Марс

этого тела из пояса астероидов на сравнительно близкую орбиту вокруг Марса.

Тщательное изучение изображений Д.Веверкой и другими исследователями

наиболее убедительные свидетельства в пользу предположения, что это скорее

трещины, а не складки и не остаточные формы эрозии, хотя по своей

морфологии они достаточно сложные - видимо, вследствие взаимодействия с

поверхностным реголитом. Однако причина их образования могла быть иной.

Нельзя исключить, что крупный кратер Стинки диаметром около 10 км и борозды

на поверхности Фобоса возникли в одном и том же процессе. Действительно,

наиболее крупные, четко выраженные трещины, имеющие ширину от 100 до 200 м

и глубину от 10 до 20 м, находятся вблизи кратера, образовавшегося от удара

крупного метеорита, - события почти катастрофического для небольшого тела,

хотя бы частично состоящего из углистых хондритов (материала, слабого по

своей механической прочности), едва не приведшего к его разрушению. На

противоположной кратеру стороне трещины меньше, а самая крупная,

непосредственно примыкающая к Стинки, имеет ширину 700 м и глубину 90 м.

Эти размеры огромны, если учитывать, что максимальный поперечник Фобоса

всего 27 км, а минимальный - 19 км.

Исходя из кратерообразования на небесных телах в районе орбиты Марса и

плотности кратеров на Фобосе, возраст борозд оценивается в 3,4 млрд. лет.

По крайней мере, он не меньше 1 млрд. лет, если предположить, что по каким-

либо причинам интенсивность бомбардировки крупными метеоритами вблизи

астероидного пояса была аномально высокой. Было ли это единственное "почти

катастрофическое" событие в истории спутников Марса? Это не известно, хотя

вполне резонно предположить, что могли произойти другие крупные катастрофы

и что существующие сейчас спутники действительно представляют собой

фрагменты крупных родительских тел - отправного пункта эрозийной гипотезы

образования линейчатых структур на поверхности Фобоса. Обзорное

фотографирование с "Викингов" не привело к обнаружению других "осколков"

размером более примерно 1 км; однако не следует забывать, что охваченная

наблюдениями область пространства была ограниченной. К тому же надо учесть,

что за период в миллиарды лет могла произойти сложная эволюция их орбит.

6. Внутреннее строение.

Характерные особенности геологических структур на марсианской

поверхности служат хорошим критерием для рассчитываемых эволюционных

моделей планеты, занимающей по своим размерам промежуточное положение между

Луной и Меркурием, с одной стороны, и Землей и Венерой - с другой. Прежде

всего, существует ряд свидетельств того, что, подобно остальным планетам

земной группы, на Марсе также происходила ранняя дифференциация вещества

его недр. На это указывают сохранившиеся следы первичной магматической

деятельности на отдельных наиболее древних участках поверхности, химический

состав поверхностных пород. Однако для Марса значительнее труднее

удовлетворить требованию высокой начальной температуры центральных

областей, с тем, чтобы обеспечить их расплавление, если принять во внимание

только металлсиликатное фракционирование первичного вещества, позволяющее

объяснить его низкую среднюю плотность за счет общей обедненности железом.

Обойти эту трудность можно, приняв также во внимание вероятное

фракционирование железа и серы и удержание повышенного содержания

халькофильных элементов при относительно низких температурах конденсации на

орбите Марса. Это позволяет допустить, что образовалось ядро из смеси

железа с сернистым железом в условиях сравнительно невысоких температур

(около 1300 K), отвечающих эвтектике Fe-FeS. Допуская также, что калий

вошел в сульфидную фазу, можно предположить, что благодаря распаду 40K

сохранились тепловые источники в ядре.

Поскольку значительная доля железа связывалась серой, можно думать,

что мантия Марса также обогащена сернистым железом и что в составе ее

силикатов больше минералов с повышенным содержанием железа, чем магния.

Несомненная обогащенность железом обнаружена и в слагающем веществе

поверхностных пород. Это приводит к предположению, что гравитационная

дифференциация вещества Марса не была столь глубокой и полной, как на

других планетах земной группы. Именно с этим обстоятельством - недостаточно

полным выделением металлического железа - связано его повышенное содержание

в марсианских породах, в то время как общее относительное содержание железа

в веществе Марса не превышает ~25%, что существенно меньше, чем у Земли,

Венеры и, конечно, Меркурия. Сильное ограничение на степень дифференциации

Марса накладывает и величина безразмерного момента инерции I=0,375,

определенная с использованием данных измерений параметров орбит

искусственных спутников планеты. Она указывает на сравнительно небольшое

отклонение от однородного распределения плотности, что согласуется с

представлениями о наличии сравнительно небольшого и не очень плотного ядра.

Его радиус оценивается равным примерно 800-1500 км, масса составляет менее

9% от полной массы планеты.

В современных моделях тепловой эволюции Марса полная теплогенерация

обеспечивается при отношениях долгоживущих изотопов, примерно

соответствующих солнечным, и несколько повышенном содержании калия.

Формирование железо-сульфидного ядра начинается вскоре после завершения

аккумуляции и продолжается ~1 млрд. лет, чему отвечает период раннего

вулканизма. Приблизительно еще один миллиард лет спустя образуется зона

частичного плавления мантийных силикатов, медленно расширяющаяся внутрь.

Этот этап характеризуется интенсивной вулканической и тектонической

деятельностью, образованием базальтовых равнин и вулканических щитов. На

рубеже этого периода (около 3 млрд. лет назад) Марс достигает вершины своей

эволюции, после чего постепенно начинает охлаждаться. В течение

последующего 1 млрд. лет поддерживается примерно постоянный уровень

термической энергии, происходят глобальные тектонические процессы

наибольшего масштаба, образование громадных вулканов на щитах.

Сейчас Марс продолжает остывать. Тепловой поток в современную эпоху

оценивается равным 40 эрг/см2*с - приблизительно таким же, как на

докембрийских щитах на Земле. Толщина литосферы, очевидно, достигает

нескольких сотен километров, в том числе около 100 км составляет ее верхний

слой - марсианская кора. Сравнительно большая толщина литосферы дает

основание предполагать умеренную сейсмическую активность Марса в настоящее

время. С этими представлениями согласуются результаты экспериментов по

пассивной сейсмике на посадочном аппарате "Викинг-2": приблизительно за год

работы на поверхности был зарегистрирован только один слабый толчок с

неглубоким эпицентром, вероятно, вызванный не тектоническими процессами, а

падением метеорита в нескольких десятках километров от аппарата.

Сохранение у планеты полностью или частично расплавленного ядра

подтверждают данные измерений Ш.Ш.Долгиновым и его сотрудниками магнитного

поля Марса на автоматических станциях "Марс-2", "Марс-3" и "Марс-5". Эти

измерения привели к выводу, что Марс обладает собственным магнитным полем,

топология которого соответствует полю дипольной природы, с напряженностью у

поверхности на экваторе около 65 гамм, хотя, как и в случае Венеры, этот

вывод разделяется не всеми исследователями. По сравнению с геомагнитным,

это поле слабое, что при одинаковых параметрах вращения обеих планет могло

бы быть следствием небольшой жидкой зоны в ядре. Если же, как полагает,

например, американский космофизик К.Рассел, это поле целиком

индуцированного происхождения, то даже это допущение придется отвергнуть и

признать, что ядро, скорее всего целиком затвердело. Нельзя, впрочем,

исключить, что в своей космогонической истории Марс переживает период

инверсии магнитного поля, какой, судя по палеонтологическим данным, не раз

переживала в прошлом Земля.

7. Атмосфера Марса.

Атмосфера представляет собой самую внешнюю и потому наиболее доступную

дистанционным методам исследований оболочку планеты, формирование которой

непосредственно связано с ее эволюцией.

Давление атмосферы у поверхности Марса на два порядка меньше, чем у

поверхности Земли. Средняя температура у поверхности Марса -60оС(~210K).

Преобладающий компонент в атмосфере Марса - углекислый газ, относительное

объемное содержание которого свыше 95%.

Таблица 2.

Относительные параметры атмосферы Марса.

|Химический состав |CO2 |95 |

|(объемные проценты по | | |

|отношению к средней | | |

|плотности) | | |

| |N2 |2-3 |

| |Ar |1-2 |

| |H2O |10-3-10-1 |

| |CO |4*10-3 |

| |O2 |0,1-0,4 |

| |SO2 |10-5 |

| |Ne |<10-3 |

| |Kr |<2*10-3 |

| |Xe |<5*10-3 |

|Средняя молекулярная масса| |43,5 |

|Температура у поверхности | | |

|Tmax(K) | |270 |

|Tmin(K) | |200 |

| | | |

|Среднее давление у | |6*10-3 |

|поверхности P (атм.) | | |

| | | |

|Средняя плотность у | |1,2*10-5 |

|поверхности r (г/см3) | | |

Для атмосферы Марса характерно низкое относительное содержание

водяного пара, на уровне сотых и тысячных долей процента. Около 80%

количества H2O сосредоточено в приповерхностном слое атмосферы толщиной в

несколько километров. Содержание водяного пара в зависимости от сезона,

широты и времени суток колеблется в сто раз. Наиболее сухая атмосфера - в

высоких широтах зимой, а наиболее влажная - над полярными областями летом.

На Марсе обнаружены также отдельные районы повышенной влажности в средних

широтах и общее уменьшение влагосодержания в атмосфере в период пылевой

бури.

В разреженной атмосфере Марса тепловые неоднородности у поверхности

резко выражены, и температурный профиль испытывает значительные сезонно-

суточные изменения, достигающие 100-150 K. С высотой глубина вариаций

сильно уменьшается. За среднее давление, примерно соответствующее

среднеуровенной поверхности Марса, принято 6,1 мбар. Оно совпадает с

положением тройной точки на фазовой диаграмме воды. В зависимости от

рельефа давление колеблется от ~2 до ~ 10 мбар. Днем температура

поверхности выше, а ночью ниже, чем температура атмосферы. У полюсов

температура атмосферы опускается зимой ниже температуры фазового перехода

углекислого газа(148 K при давлении 6 мбар), в результате чего CO2

превращается в сухой лед.

[pic]

Рисунок 5.

Высотный профиль температуры атмосферы Марса, показанный на рисунке 5,

отвечает средним условиям, т.е. относится к послеполуденному времени

приэкваториальных широт. Температурный градиент днем близок к

адиабатическому, от поверхности до 20-30 км, а выше, в стратосфере,

достигаются условия, близкие к изотермии, с отдельными инверсионными

слоями. В стратосфере Марса, так же как и на полюсах, может

конденсироваться углекислота, однако марсианские облака преимущественно

состоят из кристаллов водяного льда и расположены ниже, в тропосфере.

Положение и температура мезопаузы на Марсе примерно такие же, как на

Венере, а дневная экзосферная температура ~350 K, и она испытывает меньшие

вариации в зависимости от времени суток.

8. Ионосфера.

Интенсивным высвечиванием энергии в инфракрасных полосах углекислого

газа в верхних атмосферах Марса, по-видимому, объясняются их существенно

более низкие по сравнению с Землей средние экзосферные температуры. Так

называют температуру выше той области верхней атмосферы (термосферы), где

происходит основной приток энергии за счет прямого поглощения атмосферными

молекулами и атомами солнечного ультрафиолетового и рентгеновского

излучения, и профиль температуры становится почти изотермическим.

Экзосферная температура Марса не превышает 200-350 К, а основания экзосфер

лежат примерно на 200 км ниже.

Измерения по методу радиопросвечивания с космических аппаратов

показали, что Марс обладает ионосферой, однако менее плотной, чем земная, и

ближе поджатыми к планете.

Основной максимум дневного слоя марсианской ионосферы лежит на высоте

135-140 км и имеет электронную концентрацию не более 2*105 эл/см3, т.е.

почти на порядок меньше концентрации в дневном слое F2 ионосферы Земли.

Второй максимум обнаружен на высоте около 110 км с электронной

концентрацией 7*104 эл/см3. Основной компонентой марсианской ионосферы

является ион O2+ с примесями O+ и др.; выше 200 км преобладают ионы O+. Ее

дневной максимум с концентрацией (3-5)*105 эл/см3 расположен на высоте 140

км, резкий спад электронной концентрации наблюдается на уровне 250-400 км:

здесь находится ионопауза - граница между тепловыми ионами ионосферы и

потоками энергичных частиц солнечной плазмы. С ночной стороны образуется

протяженная зона до высоты свыше 3000 км, со средней концентрацией

электронов до 103 эл/см3 и несколькими локальными максимумами на высотах

ниже 150 км, где концентрация в 5-10 раз выше, а основной ион O2+. Состав и

содержание ионов в ионосфере Марса подвержены существенным вариациям.

Образование переходной зоны - ионопаузы с дневной стороны планеты в

области, расположенной за ударной волной на высотах выше примерно 300-500

км, является наиболее характерной особенностью взаимодействия солнечной

плазмы с Марсом. Радиационных поясов у него нет. Ионопауза образуется в

зоне, где давление солнечного ветра примерно уравновешивается давлением

ионосферных заряженных частиц вместе с давлением собственного магнитного

поля планеты. В идеальной модели ионосферы бесконечной проводимости токи,

индуцированные потоком солнечного ветра, текут по поверхности ионопаузы и

непосредственно примыкающей к ней сверху области. Поэтому результирующее

индуцированное магнитное поле расположено вне ионосферы. Примерно

аналогичная ситуация сохраняется и в более реальном случае ионосферы

конечной проводимости, поскольку время магнитной диффузии значительно

больше времени изменения направления межпланетного магнитного поля, и

диффузия последнего в невозмущенную ионосферу пренебрежимо мала.

На самом деле картина взаимодействия является значительно более

сложной и имеет ряд специфических черт отдельно для Марса, как это было

выявлено по результатам плазменных экспериментов на искусственных спутниках

планеты. Комплексный характер процессов в области обтекания, помимо

образования промежуточной зоны, отождествляемой с ионопаузой, включает

также в себя последовательность разогрева и термализации ионов, образование

зоны разрежения за ударной волной и много других особенностей.

9. Особенности теплового режима и атмосферной динамики.

Отдельный комплекс проблем представляет тепловой режим планетной

атмосферы и ее динамика. Тепловой режим определяется количеством падающей

на планету солнечной лучистой энергии (энергетической освещенностью) за

вычетом энергии, отражаемой обратно в космическое пространство. Он зависит,

таким образом, от расстояния a планеты от Солнца и ее интегрального

сферического альбедо A, поскольку внутренними источниками тепла для всех

планет земной группы можно пренебречь. Величина потока солнечной радиации,

падающая по нормали на единичную площадку поверхности планеты в отсутствие

атмосферы, определяет солнечную постоянную Ec. Через эти три величины и

постоянную закона Стефана-Больцмана s выражается важный параметр, служащий

мерой поступающей на планету энергии - ее равновесная (эффективная)

температура

Te= [Ec(1-A)/4sa2]1/4.

Здесь a выражается в а.е., а четверка в знаменателе учитывает то

обстоятельство, что поток энергии падает на диск, а излучается со сферы.

Планетарная динамика отражает баланс между скоростями генерации

потенциальной энергии за счет солнечной радиации и скоростью потери

механической энергии за счет диссипации.

Источником атмосферных движений различных пространственных масштабов

служит отсутствие равенства между поступающей и отдаваемой энергией в

отдельных участках планеты при общем строгом выполнении условия теплового

баланса в глобальном масштабе, характеризуемого эффективной температурой.

Другими словами, возникновение горизонтальных температурных градиентов

вследствие дифференциального нагрева должно компенсироваться развитием

Страницы: 1, 2, 3, 4