Efter vi har kigget på planeternes indre, vender vi nu blikket mod deres overflader. Hvis du har prøvet at køre igennem bjergrige områder eller et bakket terræn, kan du have bemærket steder som vist i figur 7.16, hvor kørebanen er blevet skåret igennem klipper. Disse gennemskæringer af klippe, viser lag af klippe der er bøjet, knækket eller brudt i stykker. Lagene fortæller historien om Jorden, gennem den vidstrakte geologiske tid. Sommetider er den kraft, der er ansvarlig for tektonisme – deformation af jordskorpen – blot tyngdekraft. For eksempel, har floder igennem mere end 60 millioner år, efterladt 1012 kg klippe og sediment i Den Mexicanske Golf. Der er blevet opbygget sedimentlag, der er mere end 25 km tykke, og andre er størknet til klippe. Denne enorme masse bliver trukket nedad af tyngdekraften, hvilket får klippelagene til at bøje sig eller til at bryde sammen langs forkastninger (brud i jordskorpen, langs hvilke bevægelsen opstår). Forkastninger og folder i disse klipper, danner ”fælder” for opsamling af olie, hvilket danner nogle af de rigeste oliefelter i verden.
Kontonenter på Jorden, driver fra hinanden og finder sammen igen
Selvom jordskorpens vægt, er ansvarlig for dens egen deformation, stammer de fleste af de tektoniske forkastninger og foldninger af Jordens overflade, fra kræfter dybt inde i Jordens indre. I begyndelsen af det 20. århundrede erkendte nogle forskere, at Jordens kontinenter passede sammen som stykker af et kæmpe puslespil. Pasformen var særligt slående mellem Amerika (Nord- og Syd-) og Afrika plus Europa. Desuden, passer klippelagene på østkysten af Sydamerika, og de fossile optegnelser de indeholder, med dem fra Afrikas vestkyst. På grundlag af dette bevis, foreslog den teske forsker Alfred Wegener (1880-1930) i 1920’erne, at kontinenterne i løbet af millioner af år, havde flyttet positioner. Denne teori kaldes populært kontinentaldrift. Wegener foreslog, at kontinenterne oprindeligt var sammenføjet i en stor landmasse, der efterfølgende brød op, da kontinenterne drev væk fra hinanden.
Oprindeligt, blev ideen om kontinentaldrift, mødt med stor skepsis blandt geologer, fordi de ikke kunne forestille sig en mekanisme, der kunne bevæge sådanne enorme landmasser. I 1960’erne, tilvejebragte paleomagnetiske undersøgelser af havbunden, imidlertid overbevisende beviser for kontinentaldrift (se figur 7.17). Disse undersøgelser viste overraskende karakteristika i bånd af basalt, en type klippe dannet af afkølet lava, som blev fundet på begge sider af sprækker i havbunden. Havbundssprækker, som den Midtatlantiske højderyg er spredningszoner. Dette er steder, hvor konvektion forårsager, at varmt materiale stiger op mod Jordens overflade, og undslipper gennem sprækkerne på overfladen, og derved danner ny havbund. Når dette materiale afkøles, bliver det magnetiseret langs retningen af Jordens magnetfelt, og registrerer således retningen af Jordens magnetfelt på det tidspunkt. Større afstand fra sprækken, indikerer en ældre havbund og dermed en tidligere tid. Kombineret med radiometriske dateringer af klippen, viste denne magnetiske optegnelse, at spredningen af havbunden og bevægelserne af pladerne, er fortsat over lange geologiske tidsforløb.
Global Positioning Systems (GPS), bestemmer placeringer på Jorden, inden for få centimeters nøjagtighed. Disse målinger bekræfter, at Jordens lithosfære bevæger sig. Nogle områder trækkes fra hinanden med mere end 15 cm hvert år. Over millioner af år i geologisk tidsskala, summes sådanne bevægelser op. Over 10 millioner år – der ikke er lang tid efter geologisk tidsskala – bliver 15 cm/år, til 1.500 km, og herefter skal kortene med sikkerhed tegnes om.
Geologer anerkender nu, at Jordens ydre skorpe, består af et antal relativt sprøde segmenter, eller lithosfæriske plader, og at bevægelsen af disse plader hele tiden ændrer Jordens overflade. Denne teori, måske det største geologiske fremskridt fra det 20. århundrede, kaldes pladetektonik. Pladetektonik, er i sidste ende ansvarlig for en bred vifte af geologiske egenskaber på vores planet.
Pladetektonik drives af konvektion
Bevægelse af de lithosfæriske plader, kræver enorme kræfter. Disse kræfter er resultatet af termisk energi, der flyder fra det indre af Jorden, gennem konvektionsprocessen. Har du nogensinde betragtet vand i en opvarmet gryde på et komfur, så har du også set konvektion (figur 7.18a). Termisk energi fra komfuret, opvarmer vandet i bunden af gryden. Det varme vand udvider sig en lille smule og får en mindre massefylde. Det køligere vand med en højere massefylde synker, og skubber det varme vand opad. Når det varme vand med den lavere massefylde, rammer overfladen, frigiver det en del af sin energi til luften, og afkøles; så får det højere massefylde og synker tilbage mod bunden af gryden. Vand stiger i nogle områder af gryden og synker i andre. Dette danner konvektionsceller. Som vi vil se i de senere kapitler, spiller konvektion en vigtig rolle i planetariske atmosfærer og i Solens og stjernernes struktur.
Radioaktivt henfald, leverer varmekilden til at drive konvektionen i Jordens kappe (se figur 7.18b). Kappen er ikke smeltet (hvis den var, kunne sekundære seismiske bølger ikke rejse gennem den), men den er noget mobil. Tænk på kappen som den plastiske konsistens af varmt glas. Denne konsistens, tillader konvektion at finde sted meget langsomt. Jordens lithosfære, er opdelt i omkring syv store plader og cirka en halv snes mindre. Konvektionsceller i Jordens kappe driver pladerne, og bærer både kontinenterne og havbunden med sig. Konvektion, danner også ny skorpe langs spredningszonerne i havet. Der hvor kappematerialet stiger op, afkøles, og langsomt spredes ud.
Figur 7.19 illustrerer nogle af mekanismerne og konsekvenserne af pladetektonik. Hvis materialet stiger og spredes på et sted, skal det konvergere og synke et andet sted. Steder hvor pladerne konvergerer og konvektionsstrømmene går ned ad, kaldes subduktionszoner. I en subduktionszone, glider en plade ned under en anden, og konvektionen trækker det neddykkede lithosfæriske materiale tilbage ned i kappen. Marianagraven – den dybeste del (11 km) af Jordens havbund, er en sådan subduktionszone.
Meget af havbunden ligger mellem spredningszoner og subduktionszoner, og som følge heraf, har havbunden tendens til at forblive den yngste del af jordskorpen. Faktisk er de ældste havbundsklipper mindre end 200 millioner år gamle (dette er en af grundene til, at der ikke er tegn på meget store nedslagskratere på havbunden). Nogle steder, dykker pladerne ikke ned under hinanden, men kollidere med hinanden og skubbes opad. De højeste bjerge på Jorden, Himalayabjergene, opstod da den Indo-australske subkontinentale plade, kolliderede med den Eurasiske plade. Den Indo-australske fortsætter med at bevæge sig nordpå, hvilket for himalayabjergene til at hæve sig med en hastighed på en halvmeter per århundrede. På andre steder, møder lithosfæriske plader hinanden i skrå vinkler og glider forbi hinanden på langs. En type forkastninger, der hedder transformeringsforkastninger, markere den aktivt glidende brudzone mellem pladernes grænser. En sådan zone er San Andreas forkastningen i Californien, USA, hvor Stillehavspladen glider forbi den Nordamerikanske plade.
Steder hvor pladerne mødes, har en tendens til at være mere geologisk aktive. Faktisk er en af de bedste måder at se en oversigt over Jordens plader, at se på et kort hvor der vises jordskælv og vulkaner (se figur 7.20). Der hvor pladerne mødes, opbygges enorme spændinger. Jordskælv forekommer på grund af friktionen mellem de to plader, som til sidst giver efter, og pladerne glider forbi hinanden for at udløse spændingerne. Vulkaner forekommer ved subduktionszoner, hvor flygtige stoffer, der frigives fra den nedsynkende plade, ændrer sammensætningen af den overliggende kappe, hvilket får den til at smelte ved lavere temperaturer. Lithosfæriske plader kan være tusinder af kilometer på tværs og variere i tykkelse fra omkring 5 til 100 km. Når de driver, bevæger nogle sig hurtigere end andre, hvilket får pladerne til at strække sig, folde sig, eller knække. Disse effekter ses på overfladen som foldede og forkastningsklipper. Bjergkæder, er almindelige nær konvergerende pladegrænser, hvor pladerne folder og knækker.
Tektonisme på andre planeter
Noget overraskende, er pladetektonik kun blevet observeret på Jorden. Men alle de terrestriske planeter, og nogle måner, viser tegn på tektoniske forstyrrelser. Frakturer og forkastninger, har dannet sprækker i Månens skorpe i mange områder, hvilket efterlader forkastningsdale som den, der er afbildet i figur 7.21. Mange af disse er resultatet af store nedslag, der sprækkede og forvrængede måneskorpen. Vulkansk indtrængen, er en anden kilde til sprækker og forkastninger.
Merkur har sprækker og forkastninger, der ligner dem på Månen. Derudover er der talrige klippeformationer på Merkur, der er hundredevis af kilometer lange (se figur 7.22). Disse synes at være resultatet af komprimering af Merkurs skorpe. Som andre terrestriske planeter, var Merkur engang smeltet. Efter overfladen på planeten blev afkølet og skorpen blev dannet, fortsatte det indre af planeten med at afkøle og skrumpe. Som det indre fortsatte med at krympe, sprækkede og foldede Merkurs lithosfære sig, meget lig den måde en vindrue rynkes og bliver til en rosin. Planetforskere vurderer, at Merkurs volumen er krympet mindst 5 procent efter dannelsen af skorpen. Der er også tegn på, at Månen også er skrumpet på samme måde.
Muligvis, er den mest imponerende tektoniske struktur i Solsystemet, Valles Marineris på Mars (se figur 7.23). Valles Marineris omfatter en række enorme sprækker i lithosfæren på Mars, der blev dannet da lokale kræfter, måske relateret til kappekonvektion, skubbede lithosfæren opad, nedefra. Strækkende sig langs ækvatorialområdet på Mars for næsten 4.000 km, er dette system af kløfter lige så langt som afstanden mellem San Fransisco på USA’s vestkyst og New York på USA’s østkyst. Jordens Grand Canyon, ville ikke være meget mere end en lille sidekløft på denne enorme kløft på Mars. Da den blev dannet, blev sprækkerne eroderet af vind, vand og jordskred, hvilket resulterede i den enorme kløft, der er synlig i dag. Andre dele af Mars, viser forkastninger der ligner dem på Månen, men klippeformationer der er så lange som dem der ses på Merkur, er fraværende på Mars.
Venus’ masse, er kun 20 procent mindre end Jordens, og dens radius er kun 5 procent mindre, hvilket medfører en overfladetyngdekraft på 90 procent den af Jordens. På grund af disse ligheder, forudsagde mange forskere, at Venus også kunne vise eng på pladetektonik. Imidlertid, blev der ikke observeret sådanne beviser under NASAs Magellan mission, der brugte radar til at kigge gennem de tykke, tætte skyer, som indhyller planeten. Magellan kortlagde næsten hele overfladen, hvilket gav de første højopløsningsbilleder af planetens overflade (se figur 7.24). European Space Agency’s Venus Express, der har været i kredsløb om planeten siden 2006, kortlagde Venus i det infrarøde spektrum, som er i stand til at se igennem skyerne og bed til overfladen.
Nedslagskraterne på Venus synes at være jævnt fordelt, hvilket tyder på, at hele overfladen har omkring den samme alder, hvilket er omkring 750 millioner år. Venus er for det meste dækket af glat lava, men der er to højlandsområder: Ishtar Terra i nord og Aphrodite Terra i syd. Højlandsområderne er mindre glatte og ældre end resten af Venus’ overflade, og de ligner granitklipper som dem der findes på Jorden. Da granit stammer fra pladetektonik og vand, tyder dataene på muligheden for, at disse højlandsområder på Venus, er gamle kontinenter, som er skabt af vulkansk aktivitet på en planet med oceaner.
Det indre af Venus, bør være meget lig det indre af Jorden, og konvektion bør forekomme i Venus’ kappe. Denne model giver dog imidlertid et problem: i manglen på pladetektonik på Venus, hvordan kommer den termiske energi fra Venus’ indre så ud af planeten? På Jorden, frigør kappekonvektion og pladetektonik, termisk energi fra det indre af Jorden. Jorden har få såkaldte hot spots, som Hawaiiøerne, hvor varmt, dybtliggende kappemateriale, stiger op og frigiver termisk energi. Nogle forskere mener, at Venus kan have lignende hot spots, hvor termisk energi undslipper fra planetens indre. Cirkulære brud (kaldet coronae) på overfladen af Venus, som spænder fra et par hundrede til flere tusinde kilometer på tværs, kan være resultatet af opstrømmende plumer af varm kappemateriale, der har gennembrudt Venus’ overflade.
Nogle planetforskere har foreslået, at det i stedet kan være en radikalt anderledes form for tektonisme, der arbejder på Venus. De mener, at hot spots ikke er tilstrækkelige for at tillade den termiske energi, der genereres inde i planeten, at undslippe, og som følge heraf, kan termisk energi fortsættes med at blive opbygget i det indre af planeten, lige indtil store klumper af lithosfæren smelter og vender bunden i vejret. Denne smeltning og omvæltning af disse klumper, ville frigøre en enorm mængde energi, hvorefter overfladen på planeten igen ville afkøle og blive genopbygget. Denne ide, forbliver dog kontroversiel, men den kan hjælpe med at forklare Venus’ relativt unge overflade. Den understreger også pointen af, hvor forskellige de terrestriske planeters geologiske historier synes at være.
Hvorfor Venus og Jorden skulle have så forskellige former for tektonisme, forbliver en gåde. Segmenteringen af Jordens lithosfære i bevægelige plader, virker unik blandt Solsystemets planeter og måner.
Vulkanisme: Et tegn på geologisk aktivitet
Vulkansk aktivitet er en vigtig proces, der danner planet overflader. På Jorden kan voldsomme vulkanske begivenheder – herunder vulkanske udbrud og nogle jordskælv – også resultere i store menneskelige tab. I december 2004, udløste et voldsomt jordskælv ud for Sumatras kyst, en enorm tsunami der fejede hen over Det Indiske Ocean. Mere end 225.000 mennesker blev dræbt i denne katastrofe, og den var en af de mest dødbringende i moderne tid. Som jordskælv, har vulkanudbrud gennem historien, skabt naturkatastrofer i stor skala. Udbruddet af Vesuvio i år 79, begravede byen Pompeii; eksplosionen af Krakatoa i det vestlige Stillehav i 1883, førte til tabet af 36.000 menneskeliv; den varme aske der flød fra Mount Pelée, ramte den caribiske havneby Saint-Pierre i 1902, og dræbte alle byens 30.000 indbygger, med undtagelse af to – disse er blot nogle få af en lang liste over eksempler på død og ødelæggelse, der er forårsaget af vulkanudbrud. Nyere vulkanudbrud på Island og i Chile, førte til rejseforstyrrelser for tusinder, da den spredte vulkansk aske, og gjorde det usikkert for fly, at flyve gennem enorme områder nær udbruddene.
Terrestrisk vulkanisme er relateret til tektonisme
Hvordan dannes vulkaner, og hvorfor findes de in nogle regioner og ikke i andre? Er der tegn på vulkaner på andre planeter? At besvare disse spørgsmål, kræver en forståelse af, hvordan og hvorfra magma – hovedkomponenten i vulkanisme – stammer.
Magma, ankommer ikke til Jordens overflade fra dens smeltede kerne; i stedet indikerer seismiske bølger, at magma stammer fra den nedre skorpe og øvre kappe, hvor kilder til termisk energi kombineres. Disse termiske energikilder, omfatter opadgående konvektionsceller i kappen, friktionsopvarmning genereret af bevægelse i lithosfæren mellem tektoniske plader, og koncentrationer af radioaktive grundstoffer.
Fordi Jordens termiske energikilder ikke er ensartet fordelt, findes vulkaner sædvanligvis oven på de såkaldte hot spots og langs med pladernes grænser. Kort over geologisk aktivitet (se figur 7.20), efterlader ingen tvivl om, at de fleste terrestriske vulkaner, i sidste ende er forbundet med de samme kræfter, der er ansvarlige for de tektoniske pladers bevægelse. Materialet på bunden af en lithosfærisk plade, er under et stort pres på grund af pladens vægt der skubber ned på den. Dette tryk, øger materialets smeltepunkt, hvilket tvinger det til at forblive på fast form, selv ved høje temperaturer. Når dette materiale, tvinges op gennem skorpen, falder trykket; og som trykket falder, gør også materialets smeltepunkt det. Materiale, der var fast på bunden af pladen smelter, som det nærmer sig overfladen. Steder, hvor konvektionen transporterer varmt kappemateriale mod overfladen, er hyppige udbrudssteder. Island, der er en af de mest aktive vulkanske regioner i verden, sidder på en sådan spredningszone – Den Midtatlantiske Højderyg (se figur 7.17 og 7.20).
Når lava når Jordens overflade, kan den danne mange forskellige strukturer (se figur 7.25). Strømme, danner ofte store plader, især hvis udbruddet stammer fra lange sprækker der kaldes fissurer. Hvis meget flydende lava, strømmer fra en enkelt ”punktkilde”, spredes den ud over det omgivende terræn eller havbunden, og dander det der er kendt som en skjoldvulkan (se figur 7.25a). Tykke lavastrømme, med eksplosive udledninger af klippeaflejringer, danner stejle strukturer der kaldes stratovulkaner eller keglevulkaner (se figur 7.25b).
En tredje form for terrestrisk vulkanisme opstår, hvor konvektive plumer stiger op mod overfladen i det indre af lithosfæriske plader, hvilket danner lokale hot spots (se figur 7.25c). Vulkanisme oven på hot spots, virker meget som vulkanisme ved en spredningszone, bortset fra at den konvektive opstigen forekommer et sted, i stedet for langs kanten af en plade (se figur 7.19). Disse hot spots kan smelte kappemateriale og lithosfærisk materiale, og tvinge det mod overfladen.
Jorden har mange hot spots, herunder regionerne omkring Yellowstone National Park og Hawaiiøerne. Hawaiiøerne, er en kæde af skjoldvulkaner, der dannes efterhånden som den lithosfæriske plade bevæger sig henover et hot spot. Vulkaner der går i udbrud over et hot spot, danner en ø. Øen stopper med at vokse, som pladebevægelserne bærer øen bort fra hot spottet. Den langsommere proces med erosion, nedbryder øen. I mellemtiden vokser en ny ø frem over hot spottet. I dag ligger Hawaii hot spottet ud for den østlige kyst af Hawaiis største ø, hvor den fortsætter med at drive de aktive vulkaner. Lige oven på hot spottet, dannes den nyeste af Hawaiiøerne, Loihi. Loihi, er allerede en enorm skjoldvulkan, der rejser sig mere end 3 km over havbunden. Loihi, vil i sidste ende bryde gennem havoverfladen, og smelte sammen med Hawaiis største ø – men ikke før om 100.000 år.
Vulkanisme forekommer andre steder i Solsystemet
Selv om Jorden er den eneste planet, hvor pladetektonik er en vigtig proces, findes der tegn på vulkanisme i hele Solsystemet, herunder på flere måner for de ydre planeter. Allerede før Apollo astronauterne satte fod på Månens overflade, viste fotografier, at Månen havde områder der synes at have flydende træk, i de mørke regioner. Nogle af de første observatører der brugte teleskoper, mente at disse mørke områder lignede havene – så de fik navnet maria (i ental mare), der er latin for ”have/ocean”. Mariaen, er i virkeligheden store, hærdede lavastrømme, der ligner basaltet på Jorden. Det faktum, at mariaerne indeholder relativt få kratere, indikerer at disse vulkanske strømme opstod efter perioden med det tunge bombardement ophørte. Omkring 18 procent af Månens overflade, er dækket af vulkansk klippe (undtagen dem, der afkøledes fra ”magma oceanerne”)
Mange af de klippeprøver, som Apollo astronauterne bragte med tilbage fra Månens maria, vist sig at indeholde gasbobler, som er typiske for vulkansk materiale (se figur 7.26). Den lava der strømmede ud over Månens overflade, skal have været relativt flydende (se figur 7.27). Denne relativt flydende egenskab, skyldes til dels lavaens rige kemiske sammensætning af jern og titan, og forklarer hvorfor Månens basalt danner store plader, der fylder lavtliggende områder som nedslagskratere. Det forklarer også delvist Månens mangel på klassiske vulkaner: lavaen var for flydende til at blive bygget op.
Prøverne viste også, at de fleste af Månens lavastrømme er ældre end 3 milliarder år. Prøver fra Månens stærkt kraterede terræn stammer også fra magma, hvilket tyder på, at den unge Måne gennemgik et stadium hvor den var smeltet. Disse klipper, afkøledes fra et ”magma ocean” og er mere end 4 milliarder år gamle, og bevarer en flig af Solsystemets historie. De fleste kilder til opvarmning og vulkanaktivitet på Månen, lukkede ned for omkring 3 milliarder år siden – i modsætning til på Jorden, hvor vulkanismen fortsatte. Denne konklusion, er helt sikkert i overensstemmelse med det argument, der tidligere blev præsenteret, at mindre planeter afkøles mere effektivt og dermed vil være mindre aktive end større planeter.
Kun i nogle få begrænsede områder på Månen, menes yngre lava at eksistere; i de fleste af disse områder, er der ikke blevet udtaget prøver direkte. Lunar Reconnaissance Orbiter har observeret vulkanske kegler, der sandsynligvis er blevet opbygget af vulkansk klippeudbrud fra overfladen. Disse vulkanske klipper, er meget forskellige i forhold til basalten i mariaerne og indeholder silicium og thorium. Disse kegler, kan være dannet så sent som for 800 millioner år siden, hvilket ville gøre dem til resultatet af den seneste vulkanske aktivitet der er fundet på Månen.
Merkur viser også tegn på forgangen vulkanisme, der muligvis svarer til den på Månen. Mariner 10 og Messenger missionerne, har afsløret glatte sletter, der ligner mariaerne på Månen. Disse sletter der har få nedslagskratere, er de yngste områder på Merkur, ligesom det er tilfældet på Månen, og er næsten helt sikkert vulkanske af oprindelse. Mange af de vulkanske sletter på Merkur, er også blevet forbundet med ar efter nedslag. Overlejrede nedslagskratere, indikerer at de fleste af sletterne, sandsynligvis er mange milliarder år gamle, men nogle kan være så unge som 1 til 2 milliarder år. Højopløsningsbilleder fra Messenger, har også identificeret en række vulkaner. Ud over vulkanerne, er der også fundet ventilationsskakte (se figur 7.28), der kan stamme fra eksplosiv vulkanisme, omkring det store nedslagskrater, Caloris.
Mere end halvdelen af Mars’ overflade, er dækket af vulkanske klipper. Almindelig lava, dækker enorme områder af Mars, der oversvømmede det ældre, kraterede terræn. De fleste ventilationsskakter eller fissurer som skabte disse strømme, er blevet begravet under lavaen, der væltede ud fra dem (se figur 7.29). Blandt de mest imponerende strukturer på Mars, er dens enorme skjoldvulkaner. Disse vulkaner, er de største bjerge i Solsystemet. Olympus Mons, der rejser sig 27 kilometer op over overfladen, og er 550 km bred (se figur 7.30), ville tårne sig højt op over Mount Everest og Hawaiis Mauna Loa (Mauna Loa hæver sig 9 km op over havbunden i Stillehavet og dækker et areal på 120 km på tværs. Mauna Loa er Jordens største bjerg). Selvom de er meget større i størrelse, er de fleste af de meget store vulkaner på Mars, skjoldvulkaner ligesom deres fætre på Hawaii. Olympus Mons og dens naboer er vokset, som følge af hundrede tusindevis af individuelle udbrud. I manglen på plade tektonik på Mars, er dens vulkaner forblevet over deres hot spots i milliarder år, og er vokset stadigt højere og bredere ved den lavere overfladetyngdekraft, med ethvert af de på hinanden følgende udbrud.
Lavestrømme og andre vulkanske landformer, spænder over næsten hele Mars’ historie, og skønnes at strække sig fra dannelsen af en fast skorpe for omkring 4,4 milliarder år siden, til geologisk set nyere tider, og dækker næsten halvdelen af den røde planets overflade. Men hus, at nyere tider i geologisk forstand, stadig kunne være mere end 100 millioner år siden. Selvom nogle ”frisk udseende” lavastrømme er blevet identificeret på Mars, vil kun radiometrisk datering kunne bekræfte alderen af disse seneste udbrud. Mars kunne i princippet stadig opleve udbrud den dag i dag.
Af de terrestriske planeter, har Venus de fleste vulkaner. Radarbilleder afslører et bredt udvalg af vulkanske landformer. Det meste af Venus, er dækket af vulkanske materialer, eller tektonisk forstyrrede klipper af formodet vulkansk oprindelse. Disse omfatter meget flydende lavafloder der dækker tusindvis af kvadratkilometer, skjoldvulkaner der nærmer sig størrelsen og kompleksiteten af dem på Mars, keglevulkaner og lavakanaler der er tusinder af kilometer lange. Lavaen skal have været ekstremt varm og flydende, for at kunne flyde så lange afstand. Nogle af de vulkanske udbrud på Venus, antages at have været forbundet med deformationer i Venus’ lithosfære, henover hot spots som for eksempel de tidligere nævnte cirkulære strukturer nævnt tidligere.
Selvom vi kun ved lidt om sammensætningen af de vulkanske klipper på Venus, målte de sovjetiske Venera-lander sonder nogle overfladesammensætninger; for det meste, peger resultaterne i retning af, at laven på Venus er basalt, lige som lavaen på Jorden, Månen og Mars, og muligvis også Merkur. Venus Express sonden, tog billeder af tre af de ni Hawaii-lignende hot spots ved infrarøde bølgelængder. Hver hot spot har flere vulkaner, med højder på 500-1.200 meter over de nærliggende sletter. De fandt, at nogle af de vulkanske regioner på Venus udstråler varme mere effektivt end regionerne i nærheden, fordi de endnu ikke havde reageret med gasserne i Venus’ atmosfære. Dette tyder på, at disse vulkanske regioner er af yngre materialer, og at den vulkanske aktivitet her fundet sted inden for de seneste 2,5 millioner år, og måske endda for så nyligt som ganske få tusinde år siden. Som vi vil se i næste kapitel, har Venus noget af den vulkanske gas svovldioxid i sin atmosfære, så Venus kan stadig køle sit indre ved vulkansk aktivitet.
En geologisk tidsplan for Venus, er endnu ikke blevet fremlagt, men fra den relative mangel på nedslagskratere, anses det meste af overfladen for at være mindre end 1 milliard år gammel, og noget af den kan være meget nyere. Hvornår vulkanismen begyndte på Venus og hvor meget aktiv vulkanisme der eksisterer i dag, er stadig ubesvarede spørgsmål.
Erosion: Nedbryder højder, fylder lavninger
Erosion udjævner planeternes overflader, nedslider de høje punkter og fylder de lave. Betegnelsen erosion, dækker over en bred vifte af processer, der tilsammen udjævner det planetariske terræn. Det første trin i erosionsprocessen, kaldes forvitring, hvor klippen nedbrydes i mindre stykker og kan ændres kemisk. For eksempel, bliver klipper på Jorden fysisk forvitret langs kysterne, hvor bølgernes konstante anslag mod dem, nedbryder dem til strandsand der hvor de to mødes. Andre forvitringsprocesser omfatter kemiske reaktioner, som for eksempel kombinationen af oxygen i atmosfæren og jern i klipperne. Dette danner en form for rust. En af de mest effektive former for forvitring er fryse-optøningscyklusser, hvor flydende vand løber ned i sprækker og herefter fryser til is og ekspandere så klipperne brækkes i stykker. Vand er et ekstremt stærkt forvitringsmiddel og dominerer erosionen på Jorden. Hvert år, leverer floder og vandløb på Jorden, op i mod 10 milliarder tons sediment til oceanerne.
Erosionsmaterialerne, der dannes på grund af vejrforhold, transporteres væk ved at flyde med strømmes af rindende vand, gletsjere eller blæsten og deponeres i andre områder som sediment. Denne eroderende væk af materialer, danner strukturer som floddale, vindskulpturerede bakker og bjerge udskåret af gletsjere. Aflejringen af sedimentet, danner floddeltaer, klitter og stenbunker ved bjerge og klipper. Erosion er mest effektivt på planeter hvo vind og vand er til stede. På Jorden, hvor vind og vand er fremherskende, bliver de fleste nedslagskratere slidt ned og fyldt op, selv før de bliver udsat for tektonisk aktivitet. Hvis andre processer ikke arbejdede for at danne bjerge, dale og andre topografiske strukturer, ville erosion i sidste ende nedslide planeter som Jorden, lige så glatte som billardkugler.
Selvom Månen og Merkur næsten ingen atmosfære har og intet rindende vand, er en type af meget langsom erosion stadig aktiv. Stråling fra Solen og fra rummet, nedbryder langsomt nogle typer af mineraler, og forvitrer effektivt klippen. Sådanne indvirkninger, bliver maksimalt få millimeter dybe. Påvirkninger fra mikroasteroider, kan også slå flager af klipper. Derudover kan der forekomme jordskred, hvor tyngdekraften og forskelle i højde er til tilstede. Selv om jordskred fremmes af vands smørende effekt, ses jordskred også på tørre planeter som Merkur og på Månen. Materiale fra jordskred, er endda blevet iagttaget på Mars’ små måner og på asteroider.
Jorden, Mars og Venus har alle atmosfærer, og alle tre planeter viser effekterne af storme. Billeder af Mars (se figur 7.31) og Venus, der sendes tilbage fra landere, viser overflader som har været udsat for stormvejr. Omkredsende rumsonder, har sendt billeder tilbage, der viser klitter og vinderoderede bakker. Støvstorme der indhyller hele planet, er blevet observeret på Mars. Disse storme har ved flere lejligheder, helt blokeret for udsynet til planetens overflade i flere måneder.
Sandklitter er almindelige på Jorden og Mars, og nogle er blevet observeret på Venus. De forekommer ofte, hvor modsatrettede og stærke vinde blæser, og der er rigelige af forsyninger af løse sandkorn. Det største område med vindblæst sand på Mars (figur 7.32), ligge i det nordlige polarområde. Det dækker over 700.000 km2, hvilket er nogenlunde samme størrelse, som de største klitansamlinger på Jorden. De mest almindelige vindrelaterede strukturer på Mars og Venus, er vindstriber (se figur 7.33). Disse overfladestrukturer fremkommer, forsvinder og ændres på grund af vinden, der blæser sedimenter rundt om bakker, kratere og klipper. De tjener som lokale vejrhaner, der kan fortælle planetforskerne om retningen af de lokalt fremherskende overfladevinde.
