Марс 2

[ виправити ] текст може містити помилки, будь ласка перевіряйте перш ніж використовувати.


Нажми чтобы узнать.
скачати

Реферат з астрономії.

Марс.

Учнів 11 «Б» класу

школи № 68

Янькова Романа

Рязань 1998

Зміст.

  1. Загальні відомості про планету. . . . . . 2

  2. Радіолокаційні дослідження Марса. . . . 3

  3. Рельєф поверхні Марса. . . . . . 5

  4. Річки і льодовики на Марсі. . . . . . 8

  5. Фобос і Деймос. . . . . . . . 12

  6. Внутрішня будова. . . . . . . 14

  7. Атмосфера Марса. . . . . . . 16

  8. Іоносфера. . . . . . . . . 17

  9. Особливості теплового режиму та атмосферної динаміки. 18

  10. Проблеми кліматичної еволюції. . . . . 21

1. Загальні відомості про планету.

Аеліта - символ Марса - планети великих очікувань і нездійснених надій. У всій Сонячній системі немає, мабуть, іншого небесного тіла, яке зіграло б настільки велику роль у розвитку планетної астрономії. І хоча зазвичай назви планет мають мале відношення до професійно богів-тезок, Марс свого часу викликав справжню війну.

Діаметр Марса дорівнює 6787 км - майже вдвічі менше земного - вельми мініатюрний світ. За обсягом планета приблизно в 7 разів менше Землі, а за масою - в 9 разів.

Орбіта Марса, вперше обчислена Іоганном Кеплером, являє собою еліпс з помітним ексцентрісітентом (e = 0,093).

Марс обходить свою орбіту за 687 земних діб, значить, марсіанський рік майже вдвічі довше земного, і тому зустрічаються обидві планети у протистояннях лише через 2 роки і 2 місяці (780 діб). Але, якщо подивитися на малюнок, на якому представлені орбіти обох планет, легко зрозуміти, що не всі протистояння однаково зручні для спостережень. Набагато краще спостерігати Марс, коли він знаходиться поблизу перигелію. Тоді його відстань до Землі зменшується до 56300000 км. Поблизу ж Офелія ця відстань збільшується майже вдвічі. Роки найбільшого зближення планет називаються великими протистояннями Марса. У ці дні всі телескопи світу спрямовані на червону планету.

Малюнок 1.

Під час великих протистоянь діаметр Марса видно майже вдвічі більшим, ніж під час звичайних протистоянь і світить Марс в ці періоди яскравіше, ніж Сіріус. Великі протистояння завжди бувають у серпні і повторюються через 15-17 років. З одного з них і почалася бурхлива історія «червоної планети».

Спостерігати Марс в телескоп і складати карти стали з 1636 року, тобто з самого початку телескопічних спостережень. Навіть в слабкі і недосконалі телескопи на поверхні Марса легко розглянути різнокольорові плями: білі - біля полюсів, зеленувато-коричневі - в помірних поясах і оранжево-червоні - у екватора. Спостерігаючи за рухом цих плям, астрономи виміряли період обертання Марса навколо своєї осі. Він виявився «земного порядку» - 24 години 37 хвилин 22,4 секунди. У другій половині XIX століття вже вважалося, що «загальна карта Марса може бути зображена з більшою впевненістю, ніж карти малодоступних країн, що оточують наші земні полюси».

У 1878 році настав велике протистояння Марса. Міланський астроном Джованні Скіапареллі, що володів надзвичайно пильними очима, побачив туманні смужки на поверхні Марса. Їх було безліч. Тонкі прямі лінії, ніби проведені по лінійці, перетинали червонуваті "материки", поєднуючи між собою "моря" і "озера" планети.

Вони не могли бути річками. Для цього лінії були дуже прямими і розташовувалися занадто правильно геометрично. Вони не могли бути гірськими хребтами, жахливими ярами ... Вони не могли бути нічим, що створює природа. Бо природа не в змозі провести пряму лінії на округлому боці планети. Скіапареллі вирішує, що перед ним - результат роботи розуму!

Скіапареллі становить докладну карту Марса, завдає всі видимі в 24-сантиметровий телескоп канали і дає їм назви. Ще більше міцніє його впевненість, коли він виявляє, що особливо чітко видно канали в тому півкулі Марса, у якому починається весна. Він бачить, як зменшуються навесні білі плями на полюсах Марса. І думає: крига полярних областей тане. Темні смуги поступово проступають на диску планети від полюса до екватора, значить, вода починає надходити в пересохлі за зиму русла і по берегах марсіанських каналів розквітає марсіанська рослинність ...

У 1879 році Скіапареллі публікує результати своїх спостережень і свої висновки. Вони виробляють сенсацію. Астрономи знову кинулися до своїх інструментів і ... розділилися на ворогуючі табори. Почалася "велика марсіанська війна". Якщо раніше спостереження планет проводилися, в основному, любителями, озброєними малими телескопами, то тепер найбільші обсерваторії включили вивчення Марса в плани своїх робіт ...

Так почався бурхливий дослідження «червоної планети».

2. Радіолокаційні дослідження Марса.

З початку 60-х років XX ст. для дослідження періодів та напрямки обертання планет, а слідом за тим рельєфу і фізичних властивостей їх поверхонь стала успішно застосовуватися радіолокація. За короткий період її можливості значно зросли внаслідок вдосконалення як апаратури, так і методів вимірювань. Для визначення періодів обертання використовуються результати аналізу величин зміщення і розширення спектральної лінії відбитого випромінювання (луна-сигналу), обумовлених ефектом Доплера, а для вивчення профілів і властивостей поверхні - дані про інтенсивність відбитого випромінювання і про розподіл інтенсивності по спектру, з урахуванням часу запізнювання приходу сигналів на прийомну антену і доплерівського зсуву по частоті. Важливу інформацію про мікроструктурі поверхні несуть також дані вимірів ступеня поляризації відображених планетою радіохвиль.

Радіолокаційні дослідження найбільш інформативні для низькоширотних областей, оскільки при переході до високих широт, а значить, видаленні від найближчої до Землі (подрадарной) області, що дає найбільший внесок у відображення, похибки вимірювань і неоднозначність їх інтерпретації різко зростають. У радіолокаційної астрономії переважно використовуються радіохвилі сантиметрового частотного діапазону.

Радіолокаційні дослідження поверхні Марса особливо інтенсивно почалися в кінці 60-х і на початку 70-х років, до тих пір, поки цей метод практично не був витіснений потужним потоком інформації з штучних супутників планети. Найкраще досягнуте в цей період дозвіл склало 8 км по довготі і близько 80 км по широті в межах широтного поясу + / - 20 o по обидві сторони від екватора. Були виявлені значні варіації марсіанського рельєфу, що досягають висоти 14 км в глобальному масштабі. На окремих ділянках довжиною в десятки і сотні кілометрів було виявлено численні перепади висот у 1-2 і більше кілометрів, більшість з яких, як підтвердили в подальшому результати фотографування Марса з космічних апаратів, правильно асоціювалися з кратерами поперечником до 50-100 км. Одночасно оцінювалися розсіюють властивості поверхні і кути нахилу ділянок, порівнянних по своїй протяжності з довжиною хвилі. Чим більше ці кути, тим більше шорсткість поверхні, або, іншими словами, більш неоднорідний мікрорельєф. Виявилося, що ділянки марсіанської поверхні, від яких відбиваються радіохвилі, в цілому досить згладжені: середньоквадратичне значення кутів їх нахилу лежать в межах від 0,5 до 4 o, що істотно менше, ніж в Місяця чи Меркурія.

Інтенсивність відбитого планетою сигналу залежить від коефіцієнта відбиття K (виражається у відсотках), з яким безпосередньо пов'язані фізичні властивості поверхні (насамперед щільність поверхневого шару на глибині порядку декількох довжин хвиль зондуючого випромінювання) і характер складають поверхневих порід. Цими властивостями визначається величина діелектричної проникності матеріалу, від якого відображається електромагнітна хвиля. Таким чином, вимірюючи , можна оцінювати щільність грунту на планеті. Радіолокаційні дослідження Марса виявили коливання діелектричної проникності в широких межах, приблизно від 1,5 до 5, чому відповідають значення щільності від 1 до 2,5 г / см 3. Ці оцінки були пізніше підтверджені шляхом вимірювань за допомогою бортових радіометрів сантиметрового діапазону, які працювали на супутниках Марса "Марс-3" і "Марс-5". Отриманий широкий діапазон значень свідчить про зміну властивостей марсіанської поверхні від твердих скельних порід до сильно роздроблених, сипучих грунтів, що дійсно має місце в різних районах планети.

Таблиця 1.

Характеристики поверхні Марса по радіолокації даними.

K,%

3 - 14

1,4 - 4,8

, г / см 3

1 - 2,5

, град

0,5 - 4

3. Рельєф поверхні Марса.

У другій половині 60-х років з прогонових апаратів "Маринер-4, 6,7" були отримані перші фотознімки кількох порівняно невеликих районів поверхні в південній півкулі. Знімки, яких з таким нетерпінням чекали, принесли розчарування. Зняті райони буяли кратерами, в більшості своїй сильно зруйнованими і чимось нагадували місячні. Грунтуючись на цій досить обмеженої інформації, про Марс стали говорити як про мертву планеті не тільки в біологічному, а й у геологічному сенсі. Це сильно послабило традиційний інтерес до нього дослідників та широкої громадськості, тривалий час підігрівається такими екзотичними феноменами, як "сезонна зміна рослинного покриву", "канали" і т.п. Однак подальші дослідження, особливо енергійно розгорнуті після виведення на орбіти навколо Марса перших штучних супутників в 1971 році (радянських "Марс-2" і "Марс-3" і американського "Марінер-9"), не просто "відродили", а значно посилили колишньої інтерес до цієї планети.

Особливо ефективними виявилися результати глобального картування Марса шляхом передачі телевізійних зображень і фотографування його поверхні із супутників "Маринер-9", "Марс-5" і "Вікінг-1, 2". Зображення отримані в основному з роздільною здатністю в 1 км, але окремі ділянки досліджені при розширенні до 40-50 м, тобто в 10 000 разів більш високому, ніж при спостереженні із Землі. Це дало можливість побачити, що ж являють собою спостерігаються в телескоп на диску Марса темні і світлі області, зрозуміти, з чим пов'язані періодичні зміни їх обрисів і контрастів, наскільки реальні межі інших слабких, ледь помітних плям, як виглядають полярні шапки. Послідовні зйомки одних і тих же районів за період, що перевищує марсіанський рік, дозволили простежити динаміку сезонних коливань та вплив атмосферних процесів на морфологію марсіанської поверхні.

Вивченню структури і рельєфу поверхні багато в чому сприяли також одночасні вимірювання в інших діапазонах довжин хвиль - інфрачервоному, ультрафіолетовому, сантиметровому.

Що ж насправді являє собою поверхню Марса? Перш за все виявилося, що вже відзначалося відмінність в прихильності середніх рівнів поверхні північного і південного півкуль через несиметричності фігури досить чітко проявляється і у морфології рельєфу: в північній півкулі переважають рівнинні області, у південному - кратерірованние. Виділяються великі, діаметром понад 2000 км, улоговини ("моря"), такі як Еллада, Аргір, Амазонія, Хрис, і піднесені плато ("материки") - Фарсида, Елізіум, Тавмасія та ін Останні за своїми розмірами близькі до земних континентах і підносяться на 4-6 км над рівнем середньої поверхні, який відповідає екваторіальному радіусу планети 3394 км. Якби на Марсі існували океани, як на Землі, вони б заповнили великі простори улоговин, а ці плато дійсно виділилися б як материки.

Крім великих кратерірованних районів, були виявлені прямі свідчення тектонічної і вулканічної діяльності у вигляді характерних вулканічних конусів і розломів, поєднання відносно більш молодих структур, досить чіткі сліди впливу різних ерозійних факторів і процесів накопичення опадів.

Переважна більшість зосереджених переважно у середньо-і високоширотних районах південної півкулі кратерів - ударного походження, з різним ступенем стирання або руйнування за рахунок наступних геологічних процесів. За ступенем облітерації, перш за все за характером руйнування крайок, або валів схилів, можна судити про вік кратера і про інтенсивність процесів, що призвели до згладжування. У цілому кратери на Марсі дрібніші, ніж на Місяці і Меркурії, але значно глибше, ніж на Венері. Зовнішні схили валів типових кратерів мають кути нахилу по відношенню до горизонту близько 10 o, внутрішні стінки нахилені на 20-25 o. Як правило, дно кратерів плоске внаслідок заповнення еродованих матеріалом.

Переважаючі форми рельєфу північної півкулі безпосередньо пов'язані з активними геологічними процесами. В першу чергу увагу привертають прояви вулканізму - величезні щитові вулкани з чітко окресленими кратерами на вершинах - кальдера. Такі кратери утворюються при частковому обваленні вершини вулканічного конуса, що супроводжує сильні виверження. Чотири вулкана в області Фарсида в кілька разів більше існуючих на Землі.

Найбільші вулканічні конуси називаються горами Арсія, Акреус, Павоніс і Олімп. Вони досягають 500-600 км на підставі, піднімаючись над навколишньою рівниною на 20-21 км. Стосовно ж до середнього рівня поверхні Марса висота Арсіі і Акреуса 27 км, а Олімпу і Павоніс - 26 км. Вражають уяву не тільки висота цих гір, а й діаметри кратерів на їх вершинах: близько 100 км у Арсіі і 60 км у Олімпу. Гора Олімп - це добре відоме астрономам найбільш світла пляма, що спостерігається на диску Марса в середніх широтах, що називалося на колишніх картах як Нікс Олімпіка (Сніги Олімпу). Сама назва говорить про те, що його вважали піднесенням; мало хто міг припустити, що це підвищення настільки грандіозно за своїми розмірами.

Відсутність в областях Марса, де зосереджені вулкани, кратерів ударного походження, а також добре збереглися сліди лавових потоків на схилах гір дозволяють припустити, що вулкани діяли ще порівняно недавно (за оцінками не більше декількох сотень мільйонів років назад). Свідоцтва широко розвиненого вулканізму на планеті дають також добре збереглися залишки лавових потоків на панорамах, переданих з посадкового апарата "Вікінг-2". Місце посадки на великій марсіанської рівнині Утопія буквально усипане численними каменями, з характерними сколами і ніздрюватої поверхнями типу пемзи. Подібні продукти роздроблення пемзовий лав у вигляді уламкових пухких брил часто зустрічаються на Землі.

Про інтенсивної тектонічної активності свідчать численні розломи і скиди марсіанської кори, які утворилися кручі, грабени, великі ущелини з системою розгалужених каньйонів. Вони досягають кілька кілометрів у глибину, десятків кілометрів завширшки, сотень і навіть тисяч кілометрів у довжину. Сітки потужних каньйонів часто відокремлені один від одного плоскими плато або горами з плоскими вершинами і крутими схилами, які складені найбільш міцними породами, протистоять руйнуванню. Такі гори називають столовими. Очевидно, ці утворення, а також ланцюжки кратерів при спостереженні з Землі і створювали ілюзію марсіанських "кратерів" - однієї з найбільш відомих і популярних гіпотез в історії астрономії кінця XIX і першої половини XX століть.

Рисунок 2.

Панорама Марса.

Внаслідок наявності атмосфери і значній ефективності ерозії на Марсі кратери метеоритного походження сильно модифіковані. З цієї ж причини утворилася величезна кількість пилепесчаного матеріалу, що стало характерною рисою марсіанської поверхні. Переміщення пилу вітром, обумовлене як локальними метеорологічними, так і глобальними циркуляційними процесами на планеті, викликає періодичні зміни обрисів світлих і темних областей, причому темні області систематично на кілька кельвінів тепліше світлих. У відносно спокійні періоди тонкозернистий матеріал переважно накопичується в заглибленнях, а при сильних вітрах видувається з них, утворюючи характерні світлі шлейфи у крайок кратерів, орієнтовані в напрямку вітру. Це переважна орієнтування може зберігатися протягом певного часу і всередині кратерів, де переважаючими стають більш великі частинки піску та пилу.

З перенесенням пилу і динамікою сезонних змін полярних шапок пов'язана і природа знаменитої "хвилі потемніння", що розповсюджується з настанням весни від широти приблизно 70 o до екватора зі швидкістю близько 5 м / с, так що до екватора вона докочується менше ніж за два земних місяця, покриваючи відстань понад 4000 км. До літа, коли шапка зменшується до мінімальних розмірів, темна смуга досягає широти 40 o в протилежному півкулі, а до осені, з початком зростання шапки, швидко відкочується назад, і "моря" світлішають. У захоплюючій теорії Ловела це пояснювалося весняним пробудженням і швидким розповсюдженням рослинності вздовж цілющий артерій - каналів, що заповнюються водою з початком танення шапки. Ця грандіозна іригаційна система високорозвинених марсіан розглядалася ним як єдино мислиме засіб протистояти суворій природі на планеті, переважаючими ландшафтами якої є пустелі, а вода в умовах сухої і менш щільної, ніж земна, атмосфери швидко випаровується.

Достаток і інтенсивний перенесення пилу пояснюють і те, чому не було знайдено скільки-небудь певного взаємозв'язку неоднорідностей рельєфу з відбивними властивостями (альбедо) поверхні Марса, а також, чому для більшості районів планети характерна мала щільність грунту. Альбедо поверхні зазнає значні зміни, і багато рис рельєфу просто маскуються. Іноді виникають потужні пилові вихори, невипадково звані "пиловими дияволами". Ситуація набуває глобального характеру в період пилових бур - грандіозного природного явища, періодично охоплює всю планету. Пил під час бур піднімається на висоту до 10 і більше кілометрів, так що виступаючими над цією суцільною пеленою виявляються тільки вершини найбільших вулканів, а вся інша поверхня набуває рівний жовтий фон, без будь-яких деталей.

Малюнок 3.

«Пиловий диявол»

4. Річки і льодовики на Марсі.

Бомбардування метеоритами, глобальна тектоніка, широко розвинений вулканізм і вітрова ерозія - не єдині активні процеси, які формували поверхню Марса. На фотознімках, переданих космічними апаратами, виявляються довгі розгалужені долини протяжністю в сотні кілометрів, по своїй морфології нагадують висохлі русла земних річок, випрасувані улоговини та інші характерні конфігурації, свідчать також про водної та льодовикової ерозії. Це призводить до припущення, що в деякий період марсіанської історії поверхню планети борознили потоки води, що утворили русла з розвиненою системою приток, і переміщалися льодовики. Вони утворили в областях льодовикового зносу, при обтіканні кратерів, краплеподібні острови та інші форми руйнування гірських порід і випахіванія поверхні. Наприклад, на рис.4 чітко видно сліди потужного вигладжування, найімовірніше викликаного льодовиками, але, можливо, певну роль тут зіграла і вода, при перебігу якої утворилися протоки між локальними ущільненнями матеріалу поверхні. Найбільші ущільнення, однак, пов'язані з кратерами ударного походження, поперечники яких на мал.4 досягають 10-15 км.

Малюнок 4.

Випрасувані улоговини марсіанської поверхні з характерними каплевидними островами близько кратерів, мабуть, залишеними рухомими льодовиками, можливо, за участю потоків води; розмір кратерів 10-15 км (знімок «Вікінга-1»).

Про водному походження збережених численних русел, загальне число яких оцінюється в кілька десятків тисяч, говорить і факт перепаду висот у напрямку течії древніх річок від витоку до гирла. Частина цих русел простяглася між поглибленнями на кратерірованних ділянках поверхні, очевидно, що служили місцевими водними резервуарами.

Наскільки давніми є річкові русла, коритоподібного долини, залишені льодовиками, і деякі інші утворення, явно свідчать про присутність води на поверхні Марса? До якого періоду (або періодів) марсіанської історії відносяться ці події? Дана проблема, як і проблема загальних запасів води на Марсі, безпосередньо пов'язана з палеокліматом планети, хімічним складом та еволюцією її атмосфери. Чіткість багатьох збереглися флювіогляціальних форм, відсутність слідів їх поховання пізнішими нашаруваннями вказують на відносно недавнє походження, в межах останнього мільярда років. По конфігурації деяких жолобів на схилах височин можна навіть припускати, що з них колись стікали дощові потоки - ситуація, абсолютно неможлива в сучасних умовах на Марсі при незначному вмісті в атмосфері водяної пари і дуже низькому атмосферному тиску біля поверхні, при якому вода в рідкому вигляді практично не утримується, швидко випаровуючись.

Виходячи із загальних геохімічних закономірностей про вивільнення води з планетних надр, підкріплених тепер явно вираженими ознаками вулканічної діяльності на всіх планетах земної групи, багато дослідників вже давно висловили ідею про те, що основні водні маси на Марсі зосереджені в приповерхневому шарі вічної мерзлоти, особливо в шарах наносів і у великих рівнинних басейнах типу Еллади. Не виключалася навіть можливість того, що за рахунок звичайного геотермічного температурного градієнта усередині цих басейнів під шаром льоду температура може виявитися достатньої для збереження води в рідкому стані. Таке припущення було висловлено радянськими вченими А. І. Лебединським і В. Д. Давидовим.

На користь уявлень про існування на Марсі великих районів вічної мерзлоти дійсно свідчить ряд деталей. До них, зокрема, відносяться специфічні долини з оголенням на їх схилах внутрішніх порожнин типу карстових на Землі. Досить імовірно, що вони утворилися при первісному оголенні і подальшої сублімації крижаних прошарку (лінз) і що подібних резервуарів, покритих сипучим грунтом, збереглося на Марсі досить багато. Приблизно аналогічну природу можуть мати зустрічаються на планеті території з хаотичним рельєфом, що містять хитромудро зламані блоки гірських порід. Вони, найімовірніше, утворилися за рахунок просідання зовнішніх шарів внаслідок догляду підповерхневого матеріалу. Про районах вічної мерзлоти свідчать також специфічні форми викидів на зовнішніх схилах деяких кратерів, нагадують снігові лавини. Походження таких конфігурацій, які не мають аналогів на інших планетах, можна пояснити плавленням підповерхневого льоду при ударі метеорита і стікання грязьових потоків по схилах утворився кратера.

Великі області вічної мерзлоти на Марсі дають підставу припустити наявність на його поверхні вивержених порід типу палагонітов - скловатою мінералу жовто-бурого (або темно-бурого) кольору, що зустрічається на Землі в базальтах, Діабаз і туфах переважно в полярних районах. Палагоніти утворюються при взаємодії магми з водою або при виверженні її крізь льодову товщу. Вони багаті залізом і збіднена кремнієм, що як раз підтверджується аналізом елементного складу порід на поверхні Марса. Разом з тим із-за меншого атмосферного тиску марсіанські палагоніти можуть відрізнятися від земних меншим вмістом летючих елементів і менш міцною структурою.

При певних умовах, коли за рахунок падіння метеорита, вулканічного виверження або іншого місцевого геотермального джерела відбувається танення льоду, на поверхні Марса могли б утворюватися (або розкриватися) водні резервуари.

Цю проблему досліджували відомий американський планетолог К. Саган разом з Д. Уоллесом. Їх розрахунки показали, що випаровування дуже швидко практично припиняється за рахунок появи на рідкої поверхні крижаного покриву, що досягає товщини не менше метра. Чим менше тиск атмосфери, тим інтенсивніше випаровування і тим сильніше охолодження поверхні за рахунок вивільнення прихованої теплоти випаровування, а значить, товщі утворюється шар льоду. Зрештою товщина крижаного покриву в середньому повинна становити 10-30 метрів, що відповідає умовам рівноваги між його зростанням і сублімацією. Як відомо, лід є гарним теплоізоляційним матеріалом, і водночас він досить прозорий для сонячних променів, які частково проникають крізь нього і поглинаються в самій водної товщі. Разом з вивільняється прихованою теплотою плавлення на нижній поверхні льоду це перешкоджає подальшому промерзання резервуара, забезпечуючи збереження в ньому рідкої води.

Все це призвело авторів до цікаву гіпотезу про існування на Марсі не тільки великих водойм (озер) під шаром вічної мерзлоти, а й про триваючому понині перебігу річок, скованих крижаним щитом тільки з поверхні. А якщо це справді так, то природно припустити, що формування принаймні деяких з спостережуваних русел відбувалося безперервно. Можна було б заперечити, що більшість замерзлих річок, ймовірно, покрите піщаними наносами і що в цьому випадку різко зменшується як швидкість сублімації, так і кількість проникаючого всередину тепла, а значить, умова рівноваги зміщується. Дійсно, в таких місцях крижаний покрив, ймовірно, товщі, однак внаслідок регулярного перенесення пилу умови можуть змінюватися.

Протилежний ефект повинен спостерігатися при збільшенні інсоляції, що приводить до зменшення товщини крижаного покриву. На певних ділянках поверхні, де промерзання була повною, можлива поява під шаром льоду рідкої води, так що цей шар по суті стає айсбергом. Така ситуація могла б, зокрема, виникати в приполярних областях внаслідок періодичної зміни нахилу осі обертання Марса щодо площини екліптики. При таненні південної полярної шапки, яка в сучасну епоху стаивает майже цілком внаслідок помітного ексцентриситету орбіти планети, виявляються шари, утворені осадовими породами. У цих концентричних нашаруваннях навколо полюса розрізняється кілька сот шарів товщиною від одиниць до десятків метрів, які мають вигляд терас. Такі структури можна пояснити діяльністю льодовиків полярної шапки при зміні нахилу осі планети, від якого сильно залежить інтенсивність їх танення. Передбачається, що послідовні процеси відкладення опадів при таненні льодовиків з утворенням "водяних подушок" і айсбергів, частково згладжує при своєму переміщенні нерівності рельєфу, відбувалися з періодом в сотні тисяч років.

Білі полярні шапки Марса - одна з найбільш примітних рис на диску планети, добре побачити у телескоп. Аналогічним чином виділялися б полярні області Землі при спостереженні, наприклад з Марса, особливо - далеко тягнуться до середніх широт великі засніжені простору північної півкулі взимку. Проте до недавнього часу велися суперечки про те, з чого складаються марсіанські шапки - зі звичайного, водяного льоду або твердої вуглекислоти. Останнє припущення пов'язане з тим, що на полюсах відзначається найнижча температура поверхні Марса, 148K =- 125 o C. А це якраз відповідає температурі замерзання вуглекислоти, з якої переважно складається марсіанська атмосфера. Вимірювання з космічних апаратів показали, що загалом праві були захисники як тієї, так і іншої гіпотези, однак в основній своїй масі полярні шапки утворені звичайним льодом. Виявилося, що інтенсивний ріст шапок відбувається в період з початку марсіанської осені до початку весни у відповідному півкулі за рахунок конденсації з атмосфери вуглекислоти. При цьому утворюється шар сухого льоду завтовшки в кілька сантиметрів, швидко зникаючий з настанням весни. Після цього залишається нестаівающая за літо частина, що має температуру біля -70 o C (203K), тобто значно перевищує температуру замерзання вуглекислоти. Вона-то і складається в основному із звичайного льоду, що покривається, як і прилегла поверхню, шаром вуглекислоти в зимовий час. Досить імовірно, що шапки містять також великі включення газових гідратів - так званих клатратів, що представляють собою з'єднання, які утворюються при впровадженні молекул вуглекислого газу (або інших газів) в порожнечі кристалічної структури водяного льоду. За зовнішнім виглядом вони нагадують спресований сніг і добре відомі насамперед як побічний продукт при видобутку природного газу. На Марсі клатрати, можливо, утворюються і в середніх широтах вночі, особливо всередині поглиблень і кратерів, як це було відмічено на фотопанорамах "Вікінгів". Зі сходом Сонця конденсат швидко сублімує. Виміряні температури як раз добре відповідає фазового переходу при утворенні і зникненні клатратів CO 2. Проте, остаточного ототожнення поки не зроблено, тому як ці, так і інші великі білі освіти на дні деяких кратерів, які виявляються на знімках з орбітальних апаратів, отримали поки умовна назва "біла порода".

Товщина північної полярної шапки може бути порівнянною з товщиною крижаного панцира Антарктиди, що досягає 4,3 км, а відношення площі цього панцира до площі земної поверхні менше, ніж нестаівающей частини шапки до площі поверхні Марса. Але лід Антарктиди містить понад 90% запасів всієї прісної води на Землі, і не можна виключити, що подібний резервуар існує і на Марсі.

Все, що пов'язано з водою на Марсі надзвичайно важливо для розуміння загальних проблем планетної еволюції. Зараз про передбачувані водних резервуарах вчені судять тільки за непрямими даними, прямих доказів їх існування поки немає. Ці докази можуть дати тільки експерименти.

5.Фобос і Деймос.

Найважливішим критерієм для оцінок віку тих чи інших структур на поверхні планети служить число кратерів ударного походження в залежності від їх розмірів і ступеня руйнування. Однак в умовах сильної ерозії важко встановити дійсну щільність кратерів на Марсі. До того ж щільність кратерів в окремих районах може бути частково пов'язана з пізнішої вулканічною активністю, а не тільки з віком древніх форм рельєфу. На найбільш сильно кратерірованних ділянках поверхні число кратерів і їх розподіл за розмірами можна порівняти із ступенем насиченості місячної поверхні, в той час як на інших ділянках вони практично відсутні.

Свого роду контрольної цифри для отримання порівняльної оцінки числа зіткнень, яким піддавалася поверхню всієї планети за геологічну історію, дає вивчення поверхні супутників Марса - Фобоса і Деймоса. Оскільки супутники позбавлені атмосфери і знаходяться в тій же області Сонячної системи, що і сама планета, таке порівняння здається правомірним. Воно свідчить про дуже високу ефективність процесів ерозії на Марсі, оскільки насиченість кратерами поверхонь супутників вище.

Супутники Марса мають дуже низьку відбивну здатність (альбедо менше 5%), їх можна віднести до найбільш темним об'єктів серед астероїдів в Сонячній системі. З матеріалів, що володіють настільки низьким альбедо, найбільш вірогідні вуглисті хондрити, що представляють собою нещільне темне вуглиста речовина, багате гідратованих силікатами, газами і навіть органічними сполуками. Вони утворюють невелику групу серед звичайних хондритів - найпоширенішого класу кам'яних метеоритів, що містять найбільшу кількість легких летючих елементів. Припущення про вуглистих хондрити і порівняно мала щільність супутників (близько 2 г / см 3) не суперечать найбільш імовірною моделі їх будови, згідно з якою рихлим матеріалом утворені тільки зовнішні шари, що оточують більш щільні надра. Мабуть, їх поверхні покриті шаром пилу внаслідок інтенсивної метеорний бомбардування, і поверхневий шар нагадує місячний реголіт. Як показали фотознімки, отримані з близької відстані "Маринер-9" і "Вікінгами", пилом засипані кратери на Деймосе поперечником менш приблизно 50 м внаслідок її сповзання по схилах. Через малу сили тяжіння і, отже, низькою швидкості утікання, яку називають другою космічною швидкістю (для Фобоса вона всього близько 13 м / с, а для Деймоса близько 8 м / с), можна чекати підвищеної щільності пилових частинок вздовж орбіт супутників - освіти свого роду пилових торів.

Найбільш вражаючою особливістю поверхні Фобоса є лінійчатих структури типу борозен або жолобів, які орієнтовані приблизно перпендикулярно осі, спрямованої до Марсу. Для пояснення походження цих структур запропоновані різні гіпотези. Цілком правдоподібним здається припущення про приливних ефекти, значно більш ефективних, ніж надаються Землею на Місяць, і призвели до утворення "складок". Робилася спроба пов'язати жолоби з ерозією матеріалу різної міцності на поверхні більшого тіла, фрагментом якого міг би бути Фобос, і наступним відкладенням рихлого матеріалу. Висловлено оригінальна ідея про виникнення тріщин за рахунок внутрішніх напружень при гальмуванні в процесі гіпотетичного захоплення цього тіла з поясу астероїдів на порівняно близьку орбіту навколо Марса.

Ретельне вивчення зображень Д. Веверкой та іншими дослідниками найбільш переконливі свідчення на користь припущення, що це швидше тріщини, а не складки і не залишкові форми ерозії, хоча по своїй морфології вони досить складні - мабуть, внаслідок взаємодії з поверхневим реголітом. Однак причина їх утворення могла бути іншою. Не можна виключити, що великий кратер Стінкі діаметром близько 10 км і борозни на поверхні Фобоса виникли в одному і тому ж процесі. Дійсно, найбільш великі, чітко виражені тріщини, які мають ширину від 100 до 200 м і глибину від 10 до 20 м, знаходяться поблизу кратера, що утворився від удару великого метеорита, - події майже катастрофічного для невеликого тіла, хоча б частково складається з вуглистих хондритів ( матеріалу, слабкого за своєю механічної міцності), ледь не призвів до його руйнування. На протилежній стороні кратера тріщини менше, а найбільша, безпосередньо примикає до Стінкі, має ширину 700 м і глибину 90 м. Ці розміри величезні, якщо враховувати, що максимальний поперечник Фобоса всього 27 км, а мінімальний - 19 км.

Виходячи з кратерообразования на небесних тілах в районі орбіти Марса і щільності кратерів на Фобосі, вік борозен оцінюється в 3,4 млрд. років. Принаймні, він не менше 1 млрд. років, якщо припустити, що з якихось причин інтенсивність бомбардування великими метеоритами поблизу астероїдного пояса була аномально високою. Чи було це єдине "майже катастрофічне" подія в історії супутників Марса? Це не відомо, хоча цілком резонно припустити, що могли відбутися інші великі катастрофи і що існують зараз супутники дійсно є фрагментами великих батьківських тіл - відправного пункту ерозійних гіпотези освіти лінійчатих структур на поверхні Фобоса. Оглядовий фотографування з "Вікінгів" не привело до виявлення інших "осколків" розміром більше приблизно 1 км, а проте не слід забувати, що охоплена спостереженнями область простору була обмеженою. До того ж треба врахувати, що за період в мільярди років могла відбутися складна еволюція їх орбіт.

6. Внутрішня будова.

Характерні особливості геологічних структур на марсіанської поверхні служать хорошим критерієм для розраховуються еволюційних моделей планети, що займає по своїх розмірах проміжне положення між Місяцем і Меркурієм, з одного боку, і Землею і Венерою - з іншого. Перш за все, існує ряд свідчень того, що, подібно до інших планет земної групи, на Марсі також відбувалася рання диференціація речовини його надр. На це вказують збережені сліди первинної магматичної діяльності на окремих найбільш древніх ділянках поверхні, хімічний склад поверхневих порід. Однак для Марса значніше важче задовольнити вимогу високої початкової температури центральних областей, з тим, щоб забезпечити їх розплавлення, якщо взяти до уваги тільки металлсілікатное фракціонування первинної речовини, що дозволяє пояснити його низьку середню щільність за рахунок загальної збіднення залізом. Обійти ці труднощі можна, прийнявши також до уваги ймовірне фракціонування заліза і сірки і утримання підвищеного вмісту халькофільних елементів при відносно низьких температурах конденсації на орбіті Марса. Це дозволяє припустити, що утворилося ядро ​​із суміші заліза з сірчистим залізом в умовах порівняно невисоких температур (близько 1300 K), що відповідають евтектики Fe-FeS. Допускаючи також, що калій увійшов в сульфідну фазу, можна припустити, що завдяки розпаду 40 K збереглися теплові джерела в ядрі.

Оскільки значна частка заліза пов'язувалася сіркою, можна думати, що мантія Марса також збагачена сірчистим залізом і що в складі її силікатів більше мінералів з підвищеним вмістом заліза, ніж магнію. Безперечна обогащенность залізом виявлена ​​і в складають речовини поверхневих порід. Це призводить до припущення, що гравітаційна диференціація речовини Марса не була настільки глибокою і повною, як на інших планетах земної групи. Саме з цією обставиною - недостатньо повним виділенням металевого заліза - пов'язано його підвищений вміст в марсіанських породах, у той час як загальна відносний вміст заліза в речовині Марса не перевищує ~ 25%, що істотно менше, ніж у Землі, Венери і, звичайно, Меркурія . Сильне обмеження на ступінь диференціації Марса накладає і величина безрозмірного моменту інерції I = 0,375, визначена з використанням даних вимірювань параметрів орбіт штучних супутників планети. Вона вказує на порівняно невелике відхилення від однорідного розподілу щільності, що узгоджується з уявленнями про наявність порівняно невеликого і не дуже щільного ядра. Його радіус оцінюється рівним приблизно 800-1500 км, маса становить менше 9% від повної маси планети.

У сучасних моделях теплової еволюції Марса повна теплогенерація забезпечується при відносинах довгоживучих ізотопів, приблизно відповідних сонячним, і кілька підвищеному вмісті калію. Формування залізо-сульфідного ядра починається незабаром після завершення акумуляції і продовжується ~ 1 млрд. років, чому відповідає період раннього вулканізму. Приблизно ще один мільярд років утворюється зона часткового плавлення мантійних силікатів, повільно розширюється всередину. Цей етап характеризується інтенсивної вулканічної і тектонічної діяльністю, освітою базальтових рівнин і вулканічних щитів. На рубежі цього періоду (близько 3 млрд. років тому) Марс досягає вершини своєї еволюції, після чого поступово починає охолоджуватися. Протягом наступного 1 млрд. років підтримується приблизно постійний рівень термічної енергії, відбуваються глобальні тектонічні процеси найбільшого масштабу, освіта величезних вулканів на щитах.

Зараз Марс продовжує остигати. Тепловий потік в сучасну епоху оцінюється рівним 40 ерг / см 2 * с - приблизно таким же, як на докембрійських щитах на Землі. Товщина літосфери, очевидно, сягає кількох сотень кілометрів, у тому числі близько 100 км складає її верхній шар - марсіанська кора. Порівняно велика товщина літосфери дає підставу припускати помірну сейсмічну активність Марса в даний час. З цими уявленнями узгоджуються результати експериментів по пасивній сейсміці на посадковому апараті "Вікінг-2": приблизно за рік роботи на поверхні був зареєстрований тільки один слабкий поштовх з неглибоким епіцентром, ймовірно, викликаний не тектонічними процесами, а падінням метеорита в декількох десятках кілометрів від апарату .

Збереження у планети повністю або частково розплавленого ядра підтверджують дані вимірювань Ш. Ш. Долгіновим і його співробітниками магнітного поля Марса на автоматичних станціях "Марс-2", "Марс-3" і "Марс-5". Ці виміри привели до висновку, що Марс має власним магнітним полем, топологія якого відповідає полю дипольної природи, з напруженістю у поверхні на екваторі близько 65 гам, хоча, як і у випадку Венери, цей висновок поділяється не всіма дослідниками. У порівнянні з геомагнітним, це поле слабке, що при однакових параметрах обертання обох планет могло б бути наслідком невеликий рідкої зони в ядрі. Якщо ж, як вважає, наприклад, американський космофізики К. Рассел, це поле цілком індукованого походження, то навіть це припущення доведеться відкинути і визнати, що ядро, швидше за все цілком затверділо. Не можна, втім, виключити, що у своїй космогонічної історії Марс переживає період інверсії магнітного поля, який, судячи з палеонтологічними даними, не раз переживала в минулому Земля.

7. Атмосфера Марса.

Атмосфера являє собою саму зовнішню і тому найбільш доступну дистанційним методам досліджень оболонку планети, формування якої безпосередньо пов'язане з її еволюцією.

Тиск атмосфери у поверхні Марса на два порядки менше, ніж біля поверхні Землі. Середня температура в поверхні Марса-60оС (~ 210K). Переважаючий компонент в атмосфері Марса - вуглекислий газ, відносне об'ємне зміст якого понад 95%.

Таблиця 2.

Відносні параметри атмосфери Марса.

Хімічний склад (об'ємні відсотки по відношенню до середньої щільності)

CO 2

95

N 2

2-3

Ar

1-2

H 2 O

10 -3 -10 -1

CO

4 * 10 -3

O 2

0,1-0,4

SO 2

10 -5

Ne

<10 -3

Kr

<2 * 10 -3

Xe

<5 * 10 -3

Середня молекулярна маса

43,5

Температура на поверхні

T max (K)

270

T min (K)

200

Середній тиск у поверхні P (атм.)

6 * 10 -3

Середня щільність у поверхні (г / см 3)

1,2 * 10 -5

Для атмосфери Марса характерний низький відносний вміст водяної пари, на рівні сотих і тисячних часток відсотка. Близько 80% кількості H 2 O зосереджено в приповерхневому шарі атмосфери завтовшки в декілька кілометрів. Вміст водяної пари в залежності від сезону, широти і часу доби коливається в сто разів. Найбільш суха атмосфера - у високих широтах взимку, а найбільш волога - над полярними областями влітку. На Марсі виявлені також окремі райони підвищеної вологості в середніх широтах і загальне зменшення вмісту вологи в атмосфері в період пилової бурі.

У розрідженій атмосфері Марса теплові неоднорідності у поверхні різко виражені, і температурний профіль відчуває значні сезонно-добові зміни, що досягають 100-150 K. З висотою глибина варіацій сильно зменшується. За середній тиск, приблизно відповідне среднеуровенной поверхні Марса, прийнято 6,1 мбар. Воно збігається з положенням потрійної точки на фазовій діаграмі води. Залежно від рельєфу тиск коливається від ~ 2 до ~ 10 мбар. Вдень температура поверхні вище, а вночі нижче, ніж температура атмосфери. У полюсів температура атмосфери опускається взимку нижче температури фазового переходу вуглекислого газу (148 K при тиску 6 мбар), в результаті чого CO 2 перетворюється в сухий лід.

Малюнок 5.

Висотний профіль температури атмосфери Марса, показаний на малюнку 5, відповідає середнім умовам, тобто відноситься до послєполудєнному часу приекваторіальних широт. Температурний градієнт днем близький до адіабатичного, від поверхні до 20-30 км, а вище, в стратосфері, досягаються умови, близькі до ізотермії, з окремими інверсійним шарами. У стратосфері Марса, так само як і на полюсах, може конденсуватися вуглекислота, однак марсіанські хмари переважно складаються з кристалів водяного льоду і розташовані нижче, в тропосфері. Положення і температура мезопаузи на Марсі приблизно такі ж, як на Венері, а денна температура екзосферная ~ 350 K, і вона відчуває менші варіації в залежності від часу доби.

8. Іоносфера.

Інтенсивним висвічуванням енергії в інфрачервоних смугах вуглекислого газу у верхніх атмосферах Марса, мабуть, пояснюються їх істотно нижчі в порівнянні з Землею середні екзосферние температури. Так називають температуру вище тієї області верхньої атмосфери (термосфери), де відбувається основний приплив енергії за рахунок прямого поглинання атмосферними молекулами і атомами сонячного ультрафіолетового і рентгенівського випромінювання, і профіль температури стає майже ізотермічним. Екзосферная температура Марса не перевищує 200-350 К, а підстави екзосфери лежать приблизно на 200 км нижче.

Вимірювання по методу радіопросвечіваніе з космічних апаратів показали, що Марс має іоносферою, проте менш щільної, ніж земна, і ближче підібраними до планеті.

Основний максимум денного шару марсіанської іоносфери лежить на висоті 135-140 км і має електронну концентрацію не більше 2 * 10 Травня ел / см 3, тобто майже на порядок менше концентрації в денному шарі F 2 іоносфери Землі. Другий максимум виявлений на висоті близько 110 км з електронною концентрацією 7 * 10 4 ел / см 3. Основною компонентою марсіанської іоносфери є іон O 2 + з домішками O + та ін; вище 200 км переважають іони O +. Її денний максимум з концентрацією (3-5) * 10 5 ел / см 3 розташований на висоті 140 км, різкий спад електронної концентрації спостерігається на рівні 250-400 км: тут знаходиться іонопауза - кордон між тепловими іонами іоносфери і потоками енергійних часток сонячної плазми . З нічного боку утворюється протяжна зона до висоти понад 3000 км, з середньою концентрацією електронів до 10 3 ел / см 3 та кількома локальними максимумами на висотах нижче 150 км, де концентрація в 5-10 разів вища, а основний іон O 2 +. Склад і вміст іонів в іоносфері Марса впливають значні варіацій.

Освіта перехідної зони - іонопаузи з денною боку планети в області, розташованої за ударною хвилею на висотах вище приблизно 300-500 км, є найбільш характерною особливістю взаємодії сонячної плазми з Марсом. Радіаційних поясів у нього немає. Іонопауза утворюється в зоні, де тиск сонячного вітру приблизно врівноважується тиском іоносферних заряджених частинок разом з тиском власного магнітного поля планети. В ідеальній моделі іоносфери нескінченної провідності струми, індуковані потоком сонячного вітру, течуть по поверхні іонопаузи і безпосередньо примикає до неї зверху області. Тому результуюче індуковане магнітне поле розташоване поза іоносфери. Приблизно аналогічна ситуація зберігається і в більш реальному випадку іоносфери кінцевої провідності, оскільки час магнітної дифузії значно більше часу зміни напрямку міжпланетного магнітного поля, і дифузія останнього в невозмущенной іоносферу пренебрежимо мала.

Насправді картина взаємодії є значно більш складною і має ряд специфічних рис окремо для Марса, як це було виявлено за результатами плазмових експериментів на штучних супутниках планети. Комплексний характер процесів в області обтікання, крім освіти проміжної зони, ототожнюється з іонопаузой, включає також у себе послідовність розігріву і термалізаціі іонів, утворення зони розрідження за ударною хвилею і багато інших особливостей.

9. Особливості теплового режиму та атмосферної динаміки.

Окремий комплекс проблем являє тепловий режим планетної атмосфери та її динаміка. Тепловий режим визначається кількістю падаючої на планету сонячної променистої енергії (енергетичної освітленістю) за вирахуванням енергії, що відображається назад в космічний простір. Він залежить, таким чином, від відстані a планети від Сонця і її інтегрального сферичного альбедо A, оскільки внутрішніми джерелами тепла для всіх планет земної групи можна знехтувати. Величина потоку сонячної радіації, що падає по нормалі на одиничну площадку поверхні планети в відсутність атмосфери, визначає сонячну постійну E c. Через ці три величини і постійну закону Стефана-Больцмана виражається важливий параметр, службовець мірою надходить на планету енергії - її рівноважна (ефективна) температура

T e = [E c (1-A) / 4 a 2] 1 / 4.

Тут a виражається в а.о., а четвірка у знаменнику враховує ту обставину, що потік енергії падає на диск, а випромінюється зі сфери.

Планетарна динаміка відображає баланс між швидкостями генерації потенційної енергії за рахунок сонячної радіації і швидкістю втрати механічної енергії за рахунок дисипації.

Джерелом атмосферних рухів різних просторових масштабів служить відсутність рівності між надходить і віддається енергією в окремих ділянках планети при загальному строгому виконанні умови теплового балансу в глобальному масштабі, що характеризується ефективною температурою. Іншими словами, виникнення горизонтальних температурних градієнтів внаслідок диференціального нагріву має компенсуватися розвитком великомасштабних рухів, з широким спектром просторових розмірів.

Вітрова система на планеті, створювана за рахунок неоднакового розподілу сонячного тепла в просторі і в часі, залежить також від того, чи має механізм теплового впливу період більший або менший періоду власного обертання планети.

Внаслідок термічного розширення, обумовленого залежністю щільності газів, крім тиску, також від температури, сильніше нагрітий, а значить, найменш щільний повітря піднімається вгору, а більш холодний і важкий опускається вниз. Тому здається очевидним, що виникають із-за відмінності інсоляції, а значить, і горизонтальних градієнтів температури перепади тиску повинні призводити до регулярного перенесення повітряних мас з тропіків до полюсів. Уздовж меридіана при цьому утворюється гігантська замкнута конвективна осередок, у верхній частині якої тепле повітря буде переноситися від екватора до полюса, а вздовж поверхні - холодне повітря від полюса до екватора. Сама така осередок носить назву гадлеевской по імені відомого англійського астронома Д. Гадлея. Насправді така симетрична відносно екватора циркуляція в атмосферах планет не встановлюється. Причиною є наявність через обертання планет сил Коріоліса. У динаміці атмосфери визначальну роль грає її горизонтальна складова, завдяки якій повітряні течії відхиляються від напрямку свого руху в північній півкулі вправо, а в південному - вліво. В результаті протяжність меридіональної циркуляції сильно обмежується.

При визначенні поля вітрів зручним наближенням служить поняття геострофічного потоку, або геострофічного вітру, відповідного умові, коли градієнти горизонтального тиску збалансовані силами Коріоліса. Сила такого термічного вітру залежить від градієнта тиску і спрямована уздовж ліній ізобар.

Вплив сил Коріоліса на форму рухів характеризується числом Россби:

R o = U / 2 L sin ,

де U - типова горизонтальна швидкість рухів, L - їх характерний масштаб, - кутова швидкість обертання планети, - широта. Сили Коріоліса є переважаючими при R o <= 1.

Дана схема є досить ідеалізованої. Реальний характер циркуляції визначається накладенням декількох типів рухів, ступінь невпорядкованості яких сильно залежить від кутової швидкості обертання планети. На обертається планеті розвиваються хвильові руху, звані хвилями Россбах. Із зростанням кутовий швидкості і при великих перепадах температур уздовж меридіана такі хвилі стають нестійкими, при їх руйнуванні виникають вихори.

В аналізі теплового режиму планетної атмосфери зазвичай використовується поняття про постійну теплової релаксації , що характеризує час реакції атмосфери на тепловий обурення. Ця постійна являє собою відношення теплосодержания одиничного атмосферного стовпа до величини випромінюваної енергії, пропорційної четвертого ступеня ефективної температури, тобто характеризує час, за який запасена енергія висвітиться:

= mC p T ср / T e 4.

Таблиця 3.

Ефективна температура і параметри теплової інерції Марса

T e, K

T ср, K

216

235

3 * 10 5

Атмосфера Марса практично прозора для приходить сонячного випромінювання, і постійна теплової релаксації у нього на два-чотири порядки менше, ніж у Венери і Юпітера, чиї атмосфери набагато більш щільні. На Марсі, внаслідок малої теплової інерції грунту і малої теплоємності атмосфери, поверхнева температура виявляється близькою до її місцевого променисто-рівноважного значення в кожній точці планети. У зв'язку з цим більш різко виражена добова складова швидкості вітру.

Важливим метеорологічним чинником в марсіанській атмосфері є чітко виражена сезонна варіація тиску внаслідок конденсації вуглекислого газу в зимовій полярної шапці. Цей ефект виявлений експериментально в обох місцях посадки апаратів "Вікінг". Спостереження охоплюють майже цілком марсіанський рік у північній півкулі планети. Найглибший мінімум тиску (приблизно 120-й день від початку вимірювань) складає ~ 7 мбар і відповідає максимальної акумуляції CO2 до кінця зими на південній полярній шапці, а інший мінімум (430-а доба) ~ 8,5 мбар - його вимерзання на північній шапці. Ці мінімуми виявляються у районі осіннього і весняного рівнодення, у той час як максимум тиску спостерігається поблизу перигелію під час зимового сонцестояння і складає ~ 9,7 мбар. З таким загальною зміною тиску пов'язана перебудова циркуляційної системи, а локальні флуктуації відображають зміни вітрового режиму, в тому числі виникнення пилових бур. За результатами вимірювань температури атмосфери Марса в інфрачервоному діапазоні, за даними про переміщення пилу на поверхні і даними безпосередніх вимірів з посадкових апаратів отримані оцінки інтенсивності і зміни напрямків вітру в різні періоди часу. Влітку в тропічних широтах на висотах 15-20 км переважають західні вітри зі швидкістю 30-50 м / с, в той час як в тропосфері біля поверхні напрямок вітру відчуває сильні добові зміни, а середньодобова складова мала, менше 10 м / с. Найбільшою швидкості (порядка 70-100 м / с) вітер досягає під час сильних пилових бур, зазвичай збігаються з періодами протистоянь Марса. Виміри, що проводилися під час пилової бурі 1971 р., що тривала близько чотирьох місяців, дали можливість виявити ряд цікавих особливостей цього унікального природного явища, що має глобальний характер. Темні хмари пилу, піднятого до 10 і більше кілометрів, спостерігалися по всьому диску, повністю згладжуючи контрасти на поверхні. Було виявлено істотне потепління самої атмосфери і нижча температура поверхні (прагнення температурного профілю до ізотермічного) внаслідок прозорості атмосфери для сонячного випромінювання, яке затримувалося пилом. Щільність пилових частинок в атмосфері з середніми розмірами 5-10 мкм становила близько 10 -9 г / см 3. В атмосферу було піднято понад мільярд тонн пилу, спектральні характеристики якої по високому вмісту окису кремнію (близько 50%) приблизно відповідали складу поверхневих порід.

10. Проблеми кліматичної еволюції.

У комплексах атмосферних параметрів, з'єднаних на досить великих просторово-часових інтервалах, виявляються статистичні закономірності, що визначають клімат на планеті або в окремих її регіонах.

Рівноважна температура Марса істотно нижче нуля, і відганяють з надр вода могла знаходитися на поверхні в рідкому стані лише при достатньо щільній атмосфері завдяки парниковому ефекту та зростання температури. Невідомо, чи була вода на поверхні Марса лише на певному етапі еволюції або з'являлася регулярно протягом тривалого періоду, але залишені нею сліди у вигляді висохлих річкових русел і льодовикових випахіваній досить очевидні.

У першому випадку слід припустити, що на планеті одного разу сталося різку зміну клімату, ймовірно, десь у межах 1 млрд. років тому, і що до цього моменту Марс, що проходив вершину своєї геологічної еволюції, був найбільше схожий на Землю. Така зміна могло бути зумовлено різким зменшенням виділення внутрішнього тепла, з чим природно зв'язати і заключний етап вулканічної активності на Марсі. Але не можна виключити, що коливання марсіанського клімату відбувалися неодноразово, подібно періодам великих заледенінь на Землі. Висловлюються навіть припущення, що вони відбуваються і зараз з періодом від кількох сотень тисяч до мільйона років. Ці припущення грунтуються на розрахунках періодичних коливань способу екватора Марса до площини його орбіти внаслідок приливних обурень планет і Сонця і відповідно зміни інсоляції на полюсах. Розрахунки К. Сагана, П. Гіраш і О. Туна привели до висновку про те, що за рахунок зміни способу, еквівалентного коливань світимості Сонця, можуть бути два граничних стійких стану атмосфери Марса: одне з такою розрідженою атмосферою, як зараз, а інше - з атмосферою, за щільністю рівної земної. Джерелом зростання щільності більш ніж в 100 разів в даній моделі служили полюса, в полярних шапках яких передбачалося виморожування великих кількостей вуглекислоти. Було показано, що підвищений опромінення полюсів за рахунок більшого нахилу осі обертання в порівнянні з нинішнім (приблизно на 4-5 о), що супроводжується зменшенням їх альбедо, в принципі здатна створити таку атмосферу і одночасно розтопити водяний лід.

Більш пізніми вимірами, виконаними "Вікінгами", не було, однак, виявлено значної кількості "сухого" льоду в шапках в чистому вигляді. Мабуть, основна маса дегазованої вуглекислоти знаходиться в марсіанському регол, а також у відкладеннях тонкодисперсного пилового матеріалу навколо полюсів і в нашаруваннях рівнинних областей приполярних широт. Особливо великі нашарування такого грунту слід очікувати в північній полярній області за рахунок відмінності інсоляції марсіанських півкуль: у північному зима довша. Проте і в цьому випадку рівноважний стан між кількістю адсорбованого вуглекислого газу і його парціальним тиском в атмосфері визначається температурою. Тому уявлення про можливість зміни щільності атмосфери в залежності від зміни нахилу осі обертання в цілому залишаються, мабуть, справедливими.

Звичайно, було б заманливо повірити, що нам просто не довелося побачити Марс іншим, з більш сприятливим кліматом, через недостатньо великого нахилу осі його обертання в сучасну епоху і що це пощастить побачити нашим далеким нащадкам приблизно сто тисяч років тому. Однак проти такої привабливої ​​гіпотези говорить той факт, що прориті водою і льодовиками русла і улоговини, очевидно, утворилися раніше, ніж щодо більш молоді кратери ударного походження на їх висохлої поверхні, вік яких оцінюється щонайменше в десятки мільйонів років. Тому більшу увагу заслуговує, на наш погляд, припущення про циклічні зміни рівня світності Сонця, висунуте американським астрофізиком В. Фаулером у зв'язку зі спробами пояснення парадоксу сонячних нейтрино. Так називають значно менший (приблизно в 5 разів) реєстрований на Землі потік нейтрино від Сонця в порівнянні з очікуваним їх виходом в результаті реакцій термоядерного синтезу, що вважаються головним механізмом генерації сонячної енергії. Знайдена кореляція цих циклів, що повторюється з періодичністю ~ 10 8 років, з великими заледеніннями на Землі природним чином могла б пояснити як періодичні коливання марсіанського клімату, так і, можливо, значні кліматичні варіації на інших планетах.

Для з'ясування шляхів еволюції атмосфери і древнього клімату Марса дуже важливе значення мають результати мас-спектрометричних вимірювань в атмосфері планети утримання малих домішок, в першу чергу інертних газів (див. табл. 2) і відносин основних ізотопів. Шляхом зіставлення виміряних концентрацій інертних газів з їх абсолютним і відносним вмістом в земній атмосфері і газової фракції метеоритів можна судити про ступінь їх первинного фракціонування на стадії акумуляції та сталася за геологічний час ступеня дегазації на планеті. Аналіз ізотопного складу дозволяє додатково з'ясувати ступінь дегазації і фракціонування летючих при дисипації газів з планетної атмосфери.

Результати ізотопного аналізу і співвідношень летючих (CO 2 / 36 Ar; N 2 / 36 Ar) на Марсі дають підставу вважати, що колись він дійсно мав більш щільною атмосферою за рахунок приблизно в 20 разів більшої по відношенню до існуючого вмісту вуглекислого газу і приблизно від 10 до 100 разів більшого вмісту азоту. Остання оцінка зроблена на підставі виміряного ізотопного відносини азоту (15 N / 14 N), яке виявилося приблизно на 75% вище, ніж в атмосфері Землі, в той час як ізотопні співвідношення інших поширених складових - кисню і вуглецю - зберігаються приблизно аналогічними земним. Це призводить до важливого висновку про те, що, хоча навіть в найсприятливіші періоди атмосфера Марса залишалася принаймні вдесятеро менше щільною ніж земна, така атмосфера була здатна створити помітний парниковий ефект і зберегти на поверхні рідку воду.

Загальна відігнані кількість води на Марсі оцінюється значенням ~ 5 * 10 21 г, що відповідає середній глибині рівномірно розлитого на поверхні шару близько 20 м; це приблизно на два порядки менше, ніж на Землі, але разом з тим на порядок більше, ніж на Венері . Можна очікувати, що майже вся ця маса відігнаний води похована зараз на Марсі в приповерхневих льодовиках і полярних шапках, якщо виходити з припущення, що швидкість дисипації атомів водню протягом усієї геологічної історії планети відповідала сучасній величині потоку (близько 10 8 см -2 * з -1). У цьому випадку кількість втраченої води, віднесене до товщини ефективного шару, не повинно перевищити 3-5 м.

Крім адсорбірованія на марсіанському реголіт і в нашаруваннях приполярних областей, одним із каналів евакуації CO 2 з атмосфери могли б бути вже згадувані сполуки включення - клатрати. Легко переконатися в тому, що для оціненого вище кількості H 2 O і CO 2 молярне відношення для клатрата CO 2 nH 2 O відповідає n ≈ 4-5, що майже збігається з нижньою межею для газових гідратів при нормальному тиску.

Може виникнути цілком природне запитання: чи його віддаленість від Сонця вплинула на клімат Марса і що сталося б з ним, якби він за своїми розмірами таким же, як Земля і Венера? Можна припускати, що в цьому випадку Марс акумулював і утримав би істотно більшу кількість летючих, а внаслідок іншого ходу теплової еволюції ступінь диференціації складають речовини та дегазації була повнішою. Такий Марс, очевидно, мав би значно більш щільною атмосферою і помірним кліматом.

Склад атмосфери Марса, що включає кисень, азот, вуглець, близька до арктичних і антарктичних районах Землі температура поверхні і велика кількість води в її верхніх горизонтах, здавалося б, сприяють оптимістичним сподіванням виявити ознаки життя на цій планеті. На жаль, біологічні експерименти з марсіанським грунтом на посадкових апаратах «Вікінг» залишили це питання без відповіді або скоріше принесли більше негативних, ніж позитивних результатів. Мабуть, в умовах ефективної природної стерилізації за рахунок проникаючої до поверхні короткохвильового ультрафіолетового випромінювання (з енергією фотонів до 6-7 еВ) і сильно окисленої середовища в грунті, що містить перекисні сполуки (пероксиди), шансів виявити життя на Марсі мало.

Є підстави вважати, що ряд здавалися позитивними свідоцтв біологічної активності в кожному з трьох типів біологічних експериментів на «Вікінгів» - газовий обмін, розкладання мітки і асиміляція вуглецю (у двох останніх випадках з використанням мічених атомів вуглецю 14С) - пояснюються процесами хімічної взаємодії. Зокрема, інтенсивне виділення кисню в початковій фазі експерименту з газового обміну швидше за все пов'язано з великою кількістю в грунті пероксидів, а не з процесами метаболізму. Важливим аргументом проти наявності живих форм служить також надзвичайно низький поріг виявлення на поверхні і в приповерхневому шарі органічних молекул (~ 10 -6 за масою по відношенню до неорганічних). Разом з тим цілком можливо, що негативний результат місії «Вікінгів» був зумовлений недостатньою чутливістю використаних методів у таких несприятливих для життя сучасних умовах на Марсі. Не можна, звичайно, виключити того, що ці умови могли бути значно більш сприятливими в ранній історії планети або на певних етапах її кліматичної еволюції, коли на поверхні з'являлася рідка вода. Тому великий інтерес представили б спроби виявлення найпростіших форм палеожізні в марсіанському грунті, доступному безпосереднім методам аналізу в земних лабораторіях.

Поки ще надії знайти ознак життя на Марсі принципово зберігаються, хоча ймовірність її існування там мізерно мала. Якщо ж надалі з цими надіями доведеться остаточно розлучитися, то це лише з більшою гостротою поставить питання про те, чому життя виникла і інтенсивно розвивалася лише на третій від Сонця планеті, - питання, що має не тільки природничо, а й величезне філософське, світоглядне значення .

Список використаної літератури.

  1. Маров М.Я. Планети Сонячної системи .- М.: Наука, 1986. -320 С.

  2. Томілін А. Небо Землі.

  3. World Wide Web. http://www.mars.sgi.com.

Додати в блог або на сайт

Цей текст може містити помилки.

Астрономія | Реферат
138.3кб. | скачати


Схожі роботи:
Марс
Марс 6
Планета Марс
Марс планета Сонячної системи
Марс - планета Сонячної системи
Операція Марс різні трактування
Дослідження планети Марс за допомогою космічних апаратів
План виробництва овочів в СВК Марс Шаранський району
© Усі права захищені
написати до нас
Рейтинг@Mail.ru