Марс

Орбита Марса проходит значительно выше земной: среднее гелиоцентрическое расстояние — 225 млн км. Но благодаря эллиптичности орбиты Марс через каждые 780 дней сближается с Землей до 58 млн км и удаляется до 101 млн км. Эти точки называются противостояниями. Масса Марса 0,64-1027 г, радиус 3394 км, средняя плотность 3,94 г/см3, ускорение силы тяжести 3,71 м/с2. Продолжительность марсианского года — 687 земных суток, период вращения вокруг оси такой же, как у Земли, — 24 ч 34 мин 22,6 с. Наклон оси к плоскости орбиты также близок земному — 24°. Это обеспечивает смену сезонов года и существование «климатических» поясов — жаркого экваториального, двух умеренных и двух полярных тепловых поясов. Однако ввиду значительной удаленности от Солнца (Марс получает в 2,3 раза меньше солнечного тепла, чем Земля) контрасты тепловых поясов и сезонов года здесь иные. Солнечная постоянная на орбите Марса равна 1,6 кал/см2-мин. Полуденная температура на марсианском экваторе достигает +10 °C, а на полярных шапках падает до -120 °C.

У Марса имеются два спутника — Фобос и Деймос. Фобос более крупный — 27-21-19 км. Его орбита проходит всего в 5000 км от планеты. Деймос имеет размеры 15 -12 -11 км и расположен на более высокой орбите — 20000 км от поверхности Марса. По фотографиям американской межпланетной станции «Маринер-9», исследовавшей планету в 1972 г., оба спутника являются обломками астероидов. На них видны ямки-кратеры от удара крупных и мелких метеоритов без характерных взрывных валов и базальтовых магматических заполнений, как это наблюдалось на других планетах и Луне.

На Марсе обнаружена очень разреженная атмосфера, давление которой на поверхности составляет всего 0,01 атм. Она состоит на 95% из углекислого газа (СО?); азота (N) — 2,5 %; аргона (Аг) — 2 %; кислорода О2 — 0,3 % и водяных паров — 0,1%. Если атмосферную воду конденсировать, то она покроет марсианскую поверхность пленкой толщиной всего 10— 20 мм.

Межпланетные советские станции обнаружили у Марса собственное дипольное магнитное поле слабой интенсивности — 64 нТ по экватору (магнитный момент равен 2,5-1022 Гс см3, т.е. в 500 раз слабее земного). Хотя эти измерения до сих пор дискутируются, наличие магнитного поля у быстро вращающейся планеты — факт закономерный. Его низкая напряженность может быть вполне объяснена отсутствием развитого жидкого внешнего ядра.

В 1976 г. на Марсе совершили посадку американские станции «Викинг-1» и «Викинг-2». Перед ними ставилась задача поиска следов органической жизни на планете. Хотя решить эту проблему не удалось, был исследован грунт и сделаны фотографии поверхности Марса района посадки с низких высот. Совершенно неожиданно грунт оказался более обогащен железом, чем на Земле; его состав, по данным измерений, таков: гидридные окислы железа (БегОз) — 18%; кремнезем (БЮг) — 13—15%; кальций (Са) — 3—8%; алюминий (А1) — 2—7%; титан (Ti) — 0,5%. Такой состав характерен для продуктов разрушения полевошпат-пироксен-оливиновых пород с ильменитом. Красноватый цвет поверхности Марса обусловлен гематитизацией и лимонитизацией пород. Но для этого процесса нужна вода и кислород, которые, очевидно, и поступают из подпочвы при прогревании поверхности марсианским днем или теплыми газовыми эксгаляциями.

Белый цвет полярных шапок объясняется выпадением замерзшей углекислоты. Есть основание полагать, что мантия Марса обогащена железом или его высокое содержание в поверхностных породах вызвано низкой степенью дифференциации мантийных пород [69].

Начальная геологическая активность Марса обусловлена обилием короткоживущих изотопов после взрыва сверхновой в конце аккреции планеты.

Масса планеты обеспечивает в центре давление порядка 4-10' атм, которое соответствует давлению на Земле на глубине 100 км. Температура плавления (1100 К), по некоторым данным, реализуется частично на глубине порядка 200 км. Если в качестве источников тепла брать долгоживущие радиоактивные элементы U, Th, К, то, согласно У. Хаббарду [69], плавление мантии может начаться только через 2—3 млрд лет после образования планеты. Однако, полагая, что Марс не является каким-то исключением и прообраз его оболочечного строения, как и Земли, был заложен в ходе аккреции планеты из небулярного облака, автор считает, что внутреннее металлическое ядро (примерно 1/5 R), лишенное радиоактивных элементов, возникло изначально. Оно конденсировало в дальнейшем силикатную мантию, содержавшую небольшое количество долгоживущих радиоактивных элементов. Процесс начального вулканизма имел очаговый характер, что нашло отражение в особенности марсианского рельефа и характере вулканизма.

Поражают, прежде всего, размеры марсианских вулканов. Так, гора Олимп имеет высоту 20 км при диаметре основания 500 км. В области Тарсис, расположенной к северу от экватора, находятся еще три огромных вулкана. В северном же полушарии Марса располагается вторая вулканическая область — Элизий. В южном полушарии находятся преимущественно кратеры с плоским дном. Большинство вулканов — щитовые, т. е. их лавовые покровы занимают огромные пространства. Это характерно для лав низкой вязкости и крупных неглубоких очагов вулканизма. На Земле такие извержения происходят при плавлении очень богатых желе зом пород. Приблизительная оценка глубины очага (как 0,1 высоты вулкана) дает для щитовых вулканов Марса величину порядка 200 км. Однако эта глубина совпадает с глубиной астеносферной зоны на Земле, где давление в несколько раз выше, чем на соответствующей глубине Марса. У последнего на глубине 200 км давление будет порядка 3000 атм, что соответствует земному на глубине 50 км. Многие корни земных вулканов действительно находятся на близких глубинах — 50—70 км. Но если брать средний вертикальный температурный градиент, равный 12°С/км, то температура на 50 км будет всего 500—600 °C, что в два раза ниже необходимой температуры плавления для земной мантии. Из этого следует, что в очаги вулканизма на Земле магма поступает из более глубоких горизонтов, где более высокое давление создает температуры порядка 1100 К и больше. На Марсе очаги вулканизма на этих глубинах возникали вследствие генерации радиоактивного тепла короткоживущих изотопов.

На марсианской поверхности накопились значительные массы воды, но даже после фотолитической ее диссипации происходили периодические прорывы ее на поверхность планеты в экваториальной области, которые оставили многочисленные следы в виде русел и, возможно, рек, грандиозных оползней и оплывин пород, зафиксированных на фотографиях станции «Маринер-9» [23].

Одним из таких свидетельств является гигантский каньон Маринер длиной 4000 км и шириной 2000 км. Его крутые борта опускаются до глубины 6 км. Долина, возможно, имеет тектоническое происхождение, но по ее краям развита сеть меандрирующих русел явно водного происхождения.

Аппараты «Викинг-1» и «Викинг-2» обнаружили еще больше признаков водной эрозии, чем «Маринер-9» [69]. По мнению исследователей, огромные массы воды периодически внезапно и быстро проносились в некоторых районах поверхности Марса. Много воды на Марсе остается в виде вечной мерзлоты и линз льда под поверхностью планеты. Периодическое их оттаивание может вызвать наводнения и грандиозные оползни. Вследствие низкого атмосферного давления марсианские реки и озера не могут долго существовать. Вода быстро выкипает и испаряется.

Рассчитаем объем и массу вулканических пород, а также мощность слоя вулканогенных образований на поверхности Марса, образованных за время начального вулканизма (4,4—4,0-109 лет) (см. табл. 18, с. 124; 19, с. 125):

Увулк=1,63-10и км3 / 186 = 8,7-10х км3. (VII.25)

Его масса будет составлять 2,6-1024 г, а средняя мощность вулканических образований равна:

Н = 8,7-108 км3/1,45 • 108 км2 = 6,0 км. (VI1.26)

Соответственно объем и масса воды, вынесенной на марсианскую поверхность за время начального вулканизма, составят 1,5 • 107 км3 и 1,5 • 1022 г.

Если первичный океан занимал половину площади планеты, его глубина должна была быть:

Н= 1,5 • 107 км3 / 1,45 • 10х км2= 103 м. (VII.27)

Остатки этой воды до сих пор сохраняются под марсианской поверхностью в горных породах, осадочных образованиях и пустотах.

Фотолитическая диссипация воды на орбите Марса, как и его солнечная постоянная, меньше, чем у Луны. Судя по отсутствию обилия кратеров, метеоритный дождь и планетозимали в максимуме их проявлений 3,95—3,8-109 лет назад не бомбардировали поверхность планеты. Причина может быть только в одном. В период начального вулканизма и последующие 200—300 млн лет Марс имел мощную реликтовую газово-вулканическую атмосферу, поэтому, в отличие от других малых планет, первичный океан на Марсе просуществовал значительно больше времени и оставил многочисленные следы водной эрозии и возможной седиментации. Рассчитаем время существования этого океана. Константа фотолиза для Марса равна (при Солнце с температурой 3500 К) Fn= 1,1 • 107 г/км2 год, фотолиз составит 7,5 • 1014 г/год. Отсюда находим время существования океана:

t= MHiO/F г/год = 1,5 • 1022 г/8,0-1014 г/год=2,0-107 лет. (VII.28)

Следовательно, первичный океан на Марсе при нормальном фотолизе в условиях отсутствии атмосферы должен был просуществовать около 20 млн лет. На самом деле вулканогенно-газовая атмосфера просуществовала у Марса, по-видимому, еще не менее 50—100 млн лет, так как Солнце еще пребывало в стадии звезды переменного блеска. Отсюда не случайны очевидные многочисленные следы водно-эрозионной и геологической деятельности на марсианской поверхности. Можно предположить также развитие в марсианских морях, как и на Земле, прокариотной биосферы достаточно высоких эволюционных форм. Размеры планетных сфер на Марсе, рассчитанные по ранее выведенным формулам, следующие: внутреннее металлическое ядро — 677 км; мантия — 1542 км; ЗРТ — 1170 км; вулканическая кора — 6,0 км.

 
Посмотреть оригинал
< Пред   СОДЕРЖАНИЕ ОРИГИНАЛ   След >