Ovda Regio es una meseta de la corteza de Venus ubicada cerca del ecuador en la región montañosa occidental de Afrodita Terra que se extiende desde 10 ° N a 15 ° S y 50 ° E a 110 ° E. Conocida como la meseta de la corteza más grande de Venus , la región cubre un área de aproximadamente 15,000,000 kilómetros cuadrados (5,800,000 millas cuadradas) [1] y está delimitada por llanuras regionales al norte, Salus Tessera al oeste, Thetis Regio al este y Kuanja y Ix Chel chasmata al sur. [2]La meseta de la corteza sirve como un lugar para contener los terrenos de teselas localizados en el planeta, que constituye aproximadamente el 8% de la superficie de Venus. [2] [3] La evolución cinemática de las mesetas de la corteza en Venus ha sido un tema debatido en la comunidad científica planetaria. Se espera que la comprensión de su compleja evolución contribuya a un mejor conocimiento de la historia geodinámica de Venus. Lleva el nombre de un espíritu del bosque de Mariji que puede aparecer tanto como hombre como como mujer. [4] [5]
Geología estructural
Se ha realizado una extensa investigación para describir la geología estructural de Ovda Regio. Se han analizado imágenes de radar de apertura sintética (SAR) de la misión Magellan de la NASA para reconocer la distribución de sus características estructurales. Luego, se trazó un mapa de la distribución para encontrar su relación temporal y espacial para encontrar una idea de los mecanismos de deformación y formación de la Regio. [2] El desafío en este proceso es encontrar las relaciones temporales y espaciales ideales, que tienen un papel destacado en la comprensión de los procesos tectónicos. En términos de configuración estructural, la Regio se caracteriza principalmente por cintas, pliegues y un complejo de graben .
Western Ovda
Los pliegues y una capa de composición distinta caracterizan generalmente la parte occidental de Ovda Regio. La estratificación composicional significa que las capas estructurales se diferencian entre sí en términos de sus composiciones químicas. [6] En particular, las capas se diferencian en función de su tono y reconocimiento de textura de las imágenes SAR. Los pliegues observados en esta parte de la Regio son concéntricos, asociados con zambullidas y comparten un eje común que tiende de este a oeste. [7] Otra característica que se observa en esta parte son las estructuras de cintas. Las cintas se pueden describir como estructuras empinadas con una depresión larga de aproximadamente 1 a 3 km de ancho y profundidades poco profundas de menos de 500 m. [8] [9] En contraste con las estructuras plegables, las cintas en la parte occidental están distribuidas al azar. [7]
Central Ovda
El centro de Ovda se distingue por las crestas que presentan orientaciones este-oeste similares a las del oeste de Ovda. Estas crestas son comunes en el margen norte y a menudo comparten un eje común con las estructuras de los pliegues. Otras características estructurales observadas en esta parte de Ovda son la formación de pilas imbricadas y dúplex en el margen sur. [7] Un análisis más detallado que se realizó en esta parte indica que el centro de Ovda alberga un régimen tectónico de rumbo-deslizamiento donde la deformación se acompaña de tres estructuras diferentes: pliegues, fallas normales y fallas de rumbo-deslizamiento. [10]
Ovda oriental
En la parte oriental de Ovda, el marco estructural está definido principalmente por estructuras de pliegues y cintas anchos. Se observa que los pliegues anchos tienen amplitudes de hasta 25 km y varios cientos de km de longitud. Mientras que las estructuras de cintas generalmente tienen un patrón radial. Algunas de las estructuras de cintas en esta parte de Ovda son bastante difíciles de interpretar debido a la resolución limitada de las imágenes SAR. También hay un buen número de grabens en esta parte, aunque los grabens no son muy distinguibles y se limitan a pliegues de crestas. [8]
Evolución cinemática
Hay algunas ideas que se discuten continuamente en la comunidad científica planetaria con respecto a la evolución tectónica de Ovda Regio:
Evolución cinemática regional
Regionalmente, hay dos fases separadas de evolución tectónica. Inicialmente, la Regio se encontraba en un estado estable donde no hay tensiones que actúen sobre las mesetas de la corteza. Este estado fue seguido por la primera fase en la que las tensiones compresionales orientadas de norte a sur actuaron sobre la Regio y produjeron un patrón de plegado de este a oeste. Este patrón proporciona el marco estructural principal en Ovda Regio. Luego, tuvo lugar la segunda fase en la que los esfuerzos de compresión se intensificaron y desarrollaron importantes zonas de mega cizalla . [7]
Evolución cinemática marginal
En general, hay dos fases diferentes de evolución estructural que describen los márgenes de la meseta cortical de la Regio. La fase inicial precedió a la primera fase y la última fase concluyó la segunda fase. La fase inicial fue cuando se colocó todo el material en su lugar, que luego construiría el terreno de teselas. Durante la primera fase, las fallas de empuje y los cinturones de plegado comenzaron a desarrollarse paralelamente a los márgenes. Al comienzo de la primera fase, estas fallas y pliegues impactaron en el terreno de la tessera, pero posteriormente impactaron en las llanuras volcánicas de la intratessera. En la segunda fase, todas las fallas de empuje y cinturones de plegado experimentaron una extensión perpendicular. Además, la última fase ocurrió cuando los eventos extensionales llevaron a cabo de manera continua las estructuras deformadas de la meseta y afectaron las unidades volcánicas. [11]
Desarrollo dinámico
Hay varios modelos que se han debatido para explicar la formación de la meseta de la corteza en Venus, particularmente en Ovda Regio:
Modelo de Downwelling
Este modelo describe que el flujo descendente del manto ayudó al desarrollo del engrosamiento y acortamiento de la corteza dúctil debido a la compresión y acreción de la litosfera delgada . Sin embargo, este modelo necesita mucho tiempo de engrosamiento de la corteza (1-4 mil millones de años). [12] [13] También existen algunas limitaciones para este modelo. La primera es que este modelo no proporciona ninguna explicación para las estructuras contractuales y la segunda es que la sincronización de las estructuras extensionales no se correlaciona bien con las relaciones transversales conocidas. [11]
Modelo de surgencia
Este segundo modelo describe el afloramiento de un flujo de manto (penacho) que acomoda la formación de engrosamiento de la corteza por subchapado magmático y actividades volcánicas asociadas con la litosfera delgada. [11] [14] Los científicos planetarios que apoyan este modelo identifican dos categorías de estructuras extensionales: graben largo y estrecho, denominado cintas, y graben más espaciados. La secuencia de formación de estas estructuras aún es discutible. Algunos científicos creen que las cintas se formaron primero, seguidas más tarde por el graben muy espaciado. Pero hay otros científicos que creen en la secuencia inversa. [2] [11]
Modelo de impacto
Según el modelo de impacto, las mesetas de la corteza se formaron por estanques de lava de la fusión del manto debido a los impactos de meteoritos en la delgada litosfera del planeta. Según este modelo, las mesetas de la corteza se elevarían por isostasia porque el manto debajo de los estanques de lava está agotado con derretimientos residuales en comparación con el manto vecino no completado. [11] [15] Sin embargo, hay algunos problemas que acompañan a este modelo. El primer problema es que los científicos no confían en que los impactos de meteoritos tengan la capacidad de derretir una porción significativa de la litosfera del planeta y generar suficiente magma que causaría isostasia. [16] El segundo problema es que los grandes pliegues del planeta necesitan una gran cantidad de tensiones para pasar la fina capa quebradiza, pero el magma subyacente no es capaz de transferir suficientes tensiones a través de la capa.
Referencias
- ^ Las dimensiones son 6000 × 2500 km
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