§4. Марс

Орбита Марса проходит значительно выше земной – почти на 60 млн. км. Среднее гелиоцентрическое расстояние составляет 225 млн. км. Но благодаря эллиптичности орбиты Марс через каждые 780 дней сближается с Землей до расстояния 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 часа 34 минуты 22,6 секунды. 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. Полуденная температура на марсианском экваторе достигает +10С, а на полярных шапках падает до -120С.

У Марса имеются два спутника – Фобос и Деймос. Фобос более крупный – 272119 км (рис. 95). 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 «Маринер-9» – американской межпланетной станции, исследовавшей планету в 1972 году, 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 (СО₂); азота (N) – 2,5%; аргона (Ar) – 2%; 0,3% – кислорода (О₂) и 0,1% – водяных паров. 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 СГС (2,510¹⁹ Ам²)). 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. Завершение вулканизма на планете имело место около 2,0 – 2,5 млрд. лет назад, тогда же редуцировалось и внешнее ядро Марса.

Рис. 95. Фобос (снимок получен американской

станцией «Маринер-9» в 1972 г.)

В 1976 году 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 района посадки поверхности Марса с низких высот. Совершенно неожиданно грунт оказался более обогащен железом, чем на Земле, – его состав, по данным измерений, таков: гидритные окислы железа (Fe₂O₃) – 18%; кремнезем (SiO₂) – 13 – 15%; кальций (Са) – 3 – 8%; алюминий (Аl) – 2 – 7%; титан (Тi) – 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 же его высокое содержание в поверхностных породах вызвано низкой степенью дифференциации мантийных пород.

Как и на Луне, непродолжительная геологическая активность Марса обусловлена его небольшой массой. Поэтому трудно в этих условиях ожидать полной дифференциации протовещества в небольшой по мощности зоне расплава мантии.

Масса планеты обеспечивает в центре давление порядка 410⁵ атм, что соответствует 100 км глубины на Земле. Температура плавления – 1100 К; по некоторым данным, достигается частично на глубине около 200 км. Если в качестве источников тепла брать радиоактивные элементы, то, согласно У. Хаббарду (1987), 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 его аккреции из небулярного облака, мы полагаем, что внутреннее металлическое ядро (примерно ¹/₃ R), лишенное радиоактивных элементов, возникло изначально. Оно в дальнейшем конденсировало силикатную мантию, содержавшую радиоактивные элементы. Формирование зоны расплава шло, несомненно, по границе твердого железного ядра, как за счет распада коротко- и долгоживущих радиоактивных элементов, так и за счет давления. Формирование же астеносферы как вторичной зоны шло за счет накопления диффундируемого снизу тепла и радиоактивных разогревов вещества на уровне, значительно более глубоком, чем 200 км. Процесс 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 (рис. 96). В области Тарсис, расположенной к северу от экватора, есть еще три огромных вулкана. В северном же полушарии Марса находится вторая

Рис. 96. Гора Олимп

вулканическая область – Элизий. В южном полушарии – преимущественно кратеры с плоским дном. Большинство вулканов – щитовые, т.е. лавовые покровы занимают огромные пространства. Это характерно для лав низкой вязкости и крупных очагов вулканизма. На Земле такие извержения происходят при плавлении очень богатых железом пород. Приблизительная оценка глубины очага (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 около 3000 атм, что соответствует земным 50 км. Многие корни земных вулканов действительно находятся на этих глубинах. Но если брать средний вертикальный температурный градиент, равный 12/км, то температура на глубине 50 км будет всего 500 – 600С, что в два раза ниже необходимой температуры плавления для земной мантии. Из этого следует, что в очаги вулканизма как на Земле, так и на Марсе магма поступает из более глубоких горизонтов, где термодинамические условия и накопленное глубинное тепло, диффундируемое из зоны внешнего ядра, создают температуры порядка 1100 К.

Из-за большей массы Марса и, следовательно, иных термодинамических условий в ядре, а также больших запасов радиоактивных элементов вулканическая активность на нем, несомненно, продолжалась дольше, чем на Луне. В финале ее, где-то 2,0 – 2,5 млрд. лет назад, под почвой и в верхних горизонтах коры произошло накопление воды. Периодические прорывы ее на поверхность планеты в экваториальной области оставили многочисленные следы в виде русел и, возможно, рек, грандиозных оползней и оплывин пород, зафиксированных на фотографиях станции «Маринер-9» (рис. 97).

Рис. 97. Долина «Маринер» – гигантский каньон

на Марсе со следами водной эрозии

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 и тектоническое происхождение, но по ее краям развита сеть меандрирующих русел явно водного происхождения. Аппараты «Викинг-1» и «Викинг-2» обнаружили гораздо больше признаков водной эрозии, чем сухих русел, которые наблюдал «Маринер-9» (Кауфман, 1982). 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 ее оттаивание может вызвать наводнения и грандиозные оползни (рис. 98). Вследствие низкого атмосферного давления марсианские реки и озера не могут долго существовать. Вода быстро выкипает и испаряется.

Рис. 98. Гигантский оползень на Марсе в долине «Маринер»

на снимке «Викинг-1» (1976 г.)

* * *

Завершая рассмотрение строения планет земной группы и Луны, подведем некоторые итоги. Земля, несомненно, может служить моделью, своего рода эталоном для сравнения обстановки на других планетах. С другой стороны, отклонения от этого эталона несут информацию о специфических процессах, обусловленных гелиоцентрическим расстоянием и параметрами массы планеты.

Все планеты образованы из одного и того же материала – исходного материнского пылегазового облака. Все они обогащены тугоплавкими веществами и железом, ближайшие к Солнцу обеднены летучими элементами. Некоторые различия состава пород определяются, видимо, различным соотношением силикатного и металлического материала. Весьма непродолжительный период геологической и внутренней активности Меркурия, Луны и Марса, исчисляемый одним-двумя миллиардами лет, исключает возможность их дифференциации на оболочки. Сама концепция послеаккреационного расплава планетных недр, изначально однородных по составу, с последующей магматической дифференциацией явно бездоказательна. Процессы дифференциации у малых планет, имеющих небольшие термодинамические параметры, недостаточные для расплава больших объемов вещества, видимо, весьма ограничены. Нет здесь исключения и для Земли. Внутренние металлические ядра планет – большего или меньшего размера – формировались изначально в ходе аккреции пылегазового облака – как первичные ядра конденсации, вокруг которых в дальнейшем шло наращивание более легкого силикатного материала. По мере удаления от Солнца этот материал обогащался летучими элементами и водой. На Меркурии он был обеднен этими элементами, но обогащен железом и другими тугоплавкими веществами.

Масса планет и гелиоцентрическое расстояние являются основными параметрами их эволюции. Чем больше масса, тем дольше идет геологический процесс. Атмосфера – показатель геологической активности.

Весьма сильно влияние приливного торможения со стороны Солнца на расстояние 100 млн. км, которому в полной мере подвергались Меркурий и Венера. Аналогичную роль сыграла Земля для Луны. Все планеты в период своей геологической активности вращались быстрей и, конечно, имели магнитное поле и, следовательно, обладали достаточно развитым жидким внешним ядром. Около 3 млрд. лет назад, исчерпав свои термодинамические возможности и запасы коротко- и долго­живущих радиоактивных элементов, расплавленные околоядерные зоны сократились в размерах, а их температура понизилась. Сохранилось лишь остаточное магнитное поле или память о нем в намагниченных породах.

Астеносфера и расплавленные внешние ядра остались лишь на Земле и, по всей вероятности, на Венере, что находит отражение в продолжающемся геологическом процессе на поверхности этих планет.