維基百科

阿爾巴山

火星的山

亞拔山（Alba Mons）是火星塔爾西斯區北部的一座火山，以前和現在也偶爾稱之為亞拔火山口，該術語後來僅限於火山頂部最初也被稱為阿卡迪亞環[2]的破火山口[3]。就表面積而言，它是火星上最大的火山，其火山流場從山頂至少漫延了1350公里（840英里）[4][5]。儘管該火山的跨度與美國相當，但它的最高點高度僅為6.8公里[6]，大約是該星球上最高的火山-奧林帕斯山高度的三分之一[7]。亞拔山山體整體非常平緩，火山北側坡（也是最陡峭的）的平均坡度僅為0.5度，比其他大型塔爾西斯火山低五倍多[6][8]。大體上看，亞拔山類似於火星表面一塊巨大但幾乎沒有隆起的疤痕[9]。它是一座獨特的火山結構，在地球或火星其他地方都沒有類似物[6]。

亞拔山
海盜號拍攝的亞拔山圖像，在軌道照片中幾乎看不清該火山的起伏。它的東側（右）是被稱為坦塔羅斯塹溝群的大面積裂縫系統，而西側翼較狹窄的裂縫系統則是亞拔塹溝群。
位置阿耳卡狄亞區
坐標40°30′N 250°24′E / 40.5°N 250.4°E / 40.5; 250.4[1]
海撥6.8公里
發現者水手9號

除了巨大的面積和低矮的地勢外，亞拔山還有許多其他的顯著特徵。火山中部環繞着一圈不完整的斷層（地塹）和裂縫環；東西兩側分別分布着坦塔羅斯塹溝群和亞拔塹溝群。該火山還保存有完好、悠久的熔岩流，這些熔岩流從火山中心區呈放射狀向外延伸。一些綿長的單道熔岩流（超過300公里）意味着熔岩流動性（低黏度）極高且流量很大[10]。許多熔岩流具有獨特的形態，由綿長、帶有斷續中央流道的蜿蜒山脊構成，山脊之間的低洼區域（特別是沿火山北坡）顯示出可能由徑流形成的分支狀淺溝和河道（河谷系統）[11]。

亞拔山擁有塔爾西斯地區一些最古老且廣泛暴露的火山沉積物，地質證據表明，亞拔山的主要火山活動比奧林帕斯山和塔爾西斯火山群結束得更早。亞拔山火山沉積物的地質齡範圍為赫斯珀里亞紀到早期亞馬遜紀時期[12]（約36億[13]至32億年前[14]）。

命名來源

 
亞拔山及周邊地區的火星軌道激光高度計地形圖，主山體為紅色至橙色，周圍裙坡呈黃橙色到綠色。由於該火山橫跨火星分界線，因此，北部地形地勢最高；構成火山下半部分的刻拉尼俄斯槽溝群高地像把手一樣向南延伸。

多年來，該火山的正式名稱是亞拔火山口。火山口一詞在拉丁語中表示淺茶杯或茶碟，該術語適用於某些定義不清、在早期探測器圖像中顯示起源於火山（而非撞擊）的扇貝狀邊緣凹坑[15]。2007年9月，國際天文聯合會將該火山更名為亞拔山，而為兩處中央窪地（火山口）保留了亞拔火山口（Alba Patera）一詞[1]。儘管如此，在行星科學文獻中，整座火山仍被普遍稱為亞拔火山口[16]。

亞拔一詞來自於拉丁語中的白色，指的是從地球望遠鏡中在該地區上空常看到的雲[17]。該火山由水手9號探測器於1972年所發現，最初被稱為亞拔火山特徵[18]或阿耳卡迪亞環[19]（指火山周圍的部分裂縫環）。1973年，國際天文學聯合會將該火山命名為亞拔火山口[1]。在了解了其背景後，這座火山通常被簡稱為亞拔。

位置和大小

亞拔山中心坐標位於阿耳卡狄亞區(MC-3)40°28′N 250°24′E / 40.47°N 250.4°E / 40.47; 250.4處，而火山西側大部分則位於相鄰的迪阿克里亞區(MC-2)[1]。從火山流出的熔岩流最遠分別抵達北緯61度和南緯26度（北部的塔爾西斯區）處。如果將火山流的外沿算作火山山底，則亞拔山的南北跨度約為2000公里（1200英里），最大寬度達3000公里（1900英里）[6]，占地面積至少570萬公里2[20]，體積約250萬公里3[12]。該火山位於塔爾西斯隆起北部，其規模之大，地質之獨特，幾乎可將其視作一座完整的火山[21][22]。

雖然亞拔山最高點位於火星基準面以上6.8公里，但火山北側山頂與周圍地形（地勢）間的落差更大，北側約有7.1公里（23000英尺），而南側只為2.6公里（8500英尺），造成這種不對稱的原因，是亞拔山橫跨在南部隕坑高地和北部低地之間的火星分界線上，火山下方的平原朝向北面[23]平均表面高度「低於」火星基準面4.5公里（15000英尺）的北方大平原傾斜；亞拔山南部則構建在一道寬闊、與刻拉尼俄斯槽溝群斷層的諾亞紀年代地形相對應的南北地形脊上[12] （左圖）。

物理特徵

 
火星軌道激光高度計顯示的亞拔山南（上圖）和北側（下圖）主山體（上圖）和山頂穹丘地勢誇大圖，垂直方向擴大了十倍。

亞拔山的大小和低矮的結構使其很難進行視覺研究，因為在軌道照片中，火山大部分地形都無法辨出，但在1997年至2001年間，火星全球探勘者號探測器上的火星軌道激光高度計對整個火星進行了6.7億次以上[24]的精確高程測量。利用激光高度計數據，行星科學家們能夠研究該火山形狀和地形的細微細節，這些細節在早期探測器，如海盜號拍攝的圖像中都無法看到[12]。

 
亞拔山中央破火山口複合體，比其他塔爾西斯火山的破火山口更淺。在較大火山口內有一座頂部覆蓋着一同心圓特徵的盾狀丘（熱輻射成像系統白晝紅外拼接圖）。

該火山由兩個大致同心的部分組成：1）直徑約1500公里（930英里）×1000公里（620英里）的卵狀中央山體，周圍環繞着；2）巨大的、近乎水平的熔岩流裙坡，向外延伸約1000公里（620英里）甚或更遠。中央山體是該火山的主幹部分，以裙坡內側邊界明顯的坡折帶為標誌。從中央山體向東西兩側延伸的寬大扇形瓣片（或肩坡），使火山在東西方向上拉長[12][25]。中央山體主坡是火山上最陡峭的斜坡，雖然仍只有1度。山體頂部和上側坡被地塹部分環切，這些環是亞拔和坦塔羅斯槽溝群斷裂系統[6]的一部分。地塹環內有一圈非常低的環形區，部分區域的反轉斜坡[6]形成一處高原，其頂部坐落了一座350公里（220英里）寬的中央穹丘，嵌套着一座不規則的火山口[25]。因此，亞拔山的中央山體就像一座部分坍塌的盾狀火山，頂部坐落了一座明顯東斜的小穹丘（右圖）。

破火山口複合體由一個位於山頂穹丘中心，直徑約170公里（110英里）×100公里（62英里）的大破火山口和另一個位於大火山口南半部，較小的腎形破火山口（約65公里（40英里）×45公里（28英里））組成，兩座火山口相對較淺[4]，最大深度僅1.2公里[7]。

大破火山口最西側圍繞着一道500米（1600英尺）高的半圓形陡壁，這堵陡壁在破火山口南北兩端消失，在那裡它被來自更年輕、更小破火山口的火山流掩埋[4]；較小火山口則由一圈高度在數百米範圍內變化的峭壁勾勒出來。兩座破火山口的崖壁都呈扇貝邊狀，表明曾發生過多次地面沉降和/或塊體崩塌[12]。兩座數百米高的小盾狀或穹頂丘出現在大火山口內和附近處。大火山口內盾狀丘直徑約50公里（31英里）頂部有一個直徑10公里（6.2英里）的奇特同心圓特徵[12][25]（見左圖）。

破火山口是火山噴發後被抽空和耗盡的岩漿室坍塌所形成，火山口的大小使科學家能夠推斷出火山頂下方岩漿室的幾何形狀和深度[26]。與在奧林帕斯山和大多數其他塔爾西斯火山上看到的破火山口相比，亞拔山較淺的火山口意味着下方的岩漿庫比它的鄰居更寬更淺[27]。

表面特徵

 
高分辨率成像科學設備拍攝的亞拔山小破火山口西南邊緣上的塵埃覆蓋層。

亞拔山中央山體大部分都蒙覆着一層厚約2米（6.6英尺）的塵埃[28][29]，在高分辨率山頂圖像中可看到塵埃層（右圖）。在某些地方，塵埃被風吹刮成流線型，並被小型山體滑坡切割。然而，有一些孤立塵埃區看上去很平整，並未受到風的干擾[30]。

該地區高反照率（反射率）和低熱慣性表面也表明覆蓋着厚厚的塵埃，火星塵埃在視覺上很亮（反照率>0.27），並由於其粒度較小（<40微米（0.0016英寸））而具有較低的熱慣性[28][31]（參見火星表面）。然而，火山北側和更北面裙坡區域的熱慣性很高，反照率也較低。這表明與火山其他部分相比，亞拔山北部地表面可能含有更豐富的硬殼、沙粒和岩石[31]。

高熱慣性也可能表明存在暴露的水冰，由2001火星奧德賽號中子光譜儀（MONS）檢測到的超熱中子產生的水當量氫（WEH）理論模型表明，亞拔山北側地表下的表岩屑中可能含有7.6%的水當量氫（按質量計）[32]，這種豐度表明可能存在以殘存冰或水合礦物形式的水[33]。亞拔山是火星上數個可能含有早期（100萬至1000萬年前）保存下來的較厚近地表冰沉積物地區之一。當時火星的轉軸傾角（傾角）較高，山地冰川存在於中緯度和熱帶地區。在目前條件下，這些位置的水冰並不穩定，會傾向於升華進入大氣層[34]。理論計算表明，如果殘存冰被高反照率和低熱慣性物質（如塵埃）覆蓋，則可在1米以下的深度被保存下來[35]。

由於整個地區地表塵埃占據了主導地位，因此，很難從軌道反射光譜中確定構成亞拔山岩石的礦物成分。但是，火星全球範圍內的地表成分可從2001火星奧德賽號上伽馬射線光譜儀（GRS）數據中推斷出來，該儀器使科學家能夠確定淺層地表下氫（H）、硅（Si）、鐵（Fe）、氯（Cl）、釷（Th）和鉀K）的分布。伽馬射線光譜儀數據的多元分析表明，亞拔山和塔爾西斯區的其餘部分屬於一個化學性質不同的區域，其特徵是硅（19 wt%）、釷（0.58pppm）和鉀（0.29 wt%）含量相對較低，但氯的豐度（0.56 wt%）高於火星表面平均水平[36]。硅含量低表明鎂鐵質和超鎂鐵質火成岩石，如玄武岩和純橄岩。

近期，亞拔山不太可能成為無人着陸器的目標地，厚厚的塵埃覆蓋層掩蓋了下面的基岩，可能難以獲取「原位」岩石樣本，從而降低了該地點的科探價值。塵埃層也可能會導致漫遊車出現嚴重的操控問題。有意思的是，它的山頂區最初曾被列為海盜2號着陸器的主要備降點，因為在20世紀70年代初水手9號拍攝的照片中，該區域顯得非常平坦[37]。

地質

 
流向亞拔山北側和西北側坡的熔岩流，這些蜿蜒的山脊為管道和通道式熔岩流。北部細微、退化的流體和山脊則是亞拔山寬闊熔岩坡的一部分（火星軌道器激光高度計）。

對亞拔山的地質研究主要集中在熔岩流形態和切割坡體的斷層形狀上。火山表面的特徵，如沖溝和河谷系統，也被進行了大量的研究。這些探索的總體目標是破譯該火山的地質史及其形成的構造過程。這種理解可揭示火星內部的性質及演變，以及火星的氣候史。 亞拔山以其熔岩流突出的長度、多樣性和清晰外觀而著稱[37]，許多熔岩流從山頂向外輻射，但其他熔岩流似乎來自火山下側的噴口和裂縫[38]。單條熔岩流的長度可能超過500公里（310英里）[39]。山頂破火山口附近的熔岩流似乎比火山較遠部位的熔岩流更短更窄[40]。亞拔山上最常見的兩種火山流類型是片狀流和管道及通道流。

熔岩流

 
亞拔山西北坡的片狀流，注意多個重疊的瓣片（熱輻射成像系統）。

片狀流（也稱為頁狀流[39]）形成多片邊緣陡峭的重疊瓣塊，這些平頂狀的熔岩流一般缺少中央通道，在火山上側坡通常約5公里（3.1英里）寬，但會擴展得更大，並在下游末端（遠端）呈葉瓣狀[38]。它們中大多數似乎起源於亞拔和坦塔羅斯槽溝群斷裂環附近，但實際上片狀流噴口並不可見，可能已被自身的噴流物所掩埋[10]。根據軌道激光高度計對許多片狀流測得的數據，其厚度在20米（66英尺）到130米（430英尺）不等，通常遠端邊緣處的熔岩流層最厚[41]。

亞拔山兩側第二種主要的熔岩流稱為管道和通道流，或峰頂流[39]，它們形成了從火山中心區向外輻射的綿長而彎曲的山脊，通常有5-10公里（3.1-6.2英里）寬。單道山脊可能有一條不連續的通道或沿着其頂部延伸的凹坑線。管道流和通道流在火山西側坡尤為突出，可以追蹤到數百公里長的不同山脊。山脊的起源尚不確定，它們可能是通過在通道或管道口連續堆積凝固的熔岩而形成，每次流動熔岩的噴涌都會增加山脊的長度[42]。

除了這兩種主要的熔岩流類型外，亞拔山周圍還存在大量無法區分的熔岩流，這些熔岩流要麼過於退化，無法描述其特徵；要麼具有混合的特徵。沿亞拔山下側山坡可見到很多邊緣模糊、表面崎嶇被解釋為熔岩流的平頂山脊[10][37]，它們隨着與主山體距離的增遠，其外觀變得不那麼銳峭[12]。在高分辨率圖像中，火山上側坡的許多熔岩流最初被描述為中心通道帶有堤壩狀山脊的片狀流[43]。

熔岩流的形態可以指示熔岩熔融時的性質，如流變性和流量等。總之，這些特性可以提供熔岩成分和噴發速率的線索[37]，例如，地球上的熔岩管只形成於玄武岩成分的熔岩中，而富含二氧化硅的安山岩熔岩則太粘稠，無法形成管狀體[10]。對亞拔熔岩流的早期量化分析表明[38]，它的熔漿屈服強度和黏度較低，且以極高的速度噴發。亞拔山異常低的輪廓表明，火山構造過程中涉及到流動性極高的岩漿，可能是科馬提岩，這是一種在極高溫度下形成的原始超鎂鐵質熔岩[4]。然而，有關管道和通道流的最新研究表明，其熔岩粘度位於典型的玄武岩範圍內（在100到100萬帕斯卡·秒−1之間）[44]；計算的流速也低於最初的設想，每秒在10到130萬米3之間；亞拔山較低噴發率範圍在速率最高的地球火山流範圍內，如1984年的茂納洛亞火山、北昆士蘭（麥克布賴德地區）和哥倫比亞河玄武岩，但最高範圍則比地球上任何火山的噴發速率都高出數個量級[43]。

自20世紀80年代末以來，一些研究人員懷疑亞拔山的噴發在其早期發展階段包含了大量的火山碎屑岩（因此也有爆炸活動）。證據來源於火山北側坡上分布着許多似乎由流水沖刷出的河谷系統（見下文）。這一證據結合熱慣性數據，表明表面是以易於侵蝕的細粒物質，如火山灰為主。如果該火山主要由火山碎屑流沉積物（熔結凝灰岩）構成，則火山極低的輪廓也就更容易解釋[45][46][47]。

來自火星全球探勘者號和2001火星奧德賽號探測器的最新數據顯示，沒有具體證據表明亞拔曾發生過爆炸性噴發。對火山北側河谷系統的另一種解釋是，它們是通過地下水侵蝕或融化的亞馬遜紀年代所沉積的含冰塵埃而形成[12][48]。

總之，目前對亞拔火山的地質分析表明，該火山是由流變特性類似玄武岩的熔岩構成[49]。如果亞拔山曾發生過早期爆炸活動，則大部分證據（大量的灰燼沉積物形式）已被更年輕的玄武岩熔岩所掩埋[12]。

構造特徵

 
亞拔東側坡體上坦塔羅斯槽溝群的平直地塹和地壘，陷坑線表明水流進入了可能由張力縫形成的地下空隙[50] (熱輻射成像系統白晝紅外拼接圖)。
 
地塹是由地殼中的拉伸應力（紅色箭頭）所形成，是由相向正斷層限定的平底山谷，通常被稱為地壘的高地塊體隔開。

亞拔山周圍巨大的裂縫系統可能是該火山最顯著的特徵[6]，這些裂縫是表明行星岩石圈中應力的構造特徵。當應力超過岩石屈服強度時就會形成，從而導致表面材料變形。通常，這種變形表現為在軌道圖像中可識別的斷層滑動[51]。

亞拔山的構造特徵幾乎完全是延伸性的[52]，由常規斷層、地塹和張力縫所組成。亞拔山（以及一般火星上）最常見的延伸特徵是平直地塹。地塹是一道由兩條朝內的正斷層所限定的狹長槽溝，即被圍住的下沉斷塊（右圖）。亞拔地塹可能是整個火星上最清晰的平直地塹[53]，它長達1000公里（620英里），寬約2公里（1.2英里）至10公里（6.2英里），深度為100米（330英尺）至350米（1150英尺）[54]。

張力縫（或節理）是地殼被撕裂時產生的延伸特徵，分離的岩體間沒有明顯的錯動。理論上，它們應呈現為具有清晰V形輪廓的深邃裂縫，但現實中通常很難將它們與地塹區別開，因為其內部很快被周圍崖壁上的坡積物填滿，形成相對平坦的地塹狀底表[53]。陷坑鏈在亞拔山山體的許多地塹中很常見，可能是因表面物質塌陷而顯現的地下張力縫[51]。

 
高分辨率成像科學設備顯示的庫阿涅塹溝群中的一排陷坑。

亞拔山周圍的地塹和裂縫（除非另有說明，以下簡稱斷層）成群出現，依據相對於亞拔山中心的位置而有不同的名稱[51]。火山南部是一片地形高度斷裂的廣闊區域，稱為刻拉尼俄斯槽溝群，它由大致平行的南北向狹長斷層組成。這些斷層沿火山山體散開，形成一段直徑約500公里（310英里）的不完整環[6]。亞拔山西側坡的一組斷層被稱為亞拔山塹溝群，而東側坡的斷層則稱為坦塔羅斯槽溝群。在火山北部，斷層向東北方外延數百公里。圍繞亞拔山山體的彎曲斷層模式在外觀上被比作樹瘤板上的木紋[55]。整個刻拉尼俄斯-亞拔-坦塔羅斯斷層系統至少有3000公里（1900英里長）長，900-1000公里（560-1620英里）寬[56]。

已提出了造成這些斷層的數種原因，包括由塔爾西斯隆起、火山岩脈和亞拔山自身的地殼負荷所產生的區域應力[6]。刻拉尼俄斯和坦塔羅斯槽溝群斷層大致呈放射狀延伸至塔爾西斯中心，可能是地殼對塔爾西斯隆起下垂重量的反應。環亞拔山峰頂區的斷層可能是由於亞拔山山體的重量和下方地幔岩漿抬升或底侵作用共同產生的結果[52][54]。一些裂縫可能是從塔爾西斯輻射出的巨大岩牆群在地表的表現[57][58]。來自火星勘測軌道飛行器上高分辨率成像科學設備拍攝的圖像顯示，亞拔山西側坡上庫阿涅塹溝群中有一列無側壘的陷坑（右圖），這些陷坑可能是因岩漿侵入地下岩石形成岩脈，而造成地表物質塌入張開的裂縫所形成[59]。

河谷和沖溝

 
亞拔山西北坡河谷系統的高分辨率視圖，更年輕的斷層橫穿了河谷，該圖像寬約3公里（火星全球探勘者號拍攝）。

亞拔山北坡分布有許多分支河道或河谷系統，表面上類似地球上降雨產生的流域特徵。亞拔山的河谷系統在20世紀70年代的水手9號和海盜號圖像中被發現，它們的起源長期來一直是火星研究的主題。最常見的是火星南部高地中古老的諾亞紀河谷系統，但也出現在一些大型火山山坡上。亞拔山河谷系統在地質齡上屬於亞馬遜紀，因此，比南部高地的大部分河谷系統更年輕。這一事實給研究人員提出了一個問題，他們認為，河谷系統是火星史早期的溫暖潮濕時期，由雨水徑流沖刷而成[60]。如果氣候條件在數十億年前變成了如今寒冷乾燥的火星（那裡不可能有降雨），人們如何解釋亞拔山上更年輕的河谷？亞拔山河谷系統的形成是否與南部高地不同？如果是，又是如何形成的？為什麼亞拔山上的河谷主要出現在火山北坡？這些問題仍在討論中[61]。

在海盜號圖像中，亞拔山河谷系統與地球上的雨季河谷驚人地相似。河谷系統顯示出精細的紋理，具有完整的平行到樹狀結構支谷和水系密度，可與地球上的夏威夷火山相媲美[11][62]。然而，歐空局火星快車號軌道器上的高分辨率立體相機（HRSC）所拍攝立體圖像顯示，這些河谷相對較淺（30米或更少），與持續侵蝕形成的河谷相比，更像是間歇徑流侵蝕所形成的細溝或沖溝[63]。亞拔山上的河谷似乎為短暫侵蝕作用的結果，可能與火山活動期間的冰雪融化有關[63][64]，或與短暫的全球氣候變化期有關[12] （請參見上面的表面特徵），被侵蝕物質是富冰塵埃還是疏鬆的火山灰目前仍不確定。

地質史

 
亞拔山西北坡有中央通道的熔岩流。注意，熔岩流被斷層和地塹橫切，表明斷層比熔岩流年輕（熱輻射成像系統）。

亞拔山保存完好的熔岩流和斷層為火山演化提供了極佳的攝影地質記錄，利用撞擊坑計數和地層學基本原理，如疊加和橫切關係，地質學家已能重建亞拔山大部分的地質和構造史。據信亞拔山大部分的火山構造活動都發生在火星史相對較短的間隔期內（約4億年），主要介於晚赫斯珀里亞紀到早亞馬遜紀這段期間。該地區斷層和地塹的形成分為：火山形成前和與火山形成同期的兩個早期階段；地塹的兩個晚期形成階段則發生在火山活動基本結束之後[22]。

根據海盜號軌道器圖像，與火山形成和演化有關的火山物質被劃歸為由下、中和上段組成的亞拔火山口地層組[12][65]，按照斯坦諾疊覆律原理，地層層序中越低的地層組越古老。

最古老的單元（下段）對應於圍繞亞拔山山體的寬闊熔岩裙坡，該單元的特點是一系列低矮平頂的山脊，形成一圈伸向山體西、北和東北方數百公里的放射狀圖案。這些山脊被解釋為熔岩流[65]，雖然其邊緣現已退化並難以劃分。具有平頂脊的寬闊熔岩流是地球上以高噴發率形成的熔岩洪流區（例如哥倫比亞河玄武岩）的特徵[66]。因此，亞拔山最早期的火山活動可能涉及大規模噴發的低粘度熔岩，形成了火山寬闊平坦的裙坡。平坦裙坡單元的熔岩流大約在37至35億年前噴發[12][14]，時間上橫跨早赫斯珀里亞到晚赫斯珀里亞邊界。

中間單元屬於亞馬遜紀早期，構成了亞拔山主體山坡，並記錄了一段由綿長管流和通道流組成的，更集中的溢流活動期。在此階段，火山向北擴張，形成兩個側坡瓣片（有關火星上火山擴張的討論，請參見奧林帕斯山和塔爾西斯）。亞拔和坦塔羅斯槽溝群斷層和地塹則與熔岩流同時發生。火山上任何早期的爆炸活動都可能發生在該活動中期的高潮期，這段活動期大約於34億年前結束[12][14][67]。

最年輕單元，也即早期亞馬遜紀單元，涵蓋了山頂高原、穹丘和破火山口複合體。這一時期的活動特點是相對較短的片狀流以及山頂穹丘和大型火山口的形成，以緣於亞拔塹溝群引發其它地塹而導致山頂穹丘向東傾斜而結束。最後形成的火山地貌是山頂小盾狀丘和破火山口。很久以後，大約在10億到5億年前，發生了可能與岩脈侵入和陷坑鏈形成有關的最終階段斷層作用[12][14][67]。

分類

亞拔火山的分類尚不確定，一些研究人員將其描述為盾狀火山[12][52]，其他人則將其表述為一座低地破火山口[68]（與高原火山口完全不同，後者是火星南部高地上伴有溝狀火山灰沉積物的低矮古火山），還有一些認為它是火星上獨有的一座火山構造[6][10]，一些研究人員將亞拔山與金星上的冕狀物結構進行了比較[69][70]。亞拔山與大瑟提斯火山構造有一些共同特徵（參見火星的火山活動），這兩座火山都為赫斯珀里亞紀年代火山，覆蓋面積大，地勢非常低，擁有大型不規則淺火山口。與亞拔山一樣，大瑟提斯也顯示出脊狀管流和通道流[71]。由於亞拔山位於希臘撞擊盆地對跖點上，一些研究人員推測，該火山的形成可能與希臘撞擊造成的地殼削弱有關，後者產生了集中在行星另一側的強烈地震波[72][73][74]。

火星交互地圖

 阿刻戎塹溝群阿西達利亞平原阿爾巴山亞馬遜平原阿俄尼亞高地阿拉伯高地阿耳卡狄亞平原阿耳古瑞高原阿耳古瑞平原克律塞平原克拉里塔斯槽溝塞東尼亞區桌山代達利亞高原埃律西昂山埃律西昂平原蓋爾撞擊坑哈德里亞卡火山口希臘山脈希臘平原赫斯珀利亞高原霍頓撞擊坑伊卡利亞高原伊希斯平原耶澤羅撞擊坑羅蒙諾索夫撞擊坑盧庫斯高原呂科斯溝脊地李奧撞擊坑盧娜高原馬萊阿高原馬拉爾迪隕擊坑瑪萊奧提斯塹溝群Mareotis Tempe珍珠高地米氏隕擊坑米蘭科維奇撞擊坑內彭西斯桌山群涅瑞達山脈尼羅瑟提斯桌山群諾亞高地奧林波斯槽溝群奧林帕斯山南極高原普羅米修高地普羅敦尼勒斯桌山群塞壬高地西緒福斯高原太陽高原敘利亞高原坦塔羅斯槽溝群滕比高地辛梅利亞高地示巴高地塞壬高地塔爾西斯山群特拉克圖斯坑鏈第勒納高地尤利西斯山烏拉紐斯火山口烏托邦平原水手谷北方大平原克珊忒高地
  火星全球地形的交互式圖像地圖。將懸停在圖像上可查看 60 多個著名地理特徵的名稱，單擊可鏈接到它們。圖底顏色表示相對高度，根據來自美國宇航局火星全球探勘者號上火星軌道器激光高度計的數據。白色和棕色表示海拔最高（+12 至 +8 公里）；其次是粉紅和紅色（+8 至 +3 公里）；黃色為 0 公里；綠色和藍色是較低的高度（低至 -8 公里）。軸線是經緯度，極地已備註。

另請查看

參考文獻

  1. ^ 1.0 1.1 1.2 1.3 Alba Mons. Gazetteer of Planetary Nomenclature. USGS Astrogeology Science Center. [2013-09-08]. （原始內容存檔於2014-08-08）. 
  2. ^ Watters, TR; Janes, DM. Coronae on Venus and Mars: Implications for similar structures on Earth. Geology. 1995, 23 (3): 200–204. Bibcode:1995Geo....23..200W. doi:10.1130/0091-7613(1995)023<0200:COVAMI>2.3.CO;2. 
  3. ^ Alba Patera. Gazetteer of Planetary Nomenclature. USGS Astrogeology Science Center. [2013-09-08]. （原始內容存檔於2016-12-14）. 
  4. ^ 4.0 4.1 4.2 4.3 Cattermole, 2001, p. 85.
  5. ^ Mars upside down. [2022-04-09]. （原始內容存檔於2022-06-03）. 
  6. ^ 6.00 6.01 6.02 6.03 6.04 6.05 6.06 6.07 6.08 6.09 Carr, 2006, p. 54.
  7. ^ 7.0 7.1 Plescia, J. B. Morphometric Properties of Martian Volcanoes. J. Geophys. Res. 2004, 109 (E3): E03003. Bibcode:2004JGRE..109.3003P. doi:10.1029/2002JE002031. 
  8. ^ Boyce, 2008, p. 104.
  9. ^ See Carr, 2006, p. 54, Fig. 3.10 for MOLA profile of Alba Mons compared to Olympus Mons. The difference in relief is striking.
  10. ^ 10.0 10.1 10.2 10.3 10.4 Greeley, R.; Spudis, P. Volcanism on Mars. Rev. Geophys. Space Phys. 1981, 19 (1): 13–41. Bibcode:1981RvGSP..19...13G. doi:10.1029/rg019i001p00013. 
  11. ^ 11.0 11.1 Gulick, V.C.; Baker, V.R. Origin and Evolution of Valleys on Martian Volcanoes. J. Geophys. Res. 1990, 95 (B9): 14325–14344. Bibcode:1990JGR....9514325G. doi:10.1029/jb095ib09p14325. 
  12. ^ 12.00 12.01 12.02 12.03 12.04 12.05 12.06 12.07 12.08 12.09 12.10 12.11 12.12 12.13 12.14 12.15 Ivanov, M. A.; Head, J.W. Alba Patera, Mars: Topography, Structure, and Evolution of a Unique Late Hesperian–Early Amazonian Shield Volcano. J. Geophys. Res. 2006, 111 (E9): E09003. Bibcode:2006JGRE..111.9003I. doi:10.1029/2005JE002469  . 
  13. ^ Werner, S.C.; Tanaka, K.L.; Skinner, J.A. Mars: The Evolutionary History of the Northern Lowlands Based on Crater Counting and Geologic Mapping. Planet. Space Sci. 2011, 59 (11–12): 1143–1165. Bibcode:2011P&SS...59.1143W. doi:10.1016/j.pss.2011.03.022. 
  14. ^ 14.0 14.1 14.2 14.3 Hartmann, W.K. Martian Cratering 8: Isochron Refinement and the Chronology of Mars. Icarus. 2005, 174 (2): 317 Tbl. 3. Bibcode:2005Icar..174..294H. doi:10.1016/j.icarus.2004.11.023. 
  15. ^ Russell, J.F.; Snyder, C.W.; Kieffer, H.H. (1992). Origin and Use of Martian Nomenclature in Mars, H.H. Kieffer et al., Eds.; University of Arizona Press: Tucson, AZ, p. 1312.
  16. ^ A Google Scholar search of the astronomy and planetary science literature from 2007 to 2011 reveals 106 uses of Alba Patera versus 5 for Alba Mons (accessed May 7, 2011).
  17. ^ Hartmann, 2003, p. 308
  18. ^ Masursky, H. An Overview of Geological Results from Mariner 9. J. Geophys. Res. 1973, 78 (20): 4009–4030. Bibcode:1973JGR....78.4009M. doi:10.1029/jb078i020p04009. 
  19. ^ Carr, M.H. Volcanism on Mars. J. Geophys. Res. 1973, 78 (20): 4049–4062. Bibcode:1973JGR....78.4049C. doi:10.1029/jb078i020p04049. 
  20. ^ Cattermole, P. Volcanic Flow Development at Alba Patera, Mars. Icarus. 1990, 83 (2): 453–493. Bibcode:1990Icar...83..453C. doi:10.1016/0019-1035(90)90079-o. 
  21. ^ Frankel, 2005, p. 134.
  22. ^ 22.0 22.1 Tanaka, K.L. Tectonic history of the Alba Patera–Ceraunius Fossae Region of Mars. Lunar. Planet. Sci. Conf. 1990, 20: 515–523. Bibcode:1990LPSC...20..515T. 
  23. ^ Jager, K. M.; Head, J. W.; Thomson, B.; McGovern, P. J.; Solomon, S. C. (1999). Alba Patera, Mars: Characterization Using Mars Orbiter Laser Altimeter (MOLA) Data and Comparison with Other Volcanic Edifices. 30th Lunar and Planetary Science Conference, Abstract #1915. http://www.lpi.usra.edu/meetings/LPSC99/pdf/1915.pdf （頁面存檔備份，存於網際網路檔案館）.
  24. ^ MOLA Shot Counter. MIT MOLA Website. http://sebago.mit.edu/shots// （頁面存檔備份，存於網際網路檔案館） (accessed May 23, 2011).
  25. ^ 25.0 25.1 25.2 Ivanov, M.A.; Head, J.W. (2002). Alba Patera, Mars: Assessment of its Evolution with MOLA and MOC Data. 33rd Lunar and Planetary Science Conference. LPI: Houston, TX, Abstract #1349. http://www.lpi.usra.edu/meetings/lpsc2002/pdf/1349.pdf （頁面存檔備份，存於網際網路檔案館）.
  26. ^ Mouginis-Mark, P.J.; Harris, A.J.; Rowland, S.K. (2008). Terrestrial Analogs to the Calderas of the Tharsis Volcanoes on Mars in The Geology of Mars: Evidence from Earth-Based Analogs, M. Chapman, Ed.; Cambridge University Press: Cambridge, UK, p. 71.
  27. ^ Cattermole, 2001, p. 86.
  28. ^ 28.0 28.1 Christensen, P.R. Regional Dust Deposits on Mars: Physical Properties, Age, and History. J. Geophys. Res. 1986, 91 (B3): 3533–3545. Bibcode:1986JGR....91.3533C. doi:10.1029/jb091ib03p03533. 
  29. ^ Ruff, S. W.; Christensen, P. R. (2001). A Spectrally-based Global Dust Cover Index for Mars from Thermal Emission Spectrometer Data. First Landing Site Workshop for the 2003 Mars Exploration Rovers, Abstract #9026. http://www.lpi.usra.edu/meetings/mer2003/pdf/9026.pdf （頁面存檔備份，存於網際網路檔案館）.
  30. ^ Keszthelyi, L.P. (2006). Dusty Top of Alba Patera Volcano. University of Arizona HiRISE Website. http://hirise.lpl.arizona.edu/PSP_001510_2195 （頁面存檔備份，存於網際網路檔案館）. (accessed May 18, 2011).
  31. ^ 31.0 31.1 Putzig, N.E. et al. (2005). Global Thermal Inertia and Surface Properties of Mars from the MGS Mapping Mission. Icarus, 173 Tbl. 1, Fig. 5, p. 331.
  32. ^ Feldman, W.C.; Mellon, M.T.; Gasnault, O.; Maurice, S.; Prettyman, T.H. (2008). Volatiles on Mars: Scientific Results from the Mars Odyssey Neutron Spectrometer in The Martian Surface: Composition, Mineralogy, and Physical Properties, J.F. Bell III, Ed.; Cambridge University Press: Cambridge, UK, p. 135 and Fig. 6.8. ISBN 978-0-521-86698-9.
  33. ^ Barlow, N.G. (2008). Mars: An Introduction to its interior, Surface, and Atmosphere; Cambridge University Press: Cambridge, UK, p. 202. ISBN 978-0-521-85226-5.
  34. ^ Farmer, C.B.; Doms, P.E. Global Seasonal Variation of Water Vapor on Mars and the Implications for Permafrost. J. Geophys. Res. 1979, 84 (B6): 2881–2888. Bibcode:1979JGR....84.2881F. doi:10.1029/jb084ib06p02881. 
  35. ^ Feldman, W. C.; Prettyman, T. H.; Maurice, S.; Lawrence, D. J.; Pathare, A.; Milliken, R. E.; Travis B. J. (2011). Search for Remnant Water Ice from Past Glacial Climates on Mars: The Mars Odyssey Neutron Spectrometer. 42nd Lunar and Planetary Science Conference, Abstract #2420. http://www.lpi.usra.edu/meetings/lpsc2011/pdf/2420.pdf （頁面存檔備份，存於網際網路檔案館）.
  36. ^ Gasnault, O. (2006). Unsupervised Definition of Chemically Distinct Provinces at Mars. 37th Lunar and Planetary Science Conference, Abstract #2328. http://www.lpi.usra.edu/meetings/lpsc2006/pdf/2328.pdf （頁面存檔備份，存於網際網路檔案館）.
  37. ^ 37.0 37.1 37.2 37.3 Carr, M.H.; Greeley, R.; Blasius, K.R.; Guest, J.E.; Murray, J.B. Some Martian Volcanic Features as Viewed From the Viking Orbiters. J. Geophys. Res. 1977, 82 (28): 3985–4015. Bibcode:1977JGR....82.3985C. doi:10.1029/js082i028p03985. 
  38. ^ 38.0 38.1 38.2 Cattermole, P. Sequence, Rheological Properties, and Effusion Rates of Volcanic Flows at Alba Patera, Mars. J. Geophys. Res. 1987, 92 (B4): E553–E560. Bibcode:1987JGR....92E.553C. doi:10.1029/jb092ib04p0e553. 
  39. ^ 39.0 39.1 39.2 Pieri, D.; Schneeberger, D. (1988). Morphology of Lava Flows at Alba Patera. 19th Lunar and Planetary Science Conference, Abstract #1471. http://www.lpi.usra.edu/meetings/lpsc1988/pdf/1471.pdf （頁面存檔備份，存於網際網路檔案館）.
  40. ^ Schneeberger and Pieri, 1991, cited by McGovern et al., 2001.
  41. ^ Shockey, K.M.; Glaze, L.S.; Baloga, S.M. (2004). Analysis of Alba Patera Flows: A Comparison of Similarities and Differences. 35th Lunar and Planetary Science Conference, Abstract #1154. http://www.lpi.usra.edu/meetings/lpsc2004/pdf/1154.pdf （頁面存檔備份，存於網際網路檔案館）.
  42. ^ Carr, 2006, pp. 55–56.
  43. ^ 43.0 43.1 Riedel, S. J.; Sakimoto, S. E. H. (2002). MOLA Topographic Constraints on Lava Tube Effusion Rates for Alba Patera, Mars. 33rd Lunar and Planetary Science Conference, Abstract #1410. http://www.lpi.usra.edu/meetings/lpsc2002/pdf/1410.pdf （頁面存檔備份，存於網際網路檔案館）.
  44. ^ Sakimoto, S.; Crisp, J.; Baloga, S.M. (1997). Eruption constraints on Tube-Fed Planetary Lava Flows. J. Geophys. Res., 102 6597–6614. Cited in Cattermole, 2001, p. 85.
  45. ^ Mouginis-Mark, P.J.; Zimbelman, J.R. (1987). Channels on Alba Patera, Mars: Evidence for Polygenic Eruptions. 18th Lunar and Planetary Science Conference, Abstract #1346. http://www.lpi.usra.edu/meetings/lpsc1987/pdf/1346.pdf （頁面存檔備份，存於網際網路檔案館）.
  46. ^ Mouginis-Mark, P.J.; Wilson, L.; Zimbelman, J.R. Polygenic eruptions on Alba Patera, Mars: Evidence of channel erosion on Pyroclastic Flows. Bull. Volcanol. 1988, 50 (6): 361–379. Bibcode:1988BVol...50..361M. S2CID 128622042. doi:10.1007/bf01050636. 
  47. ^ Mouginis-Mark, P.J.; Wilson, L.; Zuber, M.T. (1992). Physical Volcanology in Mars, H.H. Kieffer et al., Eds.; University of Arizona Press: Tucson, AZ, pp. 247-248, and Fig. 6.
  48. ^ Carr, 2006, p. 56.
  49. ^ Schneeberger, D.M.; Pieri, D.C. Geomorphology and Stratigraphy of Alba Patera, Mars. J. Geophys. Res. 1991, 96 (B2): 1907–1930. Bibcode:1991JGR....96.1907S. doi:10.1029/90JB01662. 
  50. ^ Carr, 2006, p. 86, Fig. 4.6.
  51. ^ 51.0 51.1 51.2 Banerdt, W.B.; Golombek, M.P.; Tanaka, K.L. (1992). Stress and Tectonics on Mars in Mars, H.H. Kieffer et al., Eds.; University of Arizona Press: Tucson, AZ, pp. 248–297.
  52. ^ 52.0 52.1 52.2 McGovern, P.J. et al. (2001). Extension and Uplift at Alba Patera, Mars: Insights from MOLA Observations and Loading Models. J. Geophys. Res., 106(E10), 23,769–23,809.
  53. ^ 53.0 53.1 Carr, 2006, pp. 86–87.
  54. ^ 54.0 54.1 Cailleau, B.; et al. Modeling Volcanic Deformation in a Regional Stress Field: Implications for the Formation of Graben Structures on Alba Patera, Mars (PDF). J. Geophys. Res. 2003, 108 (E12): 5141 [2022-04-09]. Bibcode:2003JGRE..108.5141C. doi:10.1029/2003JE002135. （原始內容存檔 (PDF)於2018-07-20）. 
  55. ^ Morton, 2002, p.101-102.
  56. ^ Raitala, J. Composite Graben Tectonics of Alba Patera on Mars. Earth, Moon, and Planets. 1988, 42 (3): 277–291. Bibcode:1988EM&P...42..277R. S2CID 122146033. doi:10.1007/bf00058491. 
  57. ^ Scott, E.D.; Wilson, L.; Head III, J.W. Emplacement of Giant Radial Dikes in the Northern Tharsis Region of Mars. J. Geophys. Res. 2002, 107 (E4): 5019. Bibcode:2002JGRE..107.5019S. doi:10.1029/2000JE001431  . 
  58. ^ Okubo, C. H.; Schultz, R.A. (2005). Evidence of Tharsis-Radial Dike Intrusion in Southeast Alba Patera from MOLA-based Topography of Pit Crater Chains. 36th Lunar and Planetary Science Conference, Abstract #1007. http://www.lpi.usra.edu/meetings/lpsc2005/pdf/1007.pdf （頁面存檔備份，存於網際網路檔案館）.
  59. ^ University of Arizona HiRISE Website. http://hirise.lpl.arizona.edu/PSP_010345_2150 （頁面存檔備份，存於網際網路檔案館）.
  60. ^ Craddock, R. A.; Howard, A. D. The Case for Rainfall on a Warm, Wet Early Mars (PDF). J. Geophys. Res. 2002, 107 (E11): 5111 [2022-04-09]. Bibcode:2002JGRE..107.5111C. doi:10.1029/2001JE001505. （原始內容存檔 (PDF)於2022-12-07）. 
  61. ^ See Carr, M.H. (1996). Water on Mars; Oxford University Press: Oxford, UK, pp.90–92, for a more detailed discussion.
  62. ^ Gulick, V.C. (2005). Revisiting Valley Development on Martian Volcanoes Using MGS and Odyssey Data. 36th Lunar and Planetary Science Conference, Abstract #2345. http://www.lpi.usra.edu/meetings/lpsc2005/pdf/2345.pdf （頁面存檔備份，存於網際網路檔案館）.
  63. ^ 63.0 63.1 Ansan, V.; Mangold, N.; Masson, Ph.; Neukum, G. (2008). The Topography of Valley Networks on Mars: Comparison Between Valleys of Different Ages. 39th Lunar and Planetary Science Conference, Abstract #1585. http://www.lpi.usra.edu/meetings/lpsc2008/pdf/1585.pdf （頁面存檔備份，存於網際網路檔案館）.
  64. ^ Gulick, V.C. Origin of the Valley Networks on Mars: a Hydrological Perspective. Geomorphology. 2001, 37 (3–4): 241–268. Bibcode:2001Geomo..37..241G. doi:10.1016/s0169-555x(00)00086-6. hdl:2060/20000092094  . 
  65. ^ 65.0 65.1 Scott, D.H.; Tanaka, K.L. (1986). Geologic Map of the Western Equatorial Region of Mars. USGS Miscellaneous Investigations Series Map I–1802–A.
  66. ^ Hooper, P. R. (1988). The Columbia River Basalt, in Continental Flood Basalts, J. D. Macdougall, Ed.; Springer: New York, pp 1–33 and Self, S.; Thordarson, T.; Keszthelyi, L. (1997). Emplacement of Continental Flood Basalt Lava Flows, in Large Igneous Provinces, J. J. Mahoney and M. F. Coffin, Eds.; AGU, Monograph 100, pp. 381–410. Cited in Ivanov and Head (2006), p. 21.
  67. ^ 67.0 67.1 Ivanov and Head (2006), Fig. 32.
  68. ^ Cattermole, 2001, p. 72
  69. ^ Barlow, N.G.; Zimbleman, J.R. (1988). Venusian Coronae: Comparisons to Alba Patera, Mars. 19th Lunar and Planetary Science Conference. Abstract #1019. http://www.lpi.usra.edu/meetings/lpsc1988/pdf/1019.pdf （頁面存檔備份，存於網際網路檔案館）.
  70. ^ Watters, T.R.; Janes, D.M. Coronae on Venus and Mars: Implications for Similar Structures on Earth. Geology. 1995, 23 (3): 200–204. Bibcode:1995Geo....23..200W. doi:10.1130/0091-7613(1995)023<0200:COVAMI>2.3.CO;2. 
  71. ^ Woodcock, B. L.; Sakimoto, S. E. H. (2006). Lava Tube Flow: Constraints on Maximum Sustained Eruption Rates for Major Martian Volcanic Edifices. 37th Lunar and Planetary Science Conference, Abstract #1992. http://www.lpi.usra.edu/meetings/lpsc2006/pdf/1992.pdf （頁面存檔備份，存於網際網路檔案館）.
  72. ^ Peterson, J. E. Antipodal Effects of Major Basin-Forming Impacts on Mars. Lunar and Planetary Science. March 1978, IX: 885–886. Bibcode:1978LPI.....9..885P. 
  73. ^ Williams, D. A.; Greeley, R. The Formation of Antipodal-Impact Terrains on Mars (PDF). Lunar and Planetary Science. 1991, XXII: 1505–1506 [2012-07-04]. （原始內容存檔 (PDF)於2015-04-02）. 
  74. ^ Williams, D. A.; Greeley, R. Assessment of antipodal-impact terrains on Mars. Icarus. 1994, 110 (2): 196–202. Bibcode:1994Icar..110..196W. doi:10.1006/icar.1994.1116. 

延伸閱讀

  • Boyce, Joseph, M. (2008). The Smithsonian Book of Mars; Konecky & Konecky: Old Saybrook, CT, ISBN 978-1-58834-074-0
  • Carr, Michael, H. (2006). The Surface of Mars; Cambridge University Press: Cambridge, UK, ISBN 978-0-521-87201-0.
  • Cattermole, Peter, J. (2001). Mars: The Mystery Unfolds; Oxford University Press: Oxford, UK, ISBN 978-0-19-521726-1.
  • Frankel, Charles (2005). Worlds on Fire: Volcanoes on the Earth, the Moon, Mars, Venus and Io; Cambridge University Press: Cambridge, UK, ISBN 978-0-521-80393-9.
  • Hartmann, William, K. (2003). A Traveler’s Guide to Mars: The Mysterious Landscapes of the Red Planet; Workman: New York, ISBN 0-7611-2606-6.
  • Morton, Oliver (2003). Mapping Mars: Science, Imagination, and the Birth of a World; Picador: New York, ISBN 0-312-42261-X.

外部連結

 
維基共享資源上的相關多媒體資源：阿爾巴山
取自「https://zh.wikipedia.org/w/index.php?title=阿尔巴山&oldid=81254560」