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

Страницы: 1, 2, 3, 4, 5