For at forstå de processer der er ansvarlige for alle de processer, med udtagelse af udviskning, der fjerner de synlige nedslag i Jordens fortid, og for løbende at omdanne dens overflade, begynder vi med at tage et kig ned under overfladen. Hvordan ved forskere hvad der ligger hundrede og tusinder af kilometer nede?
Sondering af Jordens indre
Jordens centrum ligger 6.371 km under overfladen. Mennesket har kun ridset i overfladen på denne planet. Der er blevet boret dybe huller på 12 km ned, og der er planer om at bore dybt ned under havbunden, hvor skorpen er tyndere. Alligevel ved forskerne meget om Jordens indre. For eksempel, afslører Jordens størrelse og styrken af Jordens tyngdekraft sammen med Newtons universelle love om tyngdekraft, massen og dermed massefylden af Jorden. Fordeling af massen efter volumen, giver en gennemsnitlig massefylde på 5.500 kg per kubikmeter (kg/m3) eller 5,5 gange massefyldes af vand (som er 1 gram per kubikcentimeter [g/cm3] eller 1.000 kg/m3). Selvom der ikke er indsamlet direkte materiale prøver fra Jordens indre, siger dette tal alene, at sammensætningen af det indre af planeten, har en større massefylde end overfladen, som gennemsnitligt er 2.900 kg/m3. Andre spor om Jorden indre, kommer fra undersøgelse af meteoritter. Fordi disse fragmenter er rester fra et tidspunkt, hvor Solsystemet var ungt og Jorden var under dannelse fra lignende materialer, skal Jordens overordnede sammensætning ligne sammensætningen af meteoritmaterialet, der omfatter mineraler med rigelige mængder jern, som har en massefylde på næsten 8.000 kg/m3.
Den vigtigste kilde til information om Jordens indre, kommer fra at overvåge vibrationerne fra jordskælv. Når et jordskælv opstår, spredes vibrationerne fra det ned gennem og på tværs af planeten, som seismiske bølger. Der er forskellige klasser af seismiske bølger. Som navnet antyder, bevæger overfladebølger hen over overfladen af en planet, ligesom bølger på havet gør det. Hvis forholdene er rigtige, kan overfladebølgerne fra jordskælv ses rullende på tværs af landskabet, som krusninger på vandet. Disse bølger er ansvarlige for en stor del af den gyngende bevægelse af Jordens overflade under et jordskælv, og forårsager skader som for eksempel ødelæggelse af vejbelægninger.
Den anden form for seismiske bølger, rejser gennem Jorden snarere end langs dens overflade, og sonderer det indre af planeten. Primære bølger (P bølger) er langsgående bølger (Se figur 7.11a), der skyldes vekslende kompression og dekompression af materiale. Forestil dig en fjeder strukket ud langs gulvet. Et hurtigt ryk langs dens længde (se figur 7.11a), vil danne en bølge der går på langs. Lydbølger, for eksempel, er et eksempel på langsgående bølger. P bølger, forvrænger det materiale de rejser igennem, meget som lydbølger gør det når de rejser gennem luft eller vand, og som kompressionsbølger gør det, når de bevæger sig langs længden af en fjeder. Sekundære bølger (S bølger) er tværgående bølger (se figur 7.11b), der er resultatet af materialets sidelæns bevægelse. I modsætning til de primære bølger, der rejser gennem klippe, fordi klippeformationer fjedrer tilbage efter at være blevet komprimeret, rejser sekundære bølger gennem klippe, fordi klippeformationer springer tilbage efter at være blevet bøjet.
Fremskridtene af seismiske bølger gennem Jorden indre, afhænger af egenskaberne ved det materiale, som de bevæger sig i (se figur 7.12). Primære bølger, kan rejse gennem både faste stoffer og væsker, hvorimod sekundære bølger ikke kan rejse gennem væsker, fordi væsker ikke ”springer tilbage” når de ”bøjes”. Den seismiske bølges hastighed, giver yderligere information om Jordens indre. Seismiske bølger, rejser med forskellige hastigheder, afhængigt af massefylden og sammensætningen af de klipper de møder. Som følge heraf, bøjes seismiske bølger der bevæger sig gennem klipper af varierende massefylde eller sammensætning, på samme måde som bølger af lys bøjes, når de kommer ind i eller forlader glas. Faktisk, når en seismisk bølge kommer til et område, hvor klippelagets tæthed varierer brat, kan bølgen brydes (bøjes) eller endda reflekteres, lige som lyset brydes eller reflekteres af en glasrude (se Grundlæggende viden 5.1).
Brydningen af primære bølger ved den ydre kant af Jordens flydende ydre kerne og den manglende evne for sekundære bølger at gennemtrænge den ydre flydende kerne, skaber ”skygger” af den flydende kerne på den side af Jorden, der er modsat jordskælvets epicenter. Meget af forskernes viden om Jordens flydende ydre kerne, skyldes undersøgelser af disse skyggeområder.
Forskere bruger instrumenter kaldet seismometre, til at måle de karakteristiske mønstre af seismiske bølger. I mere end 100 år, har tusindvis af seismometre spredt over hele Jorden, målt vibrationerne fra utallige jordskælv og andre seismiske begivenheder, som for eksempel vulkanudbrud og atomprøvesprængninger. Alene, kan et enkelt seismometer kun registreret jordens bevægelser ét sted på Jorden. Men når sådanne målinger kombineres med mange andre seismometres, placeret over hele Jorden, kan forskerne bruge dataene til at få et omfattende billede af planetens indre.
Opbygning af en model af Jordens indre
Hvordan geologerne kommer fra de rå seismiske data, til en forståelse af Jordens indre, er et meget godt eksempel på samspillet mellem teori og observation i den moderne videnskab. De begynder med nogle tydelige spor fra de seismiske data, for at konstruere en model af Jordens indre. Er der flydende områder, hvor de sekundære bølger ikke kan trænge ind? Er der store spring i tætheden af klippen, hvorfra bølgen reflekteres? Hvordan bøjes bølgerne, og hvad siger bøjningen af bølgerne om Jordens tæthedsprofil? Modellen skal også være i overensstemmelse med jordens gennemsnitsmassefylde: 5.500 kg/m3.
For at gå ud over denne grundlæggende skitse, vender geologerne sig mod fysikkens love, kombineret med viden om egenskaberne for materialer og hvordan de opfører sig ved forskellige temperaturer og tryk. For eksempel, tager forskere hensyn til trykket, på et hvilket som helst tidspunkt i Jorden indre, skal være lige højt nok, til at afbalancere vægten af alt materiale over det. Hvis det udadrettede tryk inde i en planet var mindre end vægten per enhedsareal af det overliggende materiale, så ville materialet falde indad og knuse det materiale der var under det. Hvis trykket på et tidspunkt i en planet, var højere end vægten per enhedsareal af det overliggende materiale, ville materialet kunne udvide sig og skubbe det overliggende materiale udad. Situationen er kun stabil, når vægten af det overliggende materiale, er afbalanceret med trykket i hele det indre af planeten. Denne balance mellem tryk og vægt, er kendt som hydrostatisk ligevægt, og den er vigtig for strukturen af de planetariske indre, planetariske atmosfærer og stjerners struktur og udvikling.
Med sådanne overvejelser i tankerne, konstruerer forskerne en model af Jordens indre, som følger deres grundlæggende skitse, men også er fysisk konsistent. De ”starter” dernæst et jordskælv i deres model, beregner hvordan de seismiske bølger ville forplante sig gennem modellen af Jorden med den struktur, og forudsiger hvordan disse seismiske bølger ville se ud på seismometer-stationerne rundt omkring på Jorden. De tester derefter deres model, ved at sammenligne disse forudsigelser, med faktiske observationer af seismiske bølger fra virkelige jordskælv. I hvilket omfang, forudsigelserne er i overensstemmelse med observationerne, påpeger både styrker og svagheder i modellen. Modellens struktur justeres herefter (altid så den er i overensstemmelse med de kendte fysiske egenskaber af materialerne), indtil der er fundet et godt match, mellem forudsigelse og observation.
Denne metode, er hvordan geologerne ankom til det nuværende billede af Jordens indre, der er vist i figur 7.12. De store underinddelinger af Jorden indre, omfatter en todelt kerne, en tyk kappe og lithosfæren. I centrum, består Jordens kerne primært af jern, nikkel og andre tætte metaller. I modsætning hertil, er Jordens kernes ydre dele sammensat af materialer med lavere tæthed. Kappen, der omgiver kernen, består af materialer men mellemtætheder. Lithosfæren, der omfatter den yderste del af kappen og skorpen, består af materialer med lav tæthed. Skorpen (den yderste del af lithosfæren) har to komponenter: den silicium-rige skorpe med lav densitet, der danner kontinenterne; og skorpen med højere densitet, der udgør havbunden. Almindelige kontinentale klipper består granit, en grovkornet vulkansk klippe der er rig på silicium og ilt. Det meste af havbundens skorpe, består dog af basalt, en tung mørk vulkansk klippe, der er rig på jern og magnesium.
Jordens indre struktur, er langt fra ensartet i sammensætning. Geologer taler om Jordens indre som ”differentieret”, og processen med at adskille materialer på baggrund af deres tætheder, som differentiering. Differentieringen af Jordens indre, andre terrestriske planeter og Månen skyldes, at det indre af disse planeter engang var smeltet. Når klippe af forskellige type blandes, har de en tendens til at forblive blandet. Det sker derimod det når klippe smelter, at de tættere materialer synker mod bunden og de mindre tætte flyder mod toppen (lige som den lettere olie flyder oven på eddiken i en flaske salatdressing). I dag er lidt af Jordens indre smeltet, men planetens differentierede struktur, fortæller om en tid hvor Jorden var meget varmere, og dens indre var helt flydende. Figur 7.13 illustrerer den differentierede struktur for de terrestriske planeter og Jordens måne.
Månen blev født af Jorden
Den nuværende model, som forklare Månens tilblivelse, indebærer en katastrofal kollision med Jorden. Planetforskere mener, at da Jorden var meget ung, kolliderede en protoplanet på Mars’ størrelse med den, og sprængte og fordampede dele af Jordens delvist differentierede skorpe og kappe (se figur 7.14). Dette bortsprængte materiale, kondenserede sig i et kredsløb omkring Jorden, og udviklede sig til Månen. Denne model, forklarer lighederne i sammensætningen mellem Månens og Jordens kappe, og den kan tegne sig for forklaringen af Månens begrænsede mængde vand og andre flygtige stoffer, mens Jorden og dens nærmeste naboer – Mars og Venus – er rige på flygtige materialer. Ifølge denne model, ville de fleste gasser være fordampet i kollisionstrinet og være blevet tabt til rummet, hvilket primært efterlod de ikke-flygtige materialer tilbage, som Månen kondenserede ud fra. Jorden derimod, har været stor nok til at kunne holde på flere af dens flygtige stoffer, der fortsat blev frigivet fra dens indre, efter kollisionen. På grund af Jordens stærkere tyngdekraft, blev disse gasser bevaret som en del af Jordens atmosfære.
Nogle gange kan gamle data, producere nye og overraskende resultater. Planetforskere har analyseret 8 år gamle data fra seismometre, der blev ladt tilbage på Månen af Apollo astronauterne, ved hjælp af nye og bedre metoder. Disse data viser, at Månen har en solid indre kerne, en flydende ydre kerne og et delvist smeltet lag mellem kerne og kappe. NASAs GRAIL (Gravity Recovery And Interior Laboratory), der blev opsendt i 2011, består af tvillingefartøjer, der skal måle Månens tyngdefelt og estimere størrelsen og indholdet af dens kerne.
Udviklingen af planeternes indre, afhænger af opvarmning og afkøling
Et generelt træk ved planeternes indre er, at dybt inde i planeten, er temperaturen højere. Den termiske energi i en planets indre, driver dens geologiske aktivitet. Termisk ligevægt, der blev introduceret i kapitel 4, styrer det komplekse samspil, mellem opvarmning og afkøling inde i en planet.
En del af den termiske energi i Jordens indre, er tilbage fra da planeten blev dannet. Den enorme energi der blev frigjort, ved kollisionerne under tilvækstsprocessen der er ansvarlig for Jordens dannelse, sammen med energi fra kortlivede radioaktive grundstoffer, var nok til at smelte Jorden. Jordens differentierede struktur, er et tegn på denne kendsgerning. Jordens overflade afkøles derefter temmelig hurtigt, da energien stråles ud i rummet, og danner en fast skorpe oven på det smeltede indre. Fordi en fast skorpe, ikke leder termisk energi særlig godt, fungerer den som en isolator. Men skorpen er ikke en perfekt isolator. Over æonerne, fortsatte energi fra de indre af planeten med at lække gennem skorpen, og stråle ud i rummet. Som et resultat af denne proces, fortsatte det indre af planeten langsomt med at blive afkølet, og kappen og den indre kerne størknede.
Hvis dette var den eneste kilde til opvarmning i Jordens indre, viser beregninger, at det indre af Jorden ville være meget køligere i dag, og Jorden ville for længe siden været størknet helt. For at tage højde for de høje temperaturer i dag, skal yderligere energikilder fortsætte med, at opvarme Jorden indre.
Størstedelen af den ekstra energi i Jordens indre, kommer fra langlivede radioaktive grundstoffer, fanget der. Som disse radioaktive grundstoffer henfalder, frigiver de energi og opvarmer planetens indre. I dag, bestemmes temperaturen af Jordens indre, af en dynamisk ligevægt mellem opvarmning af det indre og energitabet der stråles ud i rummet. Som mængden af de radioaktive grundstoffer i Jordens indre falder, falder også mængden af termisk energi der genereres, og Jordens indre køler langsomt af som den bliver ældre. En smule yderligere opvarmning af Jordens indre står friktion for, der er genereret af tidevandsvirkninger fra Månen og Solen.
Temperaturen, spiller en vigtig rolle i en planets indre struktur, men den er ikke den eneste ting der har indflydelse. Strukturen i Jordens kerne, er resultatet af et samspil mellem stigende temperatur og stigende tryk. Jordens centrum er det varmeste sted i Jordens indre. Med en temperatur på måske 6.000 kelvin (K), er det varmere end Solens overflade. Men Jordens centrum er fast. Det er Jordens ydre kerne som er flydende, selvom den er mange hundrede kelvin koldere end den indre kerne. Denne effekt kan synes at være i modstrid med normal tankegang. Vi ved at når noget bliver varmt nok, smelter det og bliver flydende. Når noget bliver koldt nok, fryser det og bliver til fast stof. Hvordan kan vi så forklare denne solide, supervarme indre kerne og den køligere, flydende ydre kerne?
Det viser sig, at om materiale er fast eller flydende, afhænger såvel af trykket som temperaturen. Med de fleste materialer (vandis er en sjælden undtagelse), er den faste form af materialet mere kompakt, end den flydende form. At udsætte materialet for et højere tryk, tvinger atomerne og molekylerne tættere sammen, og gør materialet mere tilbøjeligt til at blive et fast stof. Bevægelsen fra temperatur og trykket modsætter hinanden ind mod centrum af Jorden: Jo højere temperaturen er i materialet, desto større sandsynlighed er der for at det smelter, men det høje tryk favoriserer en fast form. Kun i den ydre del af Jordens kerne, vinder den høje temperatur, hvilket tillader stoffet at eksistere i en flydende form. I midte af Jorden, selv om temperaturen er højere, er trykket så stort, at Jordens indre kerne er fast.
Planeter mister deres indre termiske energi, gennem en kombination af konvektion, konduktion og stråling. Vi har allerede kigget på udstråling af energi for planetariske objekter i kapitel 4. Konvektion opstår, når termisk energi transporteres fra den nedre og varmere lag, til de højere og køligere lag af flydende materiale, gennem bevægelser i disse flydende lag som er drevet af variationer i opdriften. Termisk konduktion opstår, når partiklernes termiske energi overføres til tilstødende partikler ved kollisioner eller andre interaktioner. Flydende materialer overfører varme ved konvektion, og faste stoffer overfører varme ved konduktion, selvom nogle stoffer kan agere som enten faste eller flydende stoffer, afhængig af tidsskalaen. For eksempel, opfører Jordens kappe sig om et fast stof over korte tidsskalaer, som for eksempel under et jordskælv, med i geologiske tidsskalaer, opfører den sig som en ekstrem viskøs (tyktflydende) væske og konvekter.
Den indre temperatur på en planet, afhænger af dens størrelse. En planets volumen – og dermed mængden af radioaktivt materiale (”brændstof”) det indeholder – bestemmer mængden af indvendig opvarmning der produceres. Planetens evne til at slippe af med den termiske energi, afhænger af planetens overfladeareal, fordi den termiske energi skal slippe ud gennem planetens overflade (Tilsvarende er det når du forsøger at holde varmen og kryber sammen. Dette reducerer mængden af eksponeret hud, hvorigennem termisk energi kan undslippe. Men når du vil køle dig ned, kan du sprede dine arme og ben ud og eksponere så meget hud som muligt og det giver den termiske energi mulighed for at undslippe nemmere).
Et matematisk forhold, beskriver sammenhængen mellem en planets størrelse og dens nedkølingshastighed (se Matematiske værktøjer 7.2). Mindre planeter har et større overfladeareal i forhold til deres små volumener, mens større planeter har et mindre overflade til volumen forhold og afkøles langsommere. Da geologisk aktivitet er drevet af varme, er mindre objekter (Merkur og Månen) geologisk inaktive, mens større terrestriske planeter (Venus, Jorden og Mars), har geologisk aktivitet.
De fleste planeter genererer deres eget magnetfelt
En kompasnål, retter ind efter Jordens magnetfelt og peger ”nord” og ”syd”. Enden der peger mod nord, peger dog ikke på den geografiske Nordpol (om hvilken Jorden roterer), men snarere på et sted i Det Arktiske Hav ud for det nordlige Canadas kyst. Dette er Jordens nordlige magnetisk pol. Jordens sydlige magnetiske pol, er ud for Antarktis’ kyst, cirka 2.800 km fra Jordens geografiske Sydpol. Jorden opfører sig som om den indeholdt en kæmpe stangmagnet, der var let vippet i forhold til planetens Rotationsakse, og havde sine to endepunkter nær de to magnetiske poler. Som vist i figur 7.15, har Jordens hypotetiske stangmagnet, sin sydpol på Jordens nordlige halvkugle. Fordi stangmagneter tiltrækkes af hinandens modsatte poler, defineres Jordens magnetfelt som figuren illustrerer med den nordlige magnetiske pol på et kompas, tiltrukket af Jordens nordlige magnetiske pol.
Jordens magnetfelt, stammer faktisk fra dybt inde i planetens indre, og processerne der er ansvarlige for at generere Jordens magnetisme, forstås endnu ikke i detaljer. Men der er en ting vi med sikkerhed ved: Jordens magnetfelt, skyldes ikke ”permanente magneter” (naturligt forekommende magnetiske materialer, hvis individuelle atomer er magnetisk justeret), der er begravet nede i Jordens indre. Selvom der forekommer naturligt forekommende magnetiske materialer, kan permanente magnetiske materialer ikke forklare, at Jordens magnetfelt hele tiden ændrer sig. Nogle ændringer i Jordens magnetfelt, som for eksempel et skift i de magnetiske polers nøjagtige placering, kan forekomme i perioder, som er meget kortere end et menneskes levetid. Jordens magnetfelt, ændrer sig konstant. Den nordlige og sydlige magnetiske pol, vandrer uafhængigt af hinanden; i øjeblikket rejser den nordlige magnetiske pol, flere tusinde kilometer om året, mod nordvest.
Studiet af paleomagnetisme – de fossile optegnelser af Jordens skiftende magnetfelt – er en vigtig del af geologien. Når et magnetisk materiale som jern bliver varmt nok, mister det dets magnetisme (dette er en anden grund til, at permanente magnetiske materialer ikke kan være ansvarlige for Jordens magnetfelt. Ved de høje temperaturer der findes i Jordens indre, mister permanente magnetiske materialer, deres magnetisme). Når materialet afkøles, bliver det igen magnetiseret af det magnetfelt der omgiver det. På denne måde, bliver en slags hukommelse af det magnetiske felt, ”frosset” fast i materialet. Eksempelvis bærer lava der er udspyet af en vulkan, en oversigt over Jordens magnetfelt i det øjeblik lavaen blev afkølet. Ved at bruge de teknikker, der blev beskrevet i Matematiske værktøjer 7.1 til at datere disse materialer, får geologerne en oversigt over, hvordan Jordens magnetfelt har ændret sig over tid. Selvom Jordens magnetfelt sandsynligvis har eksisteret i mindst 3,5 milliarder år, skifter nord-syd polariteten fra tid til anden. I gennemsnit, finder disse skift i Jordens magnetfelt sted, omkring hvert 500.000 år.
Selvom detaljerne ikke er kendt, kaldes den generelle ide om, hvordan Jordens magnetfelt (og andre planeters) dannes, for dynamoteorien. Generelt skyldes magnetiske felter, elektriske strømme, der bevæger elektriske ladninger. Jordens magnetfelt, antages for at være en bivirkning af tre faktorer: Jordens rotation omkring sin egen akse; en elektrisk ledende, flydende ydre kerne; og væskebevægelser, indbefattet konvektion, i den ydre kerne. Denne model er blevet testet med computersimulationer, der også viser polreverseringer. Teorien antyder, at enhver roterende planet vil have et magnetfelt, hvis den har en varmekilde til konvektion.
Under Apollo-programmet, brugte astronauter overflademagnetometre (enheder til måling af magnetfelter), for at foretage lokale målinger på Månen; og på to af missionerne, blev små satellitter sat i kredsløb, for at søge efter global magnetisme. Resultaterne viste, at Månen mangler et globalt magnetfelt, sandsynligvis på grund af Månens lille størrelse og dens tilsvarende køligere indre. Restmagnetisme, bevares imidlertid i måneklipper fra en tidligere tid, hvor Månens overflade og klipperne størknede. Nylig analyse af de ældste af måneklipperne, som blev bragt tilbage af Apollo 17, antyder, at for 4,2 milliarder år siden, havde Månen en flydende kerne der genererede et magnetfelt, som holdt mindst et par millioner år. Fordi Månen er størknet, genererer den ikke længere et globalt magnetfelt, så det der er registreret, er dens fossile rester af dens tidligere magnetfelt.
Data fra Indiens Chandrayaan-I sonde, tyder på, at Månen her en meget svag, lokaliseret magnetosfære (regionen omkring en planet, der er fyldt med relativt intense magnetfelter og ladede partikler). To små NASA rumsonder, der blev ”genbrugt” efter at have undersøgt Jordens magnetfelter, gik i kredsløb om Månen i midten af 2011. Kaldet Artemis (for Acceleration, Reconnection, Turbulence and Electrodynamics of the Moon’s Interaction with the Sun), skal de studere Månens overfladesammensætning, dens kerne og lommerne med magnetisme, der kan danne disse mini-magnetosfærer.
Bortset fra Jorden, er Merkur den eneste terrestriske planet, med et betydeligt magnetfelt i dag – selv om dens felt stadig er meget svagere end Jordens, kun omkring 1 procent så stærkt. Merkur har en langsom rotation og en stor jernkerne, hvoraf noget af den synes af være smeltet og cirkulerende. Fordi feltet er så svagt, er Merkurs magnetosfære lille, og møder solvinden omkring 1.700 km over overfladen. Ved denne grænse, kan magnetisk flux overføres, hvilket fører til ”magnetiske tornadoer”, der interagerer med planetens overflade.
Manglen på et observeret magnetfelt for Venus, er dog en gåde. Venus skal, ligesom Jorden, have en kerne rig på jern, og et delvist smeltet indre. Den mangel på et magnetfelt, kan skyldes dens ekstremt langsomme rotation på 243 dage. Merkur roterer også langsomt (en gang hver 58,6 jorddage), men har stadig et planetarisk magnetfelt. Det er blevet foreslået, at den manglende tektonisme på Venus i de seneste 500 millioner år, delvist kan forklare fraværet af et magnetfelt. Eller måske er Venus’ magnetfelt midlertidigt i dvale – en tilstand, som Jorden formodet at have oplevet i tider med magnetfeltsskift.
Mars, har ligesom Månen, et svagt magnetfelt, formodentlig frosset på plads, da feltet hold op med at blive genereret for mange milliarder af år siden. Mars Global Surveyor Orbiter, opdagede dette resterende magnetfelt i slutningen af 1990’erne. Den magnetiske signatur, forekommer kun i den gamle skorpes klipper. Dette viser, at der i starten af Mars’ historien, har været en form for internt genereret magnetfelt. Geologisk yngre sten, mangler denne resterende magnetisme, så planetens oprindelige magnetfelt, er for længst forsvundet. Manglen på et stærkt magnetfelt på Mars i dag, kan være resultatet af dens lille kerne. Eller Mars kan have mistet sin evne til at generere et magnetfelt, efter en række gigantiske nedslag tidligt i planetens historie. Simuleringer tyder på, at mange gigantiske nedslag, kunnet have opvarmet Mars kappe tilstrækkeligt til at reducere varmeflowet fra kernen til kappen. De ældste store nedslagsområder på Mars, synes at være magnetiserede; nyere er det ikke.