Реферат з астрономії.
Марс.
Учнів 11 «Б» класу
школи № 68
Янькова Романа
Рязань 1998
Зміст.
Загальні відомості про планету. . . . . . 2
Радіолокаційні дослідження Марса. . . . 3
Рельєф поверхні Марса. . . . . . 5
Річки і льодовики на Марсі. . . . . . 8
Фобос і Деймос. . . . . . . . 12
Внутрішня будова. . . . . . . 14
Атмосфера Марса. . . . . . . 16
Іоносфера. . . . . . . . . 17
Особливості теплового режиму та атмосферної динаміки. 18
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».
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.
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.
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.
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»).
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.
Маров М.Я. Планети Сонячної системи .- М.: Наука, 1986. -320 С.
Томілін А. Небо Землі.
World Wide Web. http://www.mars.sgi.com.