekig a holdi kráterek nagy részét vulkanikus eredetűnek tartották; a sötét síkságokat pedig a 19. században tengerfenéki üledéknek hitték.

A Mars vulkánjai három fő helyen csoportosulnak: óriási és kisebb pajzsvulkánok a Tharsis- és Elysium hátságokon és az ősi, “felföldi paterák” a déli felföldeken (Werner 2009).

A legmagasabb a 600 km átmérőjű, kb. 23 km magasságú Olympus Mons pajzsvulkán, mely a 3,6–2,5 milliárd évvel ezelőtti periódusban épült fel, de néhány tízmillió évvel ezelőtt is keletkezhettek rajta lávafolyások. A Marson több, e területektől távolabbi síkságról is feltételezik, hogy az anyaguk láva, de ez számos esetben vitatott. A Marson található kanyargó völgyek egy része, pl. a vulkánok oldalán kanyargóak szinte bizonyos, hogy vulkáni eredetűek, más részüket valószínű, hogy folyóvízi erózió hozta létre, egyes csatornák eredete azonban a rendelkezésre álló, főleg morfológiai adatok alapján nem határozható meg teljes bizonyossággal. A Mars legfiatalabb területei között találhatóak azok az ősi völgyeket elöntő lávafolyások, melyeken szinte alig található becsapódásos kráter. Vulkáni aktivitást eddig nem figyeltek meg a Marson.

A Jupiter legbelső holdjának, az Iónak a vulkanizmusát az árapályhatásból származó hő hajtja. Gyakorlatilag az Io teljes felszínét fiatal, max. 10 millió éves lávafolyások borítják. Ebből a felszínből egyes helyeken törésvonalak mentén blokkok tolódtak ki, így alakulhatott ki kb. 100 tektonikus hegy. A vulkáni alakzatok között mindössze öt olyat találtak, melyeknek a földi pajzsvulkánokra emlékeztető alakja van. A legtöbb vulkáni központot nem egy kiemelkedés (kúp, pajzs), hanem egy bemélyedő kaldera és a körülötte látható lávafolyások alapján lehet azonosítani. Az ezen paterákat körülvevő lávafolyások felhalmozott anyaga igen lapos (<1% lejtésű) pajzsszerű kiemelkedést alakíthat ki, de ezek egyértelmű azonosítására még nem áll rendelkezésre megfelelő pontosságú domborzati modell. A paterákból az elmúlt évtizedek űrszondás megfigyelései és földi monitorozása segítségével kb. 200-nál azonosították aktivitás nyomát: vagy a frissen felszínre kerülő lávára utaló termális anomáliát, vagy magát a kitörésfelhőt. A Prometheus vulkán és forró folt több, mint 30 év megfigyelései során minden esetben aktívnak bizonyult.

Számos időközben létrejött lávafolyást is ismerünk. A vulkáni központok közül jónéhányat körülölelő gyűrűk többségükben sárgás-vöröses színezetűek, amit a kén mint színező elem hatásának tulajdonítanak. A kén lehetséges, hogy egyes lávafolyások anyaga is, de az is elképzelhető, hogy csak felszíni borítás; a lávák anyagát a mélyből származó szilikátmagma adja, mely helyenként a felszínre kicsapódó ként megolvaszthatta.

Az egyetlen égitest, ahol aktív vulkáni működés közvetlenül megfigyelhető, az Io (pl. Bérczi et al. 2001). Itt a megfigyelések kb. 30 éve során háromféle vulkáni működéstípust különítettek el (Davies 2007):

(a) Lávaöntéses kitörések: 100-1000 km2 nagyságrendű lávafolyás-mezőket létrehozó kitörések, melyek hosszú ideig aktív, Prometheus-típusú kitörésfelhőkhöz kötődnek, ahol a kitörésben szerepet játszik a forró lávának és az alattuk található SO2-hónak az interakciója. A tipikus effúziós ráta 10-100 m3/s. Földi megfelelői a pahoehoe lávafolyásokat produkáló Hawaii-típusú kitörés.

(b) Robbanásos kitörések: rövid ideig tartó, igen heves kitörések, melyek magas (>1200 K) hőméréskletű lávákhoz és Pele-típusú (>500 km magas) kitörésfelhőkhöz kötődnek és hasadékokból indulnak ki. Földi megfelelői a lávaszökőkutat produkáló hasadékvulkánok. Nevezik Pillani vulkanizmusnak is a Pillan Pateráról.

(c) Intrapatera kitörések: kalderákon belülre korlátozódó kitörések, mint amilyen pl. a Loki Patera kaldera és lávatava. A kalderákon belül lávató vagy lávafolyások találhatóak. Egyes paterákat szórt piroklaszt-üledékek vesznek körbe, ami robbanásos kitörésre utal.

Jégvulkanizmusra utaló jeleket több külső-naprendszerbeli holdon is kerestek, de egyértelmű jeleket csak az Enceladuson találhatunk, ahol egy felszíni repedésből előtörő kitörési oszlopokat sikerült lefényképezni, emellett hőanomália is mutatkozott a forrásterületükön (Kereszturi 2011). A Tritonon néhány sötét sávot gejzírszerű kitörésfelhőkből visszahulló anyagként magyaráznak; az Europán egyes mélyedéseket kitöltő sima terület egyes kutatók szerint a mélyből a felszínre ömlő majd megfagyott víz (H2O-magma) is lehet. A H2O-jég felszínű Titanon, a Szaturnusz holdján a Cassini űrszonda relatíve zajos és gyenge felbontású radarképei alapján nehéz következetetéseket levonni a felszíni alakzatok milyenségéről. Egy helyen (Sotra Patera) egy magasabb hegy mellett egy mélyedést és folyásszerű alakzatokat látni, melyet vulkáni kúpként, kalderaként és lávafolyásként azonosítottak.

Vulkántípusok a Naprendszerben

Pajzsvulkánok

A Naprendszerben a pajzsvulkánok széles mérettartományával találkozhatunk.

(a) Alacsony és lapos pajzsvulkánok: A Vénuszon ezek 20 km-nél kisebb átmérőjű, párszáz m magas vulkáni kúpok, melyek az egész bolygón mindenféle lávasíkságon megtalálhatóak, nagyobb számban a róluk elnevezett pajzssíkságokon (shield plains) és pajzsmezőkön (shield field). Teljes számukat 1-4 millióra becsülik. Effúzív működésű pajzsvulkánok, melyek kis mennyiségű, sekély forrásból származó magmából alakultak ki. A Marson 50 km-nél kisebb, 400 m-nél alacsonyabb, nagyon lapos (0,5-2°) vulkáni felépítmények, jellemzően központi kráterrel, lávacsatornákkal és kiterjedt lávafolyásokkal (Kereszturi 2012).

Többségük 1 km-es vagy kisebb átmérőjű a Marson. Valószínűleg monogenetikus hasadékvulkanizmus eredményeképp keletkeztek. Akárcsak a Vénuszi megfelelőik, egyes helyeken csoportosan fordulnak elő, de teljes számuk csak százas nagyságrendű. A Holdon a mare dómok 20 km-nél kisebb átmérőjű, 500 m-nél alacsonyabb, 5°-nál kisebb lejtésszögű dómok, ami meredekebb a marsi megfelelőinél.

(b) Közepes méretű pajzsvulkánok: A Vénuszon 20-100 km-es átmérőjű, csúcsuknál kalderával vagy gödörkráterrel; egyesek felhetetően eredetileg nagyobb, de lávával félig eltemetett, körbefolyt vulkáni kúpok kilátszó maradványai (kipukák). A Marson a tholusok (kúpok) 50-200 km átmérőjű, 4-10 km magasságú kúpok, központi kalderával. Lehetséges, hogy robbanásos fázisaik is voltak működésük során. A felföldi paterák a kúpoknál laposabb, 1-2 km magas, 200-300 km átmérőjű szerkezetek központi kalderával és sugárirányú alakzatokkal. Ezek ugyan pajzs alakúak, de a feltételezések szerint részben robbanásos eredetűek és valamilyen nagyon könnyen erodálható, feltehetőleg tufa jellegű anyagból állnak. A kalderától lefelé futó egyenes és kanyargó csatornák vagy völgyek vagy lávacsatornák vagy folyóvízi erózió hozta létre őket.

(c) Nagy pajzsvulkánok: Mind a vénuszi, a marsi és a feltételezett holdi nagy pajzsvulkánok rendkívül laposak: felszínűkön állva síkságnak tűnnének. A legmagasabbak Vénuszon 5, a Marson 23, a Holdon 2 km magasak és többszáz km átmérőjűek. Jellemzően többes kaldera található csúcsuknál. A nagy pajzsvulkánok a Vénuszon és a Marson is vulkáni hátságokhoz (volcanic rise), több ezer km átmérőjű dómszerű kiemelkedésekhez kapcsolódnak. A domborzat egy részéért a lávafolyások felelősek, alapvetően azonban köpeny eredetű feláramlás dinamikus kiemelő hatására jöhettek létre. Nemcsak vulkáni kúpok, hanem radiális törésvonalak, feltehetően extenziós árkok csoportjai is jellemzik őket.

A pajzsvulkánok nagy méreteihez feltehetően az vezetett, hogy lemeztektonika híján a lávaöntés egy stabil köpenycsóva fölött ugyanazon felszíni területen folyt nagyon hosszú időn keresztül, és/vagy a lávaöntés rátája nagy volt. Ugyanakkor a “nagy”, értve ezalatt: nagy átmérőjű, de lapos, kalderából és lávafolyásokból álló ióbeli pajzsvulkánok éppen ellenkezőleg, valószínűleg egy helyen csak rövid aktivitással, alacsony lávaöntési rátával vagy az egyes aktivitások közötti nagyon hosszú szünetekkel keletkeztek (Schenk et al. 2004).

Piroklasztit-kúpok

Kisebb, néhány km átmérőjű és párszáz m magasságú kúpok, melyeket robbanásos eredetű központi kráterből származó piroklasztit épít fel. A vénuszi kis vulkánok egy része lehetséges, hogy piroklasztit-kúp – a kúpok mérete a rendelkezésre álló radarfelvételek felbontási határán van, a dombrozati modellek pedig még gyengébb felbontásúak. A Marson számos, csúcsuknál kráterformával rendelkező kúp található, melyek kialakulása vitatott, és az értelmezések egyes helyszíneken a beomlott pingóktól az iszapvulkánig terjednek. Némelyekről feltételezik, hogy salakkúpok, a szélesebb kráterűekről pedig azt, hogy tufagyűrűk. Ezek azonosítása fontos, hiszen felszíni avagy felszín alatti víz vagy jég jelenlétére utal a kúpok keletkezésének idejében, ami a Mars felszínfejlődésének megértésében fontos tényező.

Rétegvulkánok (összetett vulkánok)

A földről megszokott, klasszikus vulkánkúpok más bolygón nem ismertek. A legközelebbi megfelelő alakzatok azok a kúpok, melyekről elméleti megfontolások alapján feltételezik, hogy kiömlési és robbanásos periódusok is lezajlottak létrejöttükkor. Ilyen a Marson az Apollinaris Mons.

Egy másik példa az Ió lehet, ahol pusztán működésük alapján a paterákhoz (kalderákhoz) kötődő vulkáni központokra erőteljes kitörésfelhő-aktivitás mellett a lávaöntés is jellemző. A szélesen szétterülő lávákra tehát a gyűrűszerűen visszahullott piroklasztit települ, azaz bizonyos értelemben ezek is összetett vulkánok.

Kalderák

A kalderák (földrajzi névben: patera) más égitesteken általában 10 km átmérőjűnél nagyobb mélyedések (Mouginis-Mark and Rowland 2001). Többszörös, egymást átfedő, egymástól eltérő időben kialakult kaldera jellemzi a legtöbb nagy pajzsvulkánt a Marson és a Vénuszon. A Vénuszon kb. 100 kaldera található, jellemzően 60-80 km-es átmérőkkel, számos radiális törésrendszerhez kötődik, amiket telérek felszíni megjelenéseként magyaráznak. Az árkok egy részében gödörkráterek sora is kifejlődött, mind a Marson, mind a Vénuszon. Az Io felszínének megjelenését kb. 425 db, átlagosan 40 km átmérőjű kaldera dominálja, melyek többsége egyben forró folt is, bennük aktív lávatavakat is megfigyeltek.

Gödörkráterek

A gödörkráterek a kalderáknál kisebb mélyedések, melyek egy felszín alatt létrejött üreg beszakadásával keletkeznek. A becsapódásos kráterektől az különbözteti meg őket, hogy nem feltétlen szabályos kör alakúak és nincs magas peremük. Számos módon létrejöhetnek, így vulkáni folyamatokkal, ha magma húzódik vissza pl. lávaalagútból, beszakad egy felszín alatti magmakamra, vetődéssel, amikor extenzió hoz létre egy üreget a felszín alatt és az beszakad, vagy illóanyagok (gázok) felszín alóli távozásával, karsztos oldódással stb. A nem vulkáni üregek angol elnevezése általában pit (gödör), a vulkanizmushoz kötődőké pit crater (gödörkráter). Gödörkráterek előfordulhatnak egyedileg, de jellemzőek az extenziós árkokban a gödörkráter-láncok (pit crater chain, földrajzi névben catena), melyek pl. telérek vagy lávaalagutak fölött jönnek létre.

Gödörkráterek sora folyamatos mélyedéssé, árokká is összeolvadhat. Különösen érdekesek a lávaalagutak tetejének beszakadásával feltáruló barlangok, láva-szakadéktöbrök (skylight) (Bérczi et al. 2010). Lehetséges, hogy azok a gödrök, melyeket a Marsi nagy vulkánok lejtőin vagy a Holdon találtak, ilyen lávaalagutakba vezetnek. Ez esetben ezek bejáratot jelenthetnek későbbi expedíciók során jól használható védett üregekbe; a Marson pedig akár az élet számára is menedéket jelenthetnek. Lehetnek azonban egyszerű beszakadt üregek is, melyek nem csatlakoznak kiterjedtebb alagúthoz.

A víz- és jégalatti vulkánosság és felszínformái

Tuya és tindar, azaz jégalatti vulkánok a Marson előfordulhattak, ha helytállóak azok a feltételezések, miszerint a Marson a heszperiai időszakban a mainál jóval kiterjedtebb sarki jégsapkák léteztek, s ezek részben vulkáni termális hatásra olvadtak fel (Fastook et al. 2012).

Vulkanotektonikus formák (Vénusz)

A Vénuszon több olyan forma is található, melynek semelyik ismert égitesten nincs megfelelője. Ezeket feltehetően vulkanikus, magmás és tektonikus folyamatok eredményeképp jöttek létre. Feltételezhető, hogy a Földön valamiféleképpen épp a lemeztektonika akadályozza meg ezek létrejöttét és talán a korai Földön kialakulhattak hasonló szerkezetek (Lopez et al. 1999). A koronák (földrajzi névben: corona), melyekből kb. 500-at katalogizáltak, általában 200-300 km átmérőjű kerek vagy ovális alakzatok, melyet koncentrikus tektonikus árkok, egy kiemelt perem és mögötte árok határol. Belseje lehet kiemelt sík, felboltozódó, sík vagy besüllyedő . Belsejében előfordulhat egy sugárirányú árokrendszer (nova), mely azonban koronától függetlenül is fellelhető. A koronákból kiindulva gyakran találhatóak lávafolyások, és sokban kisebb vulkáni kúpok is találhatóak.

Kialakulásukra sokféle magyarázat született. A legnépszerűbb szerint egy forró folt (köpenycsóva) fölött jönnek létre, mely megemeli a kérget, ami később visszasüllyed és a kéreg anyaga relaxálódik. A különféle belső domborzatú koronák ennek a folyamatnak az eltérő állomásait mutathatják. Egy másik elmélet szerint egy központi vulkáni forrásterületen anyag áramlik a felszínre, ami a korona perempén levő tektonikus árokban szubdukálódik. Ezt elsősorban a legnagyobb koronára, az Artemis Coronára dolgozták ki és lágy lemeztektonika néven is említik.

A nóvák felboltozódó területek, amelyből sugárirányú árokrendszer szalad szét. A felboltozódást köpenydiapirral és kiömléses vulkanizmussal, a repedéseket telérrendszer kialakulásával magyarázzák.

Lávafolyások

Más égitestek felszínén általában kétféle domborzattípus dominálja a tájat: kráterekkel sűrűn szabdalt, ősi, változatos felszín vagy sík, alig kréterezett síkságok. Utóbbiakat általában hígan folyó lepelláva-folyások egymásra települt rétegeiként azonosíthatjuk és az ár- és platóbazaltok közé sorolhatjuk. A Vénuszon globálisan, a Merkúron és a Holdon (ahol mare a nevük) a nagy becsapódásos medencék belsejében forulnak elő. Ezek egy része redőgerinces lávasíkság, melyet redőgerincek (wrinkle ridge): vastag ráncok szabdalnak, melyek valószínűleg összenyomó erők hatására gyűrődtek fel rátolódásos vetők mentén, a láva súlyának, ill. hűlésével vagy visszahúzódásával kapcsolatos tömörödésének vagy köpenyáramlások hatására. A kiömlött láva lehűlése és minden irányban egységes összehúzódása sokszögmintát is kialakíthat a lávasíkságban, mint amilyenek a Vénuszon és a Merkúron láthatóak. A marsi óriás poligonok nem biztos, hogy lávában alakultak ki, de jónéhány lávafolyásként interpretált felszíntípus mutat kis méretű, méteres-tíz méteres átmérőjű sokszöges tagozódást, egyeseken a lávafolyásban nyíróerők hatására létrejött spirális minta (coil) is megfigyelhető (Ryan and Christensen 2012).

A mindenféle módosulástól (töréstől, krátertől, gyűrődéstől, kúpoktól) mentes jellegtelen, sima síkságok (smooth plains) eredetét általában úgy magyarázzák, hogy ezek a legfiatalabb lávasíkságok. Ilyenek a Marson és a Vénuszon is találhatóak. A Vénuszon és a Marson is jellemzőek a folyási lebenyekkel tagolt lávafolyások, melyeknél jól azonosítható a lávafolyások forrása, általában vulkáni kúp vagy hasadék.

Lávacsatornák

A lávafolyások egy különleges formája a csatornába korlátozott lávafolyás, mely vagy a csatorna két oldalán történő lávagát építésével, vagy a felszín anyagába vágódással jöhet létre. Utóbbi mechanikai vagy termális erózióval (a felszín megolvasztásával) vagy a kettő együttes hatására keletkezhet.

A lávacsatornák általában a földi folyóvölgyekhez hasonlóan kanyarognak, egyesek meandereznek, ágakra szakadhatnak, mások teraszokat is kialakíthatnak úgy, hogy az első, nagyobb csatornába egy második, kisebb csatorna vágódik be. Nem véletlen, hogy a Holdon távcsővel is megfigyelhető kanyargó völgyeket sokáig a holdi vízre utaló bizonyítékként kezelték. Nem tisztázott azonban ma sem, hogy e csatornák valóban felszíni csatornaként keletkeztek, vagy lávaalagutak hosszú szakaszainak beszakadásával jöttek létre. Egyes csatornák egy része alagútban folytatódni látszik, amit a csatorna folytatásának vonalában helyenkénti beszakadt mennyezet is jelez. A kanyargó lávacsatornákat a Holdon rianásnak (angolul: sinuous rille), a Vénuszon canalinak nevezik (Komatsu et al. 1992). Míg a lávacsatornák általában a forrásuk közelében véget érnek és valamilyen lebenyes lávafolyáson belül–keresztül folynak, a vénuszi lávafolyások messze elhagyják forráskörzetüket és ezer km-eken keresztül kanyarognak a vénuszi síkságokon. Ennek lehetséges, hogy az az oka, hogy azon túl, hogy a lávafolyások kiváló módjai annak, hogy a forró lávát különösebb hőveszteség nélkül messzire elszállítsák, a Vénusz 500 fokos felszíni hőmérséklete és légkörének rendkívüli felszíni sűrűsége még inkább elősegíti, hogy a láva sokáig folyékony maradjon; ehhez járulhat a láva hígan folyós jellege és a megfelelő mennyiségű utánpótlás biztosítása. Elképzelhető az is, hogy a Vénuszon a lávacsatornákat olyan, felszín alatt létrejött lávaalagutak, melyek alulról olvasztották át a felszínt.

Piroklaszt-szórás

Kitörésfelhő eredetű, hullással felhalmozódó piroklasztitok több égitesten is előfordulnak.

A Holdon több, nagy kráter belsejében találhatóak olyan árkok, melyeket gödörkráter szakít meg, és e kráterek körül sötét lerakódás látható, valószínűleg korábbi kitörések visszahullt anyaga (dark halo pit). Hasonló, de világosabb anyaglerakódás vesz körbe különféle kalderákat az Ión és a Merkúron is. A Holdon több helyen is találhatóak szabálytalan alakú sötét üledékek (dark mantle deposit), melyek anyaga az Apollo-15 és 17 mintái alapján apró üveggömböket tartalmaz. Ezek valószínűleg Hawaii típusú lávaszökőkutakban keletkeztek. A magma viharos felszínre jutását nagyban segíthette, hogy a miközben a magma a teléreken keresztül a felszín felé emelkedett, itt a közel 0 légnyomású holdfelszínt elérve rendkívül intenzív buborékosodáson ment keresztül. Így a magma nagy nyomással szökött ki és nagy területet borított be. Egyetlen helyen azonban (a Mare Orientalétól délre) található egy olyan, kb. 150 km átmérőjű sötét gyűrű, melynek középpontjában egy kb. 15 km hosszú elnyúlt mélyedés található. A feltételezés szerint egy különösen nagy energiájú, egyszeri kitörésből származő üledékről van szó, mely a modellszámítások szerint egy kb. 40 km magas kitörésfelhőből hullt vissza valamikor a 1,9–3,5 milliárd évvel ezelőtti időszakban.

Hasonló kitörésfelhők azonban jelenleg is megfigyelhetőek, az Ión. Az Io kitörésfelhőinek két típusát azonosították: a Prometheus-típusú kitörésfelhők 50-150 km magasra szökő, (emberi mércével) hosszú ideig folyamatosan működő, magas hőmérsékletű forró foltokhoz, ill. szilikátos lávatavakhoz kötődő kitörések; jellemzően sárgás szórásgyűrűt hoznak létre a vulkáni központ körül. A Pele-típusú kitörésfelhők 300-500 km magasra jutnak fel, és időszakos működésűek; jellemzően vöröses szórásgyűrűt produkálnak.

a Tvashtar Paterából lövell ki, és anyaga egy több, mint 1000 km átmérőjű gyűrűt formázva hullik vissza. A bolygó peremén (balra) még egy kitörési felhő látszik: a folyamatosan aktív Prometheus 60 km magas felhője. Dél felé a Masubi vulkán éjszakából feltörő kitörési felhőjét a nappal-éjszaka határvonal közelében a Nap fénye világítja meg. Az Io sötét (éjszakai) oldalát a Jupiter fénye teszi láthatóvá. A New Horizons felvétele, 2007. PIA09248 (NASA/Johns Hopkins University Applied Physics Laboratory/Southwest Research Institute)

Hivatkozások

Bérczi Szaniszló, Hargitai Henrik, Homolya Emese, Illés Erzsébet, Kereszturi Ákos, Mörtl Mária, Sik András, Tasnádi Péter, Weidinger Tamás (2010): Kis atlasz a Naprendszerről (13) Folyadékok a Naprendszerben. Kozmikus Anyagokat Vizsgáló Űrkutató Csoport Budapest.

Bérczi Szaniszló, Hargitai Henrik, Kereszturi Ákos, Sik András, (2001): Kis atlasz a Naprendszerről (3) Bolygótestek atlasza. Kozmikus Anyagokat Vizsgáló Űrkutató Csoport Budapest.

Bradak B, Kereszturi A (2003) Mud volcanism as a model for various planetary surface processes. 34th Lunar and Planetary Science Conference, #1304.

Bradak B, Kereszturi Á (2002) Application of mud volcanism for rocky and icy planetary bodies. 34th COSPAR Scientific Assembly, The Second World Space Congress, Houston.

Breuer D, Moore WB (2007) Dynamics and Thermal History of the Terrestrial Planets, the Moon, and Io. In: Spohn T (ed) Planets and Moons. Volume 10, Treatise on Geophysics. Elsevier.

Brož P, Hauber E (2012a) A unique volcanic field in Tharsis, Mars: Pyroclastic cones as evidence for explosive eruptions. Icarus 218, 88–99.

Davies AG (2007) Volcanism on Io – A Comparison with Earth. Cambridge University Press, 372 pages.

Elkins-Tanton LT (2012) Magma Oceans in the Inner Solar System. Annual Review of Earth and Planetary Sciences  40; 113-139

Fastook JL, Head JW, Marchant D R, Forget F, Madeleine J-B (2012) Early Mars Climate Near the Noachian-Hesperian Boundary: Independent Evidence for Cold Conditions from Basal Melting of the South Polar Ice Sheet (Dorsa Argentea Formation) and Implications for Valley Network Formation. Icarus 219; 25-40

Geissler PE (2000) Cryovolcanism in the outer solar system. In: Sigurdsson H (ed.), Encyclopedia of Volcanoes, Academic, San Diego, 785-800.

Guest JE, Stofan ER (1999) A New View of the Stratigraphic History of Venus. Icarus139, 55–66

Hand KP, Chyba CF, Priscu JC, Carlson RW, Nealson KH (2009) Astrobiology and the potential for life on Europa. In: Pappalardo R, McKinnon W, Khurana K (eds): Europa. University of Arizona Press, Tucson, AZ.

Illés Erzsébet: Holdak a Naprendszerben. Meteor Csillagászati Évkönyv 2006 pp. 194-227.

Illés E (2001) Összehasonlító planetológia. Az ELTE TTK Csillagászati Tanszék speciál kollégiumán 1996/1997, 1998/1999 és 2000/2001 második félévében elhangzott előadássorozatok vázlata i(kézirat)

Ivanov MA, Head JW (2011) Global geological map of Venus. Planetary and Space Science 59 1559–1600

Kereszturi Á (1995) A Magellan utolsó útja, Meteor 25. 1995/6., 13-18.

Kereszturi Á (2000) A Mars vulkanizmusa. Meteor 2000/6, 13.

Kereszturi Á (2006) Fejezetek a Mars fejlődéstörténetéből. Magyar Tudomány 2006/8, 946.

Kereszturi A (2011) Asztrobiológia. Magyar Csillagászati Egyesület, Budapest

Kereszturi A (2012) Mars – fehér könyv a vörös bolygóról. Magyar Csillagászati Egyesület, Budapest

Komatsu G, Kargel JS, Baker VR (1992) Canali-type channels on Venus: Some genetic constrains. Geophys. Res. Lett., 19, 1415-1418.

Lang NP (2009) Another Look at the Summit Caldera of Apollinaris Patera. 40th LPSC #2370.

Lopes RMC, Mitchell KL, Williams D, Mitri G (2010) Beyond Earth: How extra-terrestrial volcanism has changed our definition of a volcano. in:  Cañón-Tapia E, Szakács A (eds): What is a volcano? GSA Special Papers 470, 11-30, doi: 10.1130/2010.2470(02)​

Lopez I, Marguez A, Oyarzun R (1999) Are coronae restricted to Venus? Earth Moon and Planets 77:125-137.

Mouginis-Mark P.J., Rowland, S.K. (2001). The geomorphology of planetary calderas. Geomorphology, 37 201–223.

Pappalardo RT et al. (1999) Does Europa have a subsurface ocean?: evaluation of the geological evidence. Journal of Geophysical Research E Planets 104: 24015-24055.

Pappalardo RT, Head JW (1999) Europa: Role of The Ductile Layer. LPSC XXX #1967.

Robinson MS, Ashley JW, Boyd AK, Wagner RV, Speyerer EJ, Hawke BR, Hiesinger H, van der Bogert CH (2012) Confirmation of sublunarean voids and thin layering in mare deposits. Planetary and Space Science 69 (1), 18-27.

Ryan AJ, Christensen PR (2012) Coils and Polygonal Crust in the Athabasca Valles Region, Mars, as Evidence for a Volcanic History. Science 336, 449–452 DOI: 10.1126/science.1219437

Schenk P.M., Wilson R.R., Davies A.G. (2004). Shield volcano topography and the rheology of lava flows on Io. Icarus, 169 98–110.

Tanaka KL, Scott DH, Greeley R, Guest JE (1986/7) Geological map of the polar, western and eastern equatorial regions of Mars (1:15,000,000), USGS.

Thomas RJ (2013) Identification of possible recent water/lava source vents in the Cerberus plains: Stratigraphic and crater count age constraints. J. Geophys. Res. Planets, 118, 789–802, doi:10.1002/jgre.20071.

Werner SC (2009) The global martian volcanic evolutionary history. Icarus 201, 44–68.