/
Author: Мороз В.И.
Tags: теоретическая астрономия небесная механика физика астрономия астрофизика космические тела марс
Year: 1978
Text
ФИ 3 ИКА
ПЛАНЕТЫ
МАРС
В. И. МОРОЗ
аи. мороз
ФИЗИКА
ПЛАНЕТЫ
МАРС
В. И. МОРОЗ
ФИЗИКА
ПЛАНЕТЫ
МАРС
МОСКВА «НАУКА»
ГЛАВНАЯ РЕДАКЦИЯ
ФИЗИКО-МАТЕМАТИЧЕСКОЙ ЛИТЕРАТУРЫ
1978
22.654.1
М 80
УДК 521.53
Физика планеты Марс. Мороз В. И., Главная
редакция физико-математической литературы изда-
тельства «Наука», М., 1978, 352 стр.
В книге рассказывается о планете, подробно
изученной в последние годы, главным образом бла-
годаря полетам межпланетных автоматических стан-
ций. Дается обзор и обобщение данных о поверх-
ности, атмосфере, климате, внутреннем строении,
спутниках планеты. Книга содержит как анализ
материалов, опубликованных в печати, так и ре-
зультаты, полученные автором, принимавшим ак-
тивное участие в исследованиях Марса.
Книга рассчитана на специалистов астроно-
мов и физиков, студентов и аспирантов этих же
специальностей, на специалистов смежных обла-
стей. Представит интерес также для квалифици-
рованных любителей астрономии.
Табл. 47, илл. 163 + вкл., библ. 690.
20605—159
053(02)-78
188-78
М
© Главная редакция
физико-математической литературы
издательства «Наука», 1978
ОГЛАВЛЕНИЕ
Предисловие....................................................... 5
Глава 1. Марс как планета Солнечной системы....................... 7
§ 1.1. Краткое историческое введение. Космические аппараты
как основное средство современных исследований Марса 7
§ 1.2. Орбита. Противостояния................................ 22
§ 1.3. Период вращения и наклонение экватора. Сезоны. Пре-
цессия ..................................................... 24
§ 1.4. Размеры и фигура планеты. Координаты на поверхности . . 27
§ 1.5. Масса и связанные с нею величины....................... 29
§ 1.6. Интегральные фотометрические характеристики планеты 30
Глава 2. Поверхность Марса....................................... 39
§ 2.1. Методы фотографирования, фототелевизионной съемки
и гипсометрических исследований............................. 39
§ 2.2. Вид Марса в телескоп и с космического аппарата. Карты и
номенклатуры наименований.................................. 53
§ 2.3. Рельеф................................................ 77
§ 2.4. Данные о характеристиках рельефа для масштабов 1 мм —
100 105
§ 2.5. Фотометрия, спектрофотометрия и поляриметрия......... 113
§ 2.6. Изменения темных и светлых деталей.................... 137
§ 2.7. Температура и тепловые свойства грунта................ 147
§ 2.8. Отражательная и излучательная способность в радиодиа-
пазоне. Диэлектрическая постоянная и плотность грунта 165
§ 2.9. Состав и структура грунта............................ 168
§ 2.10. Полярные шапки....................................... 176
§ 2.11. Поиски биосферы...................................... 187
Глава 3. Атмосфера.............................................. 196
§ 3.1. Обилие СО2 и полное давление.......................... 196
§ 3.2. Малые составляющие.................................... 208
§ 3.3. Вертикальная структура атмосферы (до ~80 км) .... 225
§ 3.4. Ветер................................................. 236
§ 3.5. Аэрозольная составляющая атмосферы.................... 241
§ 3.6. Верхняя атмосфера..................................... 260
§ 3.7. Фотохимия............................................. 273
Глав а 4. Внутреннее строение................................... 276
§ 4.1. Гравитационное поле................................... 276
§ 4.2. Магнитное поле........................................ 283
§ 4.3. Модели внутреннего строения........................... 286
1*
ОГЛАВЛЕНИЕ
Глава 5. Проблема эволюции атмосферы и климата.............. 292
§ 5.1. Происхождение атмосферы и гидросферы. Темп дегазации 292
§ 5.2. Механизмы удаления летучих из атмосферы Марса (ре-
зервуары и стоки)....................................... 296
§ 5.3. Возможные изменения инсоляции.................... 299
§ 5.4. Вероятные модели климатических вариаций.......... 302
Глава 6. Фобос и Деймос..................................... 308
§ 6.1. Динамические параметры........................... 308
§ 6.2. Топография....................................... 313
§ 6.3. Физические характеристики поверхностного слоя и недр 315
§ 6.4. О происхождении Фобоса и Деймоса................. 316
Заключение. Перспективы исследования Марса.................. 318
Литература.................................................. 322
ПРЕДИСЛОВИЕ
В течение последних пяти лет мы узнали о Марсе больше,
чем за предыдущие сто. Новые данные были получены в резуль-
тате исследований, проведенных на американских и советских
космических аппаратах; некоторый вклад внесли наземные на-
блюдения. Оказалось, что Марс — планета гораздо более похо-
жая на Землю, чем ранее предполагалось. На поверхности Марса
обнаружены вулканические горы, гигантские разломы, развет-
вленные узкие каналы, напоминающие высохшие русла рек.
Его атмосфера в настоящее время имеет низкую плотность, и
на поверхности нет жидкой воды, однако многие факты говорят
о том, что в прошлом на этой планете атмосфера могла быть бо-
лее плотной и, по-видимому, имелась гидросфера. На поверх-
ности Марса могли образовываться сложные органические мо-
лекулы, могла зародиться жизнь и сохраниться до настоящего
времени. Первые эксперименты по обнаружению жизнедеятель-
ности марсианских бактерий, проведенные на космических аппа-
ратах «Викинг-1» и «Викинг-2», дали пока неопределенные ре-
зультаты.
Открытие биосферы на Марсе имело бы огромное философское
и научное значение. Поэтому вопрос «Есть ли жизнь на Марсе?»
был и остается задачей № 1 в исследованиях этой планеты. Но
по мере того, как исследования развиваются, постепенно высту-
пает вперед и становится все более важной другая цель — рас-
крыть загадки Марса для того, чтобы лучше понимать нашу
Землю. Изучение Марса будет неуклонно продолжаться, хотя
в послевикинговский период, видимо, ученым придется взять по
различным причинам некоторый тайм-аут.
В последние годы представления о Марсе настолько измени-
лись, что монографиями, изданными до 1970 г., вообще нельзя
уже пользоваться как основными источниками информации.
Безнадежно устарели книга Вокулера (1954), глава о Марсе
в книге Мороза (1967), справочник Мишо (1967). В предлагаемой
читателю новой книге делается попытка обобщить данные на со-
временном уровне с учетом материала, ставшего доступным к кон-
цу 1976 г. Автор не претендует на полноту библиографии и во
многих случаях, особенно, когда можно было сослаться на об-
зорные статьи по отдельным узким вопросам, не цитировал
6
ПРЕДИСЛОВИЕ
полный список оригинальных работ, стараясь, однако, указать
наиболее важные из них. Можно отметить две специфические
трудности, с которыми пришлось столкнуться: 1) исключитель-
ное разнообразие экспериментальных и теоретических методов,
применяемых в современных планетных исследованиях, которые
оказались на стыке очень разных отраслей науки, таких как
астрономия, геология, метеорология, физика планетных недр;
2) быстрое обновление материала: работы, сделанные два-три
года назад, часто оказываются устаревшими, новые рождаются
в невиданном темпе, многие данные приходится включать «с пылу,
с жару», по предварительным сообщениям. Автор надеется, что
книга будет доступна читателям многих специальностей, хотя и
предполагает определенное предварительное знакомство с осно-
вами планетной астрономии и физики планетных атмосфер.
Автор выражает признательность М. Н. Изакову, В. А. Крас-
нопольскому, Л. В. Ксанфомалити и Л. М. Мухину за полезную
дискуссию по ряду проблем, которых касается эта книга, В. С. Же-
гулеву за большую помощь в подготовке рукописи к печати и
Г. С. Голицыну, взявшему на себя нелегкий труд ее рецензиро-
вания. Автор благодарен американским коллегам — Дж. Вас-
сербургу, Т. Оуэну, К. Сагану, К. Фармеру, благодаря любез-
ности которых он мог ознакомиться с рядом результатов, полу-
ченных на «Викингах-1 и 2», до их широкой публикации.
Глава 1
МАРС КАК ПЛАНЕТА СОЛНЕЧНОЙ СИСТЕМЫ
§ 1.1. Краткое историческое введение. Космические аппараты
как основное средство современных исследований Марса
Планеты Солнечной системы делятся на две группы: 1) пла-
неты типа Земли, 2) планеты типа Юпитера (планеты-гиганты).
Планеты земного типа меньше по размерам и по массе, более
плотные, медленнее вращаются вокруг оси, почти все их вещество
сосредоточено в литосфере, атмосфера же составляет ничтожную
долю общей массы. Внутренние источники тепла очень слабы и
не играют роли в тепловом балансе поверхности и атмосферы.
Марс является одной из планет типа Земли вместе с Венерой,
Меркурием и, может быть, Плутоном. Земля, Венера и Марс
внутри этой группы образуют еще более тесную подгруппу,
они близки друг к другу в отношении химического состава, внут-
реннего строения, количества тепла, получаемого от Солнца.
Сходны и процессы, протекающие в их атмосферах. Сравнитель-
ное изучение этих планет представляет особый интерес, так как
помогает лучше понять многое из того, что происходит на нашей
Земле.
Ни одна из планет Солнечной системы не вызывала такого
пристального интереса в самых широких кругах, как Марс.
Историю его исследований можно разделить на пять периодов.
1. С древнейших времен до изобретения телескопа. Наблю-
дения движения Марса сыграли решающую роль в понимании
основных закономерностей движения планет. Анализ измерений
положения Марса (проведенных Браге с 1580 до 1600 гг.) привел
Кеплера к открытию его первого и второго законов.
2. С момента изобретения телескопа и до середины XIX в.
Галилей впервые наблюдал Марс в телескоп около 1610 г. На-
блюдатели середины XVII в. (Фонтана, Гюйгенс, Кассини) уже
рисовали темные и светлые детали его поверхности (рис. 1).
В середине XIX в. были опубликованы первые карты Марса
(Беер и Медлер). Зарисовки и карты Марса этой эпохи показы-
вают примерно то, что видим мы на Марсе в телескоп и сейчас
в средних астроклиматических условиях: красноватый диск
с белыми полярными шапками (обычно хорошо видна одна из
них) и темные пятна на фоне светлых областей. Темные пятна,
8
ГЛ. 1. МАРС КАК ПЛАНЕТА СОЛНЕЧНОЙ СИСТЕМЫ
занимающие около трети всей площади планеты, были названы
морями, светлые области — континентами.
3. Со второй половины XIX в. до середины XX в. По каче-
ству оптики телескопы в конце XIX в. практически достигли
современного уровня. Скиапарелли на основе наблюдений, про-
веденных во время великого противостояния 1877 г., составил
Рис. 1. Самая первая зарисовка Марса, демонстрирующая ныне известные темные
детали (Гюйгенс, 1659, по книге Гласстона, 1968). Треугольная темная область внизу —
Syrtis Major.
карту, сохранившую свое значение вплоть до наших времен.
Предложенная им номенклатура наименований марсианских де-
талей с некоторыми модификациями была общепринятой вплоть
до последних лет, а ее основные элементы сохранились и в новей-
шем варианте, учитывающем результаты фотографирования с кос-
мических аппаратов. Скиапарелли видел на диске Марса пере-
плетение тончайших линейных деталей, которые были названы
каналами (рис. 2). Ловелл (1906), основавший в начале XX в.
специальную обсерваторию для наблюдений Марса, был твердо
уверен, что эти каналы являются результатом деятельности вы-
сокоразвитой цивилизации и широко пропагандировал свои взгля-
ды. Было обнаружено, что контраст темных и светлых деталей
испытывает регулярные сезонные изменения. Это явление свя-
зывали с растительным покровом (см., например, книгу Тихова,
1949). Волнующие гипотезы о строителях каналов и цветущих
нивах на Марсе пришлось впоследствии похоронить, но они при-
§ 1.1. ВВЕДЕНИЕ. КОСМИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ МАРСА
9
несли большую пользу для изучения планеты, так как стимули-
ровали ее систематические наблюдения. Визуальные наблюдения
постепенно сменились фотографическими (рис. 3), обеспечившими
документальность и возможность количественного анализа. Про-
странственное разрешение при наземных телескопических на-
блюдениях, однако, принципиально ограничивается турбулент-
ностью земной атмосферы и не бывает лучше 100 км.
Рис. 2. Рисунок Скиапарелли, показывающий сеть «каналов» (по книге Глас-
стона, 1968).
4. С середины XX в. вплоть до 1970 г. В этот период, особенно
в его последнее десятилетие, фотографические наблюдения до-
полняются разнообразными физическими методами исследова-
ния: измерениями температуры поверхности по тепловому
инфракрасному и радиоизлучению, определениями состава, давле-
ния и температуры атмосферы при помощи инфракрасной спект-
роскопии, изучением рельефа планеты радиолокационным и
спектроскопическим методом, оценками состава и структуры грун-
та, на основе спектрофотометрических, поляризационных,
радиометрических и радиолокационных данных. В начале шести-
десятых годов закладывается новое исключительно важное на-
правление — исследование Марса с помощью космических аппа-
ратов. 1 ноября 1962 г. отправляется к Марсу первый аппарат
такого типа — советский «Марс-1». В этом полете на практике
отрабатывались сложнейшие задачи дальней космической связи,
10
ГЛ. 1. МАРС КАК ПЛАНЕТА СОЛНЕЧНОЙ СИСТЕМЫ
навигации и управления аппаратом. Связь с ним продолжалась
до расстояния 106 млп. км (что было рекордным для того времени),
но была потеряна к моменту максимального сближения с Марсом.
Запуск первого американского аппарата («Маринер-3») был
неудачным, однако полет второго («Маринер-4») прошел успешно,
Рио. 3. Высококачественная современная фотография Марса, полученная с по-
мощью наземного телескопа в хороших атмосферных условиях (обсерватория Пик-дю-Ми-
ди, рефлектор диаметром 1 м). Красный фильтр, И сентября 1973 г., долгота центрально-
го меридиана Л « 270°.
и 15 июля 1965 г. с расстояния около 10 000 км было получено и
передано около 20 фототелевизионных изображений планеты.
Они показали, что поверхность Марса обильно покрыта кольце-
выми кратерами, похожими на лунные. В 1969 г. «Маринеры-6 и
7» передали около 200 таких изображений. Пространственное
разрешение достигло величины около 1 км, однако фотографии
§ 1.1. ВВЕДЕНИЕ. КОСМИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ МАРСА
11
охватывали лишь небольшую долю поверхности. Причина в том,
что аппараты «Маринер-4, -6 и -7» двигались по так называемой
пролетной траектории, т. е. по гелиоцентрической орбите, обес-
печивающей только однократное и кратковременное сближение
с планетой.
5. С 1971 г. и по настоящее время. Развитие космической тех-
ники и сумма накопленных знаний о поверхности и атмосфере
планеты уже позволяют решать задачу о посадке космического
аппарата на ее поверхность и выводе на орбиту искусственного
спутника, обеспечивающего возможность длительного и деталь-
ного изучения планеты с расстояния до тысячи километров. Оче-
видно, спускаемые (совершающие посадку) аппараты (в дальней-
шем мы будем часто применять сокращение СА) и орбитальные
аппараты (ОА) взаимно дополняют друг друга. СА позволяют
получить детальные данные об атмосфере и поверхности в точке
посадки, ОА осуществляют менее детальное, но зато охватываю-
щее всю планету (или ее значительную часть) изучение поверхнос-
ти и атмосферы с помощью анализа отраженного (солнечного)
и теплового излучения.
Заметим, что почти весь арсенал астрофизических средств
исследования планет (спектрофотометрия в широком диапазоне
длпн волн, поляриметрия, инфракрасная радиометрия, радиоас-
трономия) может быть использован и использовался на орбиталь-
ных аппаратах. Перенос точки наблюдения с Земли на орбиталь-
ные аппараты дает три важных преимущества: 1) резкое улучше-
ние пространственного разрешения, 2) возможность наблюдать
участки планеты, невидимые с Земли (например, ночная сторона
Марса) или при недоступных с Земли фотометрических углах,
3) отсутствие помех со стороны земной атмосферы (особенно по-
глощения в ультрафиолетовом и инфракрасном диапазонах).
Пространственное разрешение при наземных наблюдениях аст-
рофизическими методами (спектроскопия, инфракрасная радио-
метрия и т. д.) значительно хуже фотографического — это либо
интегральные наблюдения (излучение всего диска), либо разре-
шение порядка тысячи километров — даже с самыми большими
телескопами. Такие же измерения на орбитальных аппаратах
с небольшими приборами (вес 3—10 кг) дают разрешение порядка
нескольких десятков километров. Орбитальные аппараты обес-
печивают также широкие возможности для исследования меж-
планетной плазмы и магнитного поля в окрестностях планеты
путем прямых измерений.
Всего в период с 1971 по 1976 гг. к Марсу были запущены
10 космических аппаратов (КА), из них 6 советских и 4 амери-
канских. В табл. 1.1 даны координаты места посадки спускаемых
аппаратов, в табл. 1.2 параметры орбит искусственных спутников
Марса.
12
ГЛ. f. МАРС КАК ПЛАНЕТА СОЛНЕЧНОЙ СИСТЕМЫ
Таблица 1.1
Космические аппараты для исследования Марса.
Места посадки спускаемых аппаратов
Спускаемый ап- парат Дата побадки Широта Долгота (зап.) Область *)
<-Марс-3» 2.XII. 1971 —45° 158° Phaethontis
«Марс-6» 12. III. 1974 -24 20 Margaritijer Sinus
«Викинг-1» 20. VII. 1976 +22,27 47,94 Chryse Planitia
«Викинг-2» 3.IX. 1976 +47,67 225,71 Utopia Planitia
*) Даны названия областей по новой номенклатуре (см. § 2.2).
Таблица 1.2
Начальные параметры орбит искусственных спутников Марса *)
Орбитальный аппарат Дата вывоза на орбиту Период, Т । Большая полуось, 1 Эксцент- риситет Наклоне- ние к эк- ватору планеты Высота над по- верхно- стью в перицент- ре, КЛ€
«Маринер-9» 14.XI.1971 12h34m 13046 0,633 64°24' 1938 **)
«Марс-2» 27.XI.1971 17 56 16532 0,729 47 58 1350
«Марс-3» 2.XII.1971 12d16 31 109244 0,955 62 И 1500
«Марс-5» 12.11.1974 24 53 20570 0,75Э 35 20 1760
«Впкинг-1» 19.VI.1976 24 40 20140 0,757 37 38 1500
«Викинг-2» 7.VI1I.1976 27 20 20140 0,757 55 ♦*♦) 1500
*) Ареоэкваториальная система координат.
**) Орбита дважды подвергалась коррекции; после второй из них (30.XII.I971) период
уменьшился до llh59ra, 5, высота в перицентре возросла до 16Е0кл» (Стайнбекер и
Хейнс, 1973).
***) Орбита скорректирована 30.XI.1976: наклонение увеличено до 75°.
Исследования планет с помощью автоматов исключительно
сложны с технической точки зрения. Здесь завязаны в один узел
сложные проблемы ракетной техники, дальней космической связи,
небесной механики, траекторных измерений, навигации в кос-
мосе и т. д. Мы не будем останавливаться здесь на вопросах такого
типа, отсылая читателя к специальным трудам по космической
технике (см., например, книгу Андреянова и др., 1973).
Великое противостояние 1971 г. ознаменовалось выводом на
орбиту трех искусственных спутников Марса. Их должно было
быть четыре, но американский «Маринер-8» потерпел неудачу
при запуске. 13 ноября 1971 г. тормозной импульс перевел на
§ 1.1. ВВЕДЕНИЕ. КОСМИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ МАРСА
13
орбиту искусственного спутника космический аппарат «Маринер-
9», 27 ноября «Марс-2» и 2 декабря «Марс-3» (см. рис. 4). При
подлете «Марса-2» от него отделилась капсула, доставившая на
поверхность планеты вымпел с изображением герба Советского
Рис. 4. Космический аппарат «Марс-3» проходит наземные испытания. В верхней
части спускаемый аппарат. Темные, покрытые квадратной сеткой плоскости — солнечные
батареи. С левой стороны — антенна высокой направленности.
Союза. От «Марса-3» при подлете отделился спускаемый аппарат,
совершивший снижение на парашюте и мягкую посадку на по-
верхность. В первые секунды после посадки были переданы на
борт искусственного спутника и ретранслированы затем на Зем-
лю несколько строк фототелевизионного сигнала, но затем пере-
дача прекратилась.
14
ГЛ. 1. МАРС КАК ПЛАНЕТА СОЛНЕЧНОЙ СИСТЕМЫ
Когда три искусственных спутника прибыли к Марсу, плане-
та была охвачена глобальной пылевой бурей. Это явление, не
имеющее аналогов в земной метеорологии, препятствовало полу-
чению качественных фототелевизионных изображений поверх-
ности до конца декабря. Вследствие ограниченного ресурса
аппаратуры фототелевизионная программа орбитальных аппа-
ратов «Марс-2 и 3» была выполнена лишь в небольшой части.
Вместе с тем были успешно проведены (главным образом на
«Марсе-3») измерения с помощью астрофизических приборов
(температура, тепловые свойства, рельеф и структура поверх-
ности по инфракрасному и радиоизлучению, характеристики
атмосферной пыли, содержание Н2О в атмосфере и т. д.), иссле-
дования межпланетной плазмы и магнитного поля в окрестностях
планеты (табл. 1.3).
Таблица 1.3
Перечень научных экспериментов на искусственных спутниках «Марс-3»
и «Марс-2»
Научная задача
Прибор
1. Фотографирование поверхности*)
2. Измерение температуры, иссле-
дование тепловых свойств и
структуры поверхностного слоя
3. Измерение температуры, диэлек-
трической постоянной и плотно-
сти на глубине 30—50 см
4. Гипсометрия поверхности (изме-
рение высот)
5. Фотометрия поверхности
6. Измерение содержания водяного
пара в атмосфере
7. Измерение содержания водорода
в верхней атмосфере и ее темпе-
ратуры
8. Измерение магнитного поля
9. Исследование параметров меж-
планетной плазмы в окрестностях
планеты
10. Измерение атмосферного давле-
ния в нижней атмосфере и про-
филя электронной концентрации
в ионосфере методом радиопро-
свечивания
Фототелевизионные устройства
Инфракрасный радиометр (8—40 мкм)
Радиотелескоп (X 3,5 см)
Фотометр на полосы СО2 2 мкм
Фотометр на пять узких интервалов
в диапазоне 0,35—0,7 мкм
Фотометр на полосу Н2О 1,38 мкм
Фотометр на линию 1215 А
Магнитометр
а) Ионные ловушки
б) Узконаправленный электростати-
ческий анализатор
Радиокомплекс КА
♦) Здесь и в других местах мы используем термин «фотографирование», имея в
виду получение изображения независимо от методики, которая может быть весьма раз-
личной (фотографирование на пленку, электронное телевидение, использование устройств
с механической разверткой).
§ 1.1. ВВЕДЕНИЕ. КОСМИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ МАРСА 15
Исключительно информативными были результаты «Марине-
ра-9». Научная аппаратура функционировала почти год — до
конца октября 1972 г. Были получены фототелевизионные изо-
бражения всей поверхности планеты с разрешением около 1 км
и 1—2% поверхности с разрешением 100 м, богатые данные о
гипсометрии (высотах), основанные на использовании несколь-
ких методик (см. § 2.1), а также о структуре атмосферы по радио-
просвечиванию, инфракрасным и ультрафиолетовым спектрам
(см. табл. 1.4).
Таблица 1.4
Перечень научных экспериментов на искусственном спутнике
«Маринер-9»
Научная задача
Прибор
1. Фотографирование поверхности
2. Измерение температуры, исследо-
вание тепловых свойств и струк-
туры поверхностного слоя
3. Измерение температуры атмосфе-
ры и содержания водяного пара
4. Исследование спектра свечения
верхней атмосферы, ее состава и
температуры; измерение высот на
поверхности
5. Измерение размеров, формы пла-
неты, давления и температуры
нижней атмосферы, профиля элек-
тронной концентрации в ионосфере
методом радиопросвечивания
6. Исследование гравитационного по-
ля планеты по данным траектор-
ных измерений
Фототелевизионные камеры
Инфракрасный радиометр (10 и
20 мкм)
Инфракрасный интерференционный
спектрометр (5—50 мкм)
Ультрафиолетовый спектрометр
(1100—3400 А)
Радиокомплекс КА
В 1973—1974 гг. состоялась новая советская экспедиция
к Марсу. Первым достиг планеты «Марс-4» (10 февраля 1974 г.),
который прошел на расстоянии 2200 км от ее поверхности и провел
фотографирование с пролетной траектории. Вторым прибыл
«Марс-5» (12 февраля), который был выведен на замкнутую ор-
биту искусственного спутника. Орбита была выбрана таким
образом, чтобы «Марс-5» проходил в светлое время марсианских
суток над районом, намеченным для посадки спускаемых аппа-
ратов «Марс-6» и «Марс-7». Эти станции были предназначены
только для доставки GA с последующим пролетом оставшегося
траекторного блока мимо планеты. «Марс-7» приблизился к пла-
нете первым (9 марта), однако его спускаемый аппарат вслед-
ствие нарушения в работе одной из бортовых систем прошел на
высоте 1300 км и не совершил посадку. На «Марсе-6» операция
16
ГЛ. 1. МАРС КАК ПЛАНЕТА СОЛНЕЧНОЙ СИСТЕМЫ
вывода спускаемого аппарата на траекторию спуска прошла
безукоризненно, и 12 марта он опустился на поверхность пла-
неты. Во время спуска на парашюте впервые были проведены
исследования структуры марсианской атмосферы. На рис. 5
схематически показано устройство спускаемого аппарата «Марс-6»,
а на рис. 6 — схема посадки. Искусственный спутник «Марс-5»
был оснащен большим набором приборов для исследования
Рис. 5. Спускаемый аппарат «Марс-6». 1 — двигатель увода спускаемого аппарата,
2 — двигатель ввода вытяжного парашюта, 3 — антенны связи с орбитальной станцией,
4 — парашютный контейнер, 5 — антенна радиовысотомера, 6 — аэродинамический тор-
мозной конус, 7 — приборы и аппаратура системы автоматического управления, 8 — ос
новной парашют, 9 — автоматическая марсианская станция (Соколов и др., 1975).
планеты и околопланетного пространства с орбиты (табл. 1.5) и
успешно проводил программу изучения поверхности и атмосферы
Марса в ограниченном районе, примыкающем к месту посадки
GA «Марса-6». Фотографические камеры «Марса-4» и «Марса-5»
получили около 120 фотографий планеты. Количество их неве-
лико, но качество большей части фотографий высокое (рис. 7).
Среди интересных научных результатов можно упомянуть обна-
ружение следов озона в низких широтах, относительно больших
количеств водяного пара (до 100 микрон осажденной воды), ноч-
ной ионосферы. Специальный тематический номер журнала «Кос-
мические исследования» (т. 13, № 1, 1975 г.) был посвящен пер-
вым результатам обработки данных, полученных в этой экспе-
диции.
[§ 1.1. ВВЕДЕНИЕ. КОСМИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ МАРСА
17
Следующий шаг был сделан американскими учеными и состо-
ял в реализации очень сложной программы «Викинг». Эта
Рис. 6. Схема спуска С А «Марс-6». 1 — отделение С А, 2 — включение двигателей
увода, 3 — программный разворот СА, 4 — закрутка СА, 5 — отделение фермы, 6 — прек-
ращение закрутки, подача питания на радиовысотомеры, 7 — начало введения парашют-
ной системы, включение программно-временнбго устройства управления посадкой, пода-
ча питания на научную аппаратуру, 8 — введение основного парашюта, включение теле-
метрической системы, радио комплекса и научной аппаратуры, 9 — разрифовка парашю-
та, отделение аэродинамического конуса, включение радиовысотомера больших высот,
10 — расчековка крепления тормозной двигательной установки, перецепка парашютной
системы, 11 — включение тормозной двигательной установки, увод ею парашюта, конец
передачи на С А (Соколов и др., 1975).
программа, готовившаяся около 10 лет, предусматривала полет
к Марсу двух идентичных межпланетных станций. Каждая из них
состоит из орбитального и спускаемого аппаратов. Отделение СА
18
ГЛ. 1. МАРС КАК ПЛАНЕТА СОЛНЕЧНОЙ СИСТЕМЫ
Таблица 1.5
Перечень научных экспериментов на искусственном спутнике «Марс-5»
Научная задача Прибор
1. Фотографирование поверхности а) Фототелевизионные устройства
2. Измерение температуры, иссле- дование тепловых свойств и струк- туры поверхностного слоя 3. Измерение температуры, диэлек- трической постоянной и плотно- сти на глубине 30—50 см Гипсометрия (измерение высот) 5. фотометрия б) Сканирующие телефотометры Инфракрасный радиометр (8—40 мкм с отсечкой полосы СО2 15 мкм) Радиотелескоп (X 3,5 см) Фотометр на полосы СО2 X 2 мкм Фотометр на 5 узких интервалов в диапазоне X 0,35—0,7 мкм
6. Поляриметрия Фотополяриметры (два под углом 30°) на 9 длин волн
7. Инфракрасная фотометрия Инфракрасный спектрофотометр
8. Измерение содержания водяного пара в атмосфере 9. Измерение содержания озона в атмосфере 10. Измерение содержания водорода в верхней атмосфере и ее темпе- ратуры 11. Исследование спектра свечения верхней атмосферы 12. Измерение магнитного поля 13. Исследование параметров межпла- нетной плазмы в окрестностях планеты 14. Измерение атмосферного давле- ния в нижней атмосфере и про- филя электронной концентрации методом радиопросвечивания (одночастотного и двухчастотного) 15. Исследование космических лучей 16. Исследование солнечного радио- излучения (X 1,5—5 мкм) Фотометр на полосу Н2О X 1,38 мкм Фотометр на полосу Оз X 2600 А Фотометр на линию X 1215 А Спектрометр на область X 0,3—0,8 мкм Магнитометр а) Ионные ловушки б) Узконаправленный электростати- ческий анализатор Радиокомплекс КА Счетчики космических лучей Радиометр
проводилось только после детального фотографирования пред-
полагаемого района посадки с борта ОА, что позволяло выбрать
максимально безопасную точку «приземления». Оба спускаемых
аппарата успешно совершили посадку. Данные о местах посадки
GA и орбитах О А приведены в табл. 1.1 и 1.2. На рис. 8 схемати-
чески показано устройства СА «Викинг», а на рис. 9 панорамное
изображение поверхности Марса, переданное вскоре после по-
садки одного из этих аппаратов («Викинг-1»). Предполагается,
Рис. 7. Примеры фотографий Марса, полученных на AMG «Марс-5», а) Обзорный снимок (объектив «Вега», 23.11.1974), площадь при-
мерно 600 X 700 км. Два больших кратера в нижней половине — Хейл и Бонд. Выше, справа вверху — Холден. Слева вверху — извилистая
долина Ниргал. 6) Фотография с высоким разрешением (объектив «Зуфар», 26.11.1974), площадь 110 X 120 км. Примерные координаты
центра % = 79°, ф = —36°. Большой кратер — Лампланд.
20
ГЛ. 1. МАРС КАК ПЛАНЕТА СОЛНЕЧНОЙ СИСТЕМЫ
что обе станции (как СА, так и ОА) будут функционировать
в течение многих месяцев, возможно даже до 2 лет. Мельчайшие де-
тали, видимые на панорамных изображениях, переданных «Ви-
кингами», имеют размеры около 1 мм. В течение всего лишь
одного десятилетия пространственное разрешение, с которым
Рис. 8. Спускаемый аппарат «Викинг». 1 — антенна высокой направленности,
2 — фототелевизионные камеры, з — крышка радиоизотопного термоэлектрического гене-
ратора, 4 — датчики метеокомплекса, 5 — температурный датчик, 6 — опора, 7 — за-
борное устройство, 8 — магниты, 9 — хромато-масс-спектрометр, 10 — входное устройст-
во биологического комплекса, 11 — входное устройство рентгеновского флюоресцентного
спектрометра, 12 — антенна радиовысотомера, 13 — бак с горючим, 14 — двигатели ори-
ентации, 15 — малонаправленная антенна, 16 — тормозной двигатель (Корлисс, 1974).
мы можем изучать марсианскую поверхность, улучшилось на
7—8 порядков.
Подробное описание научных экспериментов на СА и ОА
«Викинг» было опубликовано в тематическом номере журнала
«Icarus» (т. 16, № 1, 1972) з долго до реализации программы,
§ 1.1. ВВЕДЕНИЕ. КОСМИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ МАРСА
21
первые результаты в специальных подборках «Science» (т. 193,
№ 4255; т. 194, № 4260 и 4271) и Journal of Geophysical Research
(т. 82, № 28). Гвоздем научной программы «Викинга» являются
три биологических эксперимента, которые должны были отве-
тить на коронный вопрос: «Есть ли жизнь на Марсе?», однако
Рис. 9. Панорама поверхности Марса, полученная на спускаемом аппарате
«Викинг-1».
результаты их поставили в тупик экспериментаторов и, по-ви-
димому, не могут рассматриваться как положительный или от-
рицательный ответ (см. § 2.11). Вместе с тем получены новые важ-
ные данные о составе атмосферы и грунта, о механических
характеристиках грунта, вертикальной структуре атмосферы,
геологических характеристиках различных районов Марса.
Исследования Марса с помощью межпланетных автоматов,
несомненно, будут продолжаться. Уже обсуждаются в литера-
туре идеи марсохода, доставки марсианского грунта на Землю,
различных специализированных зондов для изучения грунта
и атмосферы. Межпланетные автоматы останутся основным
22
ГЛ. 1. МАРС КАК ПЛАНЕТА СОЛНЕЧНОЙ СИСТЕМЫ
средством получения новой информации об этой планете до начала
полетов человека на Марс, техническая возможность которых
в ближайшие десятилетия почти несомненна.
Наземные астрономические наблюдения теперь в целом игра-
ют лишь второстепенную роль в изучении Марса. Однако неко-
торые типы наземных наблюдений остаются полезными и даже
необходимыми. Среди них в первую очередь можно указать такие:
1) фотографические патрульные наблюдения за изменениями
на поверхности и в атмосфере планеты.
2) спектроскопические наблюдения в инфракрасной области
с помощью приборов высокой разрешающей силы (патрульные
наблюдения Н2О в атмосфере и некоторые другие задачи по ма-
лым составляющим),
3) радиолокационные исследования рельефа планеты; они
обеспечивают пока более детальное разрешение по высоте, чем
различные методы, применявшиеся на космических аппаратах.
Список этот не является исчерпывающим. В последующих
главах и параграфах мы будем обсуждать наряду с результатами
возможные задачи дальнейших исследований Марса как космиче-
скими, так и наземными средствами.
§ 1.2. Орбита. Противостояния
Марс обращается вокруг Солнца по орбите с большой полуосью
1,524 а. е. и эксцентриситетом около 0,093. Сидерический
период обращения равен = 686,98 земных суток. Большой
эксцентриситет приводит к тому, что условия наблюдения Марса с
Земли существенно зависят от того, находится ли планета в период
противостояния близко к перигелию или к афелию. Если противо-
стояние совпадает с перигелием, расстояние между Марсом и
Землей минимально и составляет 56 млн. км. Такое противостояние
называется великим. При афелийных противостояниях расстояние
достигает 100 млн. км. Во время великого противостояния диаметр
диска составляет около 25", во время афелийного — 14". В период
великих противостояний на диске Марса можно рассмотреть при
наземных наблюдениях более тонкие детали, поэтому в докосми-
ческую эпоху великие противостояния использовались для изуче-
ния Марса наиболее интенсивно.
Синодический период обращения Марса (интервал времени
между двумя последовательными противостояниями) равен в
среднем Zsin = 780 суток. Каждые два земных года происходит
противостояние, но оно наступает на 50 (=780—365*2) суток
позже предыдущего. Поэтому средний интервал между двумя
ближайшими великими (или афелийными) противостояниями равен
п — -туг-~ 16 лет. (1.1)
§ 1.2. ОРБИТА. ПРОТИВОСТОЯНИЯ
23
На самом деле действительное значение ZSin отличается от сред-
него (до 20 сут.) вследствие большого эксцентриситета, и величина
п колеблется в пределах от 15 до 17 лет. На рис. 10 изображены
орбиты (Марса и Земли) и отмечены противостояния Марса в
1970—2000 гг. Таблицу противостояний до конца XX в. можно
найти в работе Хита (1956).
Орбитальное движение планеты не является строго эллипти-
ческим из-за возмущений, обусловленных притяжением других
планет. Оно может быть описано, однако, оскулирующими элемен-
тами, которые представляют собой элементы эллиптической орби-
ты, соответствующей реальному движению планеты в данный
момент. Оскулирующие элементы содержат основные (монотонно
изменяющиеся) члены и периодические. Если пренебречь периоди-
ческими членами, то получаются средние элементы, которые не
пригодны для точных расчетов положения, но позволяют оценить
характер изменения орбиты во времени. В табл. 1.6 приведены
средние элементы орбиты для двух эпох, различающихся примерно
на 10 лет. Видно, что изменения а и вообще не заметны за
такой период. Наиболее чувствительны к возмущениям долгота
восходящего узла Q и долгота перигелия со. Более детальные
24
ГЛ. 1. МАГС КАК ПЛАНЕТА СОЛНЕЧНОЙ СИСТЕМЫ
Таблица 1.6
Средние элементы орбиты Марса для двух эпох
«The American Ephemeris and Nauthical Almanac»
Элемент 20 апреля 1967 г. =J. D. 2 439 600,5 26 февраля 1977 г. =J. D. 2 443 200,5
Среднее расстояние от Солнца а, а. е. 1,523691 1,523691
Сидерический период земных 686, 980
суток Эксцентриситет е 0,093375 0,093384
Наклонение орбиты к эклиптике 1 1°,84989 1°,84982
Долгота восходящего узла Q 49°,30530 49°,38129
Долгота перигелия со 335°,45705 335°, 63850
сведения и библиографию характеристик орбитального движения
Марса можно найти в книге Мишо (1967). В результате вековых
изменений наклонение орбиты Марса согласно расчетам Уорда
(1974) меняется в пределах примерно от 0° до 6° с основным перио-
дом около 1,3* 10е лет. Эксцентриситет в минимуме составляет
0,004 и в максимуме 0,141 (Мюррей и др., 1973; Шараф и Будни-
кова, 1975). Долгота перигелия смещается с периодом 67 000 лет
(Брауер и Клеменс, 1961).
§ 1.3. Период вращения и наклонение экватора.
Сезоны. Прецессия
На поверхности Марса видны достаточно контрастные темные
детали. Независимые определения периода вращения, выполнен-
ные по их наблюдениям, охватывающим более двух столетий, дают
весьма точные значения периода, совпадающие между собой в
пределах 0,01—0,02 секунды. Сводка этих определений дана в
работе Вокулера (1964). По-видимому, наиболее точный результат
получил Ашбрук (1953):
Р = 24h 37m 22s, 6679 ± 0s, 0026 (1.2)
среднего солнечного времени. Эта величина используется в физи-
ческих эфемеридах Марса, приводимых в астрономических ежегод-
никах, и представляет собой сидерический период, отнесенный к
точке весеннего равноденствия Марса. Вследствие прецессии
истинный период на 0s,0012 больше. Марсианские сутки всего на
3% отличаются от земных. Направление вращения Марса — пря-
мое (против часовой стрелки, если смотреть с северного полюса).
Измерения доплеровского смещения частоты радиосигналов СА
«Викинг-1 и 2» дали период 24h37m22s,663 + 0,004 (Майкель и др.,
1976).
§ 1.3. ВРАЩЕНИЕ. СЕЗОНЫ. ПРЕЦЕССИЯ
25
Близость по величине периода вращения Земли и Марса при-
водит к тому, что наблюдатель, находящийся в какой-либо опре-
деленной точке на поверхности Земли, должен потратить около
40 суток для того, чтобы проследить за полным оборотом Марса
вокруг оси: долгота центрального меридиана в СР для некоторой
даты отличается всего лишь на 9° от предыдущей или последующей
даты.
Положение оси вращения задается небесными экваториальными
координатами северного полюса. Оно находится из наблюдений
деталей на поверхности и прецессии плоскости орбит естественных
и искусственных спутников. Сводки таких определений можно
найти в работах Вокулера (1964), Вокулера и др. (1973а), Борна
и Даксбери (1975). Согласно Вокулеру и др. (1973а) прямое вос-
хождение и склонение северного полюса Марса равны
а0 195о,о = 317°,32 - 0°,10117, |
до Ю5о,о = + 52°,68 - 0°,05707, J (1’3)
где 7 — время в юлианских столетиях, отсчитываемое от юлиан-
ского дня J. D. 2433282,5. В результате анализа траекторных
измерений спускаемого аппарата «Викинг-1» были получены
значения а0, не отличающиеся от (1.3) в пределах 0°,03 (Майкель
и др., 1976); авторы анализа полагают тем не менее, что расхожде-
ния могут быть статистически значимыми.
Наклонение экватора к плоскости орбиты планеты равно
i = 25°,20 ± 0,012197 + 0,0000672. (1.4)
Эта величина близка к наклонению земного экватора (23°,45).
Согласно одной из космогонических концепций (Литтлтон, 1968;
Мак-Крей, 1976) Земля и Марс образовались в результате деления
единого тела, чем и объясняется почти одинаковая длительность
суток и наклонение экватора. Эта теория, однако, не является
общепринятой.
На Марсе происходит смена сезонов, во многом подобная смене
сезонов на Земле. Различие обусловлено, в основном, большим
эксцентриситетом орбиты Марса. Лето в южном полушарии
планеты совпадает с прохождением перигелия, поэтому оно более
короткое и теплое. Длительность сезонов и соответствующие
им интервалы ареоцентрических долгот Солнца приведены в
табл. 1.7.
Ареоцентрическая долгота Солнца Ls (иногда обозначается
как 0у) является наиболее удобной количественной характеристи-
кой сезонной обстановки на Марсе. Она приводится в эфемеридах
для физических наблюдений Марса в астрономических ежегодни-
ках. В момент весеннего равноденствия Ls = 0. Некоторые авторы
26
ГЛ. 1. МАРС КАК ПЛАНЕТА СОЛНЕЧНОЙ СИСТЕМЫ
Таблица 1.7
Сезоны на Марсе
Ареоцентри- ческая дол- гота Солнца, Сезон Продолжительность Даты по условному марсианскому кален- дарю
сев. полу- шарие южное полу- шарие земных суток марсиан- ских суток
0°— 90° весна осень 199 194 21.111 —22. VI
90 -180 лето зима 183 178 22. VI —23.IX
180 —270 осень весна 147 143 23.IX —22.XI
270 -360 зима лето 158 154 22.XII—21.III
вместо Ls указывают даты по условному марсианскому календарю.
Они соответствуют датам земного календаря при равной геоцент-
рической долготе Солнца. Иногда для указания сезона использу-
ется гелиоцентрическая долгота Марса ц, отсчитываемая в плос-
кости эклиптики (Ls отсчитывается в плоскости орбиты Марса).
Наклонение орбиты к эклиптике мало, и с точностью до десятых
долей градуса разность ц — Ls не зависит от Ls. Для 1975 г. она
равна
ц —Ls = 85°. (1.5)
Разность ц — Ls убывает со скоростью около 1° за 10 лет.
Координаты северного полюса испытывают медленное прецес-
сионное изменение, вызванное действием притяжения Солнца на
приливной горб Марса. Прецессия Марса слишком медленна и
непосредственно не наблюдается. Она зависит от моментов инерции
планеты и, если принять их современные оценки (см. § 4.1), скорость
прецессии равна 7",48 + 0",02 в год, т. е. примерно в семь раз
меньше, чем лунно-солнечная прецессия земной оси вращения
(около 50" в год). Период прецессии Марса
7’рг = 173 000 ± 500 лет. (1.6)
По расчетам Фиша (1964) эта величина составляет 176 000 + 5000
лет. В формулах (1.3) прецессия учитывается членами, содержа-
щими время Т.
Вековые изменения наклонения экватора Марса имеют значи-
тельную амплитуду. Оно меняется в пределах от 15 до 36° с харак-
терным периодом порядка 75 000 лет (Уорд, 1974). Вместе с веко-
выми изменениями эксцентриситета орбиты такие вариации могут
вызывать довольно заметные периодические изменения в климате
планеты (см. гл. 5).
§ 1.4. РАЙМЕРЫ И ФИГУРА. КООРДИНАТЫ
27
§ 1.4. Размеры и фигура планеты. Координаты
на поверхности
Определение размеров и фигуры Марса по наземным телеско-
пическим наблюдениям встречает значительные трудности, связан-
ные с систематическим уменьшением яркости к краю, с наличием
ярких полярных шапок и т. п. Зависимость потемнения края от
длины волны приводила к тому, что в фиолетовых лучах диаметр
Марса оказывался больше, чем в красных: это «эффект Райта»,
который в прошлом неверно интерпретировался как атмосферный
(Вокулер, 1954, Мишо, 1967). Сжатие планеты, определяемое с
помощью окулярного микрометра, отличалось заметно (вдвое) от
динамического, вычисленного по движению спутников — Фобоса
и Деймоса. Обзор и анализ определений диаметра Марса по на-
земным наблюдениям дан в работах Дольфюса (1970, 1972).
Существенное продвижение вперед дали точные измерения
моментов пропадания и возникновения радиосигналов при покры-
тии Марсом космических аппаратов («радиозатмение» или «радио-
покрытие»). Наиболее точные результаты получены при анализе
большого числа радиозатмений американского искусственного
спутника Марса «Маринер-9» (Кейн и др., 1972; 1973). Физическая
поверхность Марса по этим данным может быть аппроксимирована
трехосным эллипсоидом с осями
А = 3400,12 км,
В = 3394,18 км,
С = 3372,45 км.
(1-7)
Долгота по оси А — 99°,57. Средняя квадратичная ошибка пред-
ставления 2,9 км. Эта поверхность не является эквипотенциальной.
Эквипотенциальная поверхность, соответствующая уровню с дав-
лением 6,1 мб, задается другим трехосным эллипсоидом с осями
А = 3396,67 км,
В = 3395,23 км,
С = 3377,22 км.
(1.8)
Долгота оси А — 108°,1. Средняя квадратичная ошибка представ-
ления 1,63 км.
Уровень с давлением 6,1 мб условно принимается многими
авторами за исходный уровень отсчета высот на Марсе (аналогично
уровню моря на Земле). Давление 6,1 мб близко к средней вели-
чине атмосферного давления у поверхности Марса. Его точная
фиксация, однако, не связана прямо с какими-либо реальными
характеристиками Марса: 6,1 мб — это просто табличная вели-
чина давления, соответствующая тройной точке воды. За нуль-
пункт для отсчета высот она принята условно.
28
ГЛ. 1. МАРС КАК ПЛАНЕТА СОЛНЕЧНОЙ СИСТЕМЫ
В северном полушарии давление у поверхности в средних и
высоких широтах систематически выше, чем в южном, что указы-
вает на асимметрию физической поверхности относительно экватора
(форма сплюснутой груши).
Для построения опорной координатной сети (Вокулер и др.,
1973а) в качестве поверхности относимости принят эллипсоид
вращения с полуосями
А = В = 3393,4 км, |
С = 3375,8 км. ] (1’9)
Этому эллипсоиду вращения соответствует геометрическое сжатие
eg = АдС- = 0,00519. (1.10)
Кристенсен (1975) на основе гармонического анализа топографии
планеты нашел несколько большее значение eg = 0,0059.
Динамическое сжатие определяется по величине гравитацион-
ного момента J2 (см. § 4.1). Величина найденная Синклером
(1972) из наземных наблюдений прецессии плоскости орбит Фобоса
и Деймоса, приводит к значению
ed = (5,242 ± 0,002) -10~3, (1.11)
определения J2 по движению «Маринера-9» дают величину (Джор-
дан и Лорелл, 1975)
ed =(5,22±0,03).10-3. (1.12)
Таким образом, геометрическое и динамическое сжатие Марса
близки, хотя небольшие отличия, возможно, и существуют. Рас-
стояние до центра планеты в функции широты в приближении
эллипсоида вращения определяется равенством
В<р = А (1 — sin2 ср). (1.13)
Система координат на Марсе (ареографическая система коорди-
нат) задается положением северного полюса и нулевого меридиана.
Фотографирование Марса с борта космических аппаратов привело
к необходимости уточнения системы координат. Оно проведено в
работе Вокулера и др. (1973). Положение северного полюса
определяется координатами (1.3), начальный меридиан проходит
через маленький (диаметр около 0,5 км) кратер Эйри (Airy). На
основании обработки фототелевизионных снимков «Маринера-9»
создан каталог опорных точек (Дэвис и Арчер, 1973), реализую-
щих ареографическую систему координат. Случайная ошибка в
горизонтальных координатах опорных точек составляет около
10 км вблизи кратера Эйри и возрастает до 15—20 км на противо-
положной полусфере планеты.
§ 1.5. МАССА И СВЯЗАННЫЕ С НЕЮ ВЕЛИЧИНЫ
29
§ 1.5. Масса и связанные с нею величины
Масса планеты определялась тремя методами: 1) анализ воз-
мущений, которые Марс вызывает в орбитах малых планет, 2) ана-
лиз движения Фобоса и Деймоса, 3) анализ движения AMG. Второй
метод кажется с первого взгляда наиболее простым, однако он
требует точных астрометрических определений углового расстоя-
ния спутников от центра планеты. Соответственно надежность
третьего метода зависит от точности траекторных измерений АМС.
Сводку ранних определений массы Марса можно найти в
книге Мишо (1967). По-видимому, наиболее точное современное
значение массы было получено в результате анализа траекторных
измерений «Маринера-4» (Налл, 1969). Гравитационная постоян-
ная Марса (произведение массы на постоянную тяготения) равна
ц = 42828,3 + 0,1 км3-сек~2, откуда, используя стандартные
значения р для Солнца и Земли (система МАС 1964), имеем
= -3098Й6-±7 = (0,1074460 ± 0,0000003). (1.14)
Здесь Mq — масса Солнца, М® —масса Земли. Опубликованы
определения массы по наблюдениям движения АМС «Маринер-6
и 9», но они менее точны (Джордан и Лорелл, 1975).
Зная массу и размеры, можно определить среднюю плотность,
ускорение силы тяжести, параболическую и круговую скорость.
Все эти данные приведены в табл. 1.8 вместе с другими основными
физическими характеристиками планеты. По средней плотности
(р =3,95 г-см~3) Марс занимает промежуточное положение между
Таблица 1.8
Основные физические параметры планеты
Период вращения
Наклонение плоскости экватора к плоскости
орбиты
Период прецессии
Экваториальный радиус
Полярный радиус
Сжатие
Объем
Площадь поверхности
Гравитационная постоянная
Масса
Средняя плотность
Ускорение силы тяжести на экваторе
Параболическая скорость (на высоте 500 км)
Круговая скорость (на высоте 1500 км)
Визуальное сферическое альбедо
Интегральное сферическое альбедо
24h37m229,6679±0® ,0026
25’, 2
173000 ±500 лет
3393,4 км
3375,8 км
0,0052
1,624-102® cjw3
1,440.10м см*
42828,3 ±0,1 клР-секг*
6,423-102в г
3,95 3«cjw“3
371,3 см • сек~*
4,7 км-секг*
2,6 км’сек~х
0,154
0,24±0,01
30
ГЛ. 1. МАРС КАК ПЛАНЕТА СОЛНЕЧНОЙ СИСТЕМЫ
Таблица 1.9
Ускорение силы тяжести на Марсе на различных широтах
Широта Ф, градусы Радиус R, км Ускорение силы тяжести, см-сек~г Широта ф, градусы Радиус R, км Ускорение силы тяжести, см-сек-2
0 3393,4 371,3 50 3383,1 371,9
10 3392,8 371,3 60 3380,2 372,2
20 3391,4 371,4 70 3377,8 372,4
30 3389,0 371,6 80 3376,4 372,7
40 3385,2 371,7 90 3375,8 373,7
Землей и Венерой с одной стороны (р 5,5 г*см~3) и Луной — с
другой (р 2,7 г-см~3).
Ускорение силы тяжести на поверхности вращающегося сфе-
роида по теореме Клеро равно
ет = 35з[1+е—+ —e)sin2<p]’ (1.15)
где е — сжатие,
д = = 4,588-Ю-3 (1.16)
ёе
— отношение центробежного ускорения на экваторе к гравитаци-
онному. В табл. 1.9 приведена зависимость ускорения силы тяжести
от широты, вычисленная для Марса с использованием равенств
(1.9), (1.11) и (1.15).
Параболическая скорость (~ 5 км-сек-1) значительно меньше,
чем на Земле и, следовательно, меньше способность удерживать
атмосферные газы при прочих равных условиях.
§ 1.6. Интегральные фотометрические характеристики
планеты
Визуальная видимая величина во время великого противостоя-
ния составляет —2™,6, во время афелийного —1т,0. Видимая
звездная (т. е. измеренная) величина планеты тп изменяется во
времени вследствие изменения угла фазы а (угол Солнце — плане-
та — наблюдатель), расстояния от Солнца г и от Земли d, вращения
планеты и явлений, протекающих на поверхности и в атмосфере
(физическая переменность). Если пренебречь вращением и физи-
ческой переменностью
тп (г, d, а) = тп (1, 1, 0) + 5 1g rd + F (а), (1.17)
где тп (1, 1, 0) — приведенная (к единичному расстоянию от
Солнца и от Земли) звездная величина. F (а) называется фазовой
§ 1.6. ФОТОМЕТРИЧЕСКИЕ ХАРАКТЕРИСТИКИ ПЛАНЕТЫ
31
функцией звездной величины. Часто это же название применяется
к функции
т (1, 1, а) = т (г, d, а) — 5 1g rd, (1.18)
отличающейся от F (а) на постоянную величину т (1,1,0).
Наличие члена F (а) в уравнении (1.17) обусловлено двумя при-
чинами: во-первых, от угла фазы зависит, какая доля диска осве-
щена, во-вторых, интенсивность отраженного света зависит от
углов падения и отражения.
Рис. 11. Фазовая функция визуальной звездной величины V для Марса. Крестики —
данные работы Ирвина и др. (1968а), кружки — работы Ирвина и др. (19686). Преры-
вистая и сплошная линии — представление обеих групп точек методом наименьших
квадратов.
На рис. 11 дана фазовая функция звездной величины V (эф-
фективная длина волны 5540 А), полученная для Марса в работах
Ирвина и др. (1968а, б). На рис. 12 и 13 аналогичным образом
представлены фазовые функции для Л 3926 А и 8595 А. Измерения
такого рода проводятся с телескопом при помощи звездного
электрофотометра. Производится сравнение светового потока от
планеты с потоками от «стандартных» звезд, величины которых
хорошо известны. Сводка ранних исследований этого типа дана в
работе Гарриса (1961). Ирвин и др. (1968а, б) существенно рас-
ширили спектральный диапазон измерений, используя 10 узкопо-
лосных (интерференционных, ДА, 0,01 мкм) фильтров, перекры-
вающих интервал от 3147 А до 1,06 мкм, и провели большие ряды
точных электрофотометрических измерений. Янг (1957), а позднее
О’Лири (1967), Бугаенко и др. (1967), О’Лири и Ри (1968) нашли,
что непосредственно вблизи противо стояния (а ~ 0) яркость
32
ГЛ. 1. МАРС КАК ПЛАНЕТА СОЛНЕЧНОЙ СИСТЕМЫ
планеты увеличивается быстрее с уменьшением а, чем при боль-
ших а. Подобный эффект, называемый эффектом противостояния
(оппозиции), очень резко выражен в фазовой кривой Луны.
У Марса он выражен гораздо слабее и данные о нем противоречивы.
Ирвин и др. (19686) не нашли признаков эффекта противостояния.
В более поздней работе Ирвин и др. (1971) отметили наличие
небольшого по величине эффекта, но на волнах % 5500 А, в то
$ 1.6. ФОТОМЕТРИЧЕСКИЕ ХАРАКТЕРИСТИКИ ПЛАНЕТЫ
33
время как ранее другие авторы сообщали как раз о наличии
эффекта противостояния в красной области (X > 6000 А). Критиче-
ский анализ высокоточных фотометрических наблюдений Марса
провел Янг (1974а). Его выводы таковы: 1) фазовая кривая звезд-
ной величины несколько увеличивает кривизну по направлению к
а = 0, однако возрастание происходит постепенно, какого-либо
резкого изменения при малых а нет; 2) имеют место большие
систематические различия (0™,! — 0т,2) между опубликованными
фазовыми кривыми, хотя внутренняя точность характеризуется
разбросом порядка 0т,01 — 0^,02; 3) сезонные и суточные эффекты
Рис. 14. Изменения звездной величины Марса в функции долготы центрального
меридиана, узкий фильтр 10600 А (Ирвин и др., 19686).
влияют на результат, причем сезонные особенно трудно поддаются
учету из-за большой длительности марсианских сезонов. Кроме
того, звездная величина Марса зависит от состояния атмосферы.
Во время глобальных пылевых бурь планета заметно увеличивает
яркость в красных лучах и уменьшает в ультрафиолетовых (Алек-
сандров и др., 1973; Акимов и др., 1975).
На фазовую кривую накладываются систематические суточные
колебания звездной величины. Суточный (или долготный эффект)
связан с тем, что поверхность Марса неоднородна по отражательной
способности. Его впервые обнаружили в 1917 г. Прагер и Гутник
в своих пионерских работах по астроэлектрофотометрии. Имеется
немало более поздних исследований (Гаррис, 1963; Ирвин и др.,
19686; 1971; Янг, 1974а). На рис. 14 и 15 приведен пример опреде-
лений зависимости звездной величины от суточного эффекта. Мы
видим, что полный размах достигает 0т,3 в инфракрасных лучах
(10600 А), а около 5010 А он меньше 0т,1. На более коротких
2 В. И. Мороз
34
ГЛ. 1. МАРС КАК ПЛАНЕТА СОЛНЕЧНОЙ СИСТЕМЫ
волнах суточный эффект незаметен. Это объясняется тем, что конт-
раст между темными и светлыми областями максимален в области
% > 8000 А и уменьшается с длиной волны в области % 8000 А
(см. § 2.5).
Рис. 15. Изменения звездной величины Марса в функции долготы центрального
меридиана (узкий фильтр 5010 А) Ирвин и др., 19686).
Зная звездную величину планеты т (1,0) и фазовую функцию,
можно вычислить сферическое альбедо
л = (1.19)
где Фо — падающий на планету поток солнечного излучения,
Ф — поток, отраженный по всем направлениям. Сферическое
альбедо равно
Л = p(®-Q, (1.20)
где р (0) есть геометрическое альбедо при угле фазы а = 0. Вели-
чина р (а), по определению, равна
р(0) = -/-, (1.21)
где Е — освещенность, создаваемая на Земле планетой, —
освещенность, которую создавал бы плоский ламбертовский абсо-
лютно белый экран, имеющий тот же диаметр, что и планета, и
ориентированный перпендикулярно к солнечным лучам. Величина
Q называется фазовым интегралом и равна
л
Q = 2 J /(a) sin a da, (1.22)
о
$ 1.6. ФОТОМЕТРИЧЕСКИЕ ХАРАКТЕРИСТИКИ ПЛАНЕТЫ
35
где
/(а) = 10-о>^(а) (1.23)
— фазовая функция, выраженная через отношение освещенностей.
Вывод уравнения (1.20) можно найти, например, в книгах Шаро-
нова (1958) и Мороза (1967).
Геометрическое альбедо р может быть определено из наземных
наблюдений для любой планеты или спутника:
1g р = 0,4 [тп0 — т (1,0)1 — 2 1g plt (1.24)
где mQ — звездная величина Солнца. Эта формула получается из
(1.22) путем логарифмирования.
Фазовый интеграл и вместе с ним сферическое альбедо можно
определить только в том случае, если известна функция / (а) при
всех значениях а. Из наземных наблюдений ее можно получить
для Луны, Меркурия и Венеры. Для Марса и более далеких
планет, как нетрудно видеть, угол а при наблюдениях с Земли
меняется в небольших пределах
0 а (Хтах» (1.25)
и фазовый интеграл по наземным наблюдениям определить, строго
говоря, невозможно. В случае Марса
«max -47°. (1.26)
В принципе, с помощью АМС эту трудность можно обойти, но
такие измерения еще не проводились. Один из способов оценки
фазового интеграла Q на основе наземных наблюдений Марса
основан на применении правила Рессела (1916), гласящего, что
<2/Ф (50°) = const (1.27)
для любых эмпирических и теоретических фазовых кривых. Гаррис
(1961) на основании фотоэлектрических измерений фазовых кривых
Луны, Меркурия и Венеры нашел для константы величину 2,17,
Ирвин и др., (19686) нашли, что она равна 2,39. Фазовая функция
звездной величины может быть представлена полиномом
т (1, l,i) = т (1, 1, 0) + аа + Ьа 2 ... (1.28)
Величина а называется фазовым коэффициентом. Если ограничить-
ся первыми двумя членами
£(50°) 1 л-О,4[т(1,1,о)+5Оа]
/ (5°) = = ю-о.^ад.0) = 10’200’ t1-29*
откуда, с учетом (1.27),
lg Q = 1g const — 20 а. (1.30)
В табл. 1.10 даны приведенные звездные величины, фазовый
коэффициент а и значения р, Q, А по данным работ Ирвина и др.,
2*
36
ГЛ. 1. МАРС КАК ПЛАНЕТА СОЛНЕЧНОЙ СИСТЕМЫ
Таблица 1.10
Приведенная звездная величина и монохроматическое альбедо
Марса *)
Длина волны, А тп(1,1,0) а А Q Р
3147 —0,54 0,020 0,052 0,876 0,060
3590 —0,51 0,019 0,053 0,918 0,060
3926 —0,63 0,020 0,057 0,876 0,063
4155 -0,75 0,021 0,060 0,836 0,066
4573 —1,04 0,019 0,086 0,918 0,094
5012 —1,27 0,018 0,112 0,960 0,118
6264 —2,12 0,018 0,244 0,960 0,246
7297 —2,27 0,016 0,308 1,052 0,300
8595 —2,27 0,015 0,322 1,113 0,298
10600 —2,24 0,015 0,314 1,113 0,273
£73530 0,31 0,019 0,052
В4480 —0,22 0,019 0,074
V5540 —1,52 0,016 0,154
*) Долготный эффект исключен.
(1971). Так как в оригинальной работе р и Q приведены не были,
мы вычислили Q по формуле (1.30), а затем нашли р по (1.19).
Зависимость отражательной способности Марса от длины волны
изучалась также спектроскопическими методами. Интегральная
спектрофотометрия Марса в диапазоне 1—4 мкм позволяет про-
длить кривую отражательной способности до 4 мкм. Измерения на
орбитальной астрономической обсерватории (ОАО) дали продол-
жение кривой в ультрафиолетовой области до 2000 А. Сводка
данных о геометрическом альбедо Марса в диапазоне от 2000 А до
4 мкм приведена на рис. 16 и 17. Из этих данных видно, что Марс
имеет в среднем высокую отражательную способность в интервале
0,7—2,5 мкм, где 0,25 р 0,30. Около 4000 А и 3 мкм наблю-
даются глубокие минимумы: здесь р ~ 0,05—0,07. Возможная
интерпретация этой кривой будет обсуждаться в § 2.5. Необходимо
подчеркнуть, что в инфракрасной и ультрафиолетовой области
имеются измерения только при каком-то одном или, в лучшем
случае, двух-трех значениях угла а. Фазовые функции Марса в
области Л 1,06 мкм и 3100 А не определялись.
Для проблемы теплового баланса планеты существенную роль
играет интегральное альбедо, которое показывает, какая доля
полного (во всех длинах волн) излучения Солнца отражается в
космическое пространство. Оно равно
оо / со
А = J (1.31)
о /о
$ 1.в. ФОТОМЕТРИЧЕСКИЕ ХАРАКТЕРИСТИКИ ПЛАНЕТЫ
37
где А% — монохроматическое сферическое альбедо, — моно-
хроматическая интенсивность солнечного излучения. Ирвин и др.
(1971) нашли
Ai = 0,24 + 0,01. (1.32)
По измерениям, выполненным на ОА «Викинг-1», среднее значение
нормального альбедо (локального) около 0,26 (Киффер и др.,
1976).
Рис. 16. Зависимость геометрического альбедо р и нормального альбедо р от длины
волны в области 0,2—1,9jwkjw. 1 — Ирвин и др. (1971), 2 — Гаррис (1963), 3 — Булли
(1951), 4 — Колдуэлл (1973), 5 — Мороз (1967) и Васильченко и Мороз (1967), б — Мак-
Корд и Уэстфол (1971) и Мак-Корд и др. (1971). Данные 4 для ультрафиолетовой области
скорректированы (приведены к а = 0). Данные инфракрасной спектроскопии 5 пе-
реобработаны заново. Нормальное альбедо дано для континентов.
Возможные задачи будущих исследований по интегральной
фотометрии Марса можно резюмировать в следующем списке:
1) определение полной фазовой кривой Марса для ряда длин волн,
2) проведение длительных (позволяющих учесть сезонные эффекты)
электрофотометрических наблюдений по строго стандартной мето-
дике, 3) получение фазовых кривых в области % ^>1,06 мкм.
Задача 1) может быть решена при помощи измерений на AMG,
38
ГЛ, 1. МАРС КАК ПЛАНЕТА СОЛНЕЧНОЙ СИСТЕМЫ
задачи 2) и 3) при помощи наземных измерений. Проведение таких
исследований позволило бы уточнить некоторые средние (по пла-
нете) характеристики аэрозольных частиц в атмосфере, а также
частиц самого верхнего слоя грунта. Интегральная фотометрия,
Рис. 17. То же, что и на рис. 16, в области 1,9—3,9jwkjh.I— Мороз (1967), 2 — Кой"
пер (1964), 3 — Синтон (1967), 4 — Хоук и др. (1973), 5 — Мак-Корд и Вестфаль (1971)
и Мак-Корд и др. (1971). Справа внизу показан вклад теплового излучения, вычисленный
в предположении, что средняя температура освещенной полусферы 260° К (на самом деле
она ниже).
кроме того, может быть полезна как метод обнаружения глобаль-
ных пылевых бурь.
Можно было бы продолжить здесь обсуждение интегральных
характеристик излучения планеты Марс, перейдя к поляризации,
тепловому излучению в инфракрасном диапазоне и радиоизлуче-
нию, но нам кажется уместным перенести эти вопросы в после-
дующие главы, посвященные данным о физических характеристи-
ках поверхности и атмосферы.
Глава 2
ПОВЕРХНОСТЬ МАРСА
§ 2.1. Методы фотографирования, фототелевизионной
съемки и гипсометрических исследований
А. Фотографирование наземными телескопами. Телескоп диа-
метром 2 м имеет дифракционное разрешение около 0",05. На
расстоянии 60 млн. километров это соответствует пространственно'
му разрешению на поверхности Марса 15 км. На самом деле при
наземных наблюдениях Марса разрешение по крайней мере на
порядок хуже. Можно указать две причины:
1) турбулентные и конвективные движения в земной атмосфере,
которые создают неоднородности в коэффициенте преломления на
луче зрения и ухудшают качество изображения,
2) несовершенство телескопов, которые, как правило, не обес-
печивают дифракционного разрешения при диаметрах порядка
1 м и более.
Первая причина наиболее серьезна. По мере роста диаметра
телескопа влияние турбулентности атмосферы возрастает, и до
недавнего времени телескопы диаметром 30—50 см считались
оптимальными для наблюдения планет. Однако не исключено, что
в специально выбранных местах с оптимальными условиями астро-
климата телескоп диаметром около 1 м сможет обеспечить изобра-
жение, близкое к дифракционному (около 0",1). Фотография Мар-
са, приведенная на рис. 3, получена с рефлектором как раз такого
диаметра на обсерватории Пик-дю-Миди, одной из лучших в мире
по астроклиматическим условиям. По свидетельству А. Дольфюса,
предоставившему автору эту фотографию, там иногда удается
достигнуть разрешения 0",15 — (Г,20.
Применение коротких экспозиций в сочетании с выбором мо-
ментов, когда изображение наиболее спокойно, является необхо-
димым условием реализации высокого разрешения. Для сокраще-
ния экспозиции можно использовать электронно-оптические пре-
образователи или телевизионную технику, как это делается в
Крымской астрофизической обсерватории (Абраменко и др., 1973,
1974). Для увеличения контраста и сглаживапия флуктуаций
почернения последовательно печатают на один позитив изображе-
ния с нескольких независимо полученных негативов (метод состав-
ных снимков)
40
ГЛ. 2. ПОВЕРХНОСТЬ МАГСА
Визуальные наблюдения планет, по-видимому, позволяют обес-
печить несколько лучшее разрешение, чем фотографии, благодаря
тому, что опытный наблюдатель автоматически выбирает моменты
с оптимальным качеством изображения, накапливая и затем сум-
мируя в зарисовке эффект зрительного впечатления, полученного
именно в эти моменты. Однако объективность и документальность,
свойственные фотографии, являются столь серьезными преиму-
ществами, что в наблюдениях планет от визуальной методики
постепенно отказались.
В 1969 г. начал действовать международный планетный патруль
(Инге и др., 1971; Баум, 1973), объединивший шесть обсерваторий:
Ловелловскую (США), Магдалена Пик (США), Мауна Кеа (США,
Гавайи), Маунт Стромло (Австралия), Рипаблик (ЮАР) и Серро
Тололо (Чили). По единой программе и методике проводятся сис-
тематические наблюдения Марса и Юпитера. Данные собираются
в двух центрах — Ловелловской и Медонской обсерваториях. Эти
данные позволяют следить за крупномасштабными изменениями на
Марсе, включая сезонные вариации контраста темных и светлых
областей, рост и сокращение полярных шапок, пылевые бури
и т. д.
Б. Фотографирование Марса с борта орбитальных аппаратов.
Орбитальные и пролетные космические аппараты позволяют
«приблизиться» к планете, примерно, в 50 000 раз — до расстоя-
ний порядка 1—2 тыс. км (см. табл. 1.3). Лучшие изображения с
орбиты получены с пространственным разрешением около 50 м
(«Викинг-1 и 2»), т. е. в 2000 раз превосходят рекордные наземные
фотографии.
Три принципиально различные методики применялись для
получения изображений с орбиты:
1) фотографирование на пленку, с последующим проявлением,
фиксированием и считыванием изображения с помощью оптической
развертки и передачей полученных при этом телевизионных сиг-
налов,
2) регистрация изображения с помощью телевизионной трубки
(видикона) и передача на Землю непосредственно или с промежу-
точным запоминанием,
3) регистрация изображения с помощью телефотометра с меха-
ническим сканированием.
На рис. 18 показана компановка фототелевизионного устройст-
ва (ФТУ), применявшегося на «Марсе-4 и 5». Пленка из подающей
кассеты 1 с помощью ведущего вала 2 перематывается в приемную
кассету 3. Выравнивающим механизмом 14 она прижимается к
плоскому стеклу 4\ 5 — механизм затвора, 6 — объектив, 7 —
светофильтры. После получения серии снимков пленка перегоня-
ется, и ее первые кадры устанавливаются против капсулы обраба-
тывающего устройства 8 блока химико-фотографической обработ-
§ 2.1. МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЙ
41
ки 9. Пленка сушится на барабане 10, После окончания обработки
начало первого кадра устанавливается против фильмового кана-
ла 11 считывающего устройства 12\ 13 — механизм смены фильтров.
На рис. 19 даны спектральные характеристики фильтров. Были
использованы два ФТУ с двумя различными объективами (коротко-
фокусный и длиннофокусный). Их параметры приведены в табл. 2.1.
Рис. 18. Компановка ФТУ (фо-
тотелевизионного устройства), приме-
нявшегося на «Марсах-4 и 5» (Селива-
нов и др., 1975).
Детальное описание дано в рабо-
тах Селиванова и др. (1974, 1975,
1976), вопросы цифровой обработки
фотоснимков «Марса-4 и 5» рассмат-
ривались Беликовой и др. (1975).
На «Марсе-4 и 5» было получено
в общей сложности 120 снимков,
КО
ЫО ООО 500 500 Л.нм
Рис. 19. Спектральные характерис-
тики фильтров ФТУ «Марсов-4 и 5». т —
пропускание в зависимости от длины
волны.
причем около половины из них имеют высокое качество. Фотомате-
риалы, полученные с борта «Марса-5», были использованы
для синтеза цветных изображений (Лебедев и др., 1975).
Регистрация изображения Марса с помощью телевизионной
трубки была впервые проведена на «Маринере-4» (Лейтон и др.,
1967). На «Маринерах-6, 7 и 9» (Мазурскийи др., 1970) использова-
лась аналогичная, но более совершенная система, на «Викингах»
(Керр и др., 1976) она подверглась дальнейшей модификации.
Основные характеристики этих систем приведены в табл. 2.2.
В телевизионной системе «Викингов» использован видикон с усили-
телем изображения, одновременно выполняющим функции элект-
ронного затвора и компенсатора сдвига (обусловленного движе-
нием КА по орбите). «Маринер-9» почти все изображения получал
с одним фильтром (из-за отказа механизма переключения).
В камерах «Викингов» предусмотрена возможность съемки с
семью различными фильтрами.
На рис. 20 показана схема обработки видеосигнала, исполь-
зовавшаяся на «Маринере-9». Сигнал видикона усиливается, демо-
42
ГЛ. 2. ПОВЕРХНОСТЬ МАГСА
Таблица 2.1
Основные характеристики фототелевизионных устройств «Марса-4 и 5»
I II
Объектив Световой диаметр, мм Фокусное расстояние, мм Относительное отверстие Угловое поле зрения Разрешение на поверхности (при дальности 1700 kjw), м Стандарт разложения, элемент X строка ♦) Темп съемки, сек/кадр Темп обработки, сек/кадр Вес ФТУ, кг «Вега—ЗМСА» 19 52 2,8 35°42' 700 2000X2000; 1000X1000; 250X250 35 или 129 31,25 или 125 9,2 «Зуфар—2СА» 78 350 4,5 5°40' 100 2000X2000; 1000x1000; 250X250 35 или 129 31,25 или 125 8,6
*) Выбор стандарта определяется режимом считывания (просмотровый, с номиналь-
ной четкостью и максимальный), задаваемым по команде с Земли.
Таблица 2.2
Основные характеристики фототелевизионных систем орбитальных
аппаратов «Маринер-9» и «Викинг-1, 2»
«Маринер-9» «Викинг» (две идентичные камеры)
Камера А Камера Б
Световой диаметр объектива, мм Фокусное расстояние, мм Относительное отверстие Угловое поле зрения Разрешение на поверхности (при даль- ности 1800 км), м*) Стандарт разложения Темп съемки, сек/кадр Число двоичных единиц на элемент изображения при преобразовании ана- лог/цифра 12,5 50 4,0 11X14° 1000 832X700 42 9 210 500 2,35 1,1X1°,4 100 832X700 42 9 170 1026 6,0 1,1Х1°,0 60 1182x1056 2,24 7
*) Удвоенный размер элемента изображения.
дулируется и проходит через фильтр низких частот в преобразова-
тель аналог-код. Затем он накапливается в блоке буферной памяти,
где происходит формирование кадра, запись некоторых вспомога-
тельных сигналов, измерение средней по кадру яркости (для
§2.1. МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЙ
43
определения экспозиции следующего кадра). После того, как
запись кадра в этом блоке закончена, он поступает на вход циф-
рового магнитофона (емкость 32 кадра). На «Маринере-9» было
получено около 1500 изображений с камерой А (разрешение 1—
3 км) и 5800 изображений с камерой В (100—300 м), а также сним-
ков с низким разрешением (4—9 км), необходимых для геодезиче-
ской привязки. С километровым разрешением была сфотографиро-
вана вся марсианская поверхность. Рассмотрение различных во-
просов, связанных с обработкой фототелевизионных изображений
Рис. 20. Схема обработки видеосигнала, использовавшаяся в телевизионной систе-
ме «Маринера-9».
и свойствами фототелевизионных систем, установленных на
«Маринере-6, 7 и 9», можно найти в работах Янга и Коллинза
(1971), Данна и др. (1971), Риндфлейша и др. (1971), Левинталя
и др. (1973).
Фототелевизионная съемка с орбитальных аппаратов «Викинг»
была нацелена в первую очередь на обеспечение безаварийной
посадки GA: фотографировались с высоким разрешением (до 50—
60 м) области Ghryse Planitia и Utopia, в пределах которых вы-
бирались наиболее безопасные районы посадки. Перицентры орбит
ОА расположены как раз над этими областями.
На «Марсе-4 и 5», кроме ФТУ, использовались для получения
изображений телефотометры (Селиванов и др., 1976). Принцип
работы телефотометра простой: по одной координате развертка
осуществляется за счет движения GA по орбите, по другой — за
счет периодического движения сканирующего зеркала, располо-
женного перед объективом. Пространственное разрешение при
этом невысокое (5—10 км), и панорамы такого рода предназнача-
лись, в основном, лишь для картографической привязки измере-
ний, проводимых с другими приборами.
ГЛ. 2. ПОВЕРХНОСТЬ МАРСА
В. Получение изображения поверхности на спускаемом аппа-
рате. Фотометр с механической разверткой успешно использовался
на СА «Викинг-1,2» для получения первых панорам поверхности
Марса. Его упрощенная схема приведена на рис. 21. Коническая
втулка, внутри которой помещены объектив и приемник (и на
которой установлена система сканирующего зеркала), медленно
вращается вокруг вертикальной оси. Время полного оборота
Датчик
положения
Зеркало
Диафрагмы
Прерыватель
Холодильник
Пельтье
Потенциометр
Датчик
'положения
Двигатель
Приемные
элементы
Рис. 2i. Схема сканирующего фотометра СА «Викинг», с помощью которого были
получены первые панорамы поверхности Марса.
Двигатель
1Потенциометр
й] Тахометр
(период горизонтальной развертки) составляет в обзорном режиме
10,56 минут. Сканирующее зеркало осуществляет во время работы
строчную вертикальную развертку с полной амплитудой 60°.
Приемниками служат кремниевые фотодиоды, охлаждаемые с по-
мощью микрохолодильника на эффекте Пельтье. Угловое разреше-
ние системы — 0°,12 в режиме обзора и цветной съемки (три фильт-
ра) и 0°,04 в режиме съемки с высоким разрешением. Глубина фоку-
са от 1,7 м до бесконечности. В режиме высокого разрешения это
позволяет различить детали поверхности размером в 1 мм. Инфор-
мация может передаваться либо при непосредственной передаче
(16 000 &п!сек по линии СА — ОА и 250 бит/сея по прямой линии
СА — Земля), либо после запоминания магнитофоном СА. Описа-
ние прибора и первые панорамы приведены в работах Матча и др.
(1972, 1976а — в). Самая первая из них приведена на рис. 9.
Г. Методы измерения высот на Марсе (гипсометрия). Еще не-
давно считали, что Марс — очень ровная планета, во всяком слу-
§2.1. МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЙ
45
чае более ровная, чем Земля. Сейчас ясно, что это предположение
было ошибочным, и различными методами удалось получить до-
вольно детальные сведения о высотах, достаточные для построения
первых гипсометрических карт планеты.
Эти методы можно разбить на две группы.
Группа 1 — методы, дающие геометрическую форму поверх-
ности:
1.1) радиолокация,
1.2) определение локальных радиусов планеты при радиоза-
тмениях КА,
1.3) фотограмметрия,
1.4) измерение профиля лимба,
1.5) определение высот на основе фотометрических оценок
крутизны склонов (фотоклинометрия).
Группа 2 — методы, дающие барометрические высоты:
2.1) определение давления у поверхности при радиозатме-
ниях КА,
2.2) определение давления у поверхности по интенсивности
инфракрасных полос поглощения СО2,
2.3) определение локальной толщины атмосферы по яркости ее
в ультрафиолетовой области спектра.
Как уже упоминалось (§ 1.4), за нулевой уровень для отсчета
высот на Марсе принимается уровень с давлением 6,1 мб. Баромет-
рические методы определения высот непосредственно позволяют
привязываться к этому или иному эквипотенциальному уровню.
Методы первой группы дают локальные расстояния до центра
планеты или высоты над какой-либо условной поверхностью (на-
пример, эллипсоид с осями, заданными формулами (1.9)). Сопостав-
ление геометрических и барометрических высот должно проводить-
ся с учетом этого различия.
Остановимся кратко на основных принципах и возможностях
каждого способа определения высот.
В наземных радиолокационных исследованиях Марса использу-
ется либо непрерывное немодулированное излучение, либо фазовая
модуляция. При использовании немодулированного излучения
достигается максимальное отношение сигнала к шуму, однако
надежная информация о высотах на поверхности Марса этим спо-
собом не может быть получена, хотя на первых этапах такие попыт-
ки делались (Саган и др., 1967). Непрерывное немодулированное
излучение позволяет хорошо измерять статистические характерис-
тики неровности поверхности и радиолокационное сечение (коэф-
фициент отражения радиоволн). Для определения высот применя-
ется метод фазовой модуляции. Используется бинарная фазовая
модуляция псевдослучайной последовательностью импульсов дли-
тельностью от нескольких до, примерно, ста микросекунд. Отра-
женный сигнал поступает в корреляторы, и определяется его авто-
46
ГЛ. 2. ПОВЕРХНОСТЬ МАРСА
корреляционная функция при разных величинах задержки опор-
ного сигнала. Максимум автокорреляционной функции получается
при задержке, равной запаздыванию отраженного сигнала. По
величине запаздывания определяется расстояние до подрадарной
(«субтерральной») точки. С течением времени это расстояние
изменяется вследствие орбитального движения Марса и Земли,
вращения Земли и вращения Марса (если на его поверхности
имеются достаточно большие неровности).
Отделив эффект вращения Марса от всех остальных, возможно
получить разрез поверхности на широте подрадарной точки.
Полный цикл, захватывающий 360° по долготе, длится около
40 суток (см. § 1.3). В период какого-либо одного противостояния
может быть просмотрена узкая полоса шириной в несколько граду-
сов. Так как мощность отраженного сигнала обратно пропорцио-
нальна четвертой степени дальности, такие измерения оказываются
возможными только в пределах нескольких месяцев до и после
противостояния. Широта субтерральной точки на Марсе меняется
в пределах 4: 25°, и это есть полная ширина зоны, доступной
для изучения поверхности Марса с помощью наземной радиоло-
кации.
Радиолокационные данные о марсианской топографии были
получены двумя исследовательскими группами в США — в Лабо-
ратории реактивного движения (Петтингилл и др., 1969, 1972,
1973) и Массачусетском Технологическом институте (Роджерс и
др., 1970; Даунс и др., 1972,1973,1975). Группа ЛРД использовала
64-метровую антенну системы дальней космической связи в Голд-
стоуне, группа МТИ — 26-метровую антенну радиоастрономиче-
ской обсерватории Хайстек. Длина волны 3,8 и 12,5 см соответст-
венно. Ошибка измерения времени запаздывания отраженного
сигнала в последних работах меньше 1 микросекунды (150 м по
Таблица 2.3
Зоны, в которых проводились наземные радиолокационные измере-
ния высот на поверхности Марса
Год Широта Горизонталь- ное разреше- ние Максималь- ная зарегист- рированная разность вы- сот, км Авторы
мин. мае. дх Дер
1967 19°,5N 23°,5N 4° 4° И Петтингилл и др. (1969)
1969 6° N 11° N 12 Роджерс и др. (1970)
1969 6° N 11° N 12 Голдстейн и др. (1970)
1971 14° S 22° S 1°,3 0°,8 15 Петтингилл и др. (1972, 1973)
1973 14° 18° 10' 2° 15 Даунс и др. (1972, 1973)
1973 15° S 22° S 10' 2° ~10 Даунс и др. (1975)
§2.1. МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЙ
47
расстоянию) в областях с большой величиной радиолокационного
альбедо (см. § 2.8). Статистическая ошибка определений высоты
в оптимальных условиях составляет от 50 до 100 -м (Даунс и др.,
1975). В табл. 2.3 перечислены зоны, которые были охвачены
радиолокационными измерениями в 1967—1973 гг., а на рис. 22
Рис. 22. Часть радиолокационного профиля высот на Марсе (разрез по широте **
14°,2), полученного в 1971 г. (Петтингилл и др., 1973).
дан пример радиолокационного профиля Марса для одной из
таких зон.
Анализ радиосигнала, излученного передатчиком КА, отражен-
ного от поверхности планеты и принятого на Земле (бистатиче-
ская радиолокация), также может быть в принципе использован
48
ГЛ. 2. ПОВЕРХНОСТЬ МАРСА
для определения локальных радиусов и высот. Эксперимент
такого типа был проведен во время пролета «Маринеров-6, 7»
(Фелдбо и др., 1972).
Моменты радиозахода и радиовосхода космического аппарата
в сочетании с траекторными данными, если они достаточно точны,
могут быть использованы для определения локальных радиусов
планеты. Предельная точность метода ограничивается дифрак-
цией. Используя упрощенную теорию Френеля, можно показать,
что мощность сигнала в момент касания луча падает на 6 дб по
сравнению с мощностью, принимаемой вдали от лимба. Присутст-
вие атмосферы делает это падение более плавным и увеличивает
его амплитуду из-за рефракции (см. § 3.1). Для условий радиоза-
тмения «Маринера-9» ширина первой зоны Френеля составляет
около 1 км. В 1971—72 гг. в результате систематических наблюде-
ний радиозатмений «Маринера-9» этим методом были определены
радиусы для 240 точек поверхности планеты (Клиоре и др., 1972;
Кейн и др., 1972; Клиоре и др., 1973). Статистическая ошибка,
по-видимому, близка к 1 км.
В работе Дэвиса и Арчера (1973) дана таблица высот над
поверхностью эллипсоида относимости (см. § 1.4), вычисленная
путем интерполяции этих данных с шагом 10° по широте и
долготе.
Фотограмметрический метод определения высот основан на
сравнении фотографий одного и того же участка поверхности,
полученных при разных величинах угла 20 между направлением на
КА и местной вертикалью (зенитное расстояние объекта). Эф-
фективное применение метода возможно только при соответству-
ющим образом спланированной программе съемки поверхности с
КА. На «Маринере-9» для ряда интересных деталей поверхности
(вулканические горы, Valles Marineris и т. п.) получены наборы
фотографий при разных углах zOl допускающие определение
локальных высот и наклонов методом фотограмметрии (Блэсиас,
1973), однако в целом программа фотографирования поверхности
на этом КА не была направлена на обеспечение возможности
широкого использования фотограмметрии.
Проще всего относительные высоты определяются по измере-
ниям формы лимба. Уайтхэд (1974) определил по фотографиям,
захватывающим лимб, высоту вулканической горы Olympus
Mons. Наклонная оптическая толща атмосферы (обусловленная
рассеянием на аэрозолях) на Марсе достаточно велика, чтобы
вызвать трудности при практическом использовании этого
метода.
Яркость поверхности, освещенной параллельными лучами,
в = р £c^SZ| , (2.1)
§ 2.1. МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЙ
49
где Е — освещенность площадки, перпендикулярной к направле-
нию падения, р — коэффициент яркости, zr — угол падения. Если
величина р остается постоянной, то различие в яркости между
разными участками поверхности может быть обусловлено только
разницей в т. е. в углах наклона этих участков по отношению к
горизонтальной плоскости. Метод определения углов наклона и
высот, основанный на этом принципе (фотоклинометрия), исполь-
зовался при анализе фотографий, полученных с КА (Лейтон и др.,
1967; Уайлди, 1975), однако в довольно ограниченных масштабах.
В общем случае
Р = Р^™ + ра, (2.2)
где ps — коэффициент яркости поверхности, ра — коэффициент
яркости атмосферы, т — ее вертикальная оптическая толща, М =
= sec zY + sec z2 — воздушная масса (zY — угол между направле-
нием визирования и местной вертикалью). Отношение ps/pa на
Марсе возрастает, а оптическая толща т уменьшается с ростом дли-
ны волны, поэтому для целей фотоклинометрии предпочтительно
использовать фотографии в красных лучах.
Перейдем к барометрическим методам. При радиозатмении кос-
мического аппарата рефракция в атмосфере вносит дополнительное
ослабление, по величине которого может быть определено давле-
ние у поверхности (§ 3.1). Обширный материал был получен этим
методом на «Маринере-9», во время работы которого, как уже
упоминалось, были проведены измерения около 240 радиозаходов и
радиовосходов (Клиоре и др., 1972, 1973; Кейн и др., 1973).
Интенсивность какой-либо линии или полосы поглощения в
спектре отраженного планетой солнечного излучения зависит от
количества поглощающего газа в вертикальном столбе. Атмосфера
Марса состоит в основном из СО2, и в спектре Марса имеется ряд
довольно сильных полос СО2 (см. § 3.1). Очевидно, интенсивность
этих полос должна быть (при одинаковых зенитных расстояниях
Солнца и прибора) тем больше, чем меньше барометрическая
высота.
Вначале этот метод был использован при наземных наблюде-
ниях (Белтон и Хантен, 1969, 1971; Мороз и др., 1971; Вощик,
1971; Паркинсон и Хантен, 1973), однако пространственное раз-
решение было недостаточным, и определенные трудности создава-
лись в результате наложения теллурических полос СО2. Затем он
с успехом был применен при изучении ограниченных участков
поверхности Марса на «Маринерах-6,7» (Херр и др., 1970), «Марсе-3»
(Мороз и др., 1973; Ксанфомалити и др., 1975а), «Марсе-5»
(Ксанфомалити и др., 19756); во всех случаях использовалась
группа сильных полос СО2 около 2 мкм. Эта группа содержит три
сильные полосы (04°1, 12°1 и 20°1) и много слабых — горячих и
изотопических.
50
ГЛ. 2. ПОВЕРХНОСТЬ МАРСА
Полосы состоят из большого количества вращательных линий.
В сильных полосах вращательные линии являются насыщенными.
Эквивалентная ширина изолированной насыщенной линии равна
W = 2 (usPeAvo)!^ , (2.3)
где и — количество поглощающего газа в см-атм, s — интеграль-
ный коэффициент поглощения в линии на 1 см-атм, Ре — эффек-
тивное давление в атмосферах (среднее взвешенное по количеству
СО2 на луче зрения; оно равно в экспоненциальной атмосфере
половине давления у поверхности Ро), Av0 — лоренцевская шири-
на линий при нормальных условиях (давление 1 атм и темпера-
тура 293 °К), Те — эффективная температура атмосферы.
Если предположить, что относительное содержание СО2 100%,
и = Р»Н0М, (2.4)
где Но — шкала высот при Т = 273 °К, М — воздушная масса,
равная в приближении плоско стратифицированной атмосферы
м = + <2-5>
где р-! — косинус угла падения, ц2 — косинус угла отражения.
Пользуясь (2.4), можно представить (2.3) в форме
IT = Po(2^oMsAvo)i«(-^-)V4. (2.6)
Эквивалентная ширина полосы
Wa = f(T,)-w, (2.7)
где W — эквивалентная ширина самой сильной линии в полосе.
Коэффициент f (Т) играет роль эффективного числа линий в
полосе.
Аналогичным образом для лабораторной кюветы длиной Z,
наполненной СО2 при давлении Рл и температуре Рл, имеем
(2.8)
И
Wnn = f(Tn)-wn. (2.9)
Если в спектре Марса и в лаборатории получается одна и та же
эквивалентная ширина полосы, имеем
(2Л0>
§2.1. МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЙ
51
На «Маринерах-6, 7» полосы СО2 регистрировались при помощи
спектрометров с клиновым интерференционным фильтром, на
«Марсах-3, 5» — посредством фотометров с набором дискретных
интерференционных фильтров. Оптическая схема наиболее совер-
шенного прибора такого типа (работавшего на «Марсе-5») представ-
лена на рис. 23. Излучение, отраженное от поверхности и прошед-
шее через атмосферу планеты, собирается кассегреновским объек-
тивом ОК, ФД — диск с интерференционными фильтрами, Д —
диафрагма, ЛП — линза поля, ФР — приемник (сернисто-свинцо-
вое фотосопротивление). В фильтровом диске ФД установлены
Рис. 23. Оптическая схема узкополосного фотометра для измерения интенсивности
полос углекислого газа и определения высот по ним — «С02-альтиметра» («Марс-5», Ксан-
фомалити и др., 1975).
интерференционные фильтры на длины волн от 1,919 до 2,27 мкм.
Три из них (1,961, 2,013 и 2,052 мкм) центрированы на полосы
СО2. Для того чтобы в каждой точке трассы имелись измерения во
всех фильтрах, диск вращается с достаточно большой скоростью
(10 об./сек), благодаря чему для каждой точки трассы усредняются
несколько десятков измерений. Сигнал усиливается до коммутато-
ра усилителем Уо, после коммутатора — усилителями Уг — У7,
Синхронно с ФД работает электронный коммутатор ЭК, который
распределяет электрические сигналы (также показанные на рис. 23)
по семи каналам. Таким образом, отношение напряжений на
выходах каналов Кг — К7 пропорционально отношению яркостей
в фильтрах Ф± — Ф7. Относительно объекта измерений все семь
каналов работают параллельно, хотя отношение сигнал/шум
получается несколько ниже, чем у фотометра, имеющего семь
независимых оптических каналов. Электронная часть прибора
снабжена системой автоматической регулировки усиления,
обеспечивающей нормальную работу фотометра в диапазоне яркос-
тей от 3-10“б до 3*10“2 ет/см2*мкм^стерад. Имеется также канал,
52
ГЛ. 2. ПОВЕРХНОСТЬ МАРСА
позволяющий определить яркость измеряемого объекта. Внизу
ослева — вид сигнала на выходе Уо. Средняя квадратичная ошибк
пределения высот на «Марсе-5» составляла несколько сотена
метров.
Самая сильная полоса СО2 расположена около 15 мкм. Здесь
доминирует тепловое излучение планеты. В результате интенсив-
ность полосы (и даже ее качественный характер — эмиссия или
поглощение) зависят от температурного профиля атмосферы, и
определение давления по ней является более сложной задачей.
Анализ измерений интенсивности полосы СО2 15 мкм, проведенных
на «Маринере-9» с помощью инфракрасного фурье-спектрометра
«IRIS», позволил, тем не менее, построить по таким данным карту
давлений у поверхности Марса с осреднением около 5° (Конрат и
др., 1973) в зоне широт от —60° до 4-30°.
В ближней ультрафиолетовой области (X 3000 А) атмосфер-
ный член в формуле (2.2) становится преобладающим:
Ра Ps>
и по его величине можно определить, в принципе, количество газа
в атмосферном столбе. Для этого необходимо соблюдение двух
условий: а) величина ps (в данной области спектра) зависит только
от углов падения и отражения и не зависит от координат, б) вели-
чина ра определяется газовым рэлеевским рассеянием, либо отно-
сительный вклад газа в рассеяние является постоянной величиной,
независимой от координат.
Хорд (1972) на материале измерений с ультрафиолетовым спект-
рометром «Маринеров-6 и 7» показал, что оба эти условия (которые
кажутся с первого взгляда очень искусственными) выполняются
удовлетворительным образом достаточно часто. Так как отношение
объемных коэффициентов рассеяния газ/пыль заранее неизвестно,
ультрафиолетовая яркость не может дать абсолютной величины
давления. Однако относительные величины давления определя-
ются достаточно уверенно, а их дальнейшая абсолютизация дела-
ется путем привязки к давлениям, определенным методами радио-
затмения или инфракрасной спектроскопии.
На «Маринере-9» таким способом было получено множество
высотных профилей марсианской поверхности, собранных в «Ат-
ласе локальной топографии Марса» (Барт и др., 1974). Это наиболее
детальный материал о высотах на Марсе. Типичное пространст-
венное разрешение первичных данных 10 X 30 км. На их основе
были построены гипсометрические карты с различным осреднением
(Хорд и др., 1972, 1974; Карты Геологического управления США,
см. § 2.2).
Предположение о постоянном отношении газового и аэрозоль-
ного рассеяния является наиболее слабым звеном в этой методике.
Оно может приводить к трудно контролируемым систематическим
§ 2.2. ВИД МАРСА В ТЕЛЕСКОП И С КОСМИЧЕСКОГО АППАРАТА
53
и случайным ошибкам. Во время пылевых бурь или синих прояс-
нений (§ 3.5) метод, очевидно, вовсе неприменим. Небольшие
изменения содержания аэрозоля в атмосфере, которые могут
остаться незамеченными, приводят к значительным ошибкам.
Временные вариации можно исключить повторными измерениями,
но могут быть и вариации, связанные с топографией, практически
не поддающиеся учету, если не использовать другие методы.
§ 2.2. Вид Марса в телескоп и с космического аппарата.
Карты и номенклатуры наименований
На рис. 24 приведены фотографии Марса, демонстрирующие,
как изменяется общий вид планетного диска по мере суточного
вращения. Легко выделяются три основных типа деталей.
Рис. 24. Фотографии, иллюстрирующие суточное вращение Марса (Ловелловская
обсерватория, Слайфер, 1962). Красный, оранжевый и желтый фильтры. Даты даны по
земному и по условному марсианскому календарю (М. К.); Л — долгота центрального
меридиана.
1. Полярные шапки. Обычно бывает хорошо видна одна из них.
Полярные шапки развиваются до максимальных размеров зимой
и сильно сокращаются летом. До недавнего времени предполага-
54
ГЛ. 2. ПОВЕРХНОСТЬ МАРСА
лось, что в южном полушарии шапка (в отличие от северной) летом
исчезает полностью, однако фотографии «Маринера-9» показали,
что обе шапки сохраняются, хотя в южном полушарии остаток
имеет значительно меньшие размеры, чем в северном.
2. Светлые области — относительно яркие участки планеты,
занимающие примерно 2/3 поверхности и тяготеющие к умеренным
северным широтам.
3. Темные области — относительно темные участки планеты,
тяготеющие к южной тропической зоне.
Полярные шапки наиболее четко демонстрируют цикл сезон-
ных изменений. Но он сказывается также и на другом факторе —
контрасте темных и светлых областей (рис. 25). Контраст возраста-
ет весной и летом, уменьшается осенью и зимой. Форма и распо-
ложение темных деталей подвергаются не только сезонным, но и
медленным полурегулярным и вековым необратимым изменениям.
Более детально эти явления будут рассматриваться в § 2.6.
Фотографии, приведенные на рис. 24 и 25, получены с красным,
оранжевым либо желтым фильтром (эффективная длина волны
Хе, примерно от 6500 А до 5800 А). Фотографии Марса с синим
фильтром (%е 4500 А) выглядят совершенно по-иному: темные
области не различаются на них, хотя полярная шапка видна
хорошо (рис. 26). Долгое время имела место тенденция объяснять
зависимость контраста от длины волны влиянием атмосферной (так
называемой «синей» или «фиолетовой») дымки. Шаронов (1958),
по-видимому, первый показал, что объяснение дается оптическими
свойствами самой поверхности. Фотографии Марса с «Марине-
ров-6, 7» подтвердили, что никакой «синей» дымки на Марсе не су-
ществует. Именно отсутствие фотометрических различий поверх-
ности темных и светлых областей на достаточно коротких волнах
сделало возможным определение барометрических высот по яр-
кости в ультрафиолетовых лучах (§ 2.1).
Тем не менее атмосфера сильно влияет на видимость деталей
поверхности. В желтых и красных лучах контраст темных и
светлых областей иногда вдруг уменьшается практически до
нуля на несколько недель и даже месяцев из-за подъема больших
количеств пыли в атмосферу. Это явление называется глобальной
пылевой бурей. Локальные пылевые бури и желтые (пылевые)
облака могут временно изменять вид относительно небольших
областей планеты.
В синей области спектра, наоборот, темные области иногда
становятся видимыми на несколько дней. Это «синие прояснения».
Гипотеза о «синей дымке» объясняла это временным ее исчезнове-
нием. По-видимому, дело обстоит наоборот: над светлыми областя-
ми иногда возникают легкие облака, увеличивающие их видимую
яркость в синей области спектра и создающие видимый эффект
«прояснений». Синие и белые облака часто наблюдаются в холод-
§ 2.2. ВИД МАРСА В ТЕЛЕСКОП И С КОСМИЧЕСКОГО АППАРАТА
55
ных областях планеты и, скорее всего, имеют конденсационное
происхождение (§ 3.5). Осенью они образуют видимую полярную
Рис. 25. Сезонные изменения на Марсе (Слайфер, 1962). Красный фильтр.
шапку, но потом рассеиваются и открывают белый покров конден-
сата (СО2 и Н2О), осевшего на поверхность.
Одна из последних карт Марса, основанных на фотографиче-
ских наземных наблюдениях, приведена на рис. 27. На карте
используется номенклатура наименований, принятая МАС в
a
Рис. 26. Фотографии Марса с оранжевым и синим фильтром (Слайфер, 1964).
ГЛ. 2. ПОВЕРХНОСТЬ МАРСА
2.2. ВИД МАРСА В ТЕЛЕСКОП И С КОСМИЧЕСКОГО АППАРАТА
57
1958 г. Она является уже устаревшей, но заслуживает краткого
описания, так как широко используется в литературных источни-
ках вплоть до 1974—1975 гг. В основу этой номенклатуры положе-
на система названий, введенная Скиапарелли. Полный перечень
наименований приведен в табл. 2.4. Они взяты главным образом из
античной географии и мифологии. О происхождении наименований
конкретных деталей рассказывается в статьях Мак-Дональда
(1971) и Мартынова (1974). Большие темные области по традиции
называются морями, и их наименования начинаются со слова
«Маге» (Маге Cimmerium, Маге Acidalium и т. д.). Изолированные
темные области средних размеров — озера (Solis Lacus, Phoenics
Lacus и др.). Треугольные выступы морей — заливы, для обозна-
чения которых используется два латинских слова: Sinus (Margari-
tifer Sinus, Meridiani Sinus) и Syrtis (в буквальном переводе
отмель, например, Syrtis Major — большая отмель). Наименова-
ния светлых областей или «континентов» не сопровождаются
словами, разъясняющими тип детали. Обычно используются ан-
тичные географические наименования стран (Amazonis, Arabia
и т. д.). Еще один тип темных деталей — это каналы, темные
прямолинейные образования, пересекающие светлые области.
Они едва заметны на лучших фотографиях, но их отмечали многие
наблюдатели на зарисовках. Теперь ясно, что только некоторые
из «каналов» соответствуют реальным особенностям поверхности
(см., например, Саган и Фокс, 1975), а большинство вызвано
своеобразной оптической иллюзией, эффектом суммирования зри-
тельных впечатлений от малых деталей, находящихся на пределе
видимости. Для обозначения «классических» каналов использова-
лись, как правило, названия рек (Ganges, Euphrates). Темные
пятна небольших размеров (иногда на пересечении «каналов»)
назывались оазисами. В номенклатуре МАС этот тип деталей
фиксируется как «озера», либо как «болота» (например, Oxi а
Palus — Оксийское болото).
Когда были получены фотографии Марса с борта «Маринера-4»,
а затем «Маринеров-6, 7 и 9», «Марса-4» и «Марса-5», специалисты
часто не узнавали па них привычных темных и светлых областей.
На этих фотографиях была масса неожиданных топографических
деталей разного типа — кратерированные области, равнины,
рифтовые долины, вулканические конусы, извилистые русла
давно исчезнувших рек и т. д. (рис. 28—32), но топография зачас-
тую совсем не коррелировала с «альбедными деталями», как иногда
называют то, что различается на Марсе в телескоп.
На вкладке приведена карта Марса, выпущенная Геологической
службой США (1975). В оригинале ее масштаб 1 : 25 000 000. Она
суммирует результаты фотографирования и гипсометрических
исследований Марса с борта «Маринера-9» и наземные наблюдения
«альбедных деталей». Полярные области изображены отдельно на
58
ГЛ. 2. ПОВЕРХНОСТЬ МАРСА
Рис. 27. Карта Марса составленная по фотографиям, полученным в период противостояния 1969 г. (Ловелловская обсерватория):
а) темные и светлые области, б) наименования (по старой номенклатуре).
§ 2.2. ВИД МАРСА В ТЕЛЕСКОП И С КОСМИЧЕСКОГО АППАРАТА
60
ГЛ. 2. ПОВЕРХНОСТЬ МАРСА
Т а б л и ц а 2.4
Старая номенклатура марсианских наименований (принята МАС
в 1958 г., заменена новой в 1973 г.)
Наименование X ч>
латинское русское
Acidalium М. Ацидалийское м. 30° 4-45°
Aeolis Эолида 215 - 5
Aeria Эрия 310 4-40
Aethiopis Эфиопия 230 4-10
Amazonis Амазония 140 0
Aonius S. Зал. Аонид 105 -45
Arabia Аравия 330 +20
Araxes Араке 115 -25
Arcadia Аркадия 100 +45
Argyre Аргир 25 -45
Amon Арнон 335 +48
Aurorae S. Зал. Авроры 50 -15
Auzonia Авзония 250 —40
Australe M. Южное м. 40 —60
Baltia Балтия 50 +60
Boreum M. Северное м. 90 +50
Boreosyrtis Северный Сирт 290 +55
Candor Кандор 75 4~ 3
Casius Касий 260 +40
Cebrenia Кебрения 210 +50
Ceraunius Керавнский залив 95 +20
Cerberus Цербер 205 4-15
Chalce Халке 0 —50
Chersonesus Херсонес 260 —50
Chronium M. Море Крона 210 —58
Chrise Хриса 30 +10
Chrisokeras Хрисокер 110 -59
Cimmerium M. Киммерийское м. 220 —20
Claritas Кларитас 110 —35
Coloe Palus Колонское болото 280 +55
Cop rates Копрат 65 — 1
Cyclopia Зал. Циклопов 230 — 5
Cydonia Кидония 0 +40
Deltoton S. Треугольный залив 305 — 4
Deucalionis R. Стр. Девка л иона 340 —15
Deuteronilus Дейтеронил 0 +35
Diacria Диакрия 180 +50
D ioscuria Диоскурия 320 +50
Edom Эдом 345 0
Electris Электрида 190 -45
Elysium Элисиум 210 +25
Erydania Эридания 220 -45
Erythraeum M. Эритрейское м. 40 —25
E unost os Эвност 220 +22
Euphrates Евфрат 335 +20
Gehon Геон 0 4-15
£ 2.2. ВИД МАРСА В ТЕЛЕСКОП И С КОСМИЧЕСКОГО АППАРАТА
61
Таблица 2.4 (продолжение)
Наименование X ф
латинское русское
Hadriacum М. Адриатическое м. 270° —40°
Hellas Эллада 290 —40
Hellespontica Depressio Геллеспонтская низина 340 —6
Hellespontus Геллеспонт 325 —50
Hesperia Гесперия 240 —20
Hiddeckel Гиддекель 345 +15
Huperboreus L. Оз. Гиперборейцев 60 +75
lapygia Япигия 295 -20
Icaria Икария 130 —40
Isidis R. Страна Исиды 275 +20
Ismenius L. Оз. Йемена 330 +40
Jamuna Джамна 40 +10
Juventae Fons Источник Юности 63 — 5
Laestrygon Зал. Лестрпгонов 200 0
Lemuria Лемурия 200 +70
Libya Ливия 270 0
Lunae Palus Лунное болото 65 +15
Margaritifer S. Жемчужный зал. 25 -10
Memnonia Мемнония 150 -20
Meroe Мероя 285 +35
Meridiani S. Зал. Меридиана 0 — 5
Moab Моаб 350 +20
Nereidum Fr. Пролив Нереид 55 —45
Niliacus L. Нильское оз. 30 +30
Nilokeras Нилокер 55 —30
Nilosyrtis Нилосирт 290 +42
Nix Olympica Олимпийские снега 130 +20
Noachis Ноева страна 330 -45
Ogygis R. Страна Огига 65 —45
Olympia Олимпия 200 +200
Ophir Офир 65 —10
Ortigia Ортигия 0 +60
Oxia Palus Оксийское бол. 18 + 8
Oxia Оксия 10 +20
Panchaia Панхая 200 +60
Pandora Fretum Пролив Пандоры 340 —25
Phaetonis Страна Фаэтона 155 -50
Phison Физон 320 +20
Phlegra Флегра 190 +30
Phoenics L. Оз. Феникса НО —12
Phrixi R. Страна Фрикса 70 -40
Promethei S. Прометеев залив 280 —65
Propontis Пропонтида 185 +45
Protei R. Страна Протея 59 -23
Protonilus Протопил 315 +42
Pirrbae R. Страна Пирры 38 -15
Sabaeus S. Залив Шеба 340 — 8
Scandia Скандия 150 +60
Serpentis M. Змеиное м. 320 —30
62
ГЛ. 2. ПОВЕРХНОСТЬ МАРСА
Таблица 2.4 (окончание)
Наименование X ф
латинское русское
Sinai Синай 70° —20°
Sirenum М. Море Сирен 155 —30
Sithonius L. Оз. Ситоньи 245 +45
Solis L. Оз. Солнца 90 —28
Stix Стикс 200 +30
Syria Сирия 100 -20
Syrtis Major Большой Сирт 290 +10
Tanais Танаис 70 +50
Tempe Темпе 70 +40
Thaumasia Тавмасия 85 —35
Thoth Тот 255 +30
Thyle I Тиле I 180 —70
Thyle II Тиле II 230 -70
Thymiamata Тимиамата 10 +10
Tithonius L. Оз. Тифона 85 - 5
Tractus Albus Белая полоса 80 +30
Trinacria Тринакрия 268 -25
Trivium Gharontis Перекресток Харона 198 +20
Tyrrhenium M. Тирренское м. 260 +70
Uchronia Ухрония 260 +70
Umbra Умбра 290 +50
Utopia Утопия 250 +50
Vulcani Pelagus Море Вулкана 15 -35
Xantbe Ксанфа 50 + 0
Yaonis R. Пролив Яо 320 -40
Zephyr ia Зефирия 195 0
М. — таге (море), S. — sinus (залив), R. — reglo (страна), L. — lacus (озеро).
Русская транскрипция дана по Мартынову (1974).
рис. 33. Выпущены карты в масштабе 1 : 5 000 000, охватывающие
всю поверхность планеты, а также 1 : 1 000 000 и 1 : 250 000 для
избранных районов (Геологическая служба США, 1973; Бэтсон,
1973). Координаты 1205 точек на поверхности Марса, образующих
опорную сеть для картографирования, даны в работе Дэвиса и
Арчера (1973). Гипсометрические данные на этих картах основаны
на результатах измерений яркости в длине волны 3050 А, получен-
ных с ультрафиолетовым спектрометром, и, безусловно, нуждаются
в проверке и уточнении другими методами. Кристенсен (1975)
опубликовал карту изогипс для зоны + 65°, основанную на сопо-
ставлении и критическом анализе радиолокационных, инфракрас-
ных, ультрафиолетовых и фотограмметрических определенных
высот. Она воспроизведена на рис. 34. В Институте космических
исследований АН СССР была построена сводная карта высот с
§ 2.2. ВИД МАРСА В ТЕЛЕСКОП И С КОСМИЧЕСКОГО АППАРАТА
63
Рис. 28. Часть северного полушария Марса. Композиция из нескольких фотогра-
фий. полученных с «Маринера-9». Видны полярная шапка (вверху), конические горы вул-
канического происхождения (внизу), кольцевые кратеры и другие крупные топографиче-
ские детали. Вместе с тем классические «альбедные детали» практически не различаются
(Хартманн и Рэйпер, 1974).
64
ГЛ. 2. ПОВЕРХНОСТЬ МАРСА
Рис. 29. Часть системы каньонов Martneris Valles («Маринер-9», камера А), эрози-
онные притоки и осадочные отложения на дне каньонов. Размер снимка с запада на восток
составляет 400 км, глубина оценивается в 5—6 км. Изрезанный хребет проходит справа
от центра снимка и отделяет Tithonia Chasma (вверху).от Jus Chasma (внизу). Овраги, при-
мыкающие к Jus Chasma, образуют структуру с приблизительно ортогональным узором.
Бугристые образования на дне каньона (западная часть снимка), по-видимому, представ-
ляют собой груды обломков, принесенные оползнями Координаты центра снимка
<р = +6°, X = 85°. (Мак-Коли и др., 1972).
§ 2.2. ВПД МАРСА В ТЕЛЕСКОП И С КОСМИЧЕСКОГО АППАРАТА
65
Рио. 30. Гора Olympus Mons — композиция из четырех фотографий «Маринера-9»
(камера А). Диаметр конуса в основании около 600 км, высота над окружающей мест-
ностью около 25 км (Мак-Коли и др., 1972).
3 В. И. Мороз
66
ГЛ. 2. ПОВЕРХНОСТЬ МАРСА
Рис. 31. Извилистая долина с притоками — Nirgal (композиция из нескольких фо-
тографий, полученных с «Маринера-9»).
$ 2.2. ВИД МАРСА В ТЕЛЕСКОП И С КОСМИЧЕСКОГО АППАРАТА
67
Рис. 32. Участок долины (длиной около 75 км), образовавшейся под действием вод-
ных потоков либо движения ледников в далеком геологическом прошлом Марса. (Три фо-
тографии, полученные «Маринером-9», камера В.)
3*
68
ГЛ. 2. ПОВЕРХНОСТЬ МАРСА
Рис. 33. Часть карты Марса, составленной по данным «Маринера-9>\ а — северная
ласть (шапка вскоре после равноденствия, 28 февраля 1972 г.). Карта для широт от + 65°
учетом данных «Марса-3» и «Марса-5» (ИКИ, 1975). В СССР не-
большим тиражом издана цветная карта участка поверхности
Марса, сфотографированного с борта «Марса-4 и 5» (ЦНИИГАиК,
1975). Ее фрагмент воспроизведен на рис. 35. Выпущена также
бланковая карта полушарий Марса (Шингарева и др., 1976).
Обилие качественно новой информации о морфологии марсиан-
ской поверхности привело к коренному пересмотру номенклатуры
наименований. Новая номенклатура (Вокулер и др., 1975), разра-
ботанная специальной комиссией МАС, была утверждена на XV
Генеральной Ассамблее МАС в 1973 г. Схема ее такова:
1. Области (провинции). Поверхность Марса разделена на
30 областей, ограниченных параллелями и меридианами способом,
$ 2.2. ВИД МАРСА В ТЕЛЕСКОП И С КОСМИЧЕСКОГО АППАРАТА
69
полярная область (шапка вблизи минимума, 4 августа 1972 г.), б — южная полярная об-
до —65° приведена на вкладке.
показанным на рис. 36. Каждой провинции присвоено название
классической альбедной детали, наиболее близко с ней совпадаю-
щей, и сокращенный шифр из трех букв (с которого начинаются
названия всех кратеров, расположенных в пределах области). Для
каждой области, выделенной новой номенклатурой, имеется от-
дельная «маринеровская» карта 1 : 5 000 000 (Геологическая служ-
ба США, 1973; Бэтсон, 1973).
2. Все кратеры диаметром больше 20 км в пределах данной
области обозначаются двумя буквами от Аа до Zz; первая буква
ставится в порядке возрастания долготы с востока на запад, а
вторая в порядке возрастания широты с юга на север. Всего та-
ких кратеров около 6000. В областях с максимально высокой
о
Поверхность марса
Долгота.
Рис. 34. Карта изогипс, составленная на основе анализа радиолокационных, фотографических и спектроскопически*
(инфракрасных и ультрафиолетовых) определений высоты (Кристенсен, 1975). Нулевой уровень соответствует давлению 6,1 жб.
ш 33 30°
Рис. 35. Часть цветной карты поверхности Марса, составленной по фотографиям,
полученным КА «Марс-4» и «Марс-5» (ЦНИИГАиК, 1976).
EOR
Л
2.2. ВИД МАРСА В ТЕЛЕСКОП И С КОСМИЧЕСКОГО АППАРАТА
65
Льаспа
Arcadia
RC
3
/ Mare \
/AcidaliumX
120° 50° .
Thar sis
THR 5|
90'
Phoenicis
Lacus
MEM 16\ \PHE 17\ \COP
180°_________120°
^haethontis
180
О
/IsmeniusK
/ Lacus \
fISM 5
Casius
CAS
Amazonis
AMA 51
180° 135'
Memnonia
fHA 24
Lunae
Palus
LUN 1O\
’________45
Coprates
18
60'
ThaumasuPj
Oxia
Palus
OXI______11_
O'
Maraaritifen
Sinus
MAR 751 |S/15 20
Z7r
Arabia
ARA 12
_________315'
Sabaeus
Sinus
THU 25 i
ICebrenia.
fCE6
300° 2W\ 180'
Syrtis
Major
SYR
Ardyre
Noachis
ARG 76.
NOA 27.
^Mare^
Australe
AUS 30,
30
Amenthes
AME 74
Elysium
ELY 15
225°_________180'
Aeolis
270'
fapygia
IM 21\ \Tm 22l \AEO 25
500° 200° 180'
Mane
Tyrrhenum
Hellas
MEL 28.
Eridama
R 29
О
-30
-55'
Рио. 36. Положение и наименования 30 областей (провинций) Марса
и др., 1975).
согласно новой
номенклатуре (Вокулер
72
ГЛ. 2. ПОВЕРХНОСТЬ МАГСА
плотностью кратеров двухбуквенных обозначений не хватает и
добавляется третья буква. Пример обозначения кратера:
Syr Аа.
3. Большие кратеры (как правило, больше 100 км) названы
именами ученых, работы которых имели значение для исследова-
ния Марса или Солнечной системы в целом. Таких кратеров
около 180.
4. Прочие топографические детали — всего 13 классов. Для
12 из них используются, как правило, названия близлежащих
классических «альбедных деталей», причем вслед за названием
обычно указывается класс, например, Olympus Mons (гора Олимп).
Исключением являются извилистые каналы, названия которых
есть названия планеты Марс на различных неиндо-европейских
языках. Определения классов даны ниже:
a) Catena — цепочка кратеров, например, Tithonia Catena;
б) Chasma — каньон, протяженная депрессия с крутыми
склонами, например, Coprates Chasma;
в) Dorsum (Dorsa) — хребет (хребты), например, Ar gyre Dorsum;
г) Fossa {Fossae) — протяженные узкие депрессии, обычно
встречающиеся группами, прямые или искривленные, например,
Claritas Fossae,
д) Labyrintus — комплекс пересекающихся долин; наименова-
ние имеет всего один объект, Noctis Labyrintus;
е) Mensa (Mensae) — плоскогорье с крутыми склонами, на-
пример, Nilosyrtis Mensae;
ж) Mons (Montes) — гора, например, Ascraeus Mons;
з) Patera — кратер неправильной формы или комплекс таких
кратеров, например, Alba Patera;
и) Planitia — низменная равнина, например, Hellas Planitia;
к) Planum — плато, возвышенная равнина, например Solis
Planum;
л) Tholus — холм, небольшая изолированная куполообразная
гора;
м) Vallis (Valles) — долина, ложбина, извилистый канал, во
многих случаях с системой притоков, например, Kasei Vallis;
н) Vastitas — протяженная равнина. Обширная равнина в
северной полярной области — Vastitas Borealis.
В табл. 2.5 даны наименования марсианских кратеров и прочих
деталей. Новая номенклатура наиболее удобна для целей карто-
графии топографических деталей, однако полный отказ от при-
менения старых наименований темных и светлых областей в ряде
случаев неудобен и вряд ли будет реализован. В этой книге мы
придерживаемся, по возможности, новой номенклатуры за двумя
исключениями: 1) когда в контексте, основанном на оригинальных
работах, упоминаются области, название которых не отражено в но-
вой номенклатуре (например, Libia), 2) когда надо подчеркнуть,
§ 2.2 ВПД МАРСА В ТЕЛЕСКОП И С КОСМИЧЕСКОГО АППАРАТА
73
Таблица 2.5
Новая номенклатура марсианских наименований (принята МАС
в 1973 г.)
Наименование Ф Наименование Ф
Наименование кратеров
Adams W. S. 197° 4-31° Eddie L. A. 218° +12°
Agassiz J. L. Л. 89 —70 Ejriksson L. 174 —19
Airy G. В. 0 —0,5 Escalante F. 245 0
Anloniadi E. M. 299 4-22 Eudoxas 147 —44
Arago F. 330 +Ю Fesenkov V. G. 87 +22
Arrhenius S. 237 -40 Flammarion C. 312 +26
Bakhuysen H. G. 344 —23 Flaugergues H. 341 —17
(van de Sande) Focas J. H. 347 +34
Baldet F. 295 +23 Fontana F. 73 —64
Barabashov N. P. 69 +47 Fournier G. and V. 287 —4
Barnard E. E. 298 -61 Gale W. F. 222 —6
Becquerel H. 8 +22 Galileo G. 27 4-6
Beer W. 8 -15 Galle J. G. 31 —51
Bianchini F. 97 -64 Gilbert G. 274 —68
Bjerknes W. 189 —43 Gill D. 354 4-16
Boeddicker 0. 197 -15 Gledhill J. 273 —53
Bond G. P. 36 —33 Graff K. 206 —21
Bouguer P. 333 -19 Green N. E. 8 —52
Brashear J. A. 120 -54 Hadley G. 203 —19
Briault P, 270 —10 Haldane J. B, 231 —53
Burroughs E. R. 243 -72 Hale G. E. 36 —36
Burton С. E. 156 —14 Halley E. 59 —49
Campbell W. W. 195 -54 Hartwig E. 16 —39
and J. W. Heaviside O. 95 —71
Cassini J. D. 328 +24 Helmholtz H. von 21 —46
Cerulli V. 338 +32 Henry P. and P. 336 +11
Chamberlain T. C. 124 -66 Herschel W.andJ. 230 —14
Charlier С. V. L. 169 —69 Hipparchus 151 —44
Clark A. 134 -56 Holden E. S. 34 —26
Coblentz W. W. 91 -55 Holmes A. 292 —75
Columbus C. 166 -29 Hooke R. 44 —45
Comas Sola J. 158 —20 Huggins W. 204 —49
Copernicus N. 169 —50 Hussey T. J. 127 —54
Crommelin 10 4-5 Hutton J. 255 —72
Cruls L. 197 —43 Huxley T. H. 259 —63
Curie P. 5 +29 Huygens C. 304 —14
Dily R. A. 22 -66 Janssen P. J. C. 322 4-3
Dana J. D. 32 -73 Jarry-Desloges R. 276 —9
Darwin G. H. and 20 -57 Jeans J. 206 —70
Ch. Joly J. 42 —75
Dawes W. R. 322 -9 Jones H. S. 20 —19
Denning W. F. 326 —18 Kaiser F. 340 —46
Douglass A. E. 70 -52 von Karman Th. 59 —64
D-t Mart her ay M. 266 —6 Keeler J. E. 152 —61
D. Toil Л. L. 46 —72 Kepler J. 219 —47
74
ГЛ. 2. ПОВЕРХНОСТЬ МАРСА
Таблица 2.5 (продолжение)
Наименование к Ф Наименование к Ф
Knobel Е. 226° —6° Playfair R. 125° —78°
Korolev S. Р. 196 4-73 Porter R. W. 114 -50
Kuiper G. Р. 157 -57 Priestley J. 228 -54
Kunowsky 9 4-57 Proctor R. A. 330 —48
Lambert J. Н. 335 —20 Ptolemaeus 158 -46
Lamont J. 114 -59 Quenisset F. 319 4-34
Lampland C. 0. 79 —36 Rabe W. 325 —44
Lassel W. 63 -21 Radau R. 5 4-17
Lau H. E. 107 —74 Rayleigh J. W. 240 -76
Le Verrier U. J. J. 343 -38 (Strutt)
Liais E. 253 —75 Redi F. 267 -61
Li Fan 153 -47 Renaudot G. (Mme 297 4-42
Liu Hsin 172 —53 C. Flammarion)
Lockyer N. 199 4-28 Reuyl D. 193 —10
Lohse 0. 16 -43 Reynolds 0. 160 —74
Lomonosov M. V. 8 4-65 Richardson L. F. 181 —73
Lowell P, 81 -52 Ritchey G. W. F. 51 -29
Lyell 15 —70 Ross F. E. 108 —58
Lyot B. 331 4-50 Rossby G. G. 192 —48
Madler J. H. 337 —11 Rudaux L. 309 4-38
Magelhaens 174 —32 Russell H. N. 348 —55
Maggini M. 350 4-28 Rutherford E. 11 4-19
Main R. 310 -77 Schaeberle J. M. 310 —24
Maraldi G. 32 —62 Oudemans J. A.C. 92 —10
Mariner 164 —35 Schmidt J. F. C. 79 —72
Marth A. 3 4-13 and 0. Y.
Martz E. P. 217 —34 Schroeter J. H. 304 —2
Maunder E. W. 358 —50 Secchi A. 258 -58
McLaughlin D. B. 22 4-22 Sharonov V. V. 59 4-27
Mendel G. 199 -59 Sklodowska M. 3 4-34
Mie G, 220 4-48 (Mme P. Curie)
Milankovitch M. 147 4-55 Slipher E. C. 84 —84
Millochau G. 275 -21 and V. M.
Mitchel 0. M. 284 -68 Smith W. 103 -66
Molesworth P. B. 211 —28 South J. 339 —77
Moreux Th. 315 4-42 Spallanzani L. 273 —58
Muller G. andH. J. 232 —26 Steno N. 115 —68
Nansen F. 141 -50 Stokes G. G. 189 4-56
Newcomb S. 358 —24 Stoney G. J. 134 -69
Newton I. 158 —40 Suess E. 179 -67
Nicholson S. B. 166 0 Tiesserenc de
Niesten L. 302 —28 Bort J. 315 4-1
Pasteur L. 335 4-19 Terby F. 286 —28
Perepelkin E. J. 65 4-52 Tikhov G. A. 254 —51
Peridier J. 276 4-26 Trouvelot E. L. 13 4-16
Pettit E. E. 174 4-12 Schiaparelli G. V. 343 —3
Phillips T. E. R. 45 —67 Trumpler R. J. 151 —62
and J. Tycho Brahe 214 —50
Pickering W. N. 133 —34 Tyndall J. 190 4-40
and E. C. Very F. PF. 177 -50
§ 2.2. ВИД МАРСА В ТЕЛЕСКОП И С КОСМИЧЕСКОГО АППАРАТА
75
Таблица 2.5 (продолжение)
Наименование X ф Наименование X ф
di Vinci L. 39° +2° Weinbaum S. 245° —66°
Vine gradsky S. N. 217 -56 Wells И. G. 238 —60
Vishniac IF. 216 —77 Williams A. S, 164 -18
Vogel H. 13 -37 Wirz К. 26 -49
Wallace A. R. 249 —53 Wislicens W. 349 -18
Wegener A. 4 Cat —65 епа (депо1 Wright W. H. 1ка кратеров) 151 -59
Coprates Ganges C от 66 до 56 от 71 До 67 'hasma (ка —15 от —02 до —03 1ньон, про Tithonia тяженная депресси от 98 до 80 Я) -06
Australis 270 от —80 до —88 Candor от 78 до 73 от —04 до —06
Borealis от 65 до 30 4-85 Capri от 52 до 32 от —14 до —03
Coprates от 68 до 54 от —И до —14 Juventae 61 -04
Eos от 51 до 32 от —16 ДО —17 Melas от 78 ДО 70 от —08 до —12
Ganges от 52 до 48 -08 Ophir от 77 до 64 от —03 до —09
Hebes lus Argyre от 81 до 73 от 98 до 80 1 70 Fossa (nj от 4-01 до —01 —07 Dorsum I от —61 1 1 ДО —65 | ютяженна Tithonia (хребет) 1 я узкая депрессия) от 90 до 80 1 -04 1
Alba от 117 до 109 от 4-38 до 4-49 Memnonia от 158 до 140 от —22 до —15
Cerauniae 107 4-25 Nili от 284 до 279 от 4-20 до 4-25
Claritas от 108 до 105 от —19 до —32 Sir enum от 163 до 138 от —36 до —27
Elysium от 225 до 219 от 4-28 до 4-26 Tantalus от 105 до 99 от 4-34 до 4-47
Hephaestus от 240 до 233 от 4-22 до 4-18 Tempe от 80 до 62 до 4-35 до 4-46
Mareotis Medusae от 85 от 69 162 от —41 до 4-48 -08 Thaumasia от 100 до 80 от —36 до —40
76
ГЛ. 2. ПОВЕРХНОСТЬ МАРСА
Таблица 2.5 (продолжение)
Наименование X ф Наименование X ф
ЬаЫ Noctis М Deuteronilus Arsia | Ascraeus Elysium Charitum Helles ponti Nereidum Acidalia Arcadia Amazonis Argyre Chryse frinthus (n I от 110° до 92 ensae (плс 1 от 346 до 340 I 121 104 | 213 от 50 до 32 315 от 57 До 43 Plani 30 155 160 43 45 комплекс 1 от —05° до —08 скогорье от +42 | До +45 | Mons —09 I 4-12 +25 | Montei —57 от —45 до —48 от —48 до —38 На (низм +48 +48 +13 —49 +17 дересекающихся до; 1 с крутыми склона: | Nilosyriis I | Protonilus | (гора) ] Olympus Pavonis f (горы) Phlegra Tharsis енная равнина) Elysium Hellas Isidis Syrtis Utopia I ин) ми) 1 290° I 1 315 1 133 из 195 от 125 до 101 210 290 270 290 235 1 I +32° 1 +38 +18 4-01 от +31 ДО +46 от —12 до +16 +15 —45 +15 +15 +35
Patera (кратер неправильной формы)
Alba 110 +40 Orcus 181 +14
Amphitrites 299 -59 Pavonis 121 +03
Apollinaris 186 -08 Tyrrhena 253 -22
Biblis 124 +02 Uranius 93 +26
Hadriaca 267 —31
Planum (плато, возвышенная равнина)
Aurorae от 52 от —10 Solis от 98 от —20
до 48 до —И до 88 до —30
Hesperia от 258 от —10 Syria от 105 от —10
до 242 до —35 до 100 до —18
Lunae от 70 от +05 Sinai от 90 от —10
до 60 До +20 До 70 до —20
Ophir от 61 от —09
до 55 до —12
§ 2.3. РЕЛЬЕФ
77
Таблица 2.5 (окончание)
Наименование К Ф Наименование Ф
Tholus (холм)
Albor Australis Ceranius Hecates Hippalus laxartes Al Qahira Ares Auqakuh Huo Hsing Ma'adim Mangala Valles Marineris | Borealis | 210° 323 97 210 89 15 Vallis ( от 202 до 194 от 23 до 14 298 от 295 до 292 183 151° I от 95 | | До 45 | Vastitc 0-360 +19° -57 +24 +32 +76 +72 долина, и от —23 до —15 от +02 до +10 +28 от +32 до +28 от —27 до —20 от —10° до — 4 Vai les ( I от —05 I 1 ДО —15 1 is- (протяя I от +55 | 1 ДО +67 1 Jovis Kison Ortygia Tharsis Uranius звилистый канал) Nir gal Kasei Shalbatana Simud Tiu долины) 1 1 сенная равнина) 1 1 117° 358 8 91 98 от 44 до 36 от 70 до 56 45 от 40 до 37 32 1 +18° +73 +70 +14 +26 от —32 до —27 +21 от +01 до +15 от +00 до +14 от +Ю ДО +18
что речь идет именно о деталях альбедо, а не топографии.
Названия по новой номенклатуре даны курсивом, по старой —
прямым шрифтом. Используются, как правило, латинские наиме-
нования, так как общепринятой русской транскрипции нет. Не
установилась русская терминология даже для топографических
классов.
§ 2.3. Рельеф
А. Глобальные характеристики поверхности (микрорельеф).
На гипсометрической карте Марса (см. вкладку и рис. 33) выделяют-
ся два больших приподнятых участка поверхности, разнесенных по
долготе примерно на 120°. В центре одного находится Tharsis,
второго — lapygia. Они имеют продолговатую форму и вытянуты
приблизительно с Ю.— 3. на С.— В. Эти участки аналогичны,
78
ГЛ. 2. ПОВЕРХНОСТЬ МАРСА
Рис. 37. Гипсометрическая диаграмма:
статистика высот на поверхности Марса. По
оси абсцисс высота над уровнем бжб, по
оси ординат относительная доля плошади
(Хартманн, 1973а).
по-видимому, земным континентальным поднятиям. Мы будем
обозначать их по названиям центральных районов, соответственно
Тарсис и Япигия. Обширная низменная область Vastitas Borealis
является, по-видимому, «океанической» впадиной. На западном
склоне континентального блока Тарсис расположены несколько
щитовых вулканов, самых крупных на планете. Примерно вдоль
параллели —5° на несколько тысяч километров тянется через
поднятие Тарсис система гигантских рифтовых долин — каньонов
тектонического происхождения Valles Marineris. Две низменные
равнины южного полушария Hellas Planitia и Ar gyre Planitia
имеют значительно меньшие
размеры, чем Vastitas Borealis,
и, по-видимому, являются
бассейнами, аналогичными
по происхождению лунным
морям.
На рис. 37 приведены ре-
зультаты статистической об-
работки гипсометрической
карты Марса в виде так на-
зываемой гипсометрической
диаграммы, показывающей,
как зависит доля участков
поверхности, имеющих высо-
ту от z до z + dz, от вели-
чины z (Хартманн, 1973а).
Диаграмма имеет два мак-
симума, вблизи z = 0 км и
— 3 км. Подобный вид (кривая с двумя максимумами) гипсометри-
ческая диаграмма имеет и на Земле: один соответствует континен-
там, второй океанам. Основной вклад в первый максимум мар-
сианской кривой вносит часть поверхности, расположенная к
югу от параллели -|-45о, и во второй — к северу. Таким образом,
можно считать, что на поверхности Марса имеется один огромный
континент, включающий два возвышенных блока, и одна океани-
ческая впадина.
Сопоставление эквипотенциальных поверхностей поля тяго-
тения и геометрической поверхности показывает, что марсианская
кора близка к изостатическому равновесию (§ 4.1), и можно оце-
нить ее толщину по расстоянию между максимумами гипсометри-
ческой диаграммы, если задать определенные величины плотности
для континентальной и океанической коры.
Обзор марсианской геоморфологии можно найти в работах
Мак-Коли и др. (1972), Мазурского (1973), Керра и др. (1973),
Хартманна (1973а), Матча и Хида (1975), в научно-популярной
книге Хартманна и Рэйпер (1974). Богатый материал представлен
§ 2.3. РЕЛЬЕФ
79
в книге Матча, Арвидсона и др. (1976). Множество оригинальных
работ посвящено изучению различных классов геологических
образований на Марсе. Флоренский и др. (1975а, б) провели гео-
морфологический анализ участка планеты, сфотографированного
«Марсами-4, 5». В разделах Б) — Л) этого параграфа мы кратко
рассмотрим основные результаты геоморфологических исследова-
ний Марса.
Б. Кратеры. Около половины поверхности Марса — древние
кратерные области, остальная часть покрыта молодыми вулкани-
ческими образованиями либо равнинными отложениями (эоловыми
и иными). Характер распределения кратеров по поверхности
демонстрируется на вкладке. Больше всего их в южном полуша-
рии, мало в северном и в зоне поднятия Tharsis. Наибольшая
кольцевая структура Hellas вдвое превышает по размерам анало-
гичный бассейн на Луне — Маге Imbrium. В южном полушарии
Марса плотность кратеров примерно такая же, как в южной части
видимой стороны Луны и на обратной стороне ее. Однако она
заметно меньше, чем на лунных континентах и на поверхности
Фобоса, что, без сомнения, объясняется действием на Марсе более
сильных эрозионных процессов, а также вулканических и тек-
тонических. Максимальная плотность кратеров имеет место в об-
ластях, попадающих на нулевой максимум гипсометрической
диаграммы (Хартманн, 1973а). По-видимому, именно эти области
подвергались наименьшим изменениям.
Нет отчетливой корреляции между плотностью кратеров и
альбедо (Хартманн, 1973а), хотя в некоторых случаях, по-види-
мому, имеется связь косвенного характера: низменные светлые
равнины Hellas Planitia и Argyre Planitia, расположенные внутри
гигантских кольцевых структур, характеризуются минимальной
плотностью кратеров. По-видимому, это связано с большой тол-
щиной эоловых наносов, покрывающих эти равнины. Метеоритные
(ударные) кратеры заметно отличаются от вулканических по
форме. Ударный кратер почти круглый, имеет кольцевой вал с
характерной грубой структурой, внутренние и внешние террасы,
при достаточно больших размерах — центральную горку, еще
при больших — внутренний вал; вокруг простирается поле,
засыпанное выброшенным материалом. Вулканический кратер —
гладкий по краям, окружен лавовыми потоками и каналами, часто
находится на вершине куполообразного поднятия. На рис. 38
приведены фотографии ряда метеоритных кратеров на Луне,
Марсе и Земле, демонстрирующие различные морфологические
типы при различной степени сохранности. Не во всех конкретных
случаях можно уверенно определить происхождение кратера,
особенно когда он сильно разрушен, по подавляющее большинство
марсианских кратеров, без сомнения, относится к числу метеорит-
ных. Доля вулканических кратеров на Марсе меньше, чем на
Рис. 38. Морфологические типы метеоритных кратеров — на Луне (вверху), на Марсе (в середине) и на Земле
(внизу). Даны диаметры в километрах. Слева чашеобразные кратеры, затем с центральным пиком, с внутренним валом и
большие бассейны. Земные кратеры (слева направо): Аризонский, Сьерра Мадера (Техас), озеро Клируотер (Канада) и часть
залива Хадсона (по-видимому, метеоритного происхождения) (Хартманн, 19736).
ГЛ. 2. ПОВЕРХНОСТЬ МАРСА
§ 2.3. РЕЛЬЕФ
81
Рис. 39. Типичный марсианский кратер, окруженный едва заметным полем выбро-
шенного материала («Маринер-9», Хартманн и Рэйпер, 1974).
Рис. 40. Сильно разрушенный марсианский кратер (X т 325°, ф « 4-37°) с приз
наками флювиальной эрозии («Маринер-9», Хартманн и Рэйпер, 1974).
82
ГЛ. 2. ПОВЕРХНОСТЬ МАРСА
Луне (Мазурский, 1973), хотя их присутствие несомненно (см.
раздел «в»).
На Марсе мало свежих кратеров с хорошо развитым полем
выброшенного материала и лучевой системой. В подавляющем
большинстве случаев поле выброса разрушено или засыпано более
поздними наносами; его границы обычно заметны, но торосистая
структура отсутствует. Фотография такого кратера со сглаженным,
но все же заметным полем выброшенного материала, дана на
рис. 39. Типичный диаметр поля примерно в два раза больше, чем
диаметр вала.
Эоловые наносы засыпают дно кратеров, сглаживают террасы,
склоны и т. д. Падение крупных метеоритных тел в некоторых
случаях, видимо, вызывало таяние вечной мерзлоты, появление
Диаметр, км
Рис. 41. Распределение кратеров по
диаметрам на территориях с высокой плот-
ностью кратеров (сплошные кружки) и
низкой плотностью (открытые кружки).
Треугольники — то же для поверхности
Фобоса и Деймоса, пунктир — для лунных
морей 1 и континентов 2 (Хартманн, 19736).
жидкой воды и последующую
флювиальную эрозию кратера.
Пример кратера со следами флю-
виальной эрозии приведен на
рис. 40.
Локальная плотность крате-
ров, очевидно, зависит от часто-
ты метеоритной бомбардировки,
возраста поверхности и скоро-
сти эрозии. Статистические под-
счеты кратеров в результате да-
ют ключ к определению возрас-
та поверхности в различных
областях и скорости эрозии в
разные эпохи. На ранних эта-
пах исследований Марса с по-
мощью космических аппаратов
происходила интересная дискус-
сия по вопросу применения этой
методики к Марсу. Обзор и пер-
вые результаты применения ста-
тистики кратеров к данным
«Маринера-9» содержатся в ра-
ботах Хартманна (1973а, б), Со-
дербломаидр. (1974) и Чепмена
(1974).
Поверхность лунных конти-
нентов насыщена кратерами;
плотность кратеров определяется максимально возможной плотно-
стью упаковки. Существенно, что в наиболее плотно кратерирован-
ных марсианских областях насыщение не достигается (рис. 41).
Предполагается, что поверхность лунных континентов сформиро-
валась в эпоху аккреции Луны. На Марсе столь древних поверхно-
§ 2.3. РЕЛЬЕФ
83
стей, по-видимому, нет. Хартманн (19736) вычислил ожидаемые
распределения марсианских кратеров по размерам для различных
возрастов, основываясь на абсолютной датировке ряда лунных и
земных кратеров и на заключении, что эффективность метеоритной
бомбардировки марсианской поверхности в 6,2 раза больше лун-
ной. Последняя предпосылка опирается на сравнение вероятности
столкновения Марса и Луны с астероидными телами, скоростей
а)
S)
Диаметрам
Рис. 42. Представление наблюдаемого распределения кратеров изохронами для тер-
риторий: а) с высокой плотностью кратеров, б) с низкой плотностью (Хартманн, 19736).
столкновения и т. д. Хартманн полагает, что использованная им
величина относительной эффективности известна с точностью до
половины порядка.
В геоморфологической классификации различных типов мар-
сианского рельефа (Керр и др., 1973) выделяются территории с
высокой плотностью кратеров (рс), средней (рт) и низкой (ps). На
рис. 42 дано сопоставлепие наблюдаемых распределений с теоре-
тическими для территорий типа рс и ps. Оно позволяет сделать
следующие выводы: 1) территории типа ps имеют возраст —3«108
лет; 2) крупные кратеры (> 30 км в диаметре) на территориях
типа ps являются старыми (—3«109 лет), 3) кратеры диаметром
меньше 30 км на территориях ps имеют возраст около 6-108 лет,
4) примерно 6 • 108 лет назад на Марсе имел место период с повышен-
ной скоростью эрозии, который привел к уничтожению старых
кратеров диаметром меньше 30 км (600 миллионов лет назад Марс,
по-видимому, имел более плотную атмосферу и, возможно, гидро-
84
ГЛ. 2. ПОВЕРХНОСТЬ МАРСА
сферу). Этот вывод о возможности больших климатических вариа-
ций в прошлом качественно подтверждается и другими данными —
наличием деталей рельефа явно флювиального происхождения,
запасом летучих веществ в полярных шапках и в грунтовой
мерзлоте и т. д. Хартманн (19736) оценивает скорость эрозии в
период ее повышения (600 миллионов лет назад) в 10“4 сж/год.
Содерблом и др. (1974), в отличие от Хартманна, делают вывод, что
в истории марсианской поверхности не было такого особо выделя-
ющегося периода с повышенной скоростью эрозии. Они считают,
что скорость процессов разрушения кратеров (эоловая эрозия,
тектоническая и вулканическая активность, флювиальная эрозия)
в среднем оставалась постоянной в течение всей геологической
истории.
Чепмен (1974) дал критический анализ обеих концепций и при-
вел ряд новых аргументов в пользу неравномерной скорости раз-
рушения. Его оценки возраста эпохи повышенной эрозии прак-
тически совпадают с названными выше.
Статистика ударных кратеров позволяет оценить возраст
вулканических гор, эродированных полярных районов, извилистых
каналов — деталей рельефа, о которых будет говориться в даль-
нейших разделах.
Бомбардировка метеоритными и астероидными телами неиз-
бежно должна была привести к появлению большого числа удар-
ных кратеров. Эпик (1950) и Томбо (1950) на основании этого
общего соображения за много лет до получения первых фото-
графий с космических аппаратов предсказывали, что поверхность
Марса должна быть покрыта кратерами. Фотографии «Марине-
ров-4, 6, 7», «Марсов-4, 5» приходятся на области с высокой
плотностью кратеров, и одно время господствовало убеждение,
что кратеры являются доминирующим типом геологических обра-
зований на Марсе (например, Мюррей и др., 1971). Полный обзор
поверхности Марса, выполненный на «Маринере-9», показал, что
поверхность планеты гораздо более разнообразна.
В. Вулканические образования. Первые образования на по-
верхности Марса, которые были обнаружены телевизионными ка-
мерами «Маринера-9» в ноябре 1971 г.— это четыре гигантские
вулканические горы, впоследствии получивших имена Olympus
Mons, Arsia Mons, Pavonis Mons и Ascraeus Mons. Размеры их даны
в табл. 2.6. Вершины этих гор выглядывали из толщи пылевых
облаков, окутавших планету во время пылевой бури. На рис. 30
приводилась составная фотография Olympus Mons. Эта гора была
отмечена на картах, построенных еще в эпоху наземных визуаль-
ных наблюдений, как яркая точка, которая носила наименование
Nix Olympica (Олимпийские снега). Никто не подозревал, конеч-
но, что еле заметная точка — крупнейший вулкан Солнечной
системы.
§ 2.3. РЕЛЬЕФ
85
Таблица 2.6
Размеры четырех крупнейших щитовых вулканов Марса
Наименование Высота, км*) Диаметр ко- нуса в осно- вании, км Диаметр ос- новной каль- деры, км
над уровнем 6,1 мб над уровнем окружающей местности
Olympus Mons 28 25 600 ♦♦) 65 *)
Arsia Mons 25 18 500***) 70 *♦*)
Pavonis Mons 24 17 400**) 40*)
Ascraeus Mons 24 17 — 60 ***)
*) Кристенсен (1976).
**) Керр (1973).
***) Хартманн и Рэйпер (1974).
Наличие кальдеры на вершине, ее неправильная форма, вто-
ричные кальдеры меньших размеров, лавовые каналы и много-
численные характерные формы застывшей магмы — все это не
вызывает ни малейших сомнений в вулканическом происхождении
этих гор. Онп очень похожи на земные щитовые внутриплитовые
вулканы, такие как Гавайские (Килауэа, Мауна Лоа, Хиалалаи),
но значительно превосходят их по размерам. На Марсе есть и
другие щитовые вулканы, но совершенно отсутствуют аналоги
вулканов земных зон поддвигания типа камчатских (Керр, 1973).
Причина, по-видимому, в том, что марсианская кора менее под-
вижна по отношению к мантии, и в результате время жизни щитов
больше, а в зонах поддвигания вулканическая активность отсут-
ствует. По данным статистики кратеров (Хартманн, 1973а, б)
возраст больших щитовых вулканов на Марсе находится в интер-
вале 100—500 млн. лет. Возраст Гавайской группы 40—50 млн.
лет. Если принять для Olympus Mons 130 млн. лет, то скорость
его роста окажется равной скорости роста Гавайских вулканов
(2-10~2 кл13/год). Аналогия с Гавайскими вулканами может быть,
однако, не вполне правильной. Хульме (1976) считает, что морфо-
логические особенности Olympus Mons скорее указывают на при-
сутствие кислых лав, нежели базальтовых, характерных для Га-
вайской группы. Кинг и Риле (1974) рассмотрели возможную
природу кольцевого эскарпа (уступа), окружающего Olympus
Mons. Он имеет эрозионное происхождение; по-видимому, конус
в этой части образован породами типа туфов.
Имеются на Марсе вулканические образования и других ти-
пов. В области континентального поднятия Тарсис находятся
несколько вулканических куполов, меньших по диаметру, но
более крутых, чем щиты. Есть кратеры вулканического проис-
86
ГЛ. 2. ПОВЕРХНОСТЬ МАРСА
хождения; наиболее крупные вулканические кольцевые структу-
ры имеют диаметры до нескольких сотен километров.
Радиально симметричные структуры типа щитов и куполов
являются наиболее очевидными свидетельствами марсианского
вулканизма. Значительно большую долю поверхности занимают,
однако, вулканические образования иного характера — обшир-
ные лавовые равнины. Такие равнины, окружающие центральные
структуры, не обнаруживают заметных деталей при разрешении
1 дин, однако, камеры высокого разрешения демонстрируют ха-
рактерные лавовые языки и уступы.
Г. Бассейны с кратными кольцевыми поднятиями. Удар круп-
ного астероидного тела может привести к нарушению прочности
коры и последующему заполнению огромного кратера и окружаю-
щих окрестностей магмой. Приподнятый ударной волной и моди-
фицированный сбросами, выброшенный во время катастрофы
материал образует несколько огромных колец. Таково, по-види-
мому, происхождение лунных бассейнов, таких как Маге Imbrium
и Маге Orientale. Вильгельме (1973) показал, что марсианские
круглые бассейны с кратными кольцевыми поднятиями (Argyre
Planitia, Hellas Planitia, Schiaparelli, Huygens, Lowell, Lybia) (по-
добны лунным: одинаковы соотношения между размерами бас-
сейнов и количеством кольцевых поднятий, одинаково увеличи-
ваются расстояния между кольцами с увеличением размеров и
т. д. Есть отличия: на Марсе, как правило (Lowell — единствен-
ное исключение), отсутствуют следы выброшенного материала и
вторичные кратеры. Вероятно, они погребены и изменены после-
дующей эрозией. По-видимому, происхождение марсианских и
лунных бассейнов с кратными кольцевыми поднятиями одина-
ково — удар в качестве спускового механизма с последующим
образованием лавовой равнины.
Д. Система каньонов Мат inerts Valles (см. рис. 29, 32, 43).
Эта уникальная система каньонов тянется на несколько тысяч
километров. На востоке она переходит в местность с хаотическим
рельефом, на западе в гирлянду u-образных впадин. Параллель-
ные вытянутые цепочки лунок и мелких ложбин на прилегающей
возвышенности свидетельствуют о том, что происхождение этой
территории связано с разломами в марсианской коре. На стенках
ложбин заметны следы оползней и обвалов. Поверхность дна
каньонов может быть изрезанной, холмистой или ровной. Шарп
(1973а) считает, что система каньонов (ложбин) образовалась либо
в результате оседания, вызванного отступлением магмы (пере-
шедшей в соседние обширные вулканические поля), либо расши-
рением марсианской коры. Для выбора между этими механизмами
данных недостаточно. Грунтовый лед, возможно, сыграл важную
дополнительную роль в формировании ложбин, приводя к зна-
чительному оседанию их стенок.
§ 2.3. РЕЛЬЕФ
87
Ветвящиеся притоки («овраги») распространяются на 150 км
в сторону. Эти притоки, а также движения масс, вызывающие осе-
дания стенок ложбин, связаны, возможно, с процессами таяния
или испарения грунтового льда.
Рис. 43. Часть каньонной системы Mariner is Valles (мозаика изображений, полу-
ченных с ОА «Викинг-1»). Глубина каньона в этом месте около 2 км. Видны масса наносов
оползневые образования. Справа вверху наполовину обрушившийся ударный кратер.
Холмы справа внизу, возможно, вулканического происхождения.
Ложбины, по-видимому, являются единственным типом обра-
зований тектонического происхождения на Марсе. Положитель-
ные формы тектонической природы отсутствуют.
Е. Шероховатый и хаотический рельеф. Шероховатый рельеф
(рис. 44) в некоторых местах отделяет гладкие низменные равнины
от покрытых кратерами возвышенностей системой протяженных
крутых сбросов высотой до 1—2 км. Конфигурация сбросов
Рис. 44. Территория с шероховатым рельефом. Фотографии «Маринера-9» с каме-
рами А и В. Прямоугольник выделяет на широкоугольной фотографии (камера А) участок,
сфотографированный с камерой В (Шарп, 1973). Изолированные холмы образовались, ве-
роятно, в результате испарения грунтового льда.
§ 2.3. 1ЕЛБЕФ
89
обычно весьма причудлива. Хаотический рельеф (рис. 45) представ-
ляет собой сочетание больших неправильных блоков, заполняющих
низины внутри покрытых кратерами возвышенностей.
Рис. 45. Широкий канал, примыкающий к территории с хаотическим рельефом
(«Маринер-9», камера А; Мазурский, 1973).
Шероховатый рельеф, по-видимому, эволюционирует в резуль-
тате отступления сброса, обнажающего новые участки равнин.
Отступление может происходить в результате разрушающего
действия испарения грунтовых льдов и воды. Не исключено, что
уровень равнины определяется глубиной промерзания грунта.
Продукты разрушения уносятся путем эолового переноса или
(при иных климатических условиях) флювиального.
90
ГЛ. 2. ПОВЕРХНОСТЬ МАРСА
Хаотический рельеф возникает в результате уноса подповерх-
ностного вещества, скорее всего магмы, хотя не исключено, что
им может быть и грунтовый лед. Во всяком случае истощение
грунтового льда может быть причиной оползней, обрушений и
изменений блоков, образующих хаотический рельеф. Территории
с хаотическим рельефом после сглаживания приближаются по
своему виду к шероховатому рельефу. Эти два типа геологических
образований на Марсе отражают активность марсианской поверх-
ности и недр в сравнительно недавний период времени. Если
жидкая вода определяла развитие шероховатого рельефа, послед-
ний можно считать одним из указаний на более мягкий климат
в прошлом. Описание и анализ особенностей территорий с шерохо-
ватым и хаотическим рельефом дано в работе Шарпа (19736).
Детальное изучение поверхности Марса с помощью орбиталь-
ных аппаратов «Викинг-1, 2» привело к предположению, что
особенности многих форм рельефа, в том числе хаотического и
шероховатого, можно объяснить ледниковыми процессами (Голд,
1977), действие которых продолжается и в современную эпоху.
Даже в низких широтах лед может сохраняться на Марсе сравни-
тельно долго под защитным слоем реголита; очень многие образо-
вания, напоминающие оползни, потоки и т. д., возможно, являют-
ся ледниками, замаскированными слоем раздробленной породы.
Ж. Извилистые каналы. Жидкая вода на Марсе? Мазурский
(1973, 1974) выделяет четыре типа извилистых каналов, харак-
терных для поверхности Марса: 1) широкие разветвленные с на-
носами и островами (рис. 45 и 46), они начинаются, как правило,
в областях, богатых оползнями (хаотический рельеф), и «текут»
на север; 2) узкие извилистые с притоками (рис. 47), не связанные
в истоках с какими-либо другими особенностями рельефа; 3) сети
узких извилистых каналов; 4) узкие короткие каналы на склонах
вулканических кратеров (рис. 48). Большая часть каналов типов
(2) и (3) по убеждению многих авторов (Мак-Коли и др., 1972;
Мазурский, 1973; Мильтон, 1973; Вайхаупт, 1974; Шумм, 1974)
имеет флювиальную природу, т. е. они являются руслами высох-
ших рек. Множество сухих русел обнаружено в результате фото-
графирования Марса с борта ОА «Викинг-1 и 2». Они имеют раз-
личный возраст, в пределах от 2,5 миллиардов до нескольких
сотен миллионов лет (Мазурский и др., 1977). Воможно, в истории
Марса было несколько эпизодов флювиальной активность. По оценке
Вайхаупта (1974) средний расход воды марсианской реки состав-
лял около 3000 м?/сек. Это очень большая величина, она примерно
соответствует дебиту Нила.
Каналы 1 типа в большинстве случаев сформированы, по-ви-
димому, ледниками (Голд, 1977). Бейкер и Мильтон (1974) вы-
сказывали ранее предположение, что их можно объяснить ката-
строфическими потоками, возникающими в результате прорыва
§ 2.3. РЕЛЬЕФ
91
воды ИЗ Замкнутых бассейнов. Крупные каплевидные «острова»
размером в несколько десятков километров (рис. 46) более естест-
венно объясняются в рамках первой гипотезы. Каналы типа 4)
могут иметь в различных случаях как вулканическое происхожде-
ние, так и флювиальное, либо ледниковое.
Рис. 46. «Острова», сформировавшиеся, по-видимому, под действием движущихся
ледников (ОА «Викинг-1»; Голд, 1977). Первоначально интерпретировались как флюви-
альные наносы в сухом русле широкого потока.
Существенно, что по крайней мере для части извилистых
каналов (тип 2) — с отчетливой меандровой структурой и развет-
вленной системой притоков) трудно обойтись без гипотезы о по-
токах жидкой воды.
Средняя величина атмосферного давления у поверхности Марса
около 6 мб, В тех областях планеты, где давление меньше 6,1 мб
(величина, соответствующая тройной точке Н2О), вода может
существовать в форме либо льда, либо пара; если температура
выше нуля при Р <С 6,1 мб, жидкая вода вскипает и испаряется.
Тем не менее имеются достаточно обширные области, в кото-
рых Р 6,1 мб, и в результате растворения минералов темпера-
тура замерзания воды может упасть значительно ниже нуля.
Нельзя исключить, что на Марсе и в современную эпоху могут
92
ГЛ. 2. ПОВЕРХНОСТЬ МАРСА
Рис. 47. Извилистый канал Vallis Maadim (мозаика фотографий, полученных О А
«Маринер-9»). На южном конце видна система притоков.
Рис. 48. Лавовый канал на склоне Olympus Mons («Маринер-9», Мак-Коли и др., 1972).
§ 2.3. РЕЛЬЕФ
94
ГЛ. 2. ПОВЕРХНОСТЬ МАРСА
быть небольшие количества жидкой воды на поверхности и в грун-
товых капиллярах. Однако образование крупных бассейнов и рек
при современных климатических условиях невозможно, и каналы
флювиального происхождения являются наиболее убедительным
свидетельством в пользу более мягкого климата в прошлые геоло-
гические эпохи.
Рассматривалась возможность образования извилистых ка-
налов в результате действия жидких сред иного состава, напри-
мер, клатрата Н2О — СО2 (Пил и др., 1975), и ее нельзя считать
исключенной.
3. Эоловые отложения и дюны. Эоловая активность, по-ви-
димому, широко распространена на Марсе, и, возможно, является
причиной изменений различного типа, наблюдавшихся с Земли
и с космических аппаратов (§ 2.6). Наиболее отчетливо выражен-
ными эоловыми образованиями, обнаруженными на Марсе, являют-
ся скопления дюп. На рис. 49 показан пример такого скопления.
На фотографии с умеренным разрешением (~1 км) оно выглядит
как темное пятно, на снимках с высоким разрешением эта об-
ласть очень похожа на земные песчаные дюны (Мак-Коли и др.,
1972; Каттс и Смит, 1973). Подобные темные пятна часто встре-
чаются на фотографиях с умеренным разрешением, как правило,
в классических темных областях (§ 2.5), и есть основания подо-
зревать, что многие из них имеют аналогичную природу. «Мари-
нер-9» сфотографировал такое пятно с высоким разрешением лишь
один раз. Новые фотографии территорий, покрытых дюнами,
с еще большим разрешением получены на орбитальных аппаратах
«Викинг» (рис. 50). Наконец, низкие отлогие песчаные холмы
мы видим на фотопанорамах, переданных с поверхности Марса
спускаемыми аппаратами «Викинг» (рис. 9). На рис. 51 показаны
эоловые детали другого типа — светлые и темные полосы, при-
мыкающие к кратерам («шлейфы»). Одинаковое направление боль-
шого количества полос было бы трудно объяснить, если не пред-
полагать, что они образовались в результате переноса ветром
тонкодисперсного материала. Считается, что светлые полосы —
это наносы, образованные веществом, выдуваемым из кратеров.
Ориентация полос в экваториальной зоне близка к направлению
среднего ветра (Саган и др., 1973а). Темные полосы, как правило,
объясняются обнажением более глубоких (и темных) слоев грун-
та, хотя в некоторых случаях имеет место перенос темного мате-
риала. Кузьмин (1975) высказал предположение, что при опреде-
ленных условиях одни и те же наносные образования могут вы-
глядеть как светлые и как темные шлейфы, в зависимости от
особенностей освещения.
Грили и др. (1974) провели эксперименты по лабораторному
моделированию эоловой эрозии. Эти эксперименты показали, что
в хвостовой части потока (за кратером) происходит очистка от
Рис. 49. Поле дюн размером 35 X 50 км, заполняет дно большого кратера. Компо-
зиция фотографий с камерой В, внизу фотография с камерой А «Маринера-9» (Каттс и
Смит, 1973).
96
ГЛ. 2. ПОВЕРХНОСТЬ МАРСА
пыли и усиление эрозии, что может быть причиной образования
полос.
На Марсе имеются обширные области, погребенные под покро-
вами из наносов, которые в дальнейшем подвергались эрозии.
Обзор современного распределения наносных отложений по дан-
ным «Маринера-9» (Содерблом и др., 1973) показывает, что они
расположены симметрично относительно обоих полярных районов
и простираются от широт ±30° в сторону полюсов. По-видимому,
Рис. 50. Поле дюн, сфотографированное ОА «Викинг-1» (дно каньона Ganges Chasma)
они представляют собой продукты выветривания околополярных
слоистых отложений. Мазурский (1973) называет эти наносы
«лессом» и оценивает их толщину в десятки и сотни метров. Для
экваториальных широт толщина слоя наносов оценивается вели-
чиной порядка единиц метров.
Несколькими независимыми методами еще ранее было уста-
новлено, что типичный марсианский грунт — это раздробленный
материал («реголит») с характерными размерами частиц от единиц
до сотен микрон и более (см. § 2.5—-2.9). Он является, по-види-
мому, продуктом эоловой эрозии. В то же время именно реголит
наиболее чувствителен к воздействию ветра (процессы дефляции),
и его наличие само способствует абразивному разрушению
$ 2.3. РЕЛЬЕФ
97
Рис. 51. Светлые и темные кратерные шлейфы («Маринер-9», Саган и"др. 1972).
Верхний снимок — Hesperia (Ф = —23°, А = 242°) нижний — Bosporus, (ф = —34°,
А = 62°).
4 В. И. Мороз
98
ГЛ. 2. ПОВЕРХНОСТЬ МАРСА
различных образований. Механика движения зыбучих песков и
переноса пыли ветром на Земле детально рассмотрена в книге
Багнольда (1941). Возможны три типа переноса: 1) перенос ма-
териала в форме суспензии, 2) сальтация («подпрыгивание»)
и 3) перенос, обусловленный явлениями ползучести. Первые
два типа требуют достаточно сильного ветра для того, чтобы обес-
печить подъем частиц с поверхности (§ 3.5). Саган (1973а) попы-
тался теоретически оценить скорость эоловой эрозии, исходя
из общих принципов, развитых Багнольдом, и получил величину
Ю"6±2 см • сек'1 или порядка 1 км за 10б лет за счет абразивного
действия частиц, переносимых пылевыми бурями. Мэгли (1974)
указал на существенные неточности в расчетах Сагана, которые
могли привести к завышению скорости эрозии на несколько по-
рядков.
Арвидсон и др. (1976) исследовали вопрос о скорости эрозии
чисто эмпирическим путем, анализируя соотношения размеров
кратеров и окружающих эти кратеры полей выброшенного при
их образовании материала. Подобное поле имеет характерную
обрывистую границу, образующая неровную окружность. Радиус
ее сокращается со временем вследствие эрозии. Было найдено, что
для экваториальных широт (где отсутствует толстый покров на-
носов), радиус поля сокращается со скоростью всего лишь около
10"5 ж/год (3*10"11 см!сек) при высоте обрыва около 10 м. Это на-
много медленнее, чем дают теоретические оценки Сагана, хотя
прямые сопоставления здесь не вполне правильны. Ясно, что
образование мощных покровов наносов, о которых говорилось
выше, при такой скорости эрозии объяснить нельзя. Необходимо
предположить, что в прошлом она была значительно выше.
Следует отметить, что в высоких широтах, где кратеры обра-
зовались прямо в толще наносов, эрозия идет гораздо быстрее.
В результате в высоких широтах встречаются так называемые
«пьедестальные» кратеры (в экваториальной зоне их нет).
В § 2.6 мы подробно рассмотрим наблюдения переменных де-
талей, проведенных с помощью КА. Явления переменности на
таких масштабах, несомненно, связаны с эоловыми процессами.
И. Строение поверхности в полярных районах. Уникальные
слоистые образования обнаружены в обоих полярных районах
(рис. 52). Они детально описаны в работах Мюррея и др. (1972)
и Каттса (19736). Эти образования напоминают по виду годовые
кольца на дереве и обнажаются по мере сокращения полярной
шапки. По-видимому, слоистые отложения образовались из тон-
кой пыли, вынесенной из каньонов и других эродированных
территорий, расположенных в экваториальных широтах. Инди-
видуальные слои имеют толщину 10—30 м, они сгруппированы
в «слоеные пироги», содержащие примерно по 20 слоев, и 6—12
таких «пирогов» образуют основание постоянной (остаточной)
§ 2.3. РЁЛЬЕФ
99
Рис. 52. Слоистые образования в южной полярной области. Толщина самых тон-
ких слоев около 30 лс («Маринер-9», Мюррей и др., 1972).
4*
Рис. 53. Обобщенная геологическая карта Марса (Керр и д
р., 1973).
§ 2.3. РЕЛЬЕФ
101
шапки (Мазурский, 1973). Северная полярная область весьма
детально фотографировалась с борта ОА «Викинг-2». Результаты
анализа этих фотографий (Каттс и др., 1976) показывают, что слои-
стые образования сформировались как бы в два этапа; эти эпи-
зоды, видимо, не связаны с периодами флювиальной активности:
они являются сравнительно недавними. Обширные районы, при-
мыкающие к слоистым образованиям, покрыты дюнами.
Южная полярная область представляет собой древнюю кра-
терированную территорию, на которую наложены два молодых
образования, из них более старое — изрезанная и покрытая впа-
динами поверхность, сформированная процессами выветривания
(Шарп, 1973в; Каттс, 1973а), а более молодое — слоистая струк-
тура. Оба полярных района являются впадинами.
К. Геологические карты и геологическая история Марса.
В работах Мак-Коли и др. (1972), Керра и др. (1973) были построе-
ны геологические карты Марса, основанные на данных «Мари-
Рис. 54. Легенда к геологической карте Марса (рис. 53) и гипотетическая схема от-
носительных возрастов различных образований. Структурные обозначения: 1 — сброс,
2 — грабен (параллельные линии, если широкий, одна линия, если узкий), з — округлый
обрыв (треугольник указывает направление вниз), 4 — низкий гребень (подобный тем,
что встречаются в лунных морях, 5 — линеамент. Геологические образования: ch —
руслоподобные образования, у — каньонные образования, h — хаотический рельеф,
к — холмистый рельеф, gc — бороздчатые территории (сильно изрезанные), gf — бо-
роздчатые территории (слабо изрезанные), ps— равнины с малой плотностью кратеров,
рт — равнины с умеренной плотностью кратеров, рс —равнины с большой плотностью
кратеров, рр — пятнистые кратерированные территории, т — гористые образования,
ст — засыпанные продуктами эрозии кратерные образования, си — нерасчлененные
кратерные образования.
части Марса, изученной при помощи «Марса-4 и 5». Геоморфоло-
гическая классификация образований и территорий не является
установившейся. На рис. 53 дана обобщенная геологическая
карта Марса для зоны широты ±65° согласно Керру и др. (1973).
На рис. 54 приведено объяснение символов, использованных па
этой карте, и гипотетическая схема относительных возрастов
102
ГЛ. 2. ПОВЕРХНОСТЬ МАРСА
различных образований. Относительная последовательность со-
бытий по Мазурскому (1973) такова:
1) образование богатых кратерами древних областей в юж-
ных и средних широтах и больших бассейнов (Hellas Planitia,
Argyre Planitia, Libia); это период после первичной дифферен-
циации планеты;
2) образование сильно изрезанных сбросами равнин вокруг
Olympus Mons;
3) формирование на планете больших вулканов и широких
потоков;
4) формирование слоистых образований и эоловых, продол-
жающееся и в современную эпоху.
Даже в относительной датировке не всегда есть согласие между
разными авторами. Еще более затруднительной является абсолют-
ная датировка. Как указывалось выше, абсолютная датировка,
основанная па кратерной статистике, может содержать ошибку
по крайней мере на половину порядка. Тем не менее самые основ-
ные черты и ступени эволюции марсианской поверхности, по-ви-
димому, уже улавливаются довольно уверенно.
Л. Что выше: темные или светлые области? Вопрос об отно-
сительной высоте темных и светлых областей является предметом
длительной дискуссии. Первоначально распространенная точка
зрения состояла в том, что моря ниже континентов, поскольку
первые теплее (см. § 2.7). Однако этот аргумент весьма неубеди-
телен, так как разница в температуре может быть целиком объяс-
нена различием в альбедо и никакой информации о высоте может
не давать.
Саган и др. (1967) на основе анализа радиолокационных коэф-
фициентов отражения пришли к совершенно иному выводу:
моря, как правило, выше континентов. Прямая информация
о высотах на Марсе, которая начала поступать примерно 7 лет
назад, в общем, не подтвердила ни одну из этих гипотез; она по-
казала, что моря могут быть и высокими и низкими областями.
Маринеровские снимки обнаружили, что моря и континенты часто
не различаются по топографической и геологической структуре
(ср. рис. 29, 32, 37).
Однако следует отметить, что детальное сравнение топографии
и фотометрии было невозможно до последнего времени по удиви-
тельной, на первый взгляд, причине: не было фотометрических
данных необходимой точности. Современные радиолокационные
профили Марса нельзя сравнивать с фотометрическими просто
потому, что отсутствуют фотометрические измерения, сопостави-
мые по точности и пространственному разрешению. Только на
«Марсе-3 и 5» были проведены одновременно определение высот
и точная фотометрия на одних и тех же участках планеты.
На рис. 55 даны результаты измерений высоты и яркости на
bf
p
Л
13*50™ 51 54 56 58 14*00™ 01 04
-43 -36 -18 -If -14 -6 1 8
51 39 32 П 14 11 10 19
06 08 10 11 14 16™
16 14 33 44 58°
18 18 19 11 32°
Рис. 55. Высоты z и давления P по измерениям на трассе 28 февраля 1972 г. По
оси абсцисс — время московское /од, широта <р, и долгота X. 1 — «Марс-3», 2 — «Маринер-9»
(ИК), з — наземные измерения по СО2, 4 — «Маринер-9» (радиозатмения), 5 — наземная
радиолокация, 6 — «Маринер-9» (УФ).
Рис. 58. а) Корреляция между высотами и коэффициентами яркости на трассе 16
февраля. По оси абсцисс высоты, по оси ординат относительные коэффициенты яркости R,
Нижняя группа точек относится к поясу темных областей, верхняя — светлые области
в южной и северной частях трассы. Крестиками отмечены точки, использованные при вы-
числении статистической зависимости Rotz (см. табл. 2.7). б) То же для трассы 28 февраля.
Три точки справа вверху относятся к южному участку трассы (светлые области).
104
ГЛ. 2. ПОВЕРХНОСТЬ МАРСА
«Марсе-3» в одном из прохождений перицентра (16 февраля
1972 г.).
Качественное сопоставление профилей высот и фотометриче-
ских профилей приводит к следующим выводам: на больших мас-
штабах (порядка тысяч километров) темные области могут быть
высокими и низкими с примерно равной вероятностью; то же
можно сказать и о светлых. К такому же выводу приходят Инге и
Баум (1973) путем сравнения карт, построенных по маринеров-
ским фотографиям и наземным наблюдениям.
Однако измерения, проведенные на «Марсе-3», показывают,
что при масштабах порядка сотен километров более темный
район часто оказывается выше расположенного рядом светлого
(Ксанфомалити и др., 19756). На рис. 56 нанесены по оси абсцисс
высоты, по оси ординат относительные коэффициенты яркости
7? = const;
Н
здесь В — яркость, рг — косинус угла падения; его значения
для трасс «Марса-3» даны в работе Мороза и др. (1975в). Отдельно
отмечены точки экваториальных морских районов и континенталь-
ных высокоширотных. В табл. 2.7 представлена статистическая
Таблица 2.7
Трасса
Средняя вы-
сота, клс
Зависимость относительного коэффициента яркости R
от высоты
16.11.72*)
28.11.72 **)
0,82
1,63
R =0,259 (±0,008) —0,014 (±0,004)
R =0,310 (±0,009) —0,013 (±0,007)
*) Между точками ф = -=-29°, X = 301° и ф = -J-2O0, X = 285°.
**) Начиная с точки ф = -36°, X = 39° и до конца трассы.
зависимость относительного коэффициента яркости от высоты
для сеансов 16 и 28 февраля. Эта зависимость количественно ха-
рактеризует тенденцию более темных областей быть более высоки-
ми. Там же приведены средние высоты вдоль каждой трассы.
Средняя высота по двум сеансам равна 1,2 км, а давление
5,3 мб.
Следует отметить, однако, что эта система давлений не явля-
ется абсолютной. Она зависит от выбора коэффициента с в формуле
(2.10). Использованное значение с = 0,56 было подобрано так,
чтобы эквивалентная ширина полосы 2,05 мкм, полученная из
наземных спектроскопических наблюдений всего диска Марса
(Мороз, 1967), давала в среднем по планете давление 6 мб.
§ 2.4. ДАННЫЕ О ХАРАКТЕРИСТИКАХ РЕЛЬЕФА
105
§ 2.4. Данные о характеристиках рельефа
для масштабов 1 мм — 100 м
А. Фотопанорамы «Викинга-1 и 2». Особенности рельефа для
масштабов менее 100 м практически не поддаются изучению по-
средством фототелевизионной съемки с орбитальных аппаратов.
Основываясь на земных и лунных аналогах, можно пытаться
экстраполировать характеристики рельефа для этих масштабов,
но такого рода экстраполяция заведомо ненадежна. Характер
рельефа для малых масштабов между тем имеет жизненно важное
значение для посадки АМС на Марс. Успешная посадка «Викин-
гов» на Марс была осуществлена в значительной степени благодаря
весьма тщательному выбору места посадки. Вместе с тем именно
панорамы поверхности Марса, переданные с борта СА «Ви-
кинг-1 и 2», дали впервые детальную информацию о характере
марсианской поверхности для масштабов менее 100 м (Матч и
др., 1976а—в). Доля поверхности планеты, изученная с помощью
фотопанорам СА «Викинг-1 и 2», очень мала — порядка 10”7, но
эти участки являются, вероятно, достаточно типичными для наи-
более гладких областей планеты. Значительное сходство пейзажа
в местах посадки обоих «Викингов» (ср. рис. 9 и 60) свидетель-
ствует в пользу этого предположения. Камеры «Викинга-1 и 2»
получили большое количество изображений с обзорным и повы-
шенным разрешением, цветных, стереоскопических. Изображения
передавались последовательно день за днем с целью обнаружить
возможные изменения, связанные, с эоловыми или иными (на-
пример, биологическими) процессами. В течение первых десяти
дней изменений не было обнаружено. Ниже излагаются выводы
о строении поверхности, полученные на основе анализа пер-
вых изображений «Викинга-1», приведенного в работе Матча
и др. (1976а, б). Координаты мест посадки были указаны
в табл. 1.1.
На рис. 9 было представлено изображение поверхности пла-
неты с красным фильтром, полученное вскоре после посадки
(sol 0 — нулевые солнечные сутки) камерой № 2 СА «Викинг-1».
Оно охватывает около 300° по азимуту. Равнина, усыпанная кам-
нями различной величины и формы, напоминает пейзаж некото-
рых земных пустынь. На переднем плане камни ярче, чем окру-
жающий грунт, на заднем — темнее. Номинальное расстояние
до горизонта около 3 км, однако лежащие поблизости холмы
закрывают большую часть горизонта. Слева расположено поле
небольших песчаных дюн, пересеченное полосой темных валунов,
которая тянется к юго-западной части горизонта. Неглубокая
впадина сразу справа от центра на переднем плане, возможно,
является ударным кратером. Ее диаметр около 3 м. Темный вы-
ступ над южной частью горизонта — это, по-видимому, один
106
ГЛ. 2. ПОВЕРХНОСТЬ МАРСА
Рис. 57. Изображение участка поверхности Марса и опоры космического аппарата
«Викинг-1», полученное в режиме высокого разрешения. Это первое изображение, передан-
ное с борта «Викинга-1» (Матч и др., 1976а). Снимок разрезан. Левая часть вверху.
§ 2.4. ДАННЫЕ О ХАРАКТЕРИСТИКАХ РЕЛЬЕФА
107
большой валун (или несколько валунов). Удивительным фактом
является большая яркость неба (см. § 3.5).
Панбрама, представленная на рис. 9, получена с «обзорным»
разрешением (0°,14). На рис. 57 дано изображение с высоким раз-
решением (0°,04), которое было передано с поверхности Марса
самым первым. Оно охватывает по азимуту около 57°. В поле зре-
ния находится одна из опор аппарата (опора № 3). Большой угло-
ватый камень вблизи центра имеет размеры около 10 см. Камень
слева вверху разделен вертикальной трещиной на две половинки,
левая из них разделена горизонтальной трещиной. Поверхность
между каменными блоками имеет мелкозернистую структуру.
Средний размер частиц меньше нескольких сотен микрон, но по-
падаются и крупные песчинки, местами образующие довольно
заметные скопления. Некоторое количество пыли и песка попало
в углубление опоры.
На рис. 58 дана схематическая карта территории, непосред-
ственно примыкающей к аппарату, на которой отмечены образова-
ния различных типов: пятнистые, испещренные выемками блоки
(сплошные замкнутые линии без буквенных обозначений),
а — угловатые блоки с гладкими плоскими поверхностями;
b — светлые гладкие округлые блоки; d — пятнистая поверхность
с гладкими темными скоплениями мелкозернистого материала;
h — торосистая поверхность, образованная небольшими глыба-
ми, смещенными при посадке; fp — фракционированная, покрытая
выемками и ложбинками поверхность, образовавшаяся в результа-
те воздействия со стороны тормозных двигателей, р — галечный
грунт, менее красный, чем недифференцированная поверхность
(по-видимому, остался после удаления мелкозернистой состав-
ляющей эоловыми процессами), г — тонкие извилистые гребни
на гладкой поверхности, s — недифференцированная поверхность,
содержащая малые блоки, перемешанные с мелкозернистым ма-
териалом красноватого оттенка, ss — гладкая поверхность с ред-
кими блоками, t — сужающиеся красные полосы наносов с под-
ветренной стороны валунов (видимо, эолового происхождения),
vd — очень темный мелкозернистый материал, находящийся в уг-
лублениях (а иногда на верхних частях камней).
Каменные блоки весьма разнообразны по размерам и форме.
Глыбы вблизи аппарата грубо гранулированы и, возможно,
являются брекчиями (сцементированные обломки пород), образо-
вавшимися при ударных процессах. Многие из них имеют необыч-
ные формы. Хорошо выраженная угловатая структура поверх-
ности может объясняться либо небольшим возрастом, либо, если
они древние,— слабой эрозией в данном районе. Возможно также,
что они сравнительно недавно освободились от слоя наносов, за-
щищавшего их от эрозии. Распределение блоков по размерам
приведено на рис. 59. Оно получено по данным для участка
S
^'r\ -JOh Г-?
' <3 0 0 О ° D c £> tr ) b й 0> г> о 0 \
\ о \ \ О & b 0 < £ ) <? s st
с р о л yud. 0 г I I vd ! 1 ° 1 1 •* a P- & c □
о а S \ f'd^ / ? I vdi vd1 fa. V. 1 Ук^ ta^ ^7 £ l(?l990i 000 В i 1Ё
в 1 г» я I Ik 5 ишу Й>‘.;Л’.ллЧ-/ 7 Pi (? 1 >< "L Z)
d x vd- 7 о * ^a^ 2 । A 1 \ ।
L 1111 Illi M A r\ , -**
1 0,5м 1
ГЛ. 2. ПОВЕРХНОСТЬ МАРСА
Элементы конструкции
аппарата
Рис. 58. Карта «ближайших окрестностей» «Викинга-1» с обозначением образований различных типов (Матч и др., 1976а).
§ 2.4. ДАННЫЕ О ХАРАКТЕРИСТИКАХ РЕЛЬЕФА
109
Рис. 59. Распределение ка-
менных блоков по размерам в месте
посадки «Викинга-1». По оси аб-
сцисс размер, по оси ординат число
блоков на единицу площади. Для
сравнения приведены аналогичные
данные для лунной поверхности
в местах посадки «Аполлона-12»
и «Сервейора-7» (Матч и др., 1976а).
панорамы от Ю.-З. до Ю.-В. и углов возвышения от —15° до
—40°, площадью около 15,5 м2. Распределение похоже на то, ко-
торое было получено в месте посадки КА «Сервейор-7» на Луне
(85 км от центра кратера Тихо). Это место является уникальным
по обилию каменных блоков, образовавшихся, вероятно, при
выбросе материала из кратера Тихо.
На панорамах можно различить
по крайней мере три кратера, имею-
щих, по-видимому, ударное проис-
хождение. Плотность кратеров на
несколько порядков ниже уровня на-
сыщения для размеров меньше 50 м.
Галечный грунт, сужающиеся по-
лосы («хвосты») с подветренной сто-
роны каменных блоков и темные де-
прессии с наветренной свидетельст-
вуют об эоловой активности. В сред-
нем направление полос, связанных с
камнями, такое же, как у полос,
связанных с кратерами (и имеющих
размеры в десятки километров), ко-
торые видны на снимках «Марине-
ра-9» и «Викинга-1».
В масштабе орбитальных фотогра-
фий место посадки (западная часть
Chryse Planitia) выглядит гладкой
равниной, кратеров и гребней не
больше, чем на поверхности лунных
морей. Оно расположено примерно
на 2 км ниже нулевого уровня высот,
соответствующего давлению 6,1 мб. Ровная поверхность и, по
возможности, более высокая плотность атмосферы являются обя-
зательными условиями посадки спускаемого аппарата на Марс.
На рис. 60 представлена панорама поверхности Марса в месте
посадки «Викинга-2» (Utopia Planitia). Лес камней здесь выглядит
еще более внушительным, хотя в общем характер поверхности
напоминает место посадки «Викинга-1» (Матч и др., 1976в).
Первые панорамы поверхности Марса дали очень интересный
материал, но следует помнить, что он относится к двум крошеч-
ным участкам огромной планеты, весьма разнообразной по харак-
теристикам рельефа.
Б. Радиолокация. Оценки средних наклонов. Радиолокацион-
ные исследования Марса позволяют получить данные об отража-
тельной способности грунта в радиодиапазоне и о «шерохова-
тости» его поверхности. Эти данные можно получить при измерениях
как в режиме немодулировэнного излучения, так и в режиме
но
ГЛ. 2. ПОВЕРХНОСТЬ МАРСА
фазовой модуляции. Немодулированное излучение предпочти-
тельно для таких задач, так как обеспечивает более высокое
отношение сигнала к шуму. В 1976 г. измерения шероховатости
в окрестностях места посадки «Викинга» были проведены методом
Рис. 60. Панорамное изображение Марса в месте посадки «Викинга-2».
радиолокации с непрерывным излучением при рекордно больших
расстояниях — около 2 а. е. (Тайлер и др., 1976). Впервые радио-
локация Марса была проведена во время противостояния 1963 г.
одновременно в СССР (Котельников и др., 1963) и США (Голд-
§ 2.4. ДАННЫЕ О ХАРАКТЕРИСТИКАХ ГЕЛЬЕФА Ц]
Рис. 61. Спектр радиолокацион-
ного сигнала, отраженного от Марса,
на волне 3,8 сж (Петтингилл и др.,
1969).
стейн и Гиллмор, 1963). На рис. 61 приведен спектр мощности
отраженного сигнала на волне 3,8 см, полученный в работе Пет-
тингилла и др. (1969). Он формируется в результате доплеровского
уширения радиолокационного сигнала, которое обусловлено вра-
щением планеты. Пик вблизи нуля соответствует квазизеркаль-
ному отражению в подрадарной
точке. Полная ширина спектра от
лимба до лимба около 24 кгц.
Широкое плато с постепенным па-
дением мощности к лимбу интер-
претируется как эффект диффузно-
го отражения. Каждому значению
доплеровского сдвига соответству-
ет определенная величина угла с
нормалью, и кривая рис. 61 может
рассматриваться как зависимость
отраженной мощности от угла с
нормалью ф при равных углах
падения и отражения (диаграмма
обратного рассеяния).
Имеется несколько статистиче-
ских моделей, позволяющих опре-
делить по форме диаграммы обрат-
ного рассеяния (в области квази-
зеркального пика) средний квад-
ратичный угол наклона поверхно-
сти, либо функцию распределения
наклонов (Хагфорс, 1964; Малмен, 1964). Согласно одной из моде-
лей Хагфорса (1964), квазизеркальная область диаграммы обрат-
ного рассеяния может быть представлена в виде
а (ф) = (cos4 Ф + с sin2 ф)“3/2, (2.12)
где Ro — коэффициент отражения радиоволн при нормальном
падении, с — параметр, связанный с распределением наклонов,
о (ф) — радиолокационное сечение на единицу площади кольца
с центром в подрадарпой точке и углом раскрытия 2ф по отноше-
нию к центру планеты. При больших с средний квадратичный на-
клон
а = с-1'2. (2.13)
Применив эту модель к своим результатам, Петтингилл и др.
(1969) получили а 3°,3. В табл. 2.8 дана средняя величина па-
раметра а, полученная при измерениях на различных длинах
волн — от 3,8 до 70 см. Учитывая различия в теоретических
предпосылках (разные модели) и в территориальном охвате,
112
ГЛ. 2. ПОВЕРХНОСТЬ МАРСА
Таблица 2.8
Средний квадратичный угол наклона а поверхности Марса по данным
радиолокации
Автор Длина волны, X, см а, градусы Примечание
Петтингилл (1969) на основе модели Хагфорса (1964) Чен (1968) по данным Голд- стейна и др. (1965) и модели Малмена (1964) Чен (1968) по данным Дайса и др. (1967) 3,8 12,5 70 3,3 4,6 Значительное инструмен- тальное расширение; оценки угла наклона согласуются с данными на 12,5 см
можно считать, что расхождение средних наклонов на 3,8 и 12,5 см
не выходит за пределы точности метода (Поллак и Саган, 1970).
Оценка среднего квадратичного угла наклона относится к базе,
длина которой равна 10—100%. Заметим, что для Луны а состав-
ляет 20°, 16° и 8° на длинах волн 3,8, 10 и 68 см соответственно
(Малмен, 1964). Таким образом, поверхность Марса для масштабов
1—50 м является, в среднем, существенно более гладкой, чем
лунная. В отличие от Луны параметр а не меняется на Марсе
в пределах этого масштаба.
В таблице 2.9 дана модель распределения уклонов на поверх-
ности Марса, построенная по измерениям на % 3,8 см (НАСА,
1972).
Для выбора места посадки космических аппаратов необходимы
локальные измерения а. Данные такого типа, полученные перед
посадкой «Викингов» Тайлером и др. (1976), приведены на рис. 62.
Качественной мерой шероховатости может служить непосредствен-
Таблица 2.9
Модель распределения уклонов на поверхности Марса на базе 1—2 м
(доля площади (%), занятая уклонами)
а Средняя модель Модель по- верхности с больши- ми уклона- ми Модель поверхно- сти с ма- лыми уклонами а Средняя модель Модель по- верхности с большими уклонами Модель поверхно- сти с ма- лыми | уклонами!
3° 35 55 17 18 0,2 3 0,1
6 12 30 3 21 0,1 1,5 0,1
9 4 18 0,5 24 0,1 0,9 0,1
12 15 1,5 0,4 10 5 0,1 0,1 27 0,1 0,4 0,1
§ 2.5. ФОТОМЕТРИЯ, СПЕКТРОФОТОМЕТРИЯ
113
йо ширина квазизеркального пика диаграммы обратного рассея-
ния. Ее локальные значения для зоны между 14° S и 17° S даны
в работе Даунса и др. (1972) по результатам радиолокационных
измерений, проводившихся методом фазовой модуляции.
Томпсон и др. (1970) предположили, что диффузная компонен-
та спектра сигнала, отраженного от Луны, объясняется рассеяни-
ем на каменных блоках, расположенных на поверхности и
Долгота
Рис. 62. Средние квадратичные наклоны и коэффициент отражения радиоволн
(А. 12,6 cjw) на широте 23° в интервале 0—75°. Область с повышенной шероховатостью
в центре — Chryse Planitia, A-l WNW — долгота точки посадки «Викинга-1». A-1JNW —
долгота первоначально намечавшегося места посадки (Тайлер и др., 1976).
на некоторой глубине под ней (поскольку эффективный уровень
отражения радиоволн расположен ниже геометрической поверх-
ности; см. § 2.8). Большая часть рассеяния при этом обусловлена
блоками с характерным размером от 0,6 до 6%. Сравнивая данные
по диффузной компоненте для Марса и Луны, Поллак и Саган
(1970) нашли, что около 1,5% поверхности Марса может быть
покрыто камнями размером от 2 до 20 см.
§ 2.5. Фотометрия, спектрофотометрия и поляриметрия
А. Фотометрия и спектрофотометрия. Распределение яркости
по диску Марса и по длинам волн (в различных областях планеты)
зависит от фотометрических свойств грунта и в конечном счете
от его структуры и состава. Миннарт (1941) предложил простую
114
ГЛ. 2. ПОВЕРХНОСТЬ МАРСА
эмпирическую формулу, удобную для описания фотометрических
свойств поверхности Луны и планет
В = BoHiW1. (2.14)
где В — яркость, рх — косинус угла падения, р2 — косинус угла
отражения; к — параметр, зависящий от структуры и состава
поверхности, а также от угла фазы; BQ = Ео , где Ео — освещен-
ность горизонтальной площадки, перпендикулярной к солнечным
лучам, р0 — коэффициент яркости при = р,2 = 1 (нормальное
альбедо). Формула (2.14) является одной из простейших функций
Pi и р2, удовлетворяющих принципу взаимности, согласно кото-
рому коэффициент яркости сохраняет свою величину неиз-
менной, если направления падения и наблюдения меняются ме-
стами.
При наличии атмосферы полная яркость планеты складывается
из яркости поверхности и атмосферы. В случае малой оптической
толщи последней
тэ_ Гл |Л. ° Hi + Н2 I х (а)‘то "I /9 л
а — угол
есть отно-
где т0 — вертикальная оптическая толща атмосферы,
фазы, х (а) — индикатриса рассеяния. Фактор — + —
Hi Иг
шение реального оптического пути к вертикальному (воздушная
масса) в приближении плоской стратификации. Первый член
в квадратной скобке — это коэффициент яркости поверхности
с учетом атмосферного ослабления, второй — коэффициент ярко-
сти атмосферы в приближении однократного рассеяния (и малой
оптической толщи т0).
При наблюдениях с Земли в противостоянии рх = р2 = р,
а = л и
(2.16)
где q = 2к — 1. Величина q называется фактором гладкости.
Н. Н. Сытинская (1948) провела большие ряды лабораторных
измерений фактора гладкости для земных природных образцов
с целью отождествления материала поверхности Марса по ее фото-
метрическим свойствам.
Для поверхности, подчиняющейся закону Ламберта, к == д=1.
Параметр q, нормальное альбедо р0 и геометрическое р связаны
простым соотношением
/> = 4^0. (2.17)
§ 2.5. ФОТОМЕТРИЯ, СПЕКТРОФОТОМЕТРИЯ
115
Диффузно рассеивающие поверхности с большим коэффициентом
отражения (р0 близко к 1) обычно близки по угловому закону
к ламбертовской. Для темных поверхностей с малыми значениями
р0 параметр q стремится к нулю.
Сравнивая наблюдаемую зависимость В от углов с функциями
типа (2.15) или (2.16), можно подобрать в принципе значения
параметров р0, q, т0, х0 так, чтобы эти функции наилучшим об-
разом представили наблюдения. Такой способ использовали
Н. Н. Сытинская (1944), В. Г. Фесенков (1944) и вслед за ними
многие другие авторы. Наблюдения недостаточно точны, и в от-
ношении части параметров обычно вводились априорные пред-
положения, чтобы определить оставшиеся неизвестные. В неко-
торых работах заведомо предполагали, что q = 1 (закон Лам-
берта), и затем определяли р0 и т0 (см., например, Барабашов,
1952; Барабашов и Коваль, 1959), в других, что q = 0 (Эпик,
1962).
Наиболее простой метод поверхностной фотометрии Марса —
это получение и обработка фотометрически калиброванных фото-
графий планеты. Большое число работ этого типа было выполнено
на Харьковской и Киевской обсерваториях, в частности, по ре-
зультатам наблюдений великих противостояний 1956 г. (Бара-
башов и Коваль, 1959) и 1971 г. (Гайдук, Ибрагимов и Коваль,
1975). Более точные фотометрические измерения можно провести
фотоэлектрически, но здесь увеличиваются трудности из-за дро-
жания изображения. Различные варианты фотоэлектрической
методики использовали Мороз и Харитонов (1957), Бугаенко и
др. (1964), Бойс (1971, 1973), Байндер и Джонс (1972). Методика
Бугаенко и др. включает учет углового инструментального про-
филя, который определяется по звезде. Бойс предложил систему
быстрого сканирования с последующим суммированием многих
фотометрических разрезов. Байндер и Джонс использовали много-
канальный монохроматор с десятиэлементным приемником (фото-
сопротивлением), и одновременно получали данные как об угло-
вых, так и о спектральных характеристиках.
Результаты наземных фотометрических наблюдений можно
кратко резюмировать следующим образом. Нормальное альбедо
р0 в видимой области спектра систематически растет с длиной
волны. Нормальное альбедо р0 вблизи 3500 А составляет око-
ло 0,05. Вблизи X 1 мкм р0 для светлых областей выходит
на уровень около 0,40 и при дальнейшем возрастании длины волны
не увеличивается. Параметр q соответственно тоже растет с длиной
волны. Около 6500 А он составляет 0,5—0,6. Различие в нормаль-
ном альбедо между темными и светлыми областями максимально
в красной и ближней инфракрасной области (около двух раз)
и практически исчезает в синих лучах. Оптическая толща атмосфе-
ры т0, наоборот, падает с увеличением длины волны. В красной
116
ГЛ. 2. ПОВЕРХНОСТЬ МАРСА
области спектра атмосфера (в нормальных условиях при отсут-
ствии пылевой бури) влияет на измеренную яркость наиболее сла-
бо. На рис. 63 дан пример фотометрической обработки фотографий
Рис. 63. Фотометрия Марса по наземным фотографиям вблизи великого противо-
стояния, полученным на 2-метровом рефлекторе Шемахинской обсерватории 14—15 ав-
густа 1971 г. (Гайдук и др., 1975). Изофоты дают коэффициенты яркости, измеренные
относительно самой яркой точки диска (южная полярная шапка) в четырех длинах волн,
выделявшихся с помощью интерференционных фильтров. Аналогичные карты изофот
можно найти в книге Гайдука и др. (1975) для 13 дат с 21 июля по 26 августа 1971 г.
Марса в нескольких фильтрах, демонстрирующий типичную
картину распределения яркости по диску в различных длинах
волн (Гайдук и др., 1975). В красных лучах (6190 А) отчетливо
выделяются темные и светлые области. Максимальный контраст
_ Рсв ~~ Рт
Рсв
Рис. 64. Фотометрическая карта Марса по Вокулеру (1967). Даны относительные величины нормального альбедо (максимум принят
за 1,00)Jb области спектра около 0,6 мкм.
118
ГЛ. 2. ПОВЕРХНОСТЬ МАРСА
по этим данным достигает 0,4 (Hellas — Syrtis Major). По другим
наблюдениям он может быть еще больше (см. ниже). Светлая об-
ласть Hellas приближается по яркости к южной полярной шапке
Рис. 65. Карта альбедо в области длин волн около 1 мкм по Байндеру и Джонсу
(1972). Даны значения «относительного» альбедо (близкого к нормальному), измеренные
в 150 точках поверхности. Альбедо выражено в процентах.
(вблизи нижнего края диска). В зеленых лучах (5010 А) контра-
сты темных и светлых областей значительно меньше, а на более
Рис. 66. Частотная кривая распре-
деления альбедо по Байндеру и Джонсу
(1972).
коротких волнах темные и свет-
лые области перестают разли-
чаться; хорошо выделяется по-
лярная шапка и видны облач-
ные образования (3210 А, вос-
точный и северный лимб). Кон-
трасты темных и светлых обла-
стей не являются постоянными.
Наблюдаются изменения с раз-
личными характерными време-
нами, в том числе сезонные.
Они будут рассматриваться в
§ 2.6.
Опубликованы всего лишь
две фотометрические карты Мар-
са, по которым можно количе-
ственно определить альбедо той
или иной области планеты
(Вокулер, 1967; Байндер и
Джонс, 1972). Они даны на
рис. 64 и 65. На рис. 66 приве-
дена частотная кривая распределения альбедо по Байндеру и
Джонсу (1972). Она имеет четко выраженный бимодальный харак-
тер: один максимум соответствует светлым областям, второй —
§ 2.5. ФОТОМЕТРИЯ, СПЕКТРОФОТОМЕТРИЯ
119
темным, промежуточные значения встречаются реже. Хартманн
(1973) получил аналогичный результат путем анализа карты Во-
кулера. Александров и Лупишко (1972) исследовали функцию
распределения альбедо по харьковским фотографическим наблю-
дениям противостояния 1956 г. и пришли к другим выводам:
функция имеет единственный максимум, и средние значения
нормального альбедо темных и светлых областей различаются
Ро
а
0,925
°^\о,9О5
о,з-
Ц8П
°’2'-Ц70,
0,1-
0,5 1,5 Z.5 3,5
Х,мкм
Рис. 67. Нормальное альбедо поверхности Марса в темных и светлых областях
а — альбедо однократного рассеяния, вычисленное в предположении, что грунт пред-
ставляет рассеивающую среду с изотропной индикатрисой. Сплошные кривые — грунт,
атмосфера исключена; пунктир — грунт + атмосферное рассеяние.
всего на 20%. Возможно, пространственное разрешение исходного
материала в последнем случае было недостаточным.
На рис. 16 и 17 была показана зависимость нормального аль-
бедо светлых областей рк от длины волны по данным работ Мак-
Корда и Вестфаля (1971) и Мак-Корда и др. (1971). Нормальное
альбедо светлых областей в широком диапазоне спектра — от
0,8 до 2,5 мкм превышает 0,4. Наиболее контрастные темные
области имеют в этом диапазоне нормальное альбедо 0,15—0,20.
На рис. 67 представлена зависимость рх для одной из таких темных
областей Syrtis Major. Кривые рх любых других областей Марса
(за исключением полярной шапки) занимают промежуточное
положение между двумя кривыми, показанными на рис. 67, и
имеют такой же характер. Заметим, что Мак-Корд и его соавторы
в своих работах используют термин «геометрическое альбедо»
не общепринятым образом. Мак-Кордовское «геометрическое аль-
бедо» соответствует нашему нормальному.
На рис. 16 и 17 отмечены полосы СО2, принадлежащие мар-
сианской атмосфере. На рис. 67 они исключены. Данные, приве-
денные на рис. 16, 17 и 67, позволяют сделать следующие выводы
качественного характера.
120
ГЛ. 2. ПОВЕРХНОСТЬ МАРСА
а. Две сильные широкие полосы поглощения, одна из которых
расположена в области % < 0,8 мкм, вторая — около % 3 мкм,
не принадлежат СО2 и, по-видимому, являются полосами погло-
щения материалов, из которых состоит грунт. Такое же происхож-
дение имеют слабые полосы около 0,9 и 2,4 мкм. В области
1—2,5 мкм отражательная способность грунта почти не зависит
от длины волны.
б. Отношение геометрического и нормального альбедо меня-
ется с длиной волны в области % < 1 мкм и остается приблизи-
тельно постоянным в области % 1 мкм. Следовательно, харак-
тер фотометрической угловой функции также зависит от длины
волны. Наличие такой зависимости было доказано непосредствен-
ным образом наблюдениями с Земли и с орбитальных аппаратов
(см. ниже). Она хорошо объясняется, если считать марсианский
грунт рассеивающей оптической средой.
в. Темные и светлые области в наиболее глубокой части ко-
ротковолновой полосы поглощения имеют одинаковую, весьма
низкую, отражательную способность. По-видимому, концентра-
ция химической составляющей марсианского грунта, ответствен-
ной за эту полосу (ион Fe+3), одинакова в темных и светлых обла-
стях. Дополнительные данные о спектральной зависимости нор-
мального альбедо светлых и темных областей от длины волны
можно найти в работах Козырева (1955), Янкина (1966), Брон-
штэна и Ибрагимова (1971, 1976), Байндера и Джонса (1972),
Гайдука и др. (1975). Они удовлетворительно согласуются с кри-
вой рис. 67. На рис. 67 мы попытались исключить помимо полос
СО2 другой атмосферный эффект — увеличение яркости из-за
рассеяния в атмосфере в области спектра 0,2—0,4 мкм. Поясним,
как это делалось. Для газового рэлеевского рассеяния в опти-
чески тонком слое
Ра — — t0,
1 3
Ра — 2 -Ра — g то>
(2.18)
где т0 ос X-4 — оптическая толща. При давлении 6 мб в атмосфере
из СО2 на волне % 0,3 мкм ра ~ 0,01. По данным ультрафиолетовой
спектрометрии на «Маринерах-6, 7 и 9» (Хорд, 1972; Хорд и др.,
1972) реальный атмосферный вклад вблизи 3200 А в общую яр-
кость (р 0,05) составляет около 40%, т. е. ра примерно в два
раза больше. Следовательно, имеется некоторый вклад аэро-
зольной составляющей, рассеяние которой зависит от длины
волны, как правило, слабее. Мы приняли, что
§ 2.5. ФОТОМЕТРИЯ, СПЕКТРОФОТОМЕТРИЯ
121
при а = Ъ = 0,01 и -у =1,0. Эта зависимость и была непосред-
ственно использована при переходе от рис. 16 и 17 к рис. 67.
Нормальное альбедо поверхности ps = (р — ра)гТсМ» где р —
значение альбедо, полученное из наблюдений, М — средняя по
диску воздушная масса. Так как р быстро растет, а ра уменьшает-
ся с увеличением длины волны, поправка за атмосферное рассея-
ние оказывается значительной только в области X < 0,5 мкм.
На самом деле вклад аэрозольной составляющей в рассеяние не
является постоянной во времени величиной, он может быть много
больше (в частности, и в красной области спектра). С увеличени-
ем ра, однако, возрастает т0 и оба эффекта в существенной мере
компенсируются.
Мы вернемся к вопросу о прозрачности и оптической толще
атмосферы в § 3.5.
Наземные фотографические и фотоэлектрические измерения
распределения яркости по диску Марса характеризуются угловым
разрешением в лучшем случае 1—2", что соответствует 300—
600 км в центре диска даже во время великого противостояния.
Поэтому представляет интерес проведение фотометрических изме-
рений на орбитальных аппаратах. Телевизионные изображения,
полученные на «Маринере-9», оказались, к сожалению, мало
пригодными для фотометрии (Янг, 19746). Лишь после специаль-
ной обработки по ним удалось определить контуры темных и
светлых областей (Бэтсон и Инге, 1976). Получены также данные
о разбросе параметра к в разных областях (Торп, 1973). Фото-
телевизионные изображения, переданные с «Марсов-3, 4, 5» хорошо
поддаются фотометрической обработке. В качестве примера можно
указать работы Ботвиновой и др. (1973; 1975).
На советских орбитальных аппаратах было проведено не-
сколько экспериментов по фотоэлектрической фотометрии и спек-
трофотометрии Марса. Они охватывают область спектра от 0,35
до 2,5 мкм. Пространственное разрешение составляет, примерно,
от 5 до 100 км (оно различно в различных экспериментах и зависит
также от условий наблюдений). На «Марсе-3» использовался
фотометр с пятью интерференционными фильтрами — 3700, 4160,
4940, 5620, 6940 А (Мороз и Ксанфомалити, 1972а, б; Мороз и др.,
1972; Ксанфомалити и Мороз, 1974) и интерференционно-поляри-
зационный фотометр на 1,38 мкм (Мороз и др., 1975в).
Второй из указанных приборов предназначался для измерения
содержания Н2О (см. § 3.2), но попутно давал фотометрические
профили с разрешением 5—10 км. На рис. 68 приведен один из
таких профилей (перицентр 28 февраля 1972 г.). Он идет вдоль
весьма протяженной трассы, пересекающей всю планету с севера
на юг и проходящей через несколько классических темных обла-
стей — Маге Erythraeum, Margaritifer Sinus, Маге Acid alum.
Все детали на этой кривой соответствуют реальному распределе-
122
ГЛ. 2. ПОВЕРХНОСТЬ МАРСА
нию яркости. Пунктир представляет собой интерполяцию законом
Ламберта по самым ярким точкам. Этот и другие аналогичные
профили показывают, что закон Ламберта хорошо представляет
угловое распределение в светлых областях для данной длины
волны (и данного угла фазы).
В табл. 2.10 приведены величины параметра к по данным
«Марса-3» для некоторых областей планеты (Ксанфомалити и
J
'I
у* 70
§
0,93k
К
Маге
Aoldalium \
В
А/
Л
А
зоо
200
100
Л,/А
-0,9
0,8
0,7
0,0
0,5
0,k
0,8
0,2
0,1
tL 11* 12 73 । 1tf । , jfyh
tM 13^50т52 50 56 58 1Ц*ООт 02 Z74 06 08 10 72 74 16т
-43° -36 -28 ~21 -74 -3 7 3 73 24 33 44 58s
Л 32 39 32 27 29 22 20 19 18 18 19 22 32°
Рис. 68, а). Фотометрический профиль X 1,38 mmi, полученный с борта КА «Марс-3»
Н2О-ф-)гомегр) на трассе 28 февраля 1972 г. Здесь же даны косинусы углов падения
(Hi) и отражения (ц2), а также азимутальный угол между плоскостями падения и отраже-
ния. В начале и в конце профиля — калибровочные сигналы К. По оси абсцисс — время
московское время местное на Марсе /£, ареографическая широта <р, долгота X. По оси
ординат слева абсолютные значения яркости (Мороз и др., 1975в).
Мороз, 1974). Распределение яркости не исправлено за атмосфер-
ные эффекты (экстинкция и яркость рассеянного атмосферой
излучения), поэтому строго говоря, эти данные нельзя рассма-
тривать как характеристики именно поверхности. Можно пола-
гать, однако, что в длинах волн 1,38, 0,69, 0,56 мкм вклад атмо-
сферы достаточно мал, и тогда мы приходим к заключению, что
параметры к и q для поверхности систематически убывают с дли-
ной волны. В табл. 2.11 приведены данные о параметре к для не-
которых областей Марса, найденные по фототелевизионным изо-
бражениям «Маринеров-6 и 7». Малое значение к для Syrtis Major
не является случайным выбросом. Для темных областей к и q
$ 2.5. ФОТОМЕТРИЯ, СПЕКТРОФОТОМЕТРИЯ
123
Таблица 2.10
Параметр к для разных областей Марса и в разных длинах волн
(«Марс-3» и наземная спектрофотометрия)
Источник дан- ных Дата Угол фазы Положение на Марсе Длина волны, жклс 1,38 0,69 0,56 0,49 0,42 0,37
«Марс-3» 9. 1.72 54° Южная ветвь трассы (М. Aus- trale) Сев. ветвь (Oxia) 1,00 0,93 0,78 0,77 0,75 0,68 1,07 0,61 0,41 0,34 0,40 0,33
«Марс-3» 3.II.72 56° Южная ветвь (Eridania Нег- sonesus) Южная ветвь (Noachis, Hel- las) Сев. ветвь (Ме- гое) 1,13 0,91 0,64 0,46 0,38 0,00
«Марс-3» 16.11.72 57° 1,06 0,82 0,85 0,80 0,75 0,74 1,00 0,74 0,63 — — —
Среднее значение: 1,05 0,85 0,66 0,58 0,67 0,44
Наземные наб-
людения
1. Оценка по р
и ро (см. фор-
мулу (2.6) и
рис. 16)
Наземные наб-
людения
2. Байндер и
Джонс
(1972)**)
10,3
Среднее по дис-
ку
Зона широт
±45°
0,76 0,64 0,61 0,52 0,50
0,77 0,70 0,68 —
*) Угол фазы для использованных значений р0 плохо фиксирован, но, по-видимому,
находится в пределах о—20°.
** ) Приведены интерполированные данные. В оригинале значения даны для десяти
длин волн и четырех углов фазы.
систематически меньше, чем для светлых. Это приводит при на-
земных наблюдениях вблизи противостояния к уменьшению кон-
траста темных и светлых областей по мере приближения их
к краю (см., например, Гайдуки др., 1975). Оба эффекта (умень-
шение к с длиной волны и с переходом от светлых областей к тем-
ным), по-видимому, имеют одну и ту же природу, связанную с тем,
что марсианский грунт можно рассматривать в отношении опти-
ческих свойств как полубесконечную рассеивающую среду (Мо-
124
ГЛ. 2. ПОВЕРХНОСТЬ МАРСА
роженко и Яновицкий, 1971). Параметры р0 и к для такой среды
определяются индикатрисой индивидуальных частиц и величиной
альбедо однократного рассеяния, которое в свою очередь зависит
от коэффициентов поглощения, преломления, а также среднего
Рис. 68, б). Трассы измерений «Марса-3» 9.1.1972 и 28.11.1972 г.
размера частиц. Когда альбедо однократного рассеяния а->1,
параметры р0 и к приближаются также к 1. При уменьшении а
оба параметра уменьшаются. Не все данные легко истолковать
с помощью этой концепции. Например, по Байндеру и Джонсу
(1972) А: изменяется линейно по отношению к X-1 в широком диапа-
зоне от 0,6 до 2,27 мкм\ физическая причина этой зависимости
остается неясной.
Значения к < 0,50, которые реализуются в некоторых случаях
при % = 0,42 и 0,36 мкм (см. табл. 2.10), означают, что яркость
§ 2.5. ФОТОМЕТРИЯ, СПЕКТРОФОТОМЕТРИЯ
125
Таблица 2.11
Параметр к для некоторых областей Марса
(«Маринер-6, 7»; =0,54 мкм, камера В, угол фазы 22°, Янг
и Коллинз, 1971)
Область k Po
«Маринер-6» «Маринер-7» «Маринер-6» «Маринер-7»
Ophyr 0,63 0.71 0,146 0,131
Elysium 0,56 0,55 0,144 0,132
Aeolis 0,61 0,68 0,133 0,133
Syrtis Major 0,46 0,48 0,093 0,071
Solis Lacus 0,66 0,60 0,117 0,093
возрастает с приближением к краю. По-видимому, это объясняется
вкладом атмосферного рассеяния (который возрастает при увели-
чении р,х и р2; см. формулу (2.15)). Значения к^>1 означали бы
наличие квазизеркальных отражений, но небольшое превышение
над единицей, наблюдаемое для 1,38 мкм (см. табл. 2.10), не-
видимому, можно объяснить в рамках модели полубесконечной
среды. Плохо изучено влияние макроскопических структур на
фотометрические свойства марсианской поверхности, а оно мо-
жет быть очень существенным. Теоретическое исследование не-
которой частной модели такого типа провели Веверка и Вассер-
ман (1972).
При практическом использовании углового фотометрического
закона в форме (2.14) необходимо обязательно обращать внимание
на сильную фазовую зависимость к. Особенно резко этот параметр
изменяется с углом фазы в диапазоне а < 20° (Байндер и Джонс,
1972).
На «Марсе-5» были получены высококачественные фотометри-
ческие профили в двух спектральных диапазонах: 0,32—0,70 мкм
(6 фильтров) и 1,72—2,45 мкм (4 фильтра). Обработка этого мате-
риала еще не закончена, опубликованы только предварительные
сообщения (Ксанфомалити и Красовский, 1975; Мороз и Парфенть-
ев, 1975). На рис. 69 показаны фотометрические профили в шести
длинах волн, полученные 23.11.1974 г. на «Марсе-5» (Ксанфома-
лити и Красовский, 1975). Яркости в длинах волн 3200 и 3700 А,
как и следовало ожидать, демонстрируют обратную корреляцию
с высотами, измеренными по полосам СО2. С возвышенной об-
ластью около Solis Lacus вместе с тем совпадает участок увели-
ченной яркости на профиле 4900 А. Это уже явно не атмосферный
эффект, а цветовые вариации, свойственные самой поверхности.
Цветные фотографии, полученные на «Марсе-5» (Лебедев и др.,
В. отн. ед.
£
б)
fct
to
ПОВЕРХНОСТЬ МАРСА
Рис. 69. Фотометрические профили, полученные с борта КА «Марс-5» (фотоэлектрический фотометр с интерфе-
ренционными фильтрами, Ксанфомалити и Красовский, 1975) на трассе 23 февраля 1974 г.), а) Длины волн 7000, 3700
и 3200 А. б) Длины волн 4100, 4900 и 5600 А. Тонкой линией дан косинус угла падения (ри). По оси абсцисс —
время московское ареографическая широта ф и долгота X. в) Трассы измерений «Марса-5».
го
§ 2.5. ФОТОМЕТРИЯ, СПЕКТРОФОТОМЕТРИЯ
128
ГЛ. 2. ПОВЕРХНОСТЬ МАРСА
Таблица 2.12
Внеатмосферная освещенность на расстоянии от Солнца 1,52 а. е.
X, jukju 0,30 0,40 о,5о 0,55 0,60 0,70 0,80
Ео, 10“2 вт • см ’2 • mkmt1 2,64 6,67 8,57 8,45 7,95 6,24 4,87
люкс — — — 58 900 — — —
X, jhkm 1,00 1,5о 2,00 2,50 3,00 3,50
Eq, 10-2 вт^см~2>мкм~1 3,14 1,16 0,47 0,22 0,116 0,066
Таблица 2.13 Типичные и предельные значения нормального альбедо поверхности Марса
X, jkkjh 0,30 0,40 0,50 0,55 0,70 1,00 1,50 2,00
Светлые области 0,060 0,066 0,130 0,170 0,350 0,420 0,420 0,420
Темные области со средним контрастом 0,060 0,065 0,105 0,140 0,245 0,280 0,275 0,270
Темные области с мак- симальным контра- стом 0,060 0,064 0,080 0,110 0,160 0,160 0,150 0,140
Полярные шапки (твердый осадок)*) 0,700 0,750 0,800 0,800 0,800 0,800 0,800 0,800
Облачный покров в период пылевой бу- ри 0,050 0,060 0,150 0,200 0,400 0,450 0,450 0,450
*) Данные ориентирово' наблюдения нет. иные; измерений при условиях нормального освещения и
Таблица 2.14
Типичные яркости поверхности Марса (Н1=И2=0>7, облаков
нет)
X, мкм Яркость, вШ'СМ-*'мкм-1'Стер-1
Средняя Светлые об- ласти Темные об- ласти Осадок COi
0,70 3,8 5,1 2,5 11,8
0,55 2,7 3,3 2,2 15,0
0,40 1,1 1,15 1,05 11,0
§ 2.5. ФОТОМЕТРИЯ, СПЕКТРОФОТОМЕТРИЯ
129
1975), также демонстрируют реальные изменения цвета на мас-
штабах порядка 10—100 км.
В заключение этого раздела приведем таблицы некоторых
оптических характеристик поверхности Марса: освещенность
перпендикулярной к солнечным лучам площадки на среднем рас-
стоянии от Солнца (табл. 2.12), типичные значения нормального
альбедо (табл. 2.13) и яркости поверхности Марса (табл. 2.14).
Рис. 70. Фазовые кривые поляризации Марса: а) светлые области — измерения с
визуальным поляриметром (темные кружки) и с фотоэлектрическим, б) темные области
осенью (темные кружки) и весной (светлые кружки), визуальный поляриметр (Дольфюс,
19616, 1969).
поверхностей интерпретация требует большой работы по лабо-
раторному моделированию и может быть неоднозначной, тем
не менее этот источник данных может быть полезен. Наиболее
5 В. И. Мороз
8
02hbb™ b8 50 52 5b 56 58 3b00™ 02 Ob
p -12-15-21 -27-29-31-32 -3b-35-35-35-35-35-35-3b-33-33-32-30
Л 132127176 103 97 92 89 77 72 67 63 58 5b b9 b5 bO 36 32 28
06 08 10m t
-27-26-2b-22-20-17*
20 16 12 8 b 359*
ГЛ. 2. ПОВЕРХНОСТЬ МАРСА
Рио. 71. Профили степени поляризации отраженного Марсом солнечного излучения, полученные с борта КА
«Марс-5» (фотоэлектрический поляриметр) на трассе 23 февраля. Угол фазы 61°. По оси абсцисс время московское
ареографическая широта ф и долгота X.
§ 2.5. ФОТОМЕТРИЯ, СПЕКТРОФОТОМЕТРИЯ
131
детальные исследования поверхности Марса поляриметрическим
методом с Земли провели Дольфюс и его сотрудники (Дольфюс,
1958, 19616; Дольфюс и др., 1969, там же см. более подробную
библиографию ранних работ). На рис. 70 приведены фазовые
кривые поляризации для светлых и темных областей Марса
в области длин волн % 0,51 мкм, где поляризация определя-
ется практически целиком поверхностью. Там же продемонстри-
рован сезонный эффект поляризации темных областей. В ранних
работах Дольфюс (1958, 19616) отмечал, что лишь немногие ма-
териалы дают фазовые кривые, похожие на марсианские, и что
поляризация светлых областей лучше всего соответствует лимо-
ниту — гидрат окиси железа Fe2O3«H2O — в сильно раздроблен-
ном состоянии. Позднее стало ясно, что хотя лимонит (гетит)
и должен присутствовать, но лишь как малая примесь. Эган
(1969; 1971) нашел, что для наилучшего воспроизведения фотоме-
трической и поляризационной фазовых кривых необходимы зерна
размером 1—2 мм с тонкой структурой, имеющей характерные
размеры 0,02—10 мкм.
Наземные поляриметрические наблюдения Марса в СССР про-
водил А. В. Мороженко (1964; 1969; 1975), однако это были ин-
тегральные пзмеренпя, и их анализ использовался только для
изучения характеристик атмосферы.
На «Марсе-5» был выполнен совместный советско-французский
поляриметрический эксперимент (Ксанфомалити и др., 1975).
Проводились измерения поляризации на девяти длинах волн
(от 3500 до 7500 А) при угле фазы около 60° и на 6000 А при угле
фазы около 90°. Прибор был разработан в ИКИ АН СССР, а его
калибровка проводилась в Медонской обсерватории. Простран-
ственное разрешение достигало 20—30 км. На рис. 71 показано,
как изменяется поляризация вдоль трассы 23.11.1974 г. при угле
фазы 61°. Максимальная поляризация (24%) имеет место на длине
волны 3500 А, минимальная (около 4%) на 7500 А. Рост поляриза-
ции с увеличением длины волны объясняется не только (и не
столько) вкладом атмосферы, хотя он и заметен, особенно у лимба
и терминатора, но в первую очередь так называемым эффектом
Умова: чем темнее поверхность, тем больше поляризация (по-
скольку меньше многократное рассеяние, которое является депо-
ляризующим фактором).
В. Сравнение спектров отражения поверхности Марса и земных
изверженных пород. Вернемся к рассмотрению спектрофотометри-
ческих данных. На рис. 72 приведены типичные спектры отраже-
ния земных изверженных пород согласно Россу и др. (1969).
Образцы дробились, просеивались через калиброванные сита,
и затем исследовалась зависимость альбедо от длины волны при
разных размерах частиц. Эти спектры в основных деталях похожи
на спектр отражения континентов и морей Марса, приведенный
5*
132
ГЛ. 2. ПОВЕРХНОСТЬ МАРСА
на рис. 67: имеется минимум вблизи 0,3 мкм и более или менее
плоский участок от 1 до 2,5 мкм. Ховис и Каллахен (1966) полу-
чили аналогичные спектры в диапазоне 1—25 мкм и показали, что
полоса около 3 мкм, наблюдаемая на Марсе, также типична для
земных изверженных пород. Полоса около 0,3 мкм принадлежит
иону Fe+3, около 3 мкм — кристаллизационной воде. Извержен-
ные породы, как известно, делятся на группы, различающиеся
по содержанию SiO2:
ультраоснов- <45% (например, дунит):
ные,
основные, 45—53% (например, базальт);
промежуточ- 53—65% (например, андезит);
ные,
кислые, >65% (например, гранит, рио-
лит).
Рис. 72. Типичные спектры отражения
раздробленных изверженных пород (Росс и
др., 1969). а) андезит, б) базальт, в) риолит,
г) гранит. Верхние кривые для каждого образ-
ца соответствуют размерам частиц 0-37 мкм,
средние 210—250 мкм, нижние 420—500 jwkjw.
Во всех случаях альбедо возрастает при уменьшении размеров
частиц. При равных размерах частиц альбедо основных пород (ба-
зальт) заметно ниже, чем промежуточных. Кислые породы (риолит,
гранит) отличаются от проме-
жуточных сравнительно быст-
рым ростом альбедо с длиной
волны в области 1—2,5 мкм.
Это последнее обстоятельство
позволяет предположить, что
марсианский грунт состоит в
основном, из промежуточных,
основных пород и, может
быть, ультраосновных пород,
а кислых пород мало. Раз-
личие между морями и кон-
тинентами можно объяснить
либо разницей в составе
(больше SiO2 в континенталь-
ном грунте, чем в морском),
либо разницей в размерах
частиц. Ниже мы покажем,
что первая гипотеза легче
согласуется с наблюдениями.
Независимый контроль со-
держания SiO2 дает точное
положение фундаментальной полосы Si—О % 9 мкм. В спектре излу-
чения поверхности Марса она не обнаруживается, откуда перво-
начально делался вывод, что марсианский грунт вообще не содер-
жит заметных количеств силикатов. Однако было показано, что
при достаточно малых размерах силикатных частиц полоса %
9 мкм в спектре грунта должна исчезать, и такой вывод неправилен
§ 2.5. ФОТОМЕТРИЯ, СПЕКТРОФОТОМЕТРИЯ
133
(Ван-Тассель и Солсбери, 1964). Полоса Si — О была обнаружена
как очень слабая абсорбционная деталь в спектрах Марса, полу-
ченных во время пылевой бури 1971 г. на «Маринере-9» (Ханел
и др., 1972а, б). Она формируется в результате поглощения в пыле-
вых облаках. Детальный анализ этих спектров показал, что мар-
сианский грунт в среднем имеет основной либо промежуточный
состав (Хант и др., 1973). Ультраосновной и кислый состав как
средняя характеристика исключается. Заметим, что Адамс и
Мак-Корд (1969) пришли к аналогичному выводу о составе марси-
анского грунта на основании анализа наземных наблюдений спек-
тра Марса в области 0,3—1,2 мкм на несколько лет раньше.
Между спектрами отражения Марса, с одной стороны, и земных
изверженных пород, с другой, имеется одно существенное разли-
чие: Марс гораздо более красный. Коли-
чественно это выражается в том, что в
спектрах марсианских континентов и мо-
рей полоса % 0,3 мкм глубже и шире.
Полоса кристаллизационной воды % 3 мкм
тоже является более интенсивной, чем для
большинства земных изверженных пород.
Окрашивающим материалом, определяю-
щим обе эти особенности, возможно, явля-
ется гетит Fe2O3«H2O. Спектр отражения
гетита в области 0,5—6 мкм показан на
рис. 73 по данным Ховиса (1965). Образец
гетита состоит из 73% гетита, остальное
в основном кварц. Легко видеть, что для
красный» материал: альбедо гетита падает с уменьшением длины
волны, начиная с 1,1 мкм, в то время как у Марса это имеет
место только начиная с 0,8 мкм.
Адамс и Мак-Корд (1969) показали, что можно подобрать эмпи-
рическим путем смесь порошков из базальта и гетита, удовлетво-
рительно воспроизводящую кривую альбедо Марса в области
0,3—1,2 мкм. Хорошее согласие получается также для базальто-
вых частиц, покрытых тонкой пленкой Fe2O3 (Байндер и Крюйк-
шенк, 1964; Адамс и Мак-Корд, 1969).
Рассмотрим следующую простейшую модель марсианского
грунта: он состоит из одинаковых сферических частиц, обра-
зующих однородную рассеивающую среду, ограниченную сверху
плоской поверхностью. Ее нормальное альбедо зависит от коэф-
фициента поглощения и преломления, радиуса частиц и плотно-
сти их упаковки. Влияние плотности упаковки состоит в следую-
щем: при достаточно больших расстояниях между частицами
сечение ослабления, альбедо однократного рассеяния и индика-
триса рассеяния определяются в значительной мере дифракцией;
при малых расстояниях роль дифракции падает (Ирвин, 1966).
Л,мкм
Рис. 73. Спектр отра-
жения раздробленного ге-
тита (Ховис, 1965). Размеры
частиц меньше 105 мкм.
Марса это «слишком
134
гл. 2. йовёрХИость марса
Для плотно упакованных частиц, достаточно больших по Срав-
нению с длиной волны (г X при п 1,5), дифракцией в первом
приближении можно пренебречь, и альбедо однократного рассея-
ния равно
О — О - — кг
а = Ve Va ^Я + (1-Я)е 3 , (2.20)
где Qe^i — эффективность ослабления (при больших расстояниях
между частицами), Qe 2, Qa (1 — Я) (1 — е 3 Г) ) — эффектив-
ность поглощения, R — доля отраженного излучения
М-^4)2 <2-21)
(точное равенство имело бы место для случая нормального падения
на плоскую поверхность), г — радиус частицы
к = , (2.22)
А
п — действительная и п' — мнимая часть коэффициента прелом-
ления т = п — in'.
Если частицы имеют сферическую индикатрису рассеяния,
то нормальное альбедо полубесконечного слоя
Ро = -f- [Ф(1, a)F, (2.23)
где (р (р,, а) — функция Амбарцумяна — Чандрасекара. Индиви-
дуальная частица с размерами г > % имеет индикатрису, сильно
вытянутую вперед из-за дифракции, однако при плотной упаковке
эта вытянутость будет ослаблена. Мороженко и Яновицкий (1971)
нашли на основе анализа данных интегральной фотометрии Марса,
что индикатриса рассеяния частиц, составляющих грунт планеты,
близка к сферической.
На рис. 67 по оси ординат даны одновременно с р0 значения
нормального альбедо а, вычисленные по формуле (2.23). Таким
образом, кривые, приведенные на рис. 67, можно рассматривать
*) Строгое выражение для Qa при R —* 0 (случай коэффициента пре-
ломления, близкого к 1, см. Ван де Хюлст, 1957) есть
п . , e“2fcr , е-2/сг-1
+ 2kr + 2Лг
При кг 1 оно с точностью не хуже 10% может быть заменено, как нетруд-
но убедиться, более простым выражением
-4^
<?а=1-е 3 .
На возможность упрощений такого вида указали Саган и Поллак (19676).
§ 2.5. ФОТОМЕТРИЯ, СПЕКТРОФОТОМЕТРИЯ
135
как зависимость альбедо однократного рассеяния частиц марсиан-
ского грунта от длины волны. Формула (2.20) позволяет найти за-
висимость от длины волны произведения объемного коэффициента
поглощения материала к на радиус г. Эта функция приведена
на рис. 74, а. На рис. 74, б дан объемный коэффициент поглощения
для базальтов двух типов (менее прозрачный базальт-1 и более
Рис. 74. Оптическая модель марсианского грунта: а) произведение коэффициента
поглощения материала на средний радиус частиц в функции длины волны для светлых
(Arabia) и темных (Syrtis Major) областей (Мороз, 1976); б) зависимость коэффициента по-
глощения от длины волны для базальта, гетита и их однородной смеси (2,5% гетита по
объему, 4% по массе).
прозрачный и, по-видимому, более окисленный, базальт-2),
а также для гетита. Данные для базальта-1 взяты из работы
Поллака и др. (1973). Для базальта-2 и гетита были использованы
результаты Эгана и Беккера (1969), дополненные и экстраполиро-
ванные с помощью спектров отражения, приведенных на рис. 70
и 71. Здесь же приведен коэффициент поглощения для смеси
базальт + гетит
к (х) = хк? + (1 - х) кб, (2.24)
где х = 2,5% — доля гетита по объему (или 4% по массе), кото-
рая позволяет получить зависимость к^, такую же, как для Марса.
Мы видим, что при этом значении х имеется довольно детальное
сходство между кривыми к^г для Марса и к^ (х) для моделирующей
136
ГЛ. 2. ПОВЕРХНОСТЬ МАРСА
смеси. Разделив к^г на к^ (х), имеем
г ж 2,5 мкм, (2.25)
Эта оценка в пределах ошибок получается одинаковой для кон-
тинентов и морей. Она близко совпадает с размерами частиц
пылевых облаков (§ 3.5), однако на полтора-два порядка меньше,
чем дают инфракрасная радиометрия (§ 2.7) и анализ «викингов-
ских» фотопанорам (§ 2.7). Не исключено, что имеет место своего
рода иерархическая структура типа той, которая упоминалась
в разделе о поляризации. Оставляя пока в стороне вопрос об абсо-
лютной оценке размеров частиц, заметим, что если бы темные
области отличались от светлых относительно более крупными
размерами частиц при одинаковом составе, то контраст между
ними не исчезал бы с уменьшением длины волны в синей области
спектра. Темные и светлые области могут различаться только
за счет разных коэффициентов поглощения материала в красной
и ближней инфракрасной области. Короче 4500 А сильно возра-
стает и оказывается доминирующим коэффициент поглощения
малой примеси Fe2O3. Нулевой контраст между темными и светлы-
ми областями в этой области спектра можно истолковать в том
смысле, что содержание гетита и средний радиус частиц в них
одинаков. Нельзя исключить, что изменение радиуса компенси-
руется изменением состава, но такая модель была бы слишком
искусственной.
Приведенные выше оценки можно рассматривать только как
иллюстративные. Использованная оптическая модель является,
конечно, весьма упрощенной. Панорамы поверхности Марса
(рис. 9, 57 и 60) демонстрируют сложную структуру, изобилующую
каменными блоками и довольно неоднородную в пространстве
между ними, хотя они подтверждают основную гипотезу, зало-
женную в оптической модели: грунт является раздробленной
средой. Существенным источником ошибок могут быть и данные
о коэффициентах поглощения горных пород. Горные породы, как
известно, представляют собой смесь минералов, имеющих различ-
ные оптические свойства, и малые примеси могут сильно влиять
на их прозрачность. Упомянутые выше две работы исчерпывают
почти всю известную нам информацию. Если уменьшить на поря-
док коэффициент поглощения в области 0,8—2,5 мкм, то размеры
на порядок увеличатся. Трудно поручиться за то, что марсианский
грунт образован именно изверженными породами. Хант и др.
(1973) отметили, что осадочная глинистая порода монтмориллонит
может давать полосы поглощения в диапазоне 1—3 мкм и около
9 мкм, аналогичные марсианским. Однако зависимость альбедо
от длины волны для глинистых пород не изучена, и эта возможность
нуждается в дополнительном исследовании. Минералогическая
модель, основанная на данных рентгеновского флуоресцентного
§ 2.6. ИЗМЕНЕНИЯ ТЕМНЫХ И СВЕТЛЫХ ДЕТАЛЕЙ 137
анализа, проведенного на «Викингах-1 и 2», содержит 80% обога-
щенных железом глинистых минералов, но не исключает присутст-
вия 5% гетита (см. § 2.9).
Пористость самого верхнего слоя грунта влияет на величину
коэффициента яркости несколькими способами: 1) от величины
пористости зависит альбедо однократного рассеяния а крупных
непрозрачных частиц. Например, при плотной упаковке а -> R,
при уменьшении плотности до 0 величина а приближается к 0,5;
2) от величины пористости зависит эффективная индикатриса рас-
сеяния — для частиц, больших по сравнению с %, эффективная
пндпкатрпса рассеяния с увеличением пористости становится
более вытянутой вперед, возрастает роль дифракции; 3) от пори-
стости завпсит роль затенения одних частиц другими. Именно ис-
чезновение теней вблизи противостояния может объяснить неболь-
шое аномальное увеличение яркости при фазовых углах, близких
к нулю, отмечаемое некоторыми наблюдателями (см. § 1.6). Мо-
роженко и Яновицкий (1971) нашли, что для объяснения этого
увеличения необходима пористость
в оптически активном слое (< 0,1 мм). Здесь р — средняя плот-
ность грунта, рт — плотность материала.
Заметим, что при плотной упаковке влияние теней на коэффици-
ент яркости мало, с увеличением расстояния между частицами оно
увеличивается, проходит через максимум и при очень больших
расстояниях уменьшается до нуля из-за дифракции. Переход очень
тонкого слоя мелкодисперсного материала с поверхности в атмосфе-
ру может, следовательно, увеличить суммарную яркость. Величи-
на этого эффекта должна в принципе, зависеть от альбедо одно-гг
кратного рассеяния.
§ 2.6. Изменения темных и светлых деталей
Ниже будут рассматриваться явления двух типов:
а) изменения «классических» темных и светлых областей, наб-
людаемые с Земли,
б) изменения темных и светлых пятен и полос, наблюдавшие-
ся с «Маринера-9», а также обнаруженные при сравнении
фотографий, полученных различными КА.
Высказывалась гипотеза, что оба ряда явлений связаны между
собой, однако она вряд ли обоснована.
А. Изменения «классических» деталей. Даже один и тот же
наблюдатель никогда не видит Марс в телескоп в точности таким
же, каким он видел его раньше. Изменяются качество изображения,
угловые размеры диска, условия освещения деталей. Естественно,
138
ГЛ. 2. ПОВЕРХНОСТЬ МАРСА
что сравнение результатов, полученных разными наблюдателями
в разных условиях, оказывается трудным делом, и нередко возни-
кают противоречия. Ярким примером была известная дискуссия
о реальности каналов между Скиапарелли и Антониади. И все же
изменения в контрасте и конфигурации марсианских деталей до-
статочно отчетливы, чтобы сам факт изменчивости не вызывал
сомнений. Большой фотографический материал, демонстрирую-
щий эти явления, собран в книге Слайфера (1962). Моттони (1975)
составил 32 меркаторские карты Марса для всех противостояний
между 1907 и 1971 гг. (на основе фотографий, собранных в Медон-
ском центре сбора планетных данных). Эта сводка также является
важным источником данных об изменениях.
Наблюдаются изменения нескольких различных типов: сезон-
ные, повторяющиеся каждый марсианский год, неустойчивые се-
зонные изменения, когда вид одних и тех же областей изменяется
каждую весну по-разному, и внезапные сильные изменения, кото-
рые сохраняются надолго. Кроме того, наблюдаются случайные
изменения ото дня ко дню и циклические суточные изменения.
В качестве наиболее выда-
ющегося примера сезонных
изменений Слайфер указыва-
ет на Pandorae Fretum (см.
рис. 25). Летом это темная
область, занимающая пло-
щадь в миллионы квадратных
километров, примерно такую
же, как параллельный ей
Sabaeus Sinus. Осенью и
зимой она становится совер-
шенно неразличимой на фоне
окружающих ее светлых об-
ластей. Подобные изменения
наблюдаются и в других тем-
ных областях. Так, Syrtis
Major более узок в перигелии
(АВС, рис. 75) во время зимы
в северном полушарии и расширяется на восток в афелии (ADC)
Иногда вид Syrtis Major заметно изменяется в течение месяц
(рис. 76).
Потемнение каждой области начинается весной и наступает
тем позднее, чем меньше ее широта. Поздней весной детали на бо-
лее низких широтах начинают темнеть, а на высоких широтах
слабеют. Очевидно, волна изменений последовательно движется
от полярных шапок к экватору. Вокулер (1954), Фокас (196
1962), Поллак и др. (1967) подробно исследовали этот процесс
Скорость волны потемнения составляет около 30 к.и/сут
§ 2.6. ИЗМЕНЕНИЯ ТЕМНЫХ И СВЕТЛЫХ ДЕТАЛЕЙ
139
Рио. 76. Быстрые нерегулярные изменения в Syrtis Major (Капен, 1976).
140
ГЛ. 2. ПОВЕРХНОСТЬ МАРСА
В экваториальной зоне наблюдаются две волны потемнения; одна
соответствует южной весне, другая — северной. В результате тем-
ные области, расположенные вблизи экватора, наиболее контраст-
ны. Темные области в высоких и умеренных широтах могут до-
стичь такого же контраста, как экваториальные, но на короткое
время, и после прохождения волны они светлеют. Существенную
дополнительную информацию о сезонных вариациях можно найти
в статьях Бойса и Томпсона (1972), Томпсона (1973), Баума (1974а,
б), Капена (1976). В табл. 2.15 приведены количественные данные
об изменениях визуальных контрастов темных областей по наблю-
дениям Фокаса, обработанным в статье Поллака и др. (1967).
Даны гелиоцентрические долготы, соответствующие началу, мак-
симуму и концу потемнения, максимальный &тах и минимальный
&min контраст (по сравнению с соседними светлыми областями),
а также Д£ — запаздывание максимума по отношению к летнему
солнцестоянию в южном полушарии (в земных сутках). Типичные
изменения контраста составляют около 0,1 (например, от 0,4
до 0,5).
Таблица 2.15
Сезонные изменения визуальных контрастов темных областей (Поллак
и др., 1967)
Область Широ- та ф 4 fcmin fcmax ДЦсут)
нача- ло макси- мум конец
Depressio Hellespontica —60° 345° 0,270 0,520 -25
Маге Chronium -58 — 0 0,300 0,440 + 4
Aeonis Sinus -45 — 0 50° 0,315 0,450 + 4
Phrixi Regio —40 — 25 — 0,300 0,430 52
Mare Hadriacum —40 310° 10 80 0,425 0,500 13
Mare Sirenum —30 — 5 — 0,470 0,550 13
Mare Serpentis —30 330 20 120 0,490 0,550 42
Solis Lacus -28 350 15 95 0,350 0,550 32
Pandorae 'Fretum -25 — 5 105 0,220 0,520 13
Mare Erythraeum —25 350 15 60 0,300 0,480 32
Mare Tyrrhenum -20 350 32,5 55 0,325 0,480 66
Mare Cimmerium —20 290 30 90 0,365 0,525 61
lapygia -20 320 5 — 0,315 0,500 13
Aurorae Sinus -15 240 22,5 80 0,370 0,500 47
Margaritifer Sinus -10 340 20 80 0,350 0,520 42
Sinus Sabaeus - 8 330 30 80 0,425 0,500 61
Sinus Meridiani - 5 360 35 90 0,475 0,530 71
Tithonius Lacus - 5 280 0 80 0,200 0,390 4
Syrtis Major +10 320 10 90 0,230 0,560 23
Lunae Palus +15 350 20 70 0,200 0,400 42
§ 2.6. ИЗМЕНЕНИЯ ТЕМНЫХ И СВЕТЛЫХ ДЕТАЛЕЙ
141
Каждый марсианский год сезонная волна меняет вид областей
Toth, Casius, Utopia, Nephentes (Дольфюс, 1961a). Часто изме-
няется контур Solis Lacus (Слайфер, 1962). Это изменения второ-
го типа — полурегулярные. Наконец, сильные необратимые изме-
нения иногда охватывают обширные области планеты. Laestri-
gonum Sinus до 1950 г. наблюдался как залив Маге Cimmerium.
Но затем часть Mare Cimmerium к югу от Laestrigonum Sinus
стала светлей, и детали разделились. В общем же очертания тем-
ных областей остаются приблизительно постоянными, и скорее
следует удивляться именно этому факту, а не наличию тех или
иных изменений. Казалось бы, пылевые бури (§ 3.5) должны были
бы быстро менять вид планеты, но по окончании бури очертания
морей оказываются такими же, как перед ее началом.
В последние годы были обнаружены изменения контраста тем-
ных и светлых областей с малыми характерными временами —
порядка суток или даже нескольких часов (Бойс и Томпсон, 1972;
Томпсон, 19736; Баум 1974а, б). В некоторых случаях наблюда-
лись периодические суточные изменения.
Следует подчеркнуть, что часто применяемый термин «потем-
нение» не является точным. На самом деле почти всегда имеется
в виду возрастание контраста. По крайней мере в некоторых слу-
чаях сезонные изменения скорее связаны с увеличением коэффи-
циента яркости светлых областей, а не с уменьшением темных.
В отношении Syrtis Major и Arabia это показали Мак-Корд и
Уэстфол (1971) с помощью спектрофотометрических измерений.
Многие наблюдатели, пользовавшиеся визуальной методикой,
сообщали об изменениях не только контраста, но и цвета темных
областей. Высказывалось подозрение, что эффект не является
реальным и связан с особенностями физиологии зрения. По-
видимому, это не совсем так. В синей области спектра (X » 4000 А)
сезонные изменения контраста отсутствуют (он равен нулю вне
периодов синих прояснений, см. рис. 26), а в красной (X ~ 6000 А)
проявляются весьма заметно, следовательно, с необходимостью
должен изменяться и цветовой контраст. Вопрос лишь в том, ме-
няется показатель цвета темных областей или светлых. Согласно
Мак-Корду и Уэстфолу (1971) в отношении Syrtis Major и Arabia
реализуется вторая возможность. Однако не известно, насколько
это типично.
Дольфюс (19616) обнаружил сезонные изменения поляризации
темных и светлых областей. На рис. 70, б показана разность поля -
ризации темных и светлых областей в функции гелиоцентричес-
кой долготы. Весной появляется аномальная отрицательная поля-
ризация, которая исчезает в конце лета. Согласно Дольфюсу эта
аномалия может быть интерпретирована как эффект временного
увеличения среднего размера зерен грунта в темных областях.
Кажется возможным и в этом случае допустить противоположное
142
ГЛ. 2. ПОВЕРХНОСТЬ МАРСА
предположение, а именно, что эффект обусловлен изменениями оп-
тических параметров рассеивающих частиц в светлых областях.
Около 100 лет сезонные и вековые изменения на Марсе припи-
сывались появлению и увяданию марсианской растительности.
Слайфер (1924) и Тихов (1947) пытались обнаружить полосы хло-
рофилла в спектре Марса, но безуспешно. Это не сказалось на
энтузиазме сторонников биологической гипотезы, ибо в спектре
отражения низших растений полосы хлорофилла отсутствуют.
Синтон (1957) сообщил об открытии им в спектре Марса с низким
разрешением, Av ~ 40 см~\ полос углеводородов около 3,5 мкм,
но затем выяснилось, что это ошибка: полосы принадлежат земной
атмосфере (Ри и др., 1963). Полученные впоследствии спектры
Марса с высоким разрешением (Av 1 см"1) в этой области также
не обнаружили углеводородных полос (Бир и др., 1971).
Другое объяснение наблюдаемых изменений было предложено
в пятидесятых годах. Оно предполагает, что изменения имеют
место вследствие чередующихся процессов отложения и выдува-
ния пылевых наносов, заметно контрастирующих с подстилающим
материалом. При этом следует ожидать возникновения сезонных
эффектов, поскольку среднее направление и сила ветра могут ре-
гулироваться сезоном. Изменения должны зависеть и от топогра-
фии, которая определяет характер и плотность покрова наносов,
а также сильно влияет на ветер. Эту гипотезу, которую можно
назвать эолово-пылевой, в самом первом варианте высказал Мак
Лофлин (1954а, б, 1955). Он предполагал, что темная пыль выбра-
сывается марсианскими вулканами, расположенными, по его ги-
потезе, в вершинах треугольных отростков морей (заливов),
и переносится ветром. Исходная идея основывалась на правильно
подмеченной корреляции: ориентация темных областей (с Ю.-В.
на С.-З.) совпадает с направлением движения облаков. Койпер
(1957) и Шаронов (1958, 1961) упростили вид эолово-пылевой ги-
потезы, стремясь свести к минимуму количество недоказанных
предположений. Они считали, что моря — это области, в которых
интенсивно действуют процессы выветривания, и образуется мно-
го раздробленного материала. Продукты выветривания периоди-
чески уносятся ветрами и оседают в светлых областях. Когда
в 1967 г. выяснилось (с помощью радиолокационных наблюдений)
наличие крупных топографических особенностей на поверхности
Марса, эолово-пылевая гипотеза получила новый импульс к раз-
витию. Саган и Поллак (1967а, б), Саган и др. (1971) рассматри-
вали механизмы переноса пыли, возможное влияние топографии
и т. д. То обстоятельство, что изменение яркости именно светлых
областей вызывает наблюдаемые изменения контраста (по крайней
мере в некоторых случаях), свидетельствует в пользу эолово-пы-
левой гипотезы, хотя возможны, вероятно, и другие объяснения.
Косвенную поддержку гипотеза приобрела в результате обнаруже-
§ 2.6. ИЗМЕНЕНИЯ ТЕМНЫХ И СВЕТЛЫХ ДЕТАЛЕЙ
143
пия многочисленных образований, имеющих эоловую природу,
па фотографиях, полученных с помощью космических аппа-
ратов.
Б. Данные об изменениях, основанные на фотографировании
с КА. Программа КА «Маринер-8» была специально нацелена на
исследование изменений на поверхности Марса. Она предусмат-
ривала съемку одних и тех же участков с интервалом раз в три
дня при одинаковых условиях освещения и наблюдения. Гибель
«Маринера-8» заставила пересмотреть программу «Маринера-9»
па оспове компромисса между требованиями различных экспери-
ментов, во многом противоречивыми. Продолжительность наблю-
дений составляла около половины марсианского года, но первые
два месяца были потеряны из-за пылевой бури, и по крайней мере
часть наблюдавшихся изменений может рассматриваться скорее
как процессы эволюции очень тонкого покрова, оставшегося после
бури на той или иной части поверхности, а не сезонные и другие
изменения, характерные для более типичных «спокойных» условий.
Тем не менее полученный на «Маринере-9» материал об изменениях
темных и светлых деталей относится к Macnrra6aMj недоступным
для наземных наблюдений и представляет поэтому большую цен-
ность.
В § 2.3 (раздел «3») уже были описаны темные пятна и светлые
полосы — два тппа деталей явно эолового происхождения с ха-
рактерным размером от нескольких десятков до сотни километров.
Одно пз темных пятен оказалось дюнным полем, покрывающим
дно кратера (см. рис. 49). Не ясно, можно ли все или большинство
темных пятен объяснить таким способом. Существенны два обстоя-
тельства: 1) темные пятна обнаруживаются преимущественно
в классических темных областях, 2) темные пятна испытывают зна-
чительные изменения с характерным временем порядка недель;
во время полета «Маринера-9» зафиксированы многочисленные слу-
чаи появления новых темных пятен и роста старых. В отличие от
темных пятен, светлые полосы оказались весьма устойчивыми де-
талями — не были описаны случаи их появления или изменения
по данным одного лишь «Маринера-9». Только привлечение фото-
графий «Маринера-6» позволило путем сопоставления изображений
одних и тех же участков выявить несколько случаев развития свет-
лых полос за период около 2 лет (Веверка и др., 1974а). Очень
мало изменений светлых полос найдено и при сравнении фотогра-
фий «Викинга-1» и «Маринера-9», причем здесь уже интервал со-
ставляет 5 лет (Керр и др., 1976). На рис. 77 и 78 даны примеры
сильных изменений темных пятен. Один из них (рис. 78) относится
к области кратера Pavonis Mons (Саган и др., 1974) и показы-
вает, что эоловый перенос может быть эффективным даже при
атмосферном давлении около 1,5 мб, господствующем па этой
вершине.
144
ГЛ. 2. ПОВЕРХНОСТЬ МАГСА
Происхождение темных пятен с характерными «рваными»
краями (см. рис. 75) скорее всего не связано с дюнами. Лаборатор-
ное моделирование (в аэродинамической трубе) показывает, что
Рис. 77. Изменения темных пятен в Frometei Sinus. Детали, обозначенные А, В, С,
Е, F, имеют неровные края, характерные для эоловых наносов. Две фотографии внизу
слева показывают вид детали А с интервалом 8 суток. Справа «разностное изображение»,
четко показывающее потемневшие участки (Саган и др., 1973).
такого рода граница образуется при сдувании тонкого покрова
мелкораздробленного материала с более темной подстилающей
поверхности. Веверка (1975) детально описывает одно из таких
§ 2.6. ИЗМЕНЕНИЯ ТЕМНЫХ И СВЕТЛЫХ ДЕТАЛЕЙ
145
темных пятен. Кратеры с темными пятнами внутри часто сопро-
вождаются светлыми полосами (шлейфами), что наводит на мысль
об их генетической связи: материал, выдуваемый из кратера, об-
разует светлый шлейф (полосу). Светлые полосы имеют ровные
геометрические правильные формы (в отличие от темных пятен).
В редких случаях, однако, наблюдаются все же и темные шлей-
фы такой же формы (Веверка и др., 1976). По-видимому, перенос
светлого материала является преобладающим процессом, но в не-
которых случаях переносится и темное вещество. На пятнистую
Рис. 78. Вершина вулкана Pavonis Mons. Две фотографии с интервалом 77 суток,
демонстрирующие появление темного пятна («Маринер-9», камера В), размер области
примерно 50 км. Главный кратер вулкана внизу. Видны верхний небольшой вторичный
кратер и часть вала, окружающего главный (Саган и др., 1974).
структуру темных областей указывали некоторые наземные ви-
зуальные наблюдения (Фокас, 1961а, б), и хотя детальное сравне-
ние не показывает совпадений, видимо, они не были следствием об-
мана зрения.
В. Проблема сезонных изменений. Быстрые изменения темных
пятен, обнаруженные по фотографиям «Маринера-9», вероятно,
объясняются удалением очень тонкого покрова пыли, осевшего
после окончания пылевой бури. Трудно предположить, что
сезонные изменения связаны с суммированием изменений в
темных пятнах. Светлые полосы весьма стабильны; по-видимому,
для их формирования требуются более высокие скорости
ветра, чем для удаления пыли, осевшей после бури, и они тоже
146
ГЛ. 2. ПОВЕРХНОСТЬ MAFCA
вряд ли имеют отношение к сезонным изменениям. Шлейфы,
темные пятна, дюны, конечно, свидетельствуют в пользу большой
роли эоловых процессов на Марсе, но как конкретно можно объяс-
нить эоловыми процессами сезонные вариации контраста — ос-
тается неизвестным. Одинаковые размеры частиц в темных и свет-
лых областях, отсутствие четко выраженной корреляции альбедо
и рельефа, все это создает трудности для объяснения сезонных ва-
риаций периодическим обменом между светлыми и темными об-
ластями.
Можно рассмотреть вариант эолово-пылевой гипотезы, не тре-
бующий такого обмена. Относительно большая оптическая тол-
щина атмосферы в местах посадки «Викинга-1 и 2» и красноватый
цвет неба означают, что в период съемки (лето) большое количе-
ство аэрозольных частиц находилось в атмосфере. Фотографии
с борта ОА «Викинга-1» независимо подтверждают этот вывод
(Керр и др.; 1976). Не исключено, что сезонные изменения опти-
ческой толщи атмосферы в светлых областях могут приводить
к наблюдаемым изменениям яркости. Как уже упоминалось в кон-
це § 2.5, переход небольшого количества светлого тонкодисперсно-
го материала из поверхностного слоя в атмосферу может уве-
личить суммарную яркость; в принципе может возникнуть увели-
чение контраста с ростом т0 при отсутствии интенсивного обмена
пылью между светлыми и темными областями.
Нормальная летняя ситуация в этом случае соответствует по-
вышенной, но ограниченной оптической толще (т0 0,5 — 1,0)
и отсутствию обмена. Увеличение т0 и возникновение обмена
между темными и светлыми областями приводит к уменьшению
контраста, и тогда мы наблюдаем «пылевую бурю».
Не исключено, наконец, что эолово-пылевой перенос вообще
не имеет отношения к сезонным изменениям. Темные области
имеют более высокую температуру, весной должны быстрее терять
воду, замерзшую в порах грунта, а увеличение пористости может
приводить к уменьшению коэффициента яркости (из-за возраста-
ния теневого эффекта; см. § 2.5). Если правильна гипотеза атмос-
ферной дымки, то контраст должен возрастать за счет увеличения
альбедо светлых областей, если верна гипотеза изменения пори-
стости, то за счет уменьшения альбедо темных.
Складывается впечатление, что проблема сезонных изменений
не может быть решена без новых фотометрических данных, охва-
тывающих достаточно большой интервал времени при достаточной
точности и пространственном разрешении. Такие измерения наи-
более успешно могут быть проведены на орбитальных аппаратах,
хотя не исключена и возможность использования наземной астро-
номии или внеатмосферного телескопа на околоземной орбите.
Необходим одновременный контроль облачности и других аэро-
зольных образований в атмосфере.
§ 2.7. ТЕМПЕРАТУРА И ТЕПЛОВЫЕ СВОЙСТВА ГРУНТА
147
§ 2.7. Температура и тепловые свойства грунта
А. Инфракрасные яркостные температуры и тепловая модель
грунта. Яркость Марса в области длин волн % > 5 мкм опреде-
ляется тепловым излучением поверхности. По яркости Марса
в инфракрасной области спектра можно оцепить температуру са-
мого верхнего слоя грунта, получить данные о его тепловых
свойствах и, косвенным образом, о структуре.
При помощи наземных телескопов Марс с этой целью наблю-
дался в интервале 8—14 мкм, где земная атмосфера достаточно
прозрачна (Кобленц и Лампланд, 1923; Синтон и Стронг, 1960;
Петтит, 1961, Мороз и др. 1969). Было установлено:
1) средняя температура на освещенной части диска на среднем
расстоянии от Солнца составляет около 230 °К,
2) максимальная температура (перигелий, 0,5—211 после по-
лудня) достигает 300 °К.
3) в утренние и вечерние часы температура значительно ниже
максимальной, что говорит о малой тепловой иперции грунта,
4) темные области на 5—10° теплей светлых.
Синтон в результате анализа измерений, проведенных на
5-метровом рефлекторе обсерватории Маунт Паломар в период про-
тивостояния 1954 г., получил первые оценки тепловой инерции
марсианского грунта в среднем по планете. В ряде работ (Лиови,
1966; Лейтон и Мюррей, 1966; Моррисон и др., 1969) делались
попытки уточнить эти оценки, детализируя расчеты тепловых
моделей. Однако для дальнейшего серьезного продвижения было
необходимо существенно улучшить качество исходного наблюда-
тельного материала.
Наиболее трудно преодолеть ограничения в пространственном
разрешении. Наблюдения Синтона и Стронга выполнялись с ди-
афрагмой Г',5 при угловом диаметре Марса около 25", что соот-
ветствует 400 км на поверхности планеты (в центре диска). Атмос-
ферное дрожание может удваивать эту величину, поэтому заметно
улучшить пространственное разрешение при наблюдениях с Зем-
ли уже невозможно. Следует отметить, что постановка таких наб-
людений на балонных телескопах или с околоземной орбиты в этом
отношении ничего не дала бы, ибо дифракционный предел метро-
вого телескопа на 10 микронах составляет около 2". Телескопов
большего диаметра на стратосферных или, тем более, внеатмос-
ферных платформах пока не существует. Для наблюдений с Зем-
ли практически недоступна ночная сторона планеты. Радикальное
решение проблемы достигается путем установки инфракрасного
радиометра на борту межпланетной автоматической станции, ра-
ботающей в непосредственной близости от планеты. Первая по-
пытка такого рода, предпринятая на пролетных межпланетных
станциях «Маринер-6 и 7» в 1969 г., позволила получить принци-
148
ГЛ. 2. ПОВЕРХНОСТЬ МАРСА
пиально новые результаты (Нойгебауэр и др., 1971). Искусствен-
ные спутники Марса существенно расширяют возможности, и все
околомарсианские орбитальные станции, советские и американ-
ские, были оборудованы инфракрасными радиометрами для изме-
рения яркости теплового излучения планеты.
На рис. 79 представлена оптическая схема инфракрасного ра-
диометра, использовавшегося на «Марсе-3» и «Марсе-5» (Мороз
и Ксанфомалити, 1972а, б; Мороз и др., 1973, 1975а; Ксанфома-
лити и Мороз, 1975). Поток инфракрасного излучения от планеты
Рис. 79. Оптическая схема инфракрасного радиометра, применявшегося для изме-
рения теплового излучения планеты на «Марсе-3 и 5» (Мороз и Ксанфомалити, 1972а, б).
проходит сквозь диафрагму Dr (отверстие 13 сж2), отражается диа-
гональным зеркалом R1 и фокусируется сегментом внеосевого па-
раболического зеркала Т?2 в плоскости диафрагмы D3. Диаметр
отверстия диафрагмы 1,2 мм, что соответствует угловому полю
зрения около 0,025 рад. Симметрично расположенный второй ка-
нал (зеркало R3 — диафрагма Т)2) выделяет такое же поле, обра-
щенное в космос. Фокусы обеих парабол совмещены. Модулятор
М представляет собой непрозрачную пластину, которая колеблет-
ся с частотой 16 гц, и поочередно перекрывает каждый из каналов,
что приводит к появлению переменной составляющей в потоке,
падающем на приемник В. Расположенный за диафрагмой D3
фильтр F из антимонида индия отрезает коротковолновую часть
излучения с длиной волны меньше 8 мкм. На «Марсе-5» использо-
вался полосовой интерференционный фильтр, вырезающий из об-
ласти пропускания оптики атмосферную полосу СО2 15 мкм
(«фильтр-пробка»). Приемник В представляет собой низкоомный
никелевый болометр с пороговой чувствительностью около 10“9
вт-гц"'^.
§ 2.7. ТЕМПЕРАТУРА И ТЕПЛОВЫЕ СВОЙСТВА ГРУНТА
149
Калибровочная пластина К периодически (через каждые 36 сек
на 4 сек) вводится в канал, направленный на планету для провер-
ки постоянства чувствительности прибора во время измерений.
Тепловой режим радиометра контролируется двумя термосопро-
тивлениями, одно из которых закреплено на пластине К, второе
на оправе болометра. Ширина диаграммы направленности прибо-
ра по уровню 0,5 от максимума составляет 28 мрад. При расстоя-
нии до поверхности планеты 1500 км это соответствует линейным
размерам около 40 км. Постоянная времени прибора 1 сек. Диапа-
зон измерений 145—300 °К.
На «Маринерах-6, 7, 9» применялся двухканальный радио-
метр (8—12 и 18—25 мкм) с термоэлектрическими приемниками и
усилением по постоянному току (Чейз, 1969; Чейзи др., 1970). Ра-
диометр, установленный на орбитальных аппаратах «Викинг-1, 2»
(Киффер и др., 1972, 1976а), значительно сложней. Он со-
стоит из четырех телескопов, каждый из которых имеет по семь
приемников. Тепловое излучение поверхности планеты измеряет-
ся в четырех полосах (6,1—8,3, 8,3—9,8, 9,8—12,5 и 17,7—24 мкм).
По три приемника работают в первых двух полосах и по семь
в последних. Один приемник центрирован на полосу 15 мкм и
измеряет температуру стратосферы. Семь приемников измеряют
интенсивность отраженного солнечного излучения в диапазоне
0,3—3,0 мкм. Ширина диаграммы направленности 5,2 мрад для
каждого приемника. Система одновременно производит измерения
в семи точках, расположенных в треугольнике со сторона-
ми 38,4 X 27, 15 X 27, 15 мрад.
Поток излучения, принимаемый инфракрасным радиометром,
может быть выражен в энергетических единицах, либо в яркост-
ных температурах. Яркостная температура — температура аб-
солютно черного тела, при которой сигнал от абсолютно черного
тела был бы равен измеренному.
Кинетическая и яркостная температура поверхности связаны
соотношением
оо оо
J В>. (Тв) S>dk = $ Яь (Ts) SAdK, (2.26)
О о
где В% — функция Планка, S% — спектральная характеристика
прибора, Рх — излучательная способность.
Обычно пользуются понятием средней излучательной способ-
ности
оо
^BK(TB)SKdk
₽ = --------------• (2.27)
^BK(T3)SKdk
о
150
ГЛ. 2. ПОВЕРХНОСТЬ МАРСА
При S = const имеет место простое соотношение
Тв = (2.28)
В случае широкой спектральной характеристики (радиометры
«Марсов-3 и 5 ) это соотношение должно практически выполняться.
При этом ошибка в р даже на 10% дает ошибку в температуре все-
го на 2,5%. Оценки средней излучательной способности природ-
ных силикатных материалов можно сделать по данным измерений
их отражательной способности в инфракрасной области (Ховис,
1965; Ховис и Каллахен, 1966). Доступные нам результаты из-
мерений относятся только к области X < 25 мкм, но это не должно
вызывать большой неопределенности, так как в этой области излу-
чается более 65% всей энергии при Т 200 °К. Поскольку, как
показывают результаты радиометрических наблюдений, структура
грунта является скорее всего мелкозернистой; вряд ли можно
ожидать сильного увеличения коэффициента отражения в отдель-
ных спектральных интервалах из-за эффектов остаточных лучей.
Основываясь на результатах лабораторных измерений, указанных
выше, можно принять
р = 0,9. (2.29)
В работе Нойгебауэра и др. (1971) было получено, что наилучшее
внутреннее согласование маринеровских измерений в десяти-
и двадцатимикронном диапазонах имеет место при
Р = 0,88 ± 0,03 (2.30)
для 20 мкм, если для 10 мкм принять оценку (2.29). Это говорит
в пользу того, что зависимость коэффициента излучения от дли-
ны волны в интересующем нас спектральном интервале достаточ-
но слаба.
Коэффициент излучения реальных тел зависит от направления.
Эта зависимость может быть представлена в форме
Р = РоН9, (2.31)
где pi — косинус угла излучения. Киффер и др. (19766) по изме-
рениям на «Викингах-1 и 2» получили довольно детальную инфор-
мацию о величине д; в среднем она близка к 0,2. В большинстве
случаев соответствующая поправка мала, однако вблизи лимба
она может быть значительной.
Температура поверхности Т определяется балансом четырех
процессов:
1) поглощение солнечного излучения,
2) излучение поверхности,
3) прогревание и остывание грунта за счет теплопроводности,
4) теплообмен с атмосферой.
§ 2.7. ТЕМПЕРАТУРА И ТЕПЛОВЫЕ СВОЙСТВА ГРУНТА 151
Если пренебречь процессом 4), уравнение теплового баланса мож-
но записать в виде
P<j7s = Е (1 — Л) + F, (2.32)
где Е — освещенность, днем Е = щ, ночью Е = 0, поток
в грунте
(2.33)
(к — коэффициент теплопроводности, z — координата, отсчиты-
ваемая по вертикали вниз от поверхности).
Поток F определяется уравнением теплопроводности
dF / д2т дт m О/Ч
dz ~~ к дг2 ~~ РС dt ’ (2-34)
где с — теплоемкость на единицу массы, р — плотность. Равен-
ство (2.32) служит граничным условием для уравнения (2.34).
Решение последнего в применении к поверхности Луны и планет
рассматривали Весселинк (1948) и Егер (1953). Весселинк показал,
что зависимость от времени однозначно определяется тремя пара-
метрами: р, Л, I = (&рс),/2. Последняя величина может быть на-
звана тепловой инерцией. Чем больше Z, тем выше ночные тем-
пературы и запаздывание дневного максимума температуры по-
верхности по отношению к полуденному максимуму Е. При этом
глубина проникновения первой гармоники суточной тепловой
волны
^ = /^4’ (2-35)
где Р — период вращения; на глубине I амплитуда первой гар-
моники температурных колебаний затухает в е раз. Для земных
изверженных пород I = 0,05, для тонкой пыли в вакууме около
0,001 кал-смг^-сек^^-град-1.
Для определения тепловой инерции вычисляются теоретиче-
ские тепловые карты планеты на дату наблюдений при разных зна-
чениях альбедо и тепловой инерции, затем по картам определяет-
ся набор теоретических кривых распределения температуры вдоль
трассы измерений («моделей») и подбираются кривые, наиболее
близко совпадающие с экспериментальными. В наших работах
принималось два стандартных значения интегрального альбедо —
0,25 для светлых областей (см. § 1.6) и 0,15 для темных. Измерения
интегрального альбедо радиометром «Викинга-1» показали, что
максимальное значение локального нормального альбедо дости-
гает 0,35.
152
ГЛ. 2. ПОВЕРХНОСТЬ МАГСА
На «Марсах-3 и 5» наблюдательная оценка альбедо делалась
путем использования монохроматических фотометрических про-
филей. Сопоставление этих профилей с яркостной температурой
позволяет разделить эффекты вариаций альбедо и тепловой инер-
ции вдоль трассы. Остается рассмотреть вопрос о возможном
влиянии вариаций излучательной способности, которую нельзя
оценить на основе имеющихся наблюдений. Рис. 80 показывает,
Гьс. £0. Суточный ход яркостной температуры на экваторе Марса вблизи рав-
ноденствия, вычисленный для областей с альбедо А = 0,25 и тепловой инерцией
I = 0,006 кал-сл-2*сек“‘1/8.град~г при излучательной способности 0,9 (кривая I) и 1,0
(кривая 2). Кривая 3 соответствует А = 0,25 и 1 = 0 (поток в грунте F = 0).
что влияние 0 на величину уходящего потока и яркостной темпе-
ратуры очень невелико. При F = 0 оно, очевидно, вообще не дол-
жно иметь места. С учетом Т7, как мы видим, эффект составляет
днем один-два градуса. Таким образом, если на дневной части
трассы в двух находящихся рядом областях яркостная темпера-
тура отличается на 5—10°, то причиной может быть только раз-
личие в альбедо или в тепловой инерции. Вместе с тем кинети-
ческая температура в этих двух областях может, вообще говоря,
оказаться одинаковой или, наоборот, различающейся еще больше,
в зависимости от того, какова их относительная излучательная
способность. Рис. 80 показывает, как влияет конечная величина F
на суточный ход яркостной температуры Ть. При F = 0 темпе-
ратура максимальна в полдень и кривая Т (t) симметрична отно-
сительно t = 12h. При F Ф 0 максимальное значение уменьшает-
§ 2.7. ТЕМПЕРАТУРА И ТЕПЛОВЫЕ СВОЙСТВА ГРУНТА
153
ся, и максимум сдвигается на послеполуденное время. Минималь-
ная температура имеет место перед восходом Солнца.
Роль теплообмена с атмосферой обсуждали Лиови (1966), Ги-
раш и Гуди (1968), а также Нойгебауэр и др. (1971). В последней
работе в уравнении (2.32) в качестве атмосферной поправки добав-
лялся постоянный член, равный 0,01 от величины полуденной
инсоляции. Вероятно, в действительности поправка должна быть
больше, и проблема заслуживает отдельного дополнительного рас-
смотрения. В сущности, речь идет о парниковом эффекте, созда-
ваемом атмосферой Марса. Здесь мы ограничимся моделями, не
учитывающими влияние теплообмена с атмосферой на температуру
поверхности. Заметим только, что учет его увеличил бы величину
7, найденную из сравнения моделей с наблюдениями на дневной
части трасс. Оценки I для ночных областей, наоборот, уменьши-
лись бы.
Теоретические температуры поверхности Марса должны
строиться с учетом не только суточной, но и годовой тепловой вол-
ны. Вдовин (1977) разработал методику, позволяющую ограни-
читься расчетом только суточной волны с последующим введени-
ем вычисленных им поправок, учитывающих годовые эффекты.
Если в область чувствительности радиометра попадает полоса
15 мкм («Марс-3»), то должна вводиться в результаты измерений
поправка, учитывающая вклад атмосферы (Мороз и др., 1975а).
На рис. 81 в качестве примера приведен профиль температуры
поверхности на трассе «Марса-3» 16 февраля 1972 г. Жирная сплош-
ная линия — выходной сигнал радиометра с поправкой, учиты-
вающей вклад атмосферы Марса, в функции московского времени
Он пропорционален потоку излучения на болометре (шкала
справа). Слева даны шкалы яркостной Ть и кинетической Ts темпе-
ратуры поверхности. Плавные отрезки тонкой линии с двумя соп-
ровождающими их числами — температуры, вычисленные по мо-
делям: первое число дает альбедо, второе — параметр тепловой
инерции I = (крс)Ч*. Тонкая сплошная линия — фотометрический
профиль (яркость в относительных единицах) вдоль той же трас-
сы, измеренный Н2О-фотометром «Марса-3» в канале непрерывного
спектра (Мороз и Наджип, 1975). Он относится к длине волны
1,38 мкм. В то время как жирная сплошная линия отображает
изменение потока теплового излучения планеты вдоль трассы,
тонкая показывает аналогичным образом изменение потока сол-
нечного отраженного излучения. Пунктиром дана часть фотомет-
рического профиля в ближней ультрафиолетовой области спектра,
демонстрирующая возрастание яркости, обусловленное высоко-
широтными облаками (северная полярная шапка). Два вертикаль-
ных штриха показывают ширину диаграммы направленности радио-
метра в шкале для различных моментов времени. Диаграмма
направленности Н2О-фотометра примерно в четыре раза уже, чем
154
ГЛ. 2. ПОВЕРХНОСТЬ МАРСА
объясняется, по крайней мере частично, большее количество де-
талей на кривой отраженного излучения. Вся трасса находится
на дневной части планеты — местное солнечное время меняется
в пределах от llh до 14h,5 — и пересекает планету с юга на север
от широты —50° до +70°. В зоне от —35° до +25° она проходит
Рис. 81. Яркостная и кинетическая Т$ температуры поверхности Марса на трассе
16 февраля 1972 г. («Марс-3»). По оси абсцисс время московское /од* время местное солнеч-
ное на Марсе широта ф и долгота А. По оси ординат слева Т& и Т$, справа — прини-
маемый в полосе 8—40 мкм поток в относительных единицах. Вертикальными штрихами
нанесена ширина инструментального профиля радиометра (в угловой мере она постоянна,
в шкале t — переменна). Сплошная жирная линия — и Tg, тонкая сплошная линия —
яркость Марса в области спектра около А 1,4 мкм (отраженное солнечное излучение).
Отрезки кривых с цифровыми обозначениями — температуры, соответствующие расчетным
моделям поверхности [указаны альбедо А и тепловая инерция I = (fcpc)1/*]. Пунктиром
указан фотометрический профиль в узкой области спектра около 3700 А.
через пояс темных областей, а именно через lapygia и Syrtis
Major (вероятно, наиболее темное среди марсианских морей).
Падение альбедо в области пояса морей сопровождается возраста-
нием теплового потока. В Syrtis Major требуется не только умень-
шение альбедо, но и уменьшение параметра тепловой инерции до
0,004 для согласования наблюдений с расчетными моделями, а
в lapygia и в соседней светлой области Noachis параметр тепловой
§ 2.7. ТЕМПЕРАТУРА И ТЕПЛОВЫЕ СВОЙСТВА ГРУНТА
155
инерции ближе к 0,008. Температура поверхности в Syrtis Ma-
jor приближается к 290 °К (14h по местному времени). Для свет-
лой области Мегое характерно увеличение крс (или альбедо) по
мере продвижения на север. Температура падает до нижнего предела
чувствительности радиометра (160 QK) около широты <р = + 55°
и остается столь же низкой вплоть до +70°, где оптическая ось
радиометра пересекла край планеты.
Антикорреляция между тепловым и отраженным потоком хо-
рошо прослеживается в lapygia и Syrtis Major (пики нижней кри-
вой и минимумы верхней около 0h45m и 45гп,5). Однако не всем
деталям кривой теплового излучения можно найти соответствие
в отраженном излучении. Мы имеем в виду минимумы 1 и 2.
В этих местах находятся валы довольно крупных кратеров. Их
пониженная температура может объясняться более высокой теп-
лопроводностью и плотностью вещества поверхностного слоя ва-
лов. В ряде случаев пересечение кратеров сопровождается мини-
мумами в кривой отраженного излучения (детали а — д). Минимумы
отраженного потока могут быть вызваны изменениями альбедо
или наклонами. К сожалению,
ограниченная точность привяз-
ки трасс делает сопоставления
между топографией и фотомет-
рией не вполне уверенными.
На рис. 82 даны яркостные
температуры, измеренные ради-
ометром «Маринера-9» по 60 про-
хождениям перицентра на сред-
нюю дату 17 февраля 1972 г.
Они в общих чертах удовлетво-
рительно согласуются с резуль-
татами «Марса-3». Важной до-
Местное Время
Рис. 82. Яркостные температуры (на
полнительной деталью являют-
ся ночные температуры на пла-
нете, составляющие в сред-
них широтах 180—190 °К. От-
10 лскм) части поверхности Марса, изме-
ренные «Маринером-9». Данные получены
по 60 происхождениям перицентра со
средней датой 17 февраля (Киффер и др.,
сутствует ВОЗМОЖНОСТЬ прямо- 1973).
го сопоставления с альбедо.
Подробное картирование инфракрасных температур выпол-
няется на ОА «Викинг-1 и 2». Вблизи перицентра измеряются тем-
пературы ограниченных областей с высоким пространственным
разрешением, на больших расстояниях измерения охватывают
всю видимую полусферу. Развертка поверхности осуществляется
как за счет движения аппарата, так и сканирующей платформы,
на которой установлены оптические приборы. На рис. 83 дана
одна из первых тепловых карт, полученных с помощью «Викинга-1»
(Киффер и др., 1976а). Она демонстрирует еще более низкие ноч
156
ГЛ. 2. ПОВЕРХНОСТЬ МАРСА
ные температуры — до 150 °К, причем в экваториальных широтах.
Они близки к порогу конденсации СО2 у поверхности (147 °К
при давлении 6 мб). Температуры около 147 °К в области поляр-
ных шапок были впервые
Рис. 83. Карта яркостных температур
(на 20 лсюи) полученная 29 июня 1976 г.
с помощью инфракрасного радиометра «Ви-
кинга-1» с расстояния 22 000 км (Киффер и
др., 1976).
измерены «Маринерами-6 и 7»
(Нойгебауэр и др., 1971), что
рассматривалось как доказа-
тельство присутствия в шап-
ках углекислоты. Позднее в
полярных шапках наблюда-
лись как более высокие, так
и более низкие температуры;
вопрос об их возможной ин-
терпретации будет рассмат-
риваться в § 2.10.
Типичные значения тем-
ператур поверхности Марса
представлены в табл. 2.16 и
2.17. Они учитывают резуль-
таты измерений, выполнен-
ных как с Земли, так и с бор-
та КА. Яркостные темпера-
туры переведены в кинетиче-
ские по формуле (2.28) в пред-
положении р = 0,9 (поправ-
ка 6°,5 при Т = 250 °К; при
узкополосных измерениях величина поправки может быть иной).
Все известные результаты не дают каких-либо свидетельств
повышения температуры за счет эндогенного тепла. Отклонения
Та блица 2.16
Максимальная температура поверхности (послеполуденный максимум,
широта, равная склонению Солнца) в зависимости от положения
Марса на орбите
Положение на орбите Lg Расстоя- ние до Солнца, г, а.е. U О i о к Температура (°К), 0=0,9, 1=0,006
светлые области (А=0,25) темные области (А=0,15)
1 Гь 1 Ljk_
Среднее расстоя- 1,5237 5,92 284 292 292 300
ние Перигелий 1,3814 7,20 304 312 308 316
Афелий 1,5237 4,95 271 278 278 286
g 2.7. ТЕМПЕРАТУРА И ТЕПЛОВЫЕ СВОЙСТВА ГРУНТА
157
Таблица 2.17
Типичные температуры поверхности Марса на среднем расстоянии
от Солнца
Область поверхности Т
Экватор, темная область (максимальная температура, 1Ь после полудня) То же в светлой области ♦) Экватор, 4^ до полудня Экватор, 4^ после полудня Экватор, перед восходом (минимум ночной температуры) Экватор, заход Широта 45°, максимальная температура Широта 45°, восход (минимум ночной температуры) Широта 45°, заход Полярные шапки (при Ро=6,5 мб) 300° 292 220 260 170 210 270 160 200 —150**)
*) Ниже все величины приведены для светлых областей.
**) Данные о температуре полярных областей рассматриваются в § 2.10.
измеренных температур от теоретических всегда могут быть объяс-
нены теми или иными отклонениями от принятой однородной мо-
дели грунта.
Среднее значение константы тепловой инерции по данным
различных измерений лежит в диапазоне
I = 0,006 ± 0,002 кал-см~*-сек~'1г-град-1. (2.36)
В редких случаях достигаются большие значения I — до
0,017 кал-см~2-сект'!*-град-1 (Киффер и др., 1973).
На рис. 84 приведены плотности пород различных типов в
функции 10 — тепловой инерции в вакууме (Векслер и Глэзер,
1965). Полученные значения тепловой инерции (вертикальная
прямая Л) хорошо согласуются с пемзой. Зависимость I от дав-
ления для пемзы ничтожно мала. Но возможен второй вариант.
Если грунт находится в раздробленном состоянии, необходимо пере-
считать тепловую инерцию от марсианского давления 6 мб к ва-
кууму; при этом она уменьшится приблизительно в три раза и мы
получим область значений Б, которая согласуется с раздроблен-
ным базальтом и гранитом. Таким образом, мы приходим к двум
вариантам марсианского грунта:
А — пористая порода типа пемзы плотность 0,85± 0,25 г-см~2),
Б — раздробленная порода (плотность 1,2 ± 0,2 г-см~3).
Присутствие на поверхности раздробленного материала сле-
дует независимо из других наблюдений (пылевые бури, образо-
158
ГЛ. 2. ПОВЕРХНОСТЬ МАРСА
вания типа дюн, изменяющиеся детали; см. § 2.2—2.6). Поэтому
вариант Б кажется гораздо более вероятным, чем А.
Нет систематических различий в тепловой инерции между мо-
рями и континентами (вопреки выводам Моррисона и др., 1969).
Зоны повышенной тепловой инерции связаны иногда с крупными
Рис. 84. Плотность р и параметр тепловой инерции 10 (в вакууме) для горных пород
различного типа (по данным Векслера и Глэзера, 1965). А — измеренная тепловая
инерция поверхностного слоя Марса, Б — приведенная к вакууму.
кратерами, которые пересекались трассами измерений. Возмож-
но, что увеличение I вызвано большим средним размером частиц
на склонах кратерных валов, чем на равнинах.
Зная Z, можно оценить теплопроводность и глубину проникно-
вения тепловой волны I = ’ если задать рис. Теплоемкость
на единицу массы с для земных горных пород обычно находится
в пределах 0,20—0,22 кал-1-град-1. Эти данные относятся к диапа-
зону температур 300—500 °К. В интересующем нас интервале
200—300 °К она несколько меньше. Можно принять в качестве
среднего значения
с = 0,19 ± 0,02 кал-г-1-град-1.
(2.37)
Для плотности в случае грунта типа Б имеем оценку
р = 1,2 ± 0,2 г-см~3
(2.38)
— несколько меньше, чем дает радиолокация (§ 2.8).
§ 2.7. ТЕМПЕРАТУРА И ТЕПЛОВЫЕ СВОЙСТВА ГРУНТА
159
Если принять I = 0,006 кал-см~2-сек~^г-град-1 в качестве
среднего значения, то теплопроводность
к = 1,6-10"4 кал-град-1-см-1-сек-1 (2.39)
и глубина проникновения тепловой волны
= 4,4 см. (2.40)
Теплопроводность раздробленных пород зависит от давления и
размеров частиц. Лабораторные исследования, проведенные для
силикатных раздробленных материалов (Векслер и Глэзер, 1965),
дают нужную величину теплопроводности при диаметре частиц
d 0,25 мм (2.41)
для давления 6 мб. Фотометрические свойства поверхности Марса
в видимом и ближнем инфракрасном диапазоне требуют присут-
ствия частиц значительно меньших размеров (~1 мкм). Воз-
можно, имеет место структура иерархического типа: крупные ча-
стицы — песчинки, составленные из частиц малого размера
(§ 2.9). Максимальные значения I = 0,017 кал - см~2 • сек-1/2 • град-1
приводят к размерам частиц порядка нескольких миллиметров.
Минимальные значения I ~ 0,004 соответствуют диаметрам
20ч-30 мкм.
Глубина проникновения электрической волны в силикатных
материалах зависит от их конкретного состава, но в интересующем
нас диапазоне не превышает 0,1 мм. Она намного меньше, чем
глубина проникновения тепловой волны, и принимаемое обычно
допущение, что излучает непосредственно поверхность, не вызы-
вает сомнений.
Интерпретация измерений опирается на модель однородного
по вертикали и горизонтали полубесконечного слоя. Возможные
эффекты вертикальной неоднородности исследовали Нойгебауэр
и др. (1971). Было показано, что увеличение вдвое температуро-
проводности ниже 2 см дает изменение вычисленных температур не
более, чем на 4°, причем в основном меняются ночные температуры.
Гораздо более существенны, по-видимому, горизонтальные
неоднородности, и оценить их роль количественно значительно
труднее. По-разному должны влиять неоднородности большого
(по сравнению с полем зрения) и малого масштаба. Первые могут
приводить либо к видимому уменьшению Z, либо к увеличению,
в зависимости от того, на какой ветви радиометрического про-
филя (утренней или вечерней) находятся рядом расположенные
области, одна из которых по любой причине теплее другой: вре-
менные изменения мы не всегда в состоянии отделить от географи-
ческих. Методически более правильно было бы получать для раз-
ного времени суток тепловые карты ограниченных участков по-
верхности.
160
ГЛ. 2. ПОВЕРХНОСТЬ МАРСА
Спектры Марса в области окна пропускания земной атмосферы
8—13 мкм изучались с разрешением порядка 0,1—0,2 мкм
при помощи наземных телескопов (Синтон и Стронг, 1960; Мороз
и др., 1969). Они не показывают каких-либо заметных абсорбцион-
ных деталей, хотя в спектре силикатов около 9 мкм находится
хорошо известная широкая полоса. Поскольку другие данные сви-
детельствуют в пользу наличия силикатов в составе марсианских
пород, отсутствие полосы может рассматриваться как еще один
аргумент в пользу раздробленного состояния грунта (см. § 2.5).
На «Маринере-9» с помощью инфракрасного фурье-спектро-
метра систематически получались спектры планеты в области 5—
50 мкм (Ханел и др. 1972; Конрат и др., 1973). Спектральное раз-
решение Av 5 см"1 (0,05 мкм около 10 мкм). Пространственное
разрешение в зоне перицентра около 150 км. Основной задачей
эксперимента было исследование вертикальной атмосферы по
полосе СО2 15 мкм (см. § 3.3). Во время пылевой бури были
обнаружены следы полосы SiO2 X 9 мкм, но ничего не сообщалось
о том, наблюдалась ли она после окончания бури.
Б. Радиоизлучение Марса. Радиоизлучение Марса впервые
измерили Майер и др. (1958) во время великого противостояния
1956 г. на волне 3,15 см. С тех пор по результатам измерений ра-
диоизлучения Марса в диапазоне от долей миллиметра до 21 см
с помощью наземных радиотелескопов было опубликовано около
полусотни работ. При этом определялся интегральный поток (от
всего диска планеты). Только на «Марсах-3 и 5» (см. § 2.8) исследо-
валось радиоизлучение отдельных областей Марса.
Радиоизлучение Марса имеет тепловую природу. Ранние сооб-
щения об аномалиях в спектре, которые могли бы иметь нетепло-
вое происхождение, не подтвердились. При температурах, ти-
пичных для всех объектов Вселенной, радиодиапазон находится
в рэлей-джинсовской области планковской кривой. Согласно за-
кону Рэлея — Джинса яркостная температура
В I2
Ть = . (2.42)
где Вх — измеренная монохроматическая яркость (на единицу
частоты), X — длина волны, к — постоянная Больцмана. Если
угловой размер источника много меньше, чем ширина диаграм-
мы направленности, то его средняя яркость
= 4 - <2-43)
где Fv — монохроматический поток (непосредственно измеряемый
радиотелескопом) *), Q — телесный угол источника. В области
*) Заметим, что термин «поток», применяемый в радиоастрономии, яв-
ляется полным аналогом термина «освещенность» в фотометрии.
§ 2.7. ТЕМПЕРАТУРА И ТЕПЛОВЫЕ СВОЙСТВА ГРУНТА
161
Рэлея — Джинса
Тъ = ₽Т„ (2.44)
где Т8 — кинетическая температура излучающей среды, р —
излучательная способность. Сравнивая (2.44) с (2.28), можно ви-
деть, что отличие Ть от Ts, обусловленное неравенством Р < 1,
в радиодиапазоне больше, чем в инфракрасном. Вместе с тем
Р для радиоволн можно оценить непосредственно из наблю-
дений (см. ниже), а в инфракрасном диапазоне этого сделать
нельзя.
Если марсианский грунт является однородным по глубине,
то яркостная температура Марса, согласно Троицкому (1970),
может быть представлена в виде
ТЬ=ТЪ. + ТЬ1у(д1),
у(6Л = ----,
’ 1+26!+26*
(2.45)
(2.46)
(2-47)
1е — так называемая глубина проникновения электрической вол-
ны, Z? — глубина проникновения суточной тепловой волны. Ве-
личина 1е — (аь)-1, где а — объемный коэффициент поглощения
грунта. На глубине Ze, где вертикальная оптическая толща т = 1,
и расположен эффективный уровень генерации теплового излуче-
ния с длиной _волны X.
Величина Тьо равна средней яркостной температуре поверхно-
сти всей планеты, Тьо + ТЬ1 — средней температуре освещенной
части поверхности с точностью до эффектов, обусловленных от-
личием от нуля широты субтерральной точки и угла фазы. Физи-
ческий смысл уравнения (2.45) состоит в том, что при 6i 1 элект-
ромагнитное излучение генерируется на такой глубине Ze, где су-
точные температурные колебания отсутствуют. Как увидим ниже,
это имеет место для радиоизлучения на длинах волн X > 3 см.
При^*^! суточные колебания температуры поверхности прояв-
ляются в излучении полностью — это осуществляется, как было
показано в предыдущем разделе, для инфракрасного диапа-
зона. Причина указанного различия между эффективными уров-
нями излучения в инфракрасном и радиодиапазоне весьма проста:
глубина проникновения электромагнитного излучения при про-
чих равных условиях прямо пропорциональна длине волны
2л j/e tg Д
6 В. И. Мороз
162
ГЛ. 2. ПОВЕРХНОСТЬ MAFCA
где А — угол диэлектрических потерь, е — диэлектрическая по-
стоянная.
На рис. 85 дан спектр радиоизлучения Марса по сводкам Ве-
тухновской и др. (1970; см. также Кузьмин и др., 1971), Эпстей-
на (1971) и Улиха (1974); в
МО
Т^К
ZOO
100
О 5~10°/>
• 10-WVo
° >2Z7%
этих работах можно найти биб-
лиографию индивидуальных из-
мерений. Различные точки по-
лучены различными авторами
по наблюдениям, проведенным
в разное время, имеющим раз-
ную степень надежности, и
приведение их в одну систему
представляет собой сложную
задачу. Эпстейн (1970), на-
пример, приводил все измере-
ния к среднему расстоянию до
0,1 1 10 см
Рис. 85. Спектр радиоизлучения Марса согласно трем различным сводкам данных:
а) Ветухновская и др. (1970, см. также Кузьмин и др., 1971), б) Эпстейн (1971), в) Улих
(1974). Приведены теоретические спектры при разных значениях тп.
Солнца, считая, что на волнах X < 1 см яркостная температура
пропорциональна г~*/2, на волнах 1 < X < 10 см зависимость
слабее (г~‘/4) и на более длинных отсутствует полностью. Эта
методика не учитывает эффекта изменения широты субтерральной
точки. На тех же графиках приведены теоретически рассчитанные
спектры. Основным параметром, который определяет их вид, яв-
ляется величина
б!
(2.49)
По осторожному заключению Ветухновской и др. (1970) теоретичес-
§ 2.7. ТЕМПЕРАТУРА И ТЕПЛОВЫЕ СВОЙСТВА ГРУНТА
163
кий спектр радиоизлучения Марса согласуется с наблюдаемым
при
1 <С т <С 10 см~г. (2.50)
Ефанов и др. (1971) дают т = 1,8 ± 1,2. Эпстейн (1971) высказал
подозрение, что Тъ падает с уменьшением X в диапазоне 1 мм —
10 см, вопреки предсказаниям модели простого однородного полу-
бесконечного слоя. Саган и Веверка (1971), Каззи и Малмен (1972)
обсуждали возможные объяснения, но сейчас это подозрение мож-
но считать не подтвердившимся. Более поздние измерения в мил-
лиметровом и субмиллиметровом диапазоне (Армстронг и др.,
1972; Ул их, 1974; Резер и др., 1974) подтвердили, что современные
данные о спектре радиоизлучения могут быть вполне удовлетво-
рительно представлены формулой (2.45), и простая однородная
модель грунта согласуется с наблюдениями.
Если положить т = 3, е = 3,5 (см. § 2.8), ZT ~ 4 см (см. фор-
мулу (2.48)), получим
1g Д =----ж10-2, (2.51)
2лт/т е
т. е. марсианский грунт является хорошим диэлектриком.
Глубина проникновения электрической волны при т = 3
равна 1е 30 см на волне 3 см. На волне 10 см она составляет
около 3 м. Между тем глубина проникновения годовой тепловой
волны составляет всего лишь около 1 м, и, следовательно, ярко-
стная температура в дециметровом диапазоне определяется средне-
годовой (осредненной по сезонам и широтам) температурой по-
верхности планеты. На дециметровых волнах
Ть =Тьо-190°К. (2.52)
Величина излучательной способности Р может быть в радиодиа-
пазоне определена для поверхности Марса экспериментально —
по данным радиолокации и по измерениям поляризации собствен-
но теплового радиоизлучения (см. § 2.8). Независимо от длины вол-
ны можно принять в среднем р ~ 0,9, откуда и получается на основе
(2.51) оценка температуры планеты, усредненная по широтам и се-
зонам
Tav 210 °К. (2.53)
Величина ТЬ1 20 °К согласно данным, приведенным на рис. 83,
откуда средняя температура освещенной части планеты
Ti 230 °К (2.54)
находится в удовлетворительном согласии с инфракрасными изме-
рениями. Например, во время противостояния 1967 г., когда рас-
6*
164
ГЛ. 2. ПОВЕРХНОСТЬ МАРСА
стояние до Солнца было близко к среднему, интегральное излуче-
ние от всего диска планеты па 11 мкм соответствовало яркостной
температуре около 225 °К (Мороз и др., 1969). Поправка за излу-
чательную способность в инфракрасном диапазоне составляет не-
сколько градусов, и ее учет приводит к практически полному
совпадению с (2.54).
Представляет интерес зависимость среднегодовой температуры
от широты. Она может быть вычислена при заданных тепловых
свойствах поверхности, если найти решение системы уравнений
Рис. 86. Зависимость среднегодовой температуры поверхности Марса от широты
по расчетам Лейтона и Мюррея (1966). Принято, что альбедо А = 0,15, тепловая инер-
ция I = 0,009 кал-см~2-сек~Ч2-град~1 и излучательная способность 0 = 0,85. Различие
между северным и южным полушариями, по-видимому, не является реальным (Мюррей
и Малин, 1973).
(2.32) — (2.34) для достаточно длительного интервала (несколько
марсианских лет) и затем усреднить результат по времени. На
рис. 86 показан результат такого расчета согласно Лейтону и Мюр-
рею (1966).
Максимум среднегодовой температуры достигается в эквато-
риальных областях и составляет около 215°, в полярных — око-
ло 150 °К. Расчет выполнен при значениях альбедо А = 0,15, теп-
ловой инерции I = 0,009 кал - см~2 • сек~Ч2- град-1 и излучательной
способности р = 0,85. Все эти величины несколько отличаются
от средних значений, которые были приведены выше. Расчет мо-
жет быть уточнен, но качественные особенности поведения кривых
не изменятся. Одна из них состоит в том, что наиболее резко тем-
пература меняется с широтой в окрестностях <р ~ 45°.
На рис. 86 отмечено содержание Н2О в атмосфере, соответст-
вующее условиям насыщения при данной температуре. Измерения
§ 2.8. ИССЛЕДОВАНИЯ В РАДИОДИАПАЗОНЕ
165
дают величины порядка 10-3 г-см~2 (см. § 3.2). Очевидно, подпоч-
венный лед (вечная мерзлота) на широтах ф 45° не испаряет-
ся, так что давление насыщенного пара над ним меньше парциаль-
ного давления Н2О в атмосфере, и, наоборот, вода, поступающая
в атмосферу в низких широтах, может захватываться, проникая
в поры грунта на высоких широтах. Лейтон и Мюррей (1966)
отмечают в связи с этим, что широта ф ~ 45° может быть границей
зоны вечной мерзлоты на Марсе.
§ 2.8. Отражательная и излучательная способность
в радиодиапазоне. Диэлектрическая
постоянная и плотность грунта
Отражательная способность (коэффициент отражения) среды,
ограниченной плоской поверхностью, зависит от коэффициента
преломления и угла падения. При нормальном падении коэф-
фициент отражения равен
я- = (^НтИг)‘- (2-та
Здесь п — коэффициент преломления, е = п2 — диэлектриче-
ская постоянная (электропроводность полагаем равной нулю).
Излучательная способность по нормали
Р-1- (2-56)
(у е + I)2
Для обезвоженных горных пород диэлектрическая постоянная е
уверенно коррелирует с плотностью р. Хорошо описывает эту
связь эмпирическая формула Кротикова,
р = Ь(рТ—1), (2.57)
где Ъ ~ 2. Соответствующие экспериментальные данные можно
найти в работах Кротикова (1962), а также Кемпбелла и Ульрихса
(1969).
Применялись два различных радиофизических метода опреде-
ления 7?0, е, р: а) радиолокация, б) измерения поляризации тепло-
вого радиоизлучения.
А. Радиолокация. Мощность отраженного радиолокационного
сигнала прямо пропорциональна эффективному сечению радиоло-
кационного отражения планеты Sc. Величина Sc представляет
собой сечение гладкой идеально проводящей сферы, мощность
сигнала, отраженного от которой, равна измеренной
Sc = na2gR0,
(2.58)
166
ГЛ. 2. ПОВЕРХНОСТЬ МАРСА
где а — радиус планеты, g — коэффициент направленности. Он
равен для зеркального отражения 1 и для квазизеркального 1 +а2
(при малых средних квадратичных наклонах а) (Даниэле, 1961;
Уинтер, 1962). Обычно используется удельное эффективное
сечение
(2-59)
Только Петтингилл и др. (1969) измерили мощность, отраженную
от всех частей планеты. Они нашли
а = 0,11; 7?0 = 0,09, (2.60)
откуда в среднем для всей планеты
е = 3,5, р = 1,7 г-см~3. (2.61)
Эти оценки относятся к длине волны 3,8 см. Все остальные радио-
локационные эксперименты (повторные на 3,8 см — Петтингилл
и др. 1973; на 12,5 см — Голдстейн и Гилмор, 1963; Голдстейн,
1965, Даунс и др., 1973; на 43 см — Котельников и др., 1963;
на 70 см — Дайс и др., 1967) позволяли определить мощность,
отраженную только центральными частями диска и так называе-
мое пиковое сечение сгр. Переход от ар к о может быть сделан в
предположении, что диаграмма обратного рассеяния одинакова на
всех длинах волн. Петтингилл и др. (1969) и Саган и Поллак (1970),
пользуясь этой методикой, нашли, что оценки (2.61) справедливы
во всем диапазоне от 3,8 до 70 см. При т = 3 на 70 см глубина
проникновения электрической волны 1е = 10 м. Можно считать,
что эффективный уровень радиолокационного отражения равен
0,5/я, т. е. 5 м для 70 см. При т = 10 это будет 15 м. Таким об-
разом, средняя плотность марсианского грунта не зависит от глу-
бины в пределах от нескольких десятков сантиметров до, пример-
но, 10 м. В этом отношении марсианский грунт отличается, от
лунного, плотность которого возрастает с глубиной.
Саган и Поллак (1965), Ржига (1967), Крупенио и Шапиров-
ская (1971), Крупенио (1975а, б) анализировали опубликованные
радиолокационные измерения, исследуя возможные вариации
/?0, е и р по долготе. Эти вариации довольно значительны. Крупе-
нио (1975а) находит среднее значение плотности
р 1,4-н 1,5 г-слГ3 (2.62)
с вариациями от 0,2 до 2,5 г-см~3. Саган и Поллак (1965) и Ржига
(1967) обнаруживали корреляцию с отражательной способностью
в оптическом диапазоне (в темных областях плотность больше, чем
в светлых). Крупенио и Шапировская (1971) не подтверждают
этой связи, но следует отметить, что они использовали только ка-
чественные данные об отражательной способности в оптическом
§ 2.8. ИССЛЕДОВАНИЯ В РАДИОДИАПАЗОНЕ
167
диапазоне. Количественный анализ, проведенный Хартманном
(1973а) показывает, что имеется статистически значимая корреля-
ция между радиолокационным сечением и показателем цвета:
более красные (и, следовательно, более светлые) участки поверх-
ности характеризуются меньшей величиной радиолокационного
сечения.
Средняя оценка плотности по радиолокации (2.62) несколько
больше, чем по тепловой инерции (2.34), т. е. верхние несколько
сантиметров грунта являются менее плотными, что кажется впол-
не естественным. Плотность 1,2—1,5 г-ел-3, как уже упоминалось
в § 2.7, характерна для пористых раздробленных материалов. Ес-
ли частицы состоят из базальта с плотностью 2,8 г-слс3, то порис-
тость (см. формулу (2.25)) его
р ж 0,5, (2.63)
если р = 1,4 г-см~3.
Б. Поляризация теплового радиоизлучения. Тепловое излуче-
ние среды, ограниченной плоской поверхностью, является поля-
ризованным. Это связано с тем, что френелевские коэффициенты
отражения зависят от поляризации. Для составляющей с электри-
ческим вектором, параллельным поверхности
cos 6 — V~e — sin2 Ф
cos 0 У е — sin2 <р
для составляющей с электрическим вектором, перпендикулярным
к поверхности
У е — sin2 0 — е cos ф
У е — sin2 0 + е cos ф
где ф — угол с нормалью. Измерение поляризации теплового из-
лучения при достаточно больших углах ф> позволяет определить
диэлектрическую постоянную е. В инфракрасном диапазоне метод
не может быть использован для исследования реальных поверхно-
стей планет, так как размеры неровностей грунта велики по срав-
нению с длиной волны. В сантиметровом диапазоне отношение раз-
меров к длине волны в среднем оказывается достаточно малым, и
метод может применяться. Однако интегральное излучение не
поляризовано; необходимо тем или иным способом обеспечить до-
статочно высокое разрешение по поверхности.
На «Марсе-3» и «Марсе-5» были установлены радиотелескопы,
при помощи которых проводилось измерение суммы и разности
Г у и Т± — яркостных температур в двух поляризациях с прост-
ранственным разрешением до 150 км (Башаринов и др., 1972,
1973, 1975). Среднее значение диэлектрической постоянной по этим
данным близко к 3,5, в полном согласии с радиолокацией. В обоих
(2.64)
(2.65)
168
ГЛ. 2. ПОВЕРХНОСТЬ МАРСА
экспериментах измерения проводились на длине волны 3,5 см.
Были получены распределения е (и, следовательно, р) в общей
сложности для 12 трасс. Максимальные значения р составляют
около 4 а«сл4“3, минимальные около 1,0 г-см~2. Заметная корреля-
ция с коэффициентами яркости для отраженного излучения и теп-
ловой инерцией, измеренными вдоль тех же трасс, отсутствует.
Бриггс и Дрэйк (1972) с помощью радиоинтерферометра полу-
чили данные о среднем распределении яркостной температуры по
диску Марса на волне 21 см в двух поляризациях и нашли е
3,5, согласующееся с результатами других авторов.
§ 2.9. Состав и структура грунта
Многие приведенные выше факты показывают, что поверхност-
ный слой марсианского грунта представляет собой тонкодисперс-
ную, раздробленную среду. Она во многом, по-видимому, похожа
на лунный грунт — реголит, сформировавшийся под действием
длительной обработки мелкими метеоритами. В истории марсиан-
ского реголита были существенны и другие процессы, включая
эоловые и флювиальные. Фотопанорамы окрестностей мест по-
садки «Викингов-1 и 2» показывают, что обилие каменных бло-
ков всевозможных размеров выше, чем для большинства районов
посадки лунных станций. Тем не менее при изучении характерис-
тик грунта мы будем рассматривать главным образом мелкодис-
персную компоненту — реголит.
А. Химический и минералогический состав. В § 2.6 были рас-
смотрены спектрофотометрические данные о составе грунта. Они
удовлетворяют в той или иной степени широкому набору моделей,
включающему, с одной стороны, основные породы типа базальтов
с некоторой примесью окислов железа, и с другой, продукты дли-
тельного химического выветривания, такие как глинистые мине-
ралы. Окислы железа кажутся единственным геохимически обос-
нованным объяснением красноватой окраски. Характерный крас-
новатый оттенок имеют не только раздробленные породы, но и
каменные блоки (видимые на изображениях мест посадки «Викип-
гов»). Спектрофотометрические и поляриметрические наземные наб-
людения привели, как уже говорилось (§ 2.5), к представлениям о
наличии примеси лимонита или гетита в составе марсианского
грунта. В земных пустынях иногда наблюдается тонкий налет
лимонита (ржавчина) на каменных обломках и частицах. Он обра-
зуется в результате процессов окисления и гидратации, протекаю-
щих в атмосфере, достаточно богатой кислородом и водяным
паром. В современной марсианской атмосфере водяного пара и кис-
лорода слишком мало, однако, не исключено, что в прошлые гео-
логические эпохи их было больше, и лимонит образовался именно
тогда. Другой возможный механизм предложил Югенэн (1976):
§ 2.9. СОСТАВ И СТРУКТУРА ГРУНТА
169
фотоокисление минералов под действием солнечного ультрафиоле-
тового излучения в присутствии небольших (доступных и в сов-
ременных условиях) количеств Н2О. На Земле этот процесс не идет
вследствие экранировки озонным слоем излучения с длиной вол-
ны меньше 3000 А.
Оптические методы дают информацию только о составе очень
тонкого (максимум десятки микрон) самого верхнего слоя вещест-
ва. Дистанционное исследование состава на больших глубинах
может быть выполнено методом у-спектроскопии. Радиоактивные эле-
менты К, U и Th испускают -у-излучение, которое может быть заре-
гистрировано па большом расстоянии (с искусственного спутника),
и по энергетическому спектру излучения определяется их со-
держание. Такой эксперимент был проведен на «Марсе-5» (Виног-
радов и др., 1975). Использовался сцинтилляционный детектор
с кристаллом Nal (Т1) и 256-канальный анализатор импульсов.
Диапазон энергий от 1 до 8 Мэв, разрешающая сила EI&E 10.
Осреднение по поверхности около 1600 км. По данным этого экс-
перимента содержание К, U и Th соответствует изверженным зем-
ным породам основного состава. Результаты измерений относятся
к областям, над которыми «Марс-5» проходил на минимальной
высоте (центр приблизительно в районе Маге Erythraeum).
Ila спускаемых аппаратах «Викинг-1 и 2» были осуществлены
эксперименты по прямому исследованию химического состава
грунта: 1) анализ элементного состава при помощи рентгеновского
флюоресцентного спектрометра, 2) поиск магнитных частиц,
3) анализ содержания органических и летучих неорганических ве-
ществ при помощи хромато-масс-спектрометра. Координаты мест
посадки указаны в табл. 1.1. Оба аппарата совершили посадку
в светлых областях.
Метод рентгеновской флюоресцентной спектроскопии состоит
в облучении образца жесткой радиацией (рентгеновские и гамма-
излучение, а-частицы), возбуждающей характеристический рент-
геновский спектр, состоящий из линий, соответствующих перехо-
дам во внутренних электронных оболочках атомов. Флюоресцен-
ция регистрируется с помощью пропорциональных счетчиков.
Распределение импульсов по амплитуде (которая пропорциональ-
на энергии квантов) измеряется с помощью амплитудного анали-
затора. Обычно используется несколько счетчиков, перекрываю-
щих различные диапазоны энергий. Метод дает элементный состав.
Ширина пиков в спектрах довольно большая, пики многих эле-
ментов перекрываются (рис. 87), и их расшифровка во многих слу-
чаях является трудной задачей. Рентгеновский флюоресцентный
спектрометр (РФС) установленный на «Викингах-1 и 2», и первые
результаты, с ним полученные, описаны в работах Тулмина и др.
(1973, 1976), Кларка и др. (1976а, б), Бэрда и др. (1976). Забор
грунта производился с глубин до 6 см, анализировался состав
170
ГЛ. 2. ПОВЕРХНОСТЬ МАРСА
как мелкораздробленной фазы (частицы размером ~ 2 мм), так
и относительно крупных фрагментов типа гальки (2 н- 12 мм).
Опубликованы данные трех анализов — двух на «Викинге-1»
(7 и 3, см. рис. 87) и одного на «Викинге-2». Результаты всех трех
анализов практически совпадают. В табл. 2.18 представлен эле-
ментный состав согласно данным анализа S-1. В табл. 2.19 состав
представлен в виде смеси окислов. Обилие кислорода почти такое
Рис. 87. Рентгеновские флюоресцентные спектры трех образцов марсианского
грунта. Для удобства сопоставления проведено вычитание фона и введены поправки
в значения коэффициента усиления. Приведены данные по одному из детекторов, входя-
щих в состав РФС «Викингов-1 и 2» (Кларк и др., 19766).
же, как в земной коре. Марсианский реголит содержит в три раза
больше железа и магния, чем земная кора, на порядок больше се-
ры, а калия, наоборот, по крайней мере на порядок меньше.
Такой состав лучше всего соответствует продуктам выветри-
вания мафических изверженных пород (Бэрд, 1976). Математичес-
кое и лабораторное моделирование приводят к выводу, что мар-
сианский реголит содержит примерно 80% обогащенных железом
глинистых минералов, 10% сульфата магния (кизерит?), 5% каль-
цита и 5% окислов железа (гепатит, магнетит, магемит, гетит?).
§ 2.9. СОСТАВ И СТРУКТУРА ГРУНТА
171
Таблица 2.18
Элементный состав марсианского грунта — первый анализ на «Ви-
кинге-1» (Кларк и др., 1976 а, б)
Элемент % по массе Элемент % по массе
Марс Земля *) Марс Земля *)
Ми 5,0±0,25 1,87 Fe 12,7±2,0 4,65
Al 3,0±0,9 8,05 О 50,1±4,3 47,0
S.J 20,9+2,5 29,5 Rb <0,003 0,015
3,1±0.5 0,047 Sr 0,006±0,003 0,034
С1 0,7±0.3 0,017 Y 0,007±0,003 0,0029
К <0,25 2,50 Zr 0,003 0,017
Са 4,0±0,8 2,96 X**) 8,7±7,8 2,87
Ti 0,5±0,2 0,45
*) Средний состав земной коры по Виноградову (1962).
**) Остаток (неизвестного состава в случае Марса).
Таблица 2.19
Химический состав марсианского грунта, хондритов, земных базаль-
тов и лунного грунта
Окислы Марс *) Хондриты (Юри и Крейг, 1953) Базальт **) Луна (Гаст, 1972)
«Аполлон-11 •> «Аполлон-12»
SiO2 43,8 38,0 48,0 40,7 45,0
А12Оз 5,6 2,5 11,5 9,4 9,8
Рв20з 19,1***) — з,з — —
FeO — 12,4 9,0 17,4 19,7
MgO 8,4 23,8 13,6 7,3 10,9
СаО 5,4 2,0 11,2 10,5 10,0
TiO2 0,9 0,1 2,9 11,0 3,0
SO3 7,9 — — — —
*) Среднее по данным двух анализов, выполненных на «Викинге-1» (S-1 и S-З) и од-
ного на «Викинге-2» (U-1). Состав условно представлен в виде набора окислов
(Бэрд идр., 1976).
**) Недосыщенный оливиновый базальт, вулкан Халеакела — по книге ферхугека и
др. (1970), гл. 6.
***) Все железо условно включено в FeaO3.
172
ГЛ. 2. ПОВЕРХНОСТЬ МАРСА
Как было показано в § 2.5, несколько процентов гетита удовлет-
ворительно объясняют спектрофотометрические характеристики
грунта, однако, эксперименты по сбору магнитных частиц пока-
зывают, что, кроме гетита, должны быть и другие окислы железа.
Сбор магнитных частиц на «Викингах-1 и 2» проводился с помощью
постоянных магнитов, один из которых установлен рядом с фото-
метрической тестовой площадкой, два других (сильный и слабый)
на грунтозаборном устройстве. Изображения магнитов показы-
вают, что они захватили довольно много частиц. Реголит в окрест-
ностях посадки «Викинга-1» по данным этого эксперимента содер-
жит от 3 до 7% магнитных частиц (Харгрейвс и др., 1976а, б).
Гетит обладает слишком слабыми магнитными свойствами, и, по
мнению авторов эксперимента, эти частицы не гетитовые. Они
считают наиболее вероятным кандидатом магнетит Fe3O4.
Один из самых сложных приборов, установленных на «Викин-
гах-1 и 2», это хромато-масс-спектрометр, предназначенный для
анализа состава атмосферы вблизи поверхности и поиска органи-
ческих и летучих неорганических соединений в грунте. Основой
прибора является масс-спектрометр на диапазон массовых чисел
от 12 до 200. При анализе грунта газы, отделившиеся в результа-
те его нагревания, поступают в масс-спектрометр через газовый
хроматограф, который разделяет по времени различные компо-
ненты, что делает возможным анализ весьма сложных смесей с по-
мощью масс-спекрометр а. Прибор описан в работе Андерсона и др.
(1972). Анализируемый грунт дробится до размеров частиц
< 300 мкм и поступает в три миниатюрные печи. Рабочие темпе-
ратуры 200, 350 и 500 °C.
Чувствительность прибора очень высокая. Многие органичес-
кие молекулы (алифатические и ароматические углеводороды и
др.) могут быть зафиксированы уже при содержании 10~9 г/г.
Первые анализы на «Викинге-1» (Биманн и др., 1976а), однако,
не обнаружили в продуктах пиролиза грунта ничего, кроме СО2
и Н2О. Доля воды, которая отделяется при температуре 200 °C,
составляет менее 0,1 % от общей массы грунта. Большая часть во-
ды (до 1%) выделяется при нагревании до 350 °C. Между тем при
дегидратации гетита наибольшее количество Н2О должно было бы
выделяться в интервале от 350 до 500 °C. Хотя температура гид-
ратации гетита зависит от многих факторов, которые в данном
случае трудно учесть, Биманн и др. (1976а) полагают, что вода,
найденная в этом эксперименте, была связана не с гетитом, а с
иными гидратированными минералами. Вопрос о минералогичес-
ком составе марсианского грунта далек, как мы видим, от уверен-
ного решения. Два важных вывода, тем не менее, могут быть сде-
ланы (Бэрд и др., 1976): 1) мафическая природа реголита, сход-
ство состава в обеих точках посадки и вероятный характер роди-
тельских пород свидетельствуют о меньшей степени геохимической
§ 2.9. СОСТАВ И СТРУКТУРА ГРУНТА
173
Тг^Змкм 1г ^0,15мм
Рис. 88. Гипотетическая модель
грунта Марса: крупномасштабная
структура объясняет тепловые свойства
грунта, мелкомасштабная — спектро-
фотометрические (Мороз, 1975).
дифференциации Марса по сравнению с Землей; 2) вероятное при-
сутствие обогащенных железом глинистых минералов показывает,
что на поверхности Марса имелась в больших количествах жид-
кая вода или лед; иначе трудно объяснить их образование.
Б. Структура и механические характеристики. Инфракрас-
ная радиометрия (§ 2.7) позволяет оценить средний размер частиц
реголита — от 0,1 до 5 лии в различных областях (с осреднением
порядка сотен километров). Наи-
более типичным является размер
порядка 0,25мм; области с харак-
терным средним размером больше
0,5 мм встречаются редко. Вместе
с тем, из фотометрических измере-
ний следует, что должны присутст-
вовать частицы меньших размеров,
от 1 до 10 мкм (§ 2.6). Без таких
частиц трудно объяснить явления
пылевых облаков и пылевых бурь.
Возможно, крупные частицы име-
ют тонкую структуру, которая
отвечает за их оптические свойст-
ва, в то время как теплопровод-
ность определяется размером всей
частицы (рис. 88). Оценки плотно-
сти грунта дают в среднем значения
что соответствует пористости р
с глубиной по крайней мере до 10 м. Таковы вкратце количест-
венные характеристики марсианского грунта, полученные с по-
мощью методов астрофизического типа — путем измерений с Зем-
1,4-1,5 г-слТ3 (§ 2.7 и 2.8),
0,5. Эти значения не меняются
ли и космических аппаратов.
Для разработки марсианских спускаемых аппаратов предлага-
лись различные модели грунтов, учитывающих приведенные выше
данные. Характеристики соответствующих «модельных» грунтов
можно найти в «Технической модели Марса» (НАСА, 1972) и в
«Рабочей модели атмосферы и поверхности Марса» (ИКИ, 1975).
Наиболее близкие земные аналоги марсианского грунта в отноше-
нии структуры и вероятных механических свойств — песчаные
пустыни и лёсс. Хорошим аналогом является также лунный грунт.
При полигонных наземных испытаниях «Викингов» исследова-
лось поведение грунтов, соответствующих различным моделям,
и фиксировались изменения на различных фазах эксперимента:
под действием тормозных двигателей, опор, при падении отбрасы-
ваемых элементов конструкции, при работе грунтозаборного
пстройства и т. д. Последующее сравнение изображений места
посадки на Марсе при различных фазах работы в разных масшта-
бах с результатами наземных экспериментов позволило получить
174
ГЛ. 2. ПОВЕРХНОСТЬ МАГСЛ
детальные оценки свойств настоящего марсианского грунта
(Шортхилл и др., 1976а, б). Кроме изображений, использовались
данные о величине тока электродвигателей заборного и измельчаю-
щего устройств.
В месте посадки «Викинга-1» присутствовал грунт по край-
ней мере двух типов: а) «песчаный» и б) «каменистый». Одна
из двух опор, доступных фотографированию, попала на грунт
типа а), вторая на грунт типа б). Грунт типа а) полностью скрыл
опорную плиту, она погрузилась на глубину 16,5 см. Вторая
плита, оказавшаяся на каменистом грунте, совсем или почти
совсем не погрузилась. Термины «песчаный» и «каменистый» надо
понимать несколько условно. Каменистый грунт не является
сплошным скальным образованием, но частицы сцеплены более
прочно, их средние размеры больше. В табл. 2.20 приведены ха-
рактеристики указанных двух типов марсианского грунта и для
сравнения даны характеристики лунного грунта.
На рис. 89 показано, как деформировался грунт обоих типов
при работе грунтозаборного устройства. Сравнивая первые две
строки табл. 2.20 со сказанным в начале этого раздела, мы ви-
дим, что средние характеристики марсианского грунта, выведен-
ные из астрофизических наблюдений, достаточно близки к полу-
ченным прямыми измерениями. Это очень важное совпадение,
позволяющее распространить в каком-то первом приближении вы-
Таблица 2.20
Механические характеристики двух типов марсианского грунта, обна-
руженных в месте посадки «Викинга-1» (Шортхилл и др., 19766)
Марс Луна
а) «песча- ный» грунт б) «камени- стый» грунт глубина 0—1 см глубина 10-300 см
Плотность, г-см~э Размеры частиц (на по- от 1 до 1,6 1,8 от 1,0 до 1,3 от 1,5 до 2,1
верхности и вблизи поверхности) ~10 до 100 мкм (%) 60 30 от 30 до 60
от 100 до 2000 мкм (%) 10 30 от 30 до 35
Угол внутреннего трения от 20 до 40 от 40 до 45 от 35 до 50
(градусы) Сопротивление вдавли- 3-10* 6-105 3-105
ванию (дин-см~2/см) Когезия (дин-см~2) от 103 до 104 10*
Адгезия (дин • см~2} от 101 до 102 от 102 до 103
Коэффициент трения от 0,55 до от 0,5 до 1,0
скольжения 0,65
§ 2.9. СОСТАВ И СТРУКТУРА ГРУНТА
175
воды, полученные на основании изучения нескольких квадратных
метров поверхности в местах посадки «Викингов» на огромные
территории планеты. Но, конечно, речь идет только об очень
грубом приближении. Марсианский реголит сформировался в ре-
Рис. 89. Изображения поверхности Марса, полученные с помощью камеры «Ви-
кинга-1» в местах, где производился забор грунта: а— е «песчаный» грунт; а— до за-
бора, Ь — после однократного забора для биологического эксперимента; с, d, е — после
ряда дополнительных заборов; у — «каменистый» грунт до забора, g — после забора
пробы для хромато-масс-спектрометра, h. — после попытки забора пробы для рентгено-
флюоресцентного спектрометра (Шортхилл и др., 19766).
зультате длительного действия целого комплекса процессов, та-
ких как метеоритная бомбардировка, выветривание, эоловый
и флювиальный перенос. В разных частях планеты их относитель-
ная роль и мощность, конечно, была различной, и вряд ли можно
ожидать, что свойства реголита будут в высокой степени одно-
родными. Мало что известно о толщине слоя. По данным радио-
176
ГЛ. 2. ПОВЕРХНОСТЬ МАРСА
локации (§ 2.8) она превышает десятки метров. Геоморфологи-
ческий анализ изображений поверхности показывает, что толщина
наносных отложений может достигать сотен метров.
Как уже упоминалось (см. § 2.7 и рис. 87), на широте <р ~ 45°
начинается, вероятно, зона вечной мерзлоты на Марсе. Происхож-
дение некоторых форм марсианского рельефа (например, шерохо-
ватый и хаотический, см. § 2.3) связано, частично или полностью,
с испарением и таянием грунтового льда. Распространено мнение,
что запасы Н2О в форме вечной мерзлоты на Марсе могут быть
значительными. Давыдов (1960) рассмотрел гипотезу, пред-
полагающую возможность существования крупных бассейнов
жидкой воды, скрытых под толстым слоем льда, засыпанного пы-
левыми и песчаными отложениями. От полного промерзания вода
предохраняется по этой гипотезе потоком внутреннего тепла.
Наличие грунтового льда позволяет предположить, что неболь-
шие количества воды в жидкой фазе могут появляться и вблизи
поверхности, хотя в среднем грунт очень сухой (tg Д ~ 0,01; см.
§ 2.8). Слой реголита толщиной в несколько сантиметров и даже
миллиметров создает достаточно высокое сопротивление при
диффузии водяного пара, и в результате в летнее время, вероятно,
может возникать жидкая грунтовая вода, даже при атмосферном
давлении более низком, чем 6,1 мб (соответствующем тройной
точке Н2О). Растворение минеральных солей может приводить
к появлению жидкой фазы при температуре Т < 273 °К. Возмож-
ность существования грунтовой воды на Марсе в жидкой фазе
детально рассмотрели Ингерсолл (1970, 1971а) и Фармер (1976).
Раздробленный грунт может адсорбировать СО2. Процессы
адсорбции сильно зависят от температуры. Понижение ее приво-
дит к связыванию атмосферного СО2, увеличение — к освобожде-
нию. Суточный температурный цикл, несмотря на большую ампли-
туду, по-видимому, является слишком быстрым и вряд ли вы-
зывает заметные колебания давления, но сезонный, вероятно,
уже может создавать вариации порядка 10% (Дзуризин и Ин-
герсолл, 1975). Еще более эффективными могут быть вековые
изменения климата, связанные с изменениями инсоляции. Здесь
реголит может играть роль резервуара, способного накапливать
и освобождать количества СО2, намного превышающие современ-
ную массу атмосферы (Фэнел и Кэннон, 1974). Мы вернемся к
рассмотрению этих вопросов в гл. 5.
§ 2.10. Полярные шапки
Полярные шапки — самые заметные детали на диске планеты.
Их впервые увидел Кассини в 1666 г. Вероятно, наблюдателю,
находящемуся на Марсе, земные полярные шапки тоже пока-
зались бы самыми заметными деталями нашей планеты. И в са-
§ 2.10. ПОЛЯРНЫЕ ШАПКИ
177
мом деле, зимой северная полярная шапка Земли доходит до
широты ~ 45°, и жители умеренного пояса проводят внутри нее
значительную часть года. Летом она сокращается до размеров
арктической зоны, т. е. до 20—30° по широте.
На Марсе во время зимнего максимума южная полярная шап-
ка достигает еще большей протяженности по широте. Максимум
соответствует Ls около 330—340° (конец февраля и начало марта
по условному марсианскому календарю). Северная полярная
шапка несколько меньше — около 80° в максимуме. Причина
состоит в том, что зима в южном полушарии соответствует афелию,
и полярная шапка формируется 382 дня (осень + зима в южном
полушарии), а северная полярная шапка образуется, когда пла-
нета в перигелии (суммарная длительность осени и зимы в се-
верном полушарии 305 дней).
Северное лето приходится на афелий, и северная шапка раз-
рушается медленнее, чем южная. Обе шапки не исчезают полностью
летом: в минимуме южная шапка имеет диаметр около 300 км,
а северная около 900 км. На рис. 90 и 91 показано, как изменя-
ются размеры полярных шапок по наземным наблюдениям, со-
гласно Фишбахеру и др. (1969) и Дольфюсу (1973). Сводки дан-
ных о сезонных изменениях полярных шапок приводят Антониади
(1930), Слайфер (1962), Капен и Капен (1970).
Первые фотографии полярной шапки из космоса (южной)
были получены с борта «Маринера-7» в 1969 г. (Шарп и др., 1971;
Каттс и др., 1972; Гиллеспи и Соха, 1972), но детальные исследо-
вания обеих шапок, включая динамику сезонных изменений,
были проведены лишь во время орбитального полета «Маринера-9»
(Мюррей и др., 1972; Вокулер и др., 19736; Содерблом и др.,
1973; Веверка и Гоген, 1974). Хотя еще Антониади показал, что
обе полярные шапки не стаивают полностью, в более поздней
литературе повторялось утверждение, что только северная шапка
сохраняется летом. Фотографии «Маринера-9» подтвердили, что
сохраняются остатки обеих шапок. В работе Мюррея и Малина
(1973) сопоставляются размеры и положение остаточной южной
шапки по данным «Маринера-9» и рисункам Антониади — они
очень хорошо совпадают. На рис. 92 представлено несколько
фотографий одного и того же участка южной полярной шапки,
демонстрирующих изменения, возникающие в процессе летней
сублимации.
Уже наземные наблюдения наводили на мысль, что осенью и
зимой полярные шапки окутываются облаками. На это указывают
два обстоятельства: 1) уменьшение альбедо в осенний период,
2) зимой и осенью видимые размеры полярной шапки в синих
лучах больше, чем в красных, весной и летом одинаковы. Фото-
графические наблюдения с «Маринера-9» (Лиови и др., 1973) и фо-
тометрические с «Марса-3» (Ксанфомалити и Мороз, 1974; Мороз,
178
ГЛ. 2. ПОВЕРХНОСТЬ МАРСА
Pi:c. 91. Угловой размер (в градусах от полюса до края) северной полярной шапки
(Дольфюс, 1973).
§ 2.10, ПОЛЯРНЫЕ ШАПКИ
179
1976) подтвердили факт образования облачных шапок в соответ-
ствующие периоды. В некоторых ранних работах (Козырев, 1955;
Лебединский и Салова, 1962) предполагалось, что полярные шап-
ки вообще являются атмосферным феноменом, и их материал
Рис. 92. Сублимация южной полярной шапки. Фотографии одного и того же неболь-
шого участка шапки, полученные с камерой высокого разрешения «Маринера-9» (по
Мюррею и др., 1972). Размер кадра примерно 100 X 100 км. Даны номера витков (период
около 12 час., см. табл. 1.3).
находится в основном во взвешенном состоянии. Фотографирова-
ние с космических аппаратов показало, что полярные шапки
представляют собой твердый осадок инея или снега на поверхности,
который лишь иногда скрыт облаками.
Вопрос о химическом составе осадка был предметом длитель-
ной дискуссии. Исходя из наших знаний о составе атмосферы
180
ГЛ. 2. ПОВЕРХНОСТЬ МАРСА
(§ 3.1 и 3.2), мы можем сделать вывод, что она содержит две со-
ставляющие, способные конденсироваться при марсианских ми-
нимальных температурах: Н2О и СО2. Койпер (1949) и Мороз
(1964) на основании инфракрасных спектров с низким разрешением
пришли к заключению, что шапки состоят из льда Н2О. Дольфюс
(1961) сделал тот же вывод на основании поляризационных на-
блюдений. Ларсон и Финк (1972) получили, однако, инфракрасный
спектр с более высоким разрешением, и отождествили найден-
ные в нем детали со льдом СО2. Следует отметить, что измерения
такого рода с помощью наземных телескопов исключительно
трудны из-за малых угловых размеров шапок, и перечисленные
результаты не очень надежны. Фотометрические свойства по-
лярных шапок даже в видимой области спектра плохо изучены.
Они наиболее контрастны па фотографиях в синих лучах, наиме-
нее контрастны в красных. Согласно Сытинской (1948) коэффици-
ент яркости полярных шапок плавно меняется от 0,34 на длине вол-
ны 3800 А до 0,18 на 7300 А. Неизвестно, относятся эти оценки к
облачной шапке или к твердому осадку. По данным «Маринера-7»
твердый осадок в южной шапке имеет альбедо около 0,6 (Бриггс,
1974, со ссылкой на частное сообщение Лиови и Андерсона и без
указания длины волны).
Нетрудно показать, что углекислый газ должен конденсиро-
ваться в атмосфере Марса на широтах 45—50° и выше в зимнее
время. На рис. 93 показаны теоретические минимальные суточные
температуры в функции сезона для разных широт по расчетам
Лейтона и Мюррея (1966). Пунктир показывает температуру
конденсации СО2 при Р = 5 мб (около 145°, при 6 мб она па 2°
выше). Температура на самом деле не опускается ниже этого
уровня, так как начинается конденсация, и выделение скрытой
теплоты конденсации компенсирует тепловое излучение, пока
не будет исчерпана существенная часть атмосферного углекислого
газа. В некоторой промежуточной области широт конденсат вы-
падает ночью, а утром полностью сублимирует и исчезает, а начи-
ная с широт 50—60° зимой сохраняется круглосуточно. Лейтон
и Мюррей (1966) нашли, что сезонное изменение граничной широ-
ты полярных шапок удовлетворительно объясняется этой моделью.
Нойгебауэр и др. (1971) на «Маринере-7» измерили температуру
южной полярной шапки и нашли, что она составляет
+ 5
= 148 9 °К. (2.66)
Это соответствует давлению насыщения углекислого газа Рсо2 =
= 6,4^’э£ мб и водяного пара Рн2о =2«10-8 мб. Поскольку
реальное давление в атмосфере Марса около 6 мб, и она состоит
в основном из СО2, можно сделать вывод, что шапка состоит из
§ 2.10. ПОЛЯРНЫЕ ШАПКИ
181
твердой углекислоты. С помощью инфракрасного спектрометра
на «Маринере-7» в спектре отражения южной полярной шапки
наблюдались полосы поглощения твердой углекислоты (Херр
и Пиментел, 1969). Все это относится только к зимним полярным
Рис. 93. Суточный минимум температуры (расчетный) в функции широты и сезона
(Лейтон и Мюррей, 1966). Пунктиром дана температура конденсации СО2.
шапкам. Летом были зарегистрированы значительно более высо-
кие температуры, не совместимые со льдом СО2: около 180 °К
в области южной полярной шапки («Марипер-9»; Чейз и др.,
1972) и около 200 °К в северной (ОА «Викинг-2»; Киффер и др.,
1976в). В области южной полярной шапки зимой О А «Викинг-1»
(Киффер и др., 1976а) зарегистрировал, наоборот, температуры
исключительно низкие — около 135 °К. Наиболее вероятная при-
чина низких температур — это облака над полярной шапкой;
нельзя полностью исключить также, что происходит вымораживание
СО2 и обогащение атмосферы над шапкой неконденсирующимися
182
ГЛ. 2. ПОВЕРХНОСТЬ МАРСА
газами. В табл. 2.21 для ориентировки дано давление насы-
щения СО2 при температурах, близких к измеренным в полярных
шапках. По-видимому, современная модель состава полярных ша-
пок должна быть двухкомпонентной: лед СО2 в «переменной» части
Таблица 2.21
Давление насыщения СОг в функции темпера-
туры *)
т, °к ^нас* мб т, °к гнас> мб
130 0,327 15Э 8,26
135 0,803 155 14,2
140 1,84 160 30,7
145 4,01
. z ч 0,05223 А , _
*) Использовалась формула lg(p, мм) =------—----[-В,
где А=26179,3, В=9,£082. Справочник физико-химических
величин (приложение к Технической энциклопедии),
-M., 1933.
и лед Н2О в постоянной. Харрисон и др. (1968) рассматривали
эффекты, связанные с возможным присутствием угольной кислоты
в полярных шапках. Высказывалось также предположение, что
в постоянной части полярных шапок образуется клатрат СО2-6Н2О
(Миллер и Смит, 1970). Равновесные температуры клатрата при
тех же давлениях газовой фазы СО2 выше па 5°.
Обе шапки расположены в глубоких впадинах, но поверхность
южной остаточной полярной шапки на 2 км выше, чем северной.
Уорд и др. (1974) считают, что по этой причине СО2 должен «пе-
рекачиваться» с южной шапки на северную со скоростью около
10 г • см~2 • год'1. В результате южная остаточная шапка, скорее
всего, состоит только из Н2О, а северная содержит некоторое
количество твердого СО2 даже в постоянной части. Постоянное
присутствие конденсата СО2, по крайней мере в одной из шапок,
казалось необходимым фактором, контролирующим современное
значение атмосферного давления (Мюррей и Малин, 19736).
Тем не менее гипотеза о постоянном резервуаре углекислоты
в полярной области встречает непреодолимые трудности: сезон-
ная зависимость размеров полярной шапки плохо согласуется
с такой гипотезой, должна возникать неустойчивость из-за вариа-
ций давления, трудно совместить присутствие водяного пара
в атмосфере с непрерывно действующей холодной ловушкой,
которой явилась бы поверхность льда СО2 (Ингерсолл, 1974).
Высокие температуры поверхности и большое содержание Н2О
§ 2.10. ПОЛЯРНЫЕ ШАПКИ
183
в атмосфере над летней полярной шапкой (Фармер, 19766),
измеренные на «Викинге-2», практически исключают лед СО2.
Скорость образования конденсата СО2 определяется уравне-
нием
_____ сТ4 «S’ (О — Q /о
dt ~ L + HT ’ ° ’
где т — масса конденсата (на 1 см2), Т — температура конденсации,
S — инсоляция. О — поток тепла из атмосферы к грунту, L =
= 140 кал!г — скрытая теплота конденсации СО2, R — газовая
постоянная для СО2. Для грубой оценки толщины переменной
шапки в максимуме можно принять
m , (2.68)
где t0 — характерное время накопления осадка (порядка полови-
ны марсианского года вблизи полюса). При t0 = 300d и Т =
= 148 °К имеем
m ~ 102 г-см2. (2.69)
Можно рассмотреть тепловой баланс полярных шапок более
аккуратно, и найти зависимость ш от широты и сезона. Такой
расчет впервые провели Лейтон и Мюррей (1966), а затем повто-
рили и уточнили в различных деталях Гираш и Гуди (1968),
Кросс (1971), Алешин и Щуко (1972), Алешин (1973) и Бриггс (1974).
Результаты разных авторов отличаются незначительно. На
рис. 94, а представлены результаты расчета величины ш в функции
широты <р и ареоцентрической долготы Солнца Ls по Бриггсу,
на рис. 94, б — зависимость полной массы конденсата СО2 в
полярных шапках от Ls- Масса переменной части южной полярной
шапки в максимуме почти вдвое превышает массу северной. Макси-
мальная масса конденсата в сезонных шапках составляет около
трети массы атмосферного углекислого газа. Значительные сезон-
ные колебания полной массы конденсата должны приводить к
колебаниям атмосферного давления, которые могут достигать
+ 15% от среднего по модели Бриггса и +10% по модели Але-
шина (1973). Эта амплитуда может сглаживаться в результате
адсорбции и десорбции СО2 реголитом (Дзуризин и Ингерсолл,
1975).
Плотность конденсата СО2 составляет, по-видимому, 1,0 +
-4—1,5 г-см~3 и оценка.(2.69) означает, что средняя толщина осад-
ка, накапливаемого за зимний период, составляет доли метра.
Особый интерес представляет вопрос о количистве конден-
сата в постоянной части полярных шапок. Как уже упоминалось
(§ 2.3 «И»), шапки имеют характерную слоистую структуру, на-
поминающую годовые кольца дерева (см. рис. 52), по-видимому,
184
ГЛ. 2. ПОВЕРХНОСТЬ МАРСА
образовавшуюся в результате многократно повторяющихся про-
цессов усиленного отложения пылевых наносов, которые пере-
межают слои конденсата. Слоистая структура полярных шапок
Рис. 94. а) Количество СО2, сконденсировавшегося на поверхности, в функции
широты и сезона, б) Полная масса С02, сконденсированного в сезонных полярных шапках,
и вариации давления, вызванные ее сезонным изменением, по расчетам Бриггса (1974).
может рассматриваться как указание на периодические измене-
ния климатических условий.
Полная толщина «слоеных пирогов» оценивалась в несколько
километров (Мюррей и др., 1972). В работе Мюррея и Малина
(19736) приводятся меньшие величины — от 300 м до 1 км. Если
принять среднюю толщину остаточных шапок 1 км, то полная
§ 2.10. ПОЛЯРНЫЕ ШАПКИ
185
масса конденсата в них
М « 1021 г (2.70)
или, в пересчете на единицу поверхности планеты,
т = -Дг» 103г-см~2. (2.71)
4ЛЛ2 v '
Если считать, что это лед Н2О, то оценка (2.71) дает среднюю
Рис. 95. Остаточная (постоянная) северная полярная шапка; фотография, полученная
с «Маринера-9», Lg = 96° (Бриггс, 1974).
толщину слоя воды в сантиметрах, который покроет поверхность
Марса, если растопить полярные шапки. Сравнимое или даже
186
ГЛ. 2. ПОВЕРХНОСТЬ МАРСА
большее количество Н2О может сохраняться на Марсе в форме
грунтового льда (см. § 5.2).
Попытаемся резюмировать сказанное выше:
1) изменяющаяся с сезоном часть полярной шапки и оста-
точная (постоянная) имеют различный состав, вертикальное строе-
ние и происхождение;
Рис. 96. Пример покрытой впадинами территории (характерный тип поверхности
в высоких широтах). Молодой кратер слева вверху имеет диаметр около 4 км (фотография
«Маринера-9»; Хартманн и Рэйпер, 1974).
2) «сезонная» полярная шапка представляет собой конден-
сат СО2 небольшой (в среднем) толщины, выпадающий зимой и
исчезающий летом;
3) «остаточные» (постоянные) шапки состоят из льда Н2О.
Марсианская вода сосредоточена в толще постоянных полярных
шапок и вечной мерзлоты.
Уже давно некоторые наблюдатели отмечали темную кайму,
окружающую полярную шапку в период сокращения ее размеров
§ 2.11. ПОИСКИ БИОСФЕРЫ
187
(Слайфер, 1962). На рис. 95 показано изображение северной по-
лярной шапки, полученное с «Маринера-9» в конечной стадии
разрушения переменной части (Ls = 96°). Видимый белый оса-
док — это уже в основном постоянная часть шапки. Хорошо
заметна темная неровная полоса, окружающая шапку. Тем не
менее она вряд ли тождественна темной кайме, наблюдаемой в те-
лескопы. Высказывалось предположение, что последняя воз-
никает в результате временного увлажнения грунта, однако тем-
пературы вокруг северной полярной шапки даже в летнее время,
по-видимому, недостаточно велики для появления Н2О в жидкой
фазе. Наоборот, в окрестностях южной шапки (постоянной) темпе-
ратуры летом приближаются к 0° С, но темного окаймления вокруг
нее на маринеровских снимках нет. Скорее всего, темная полоса
вокруг северной остаточной шапки объясняется топографией
(эффект наклона).
С более высокими температурами на южном полюсе летсм,
вероятно, связан тот факт, что южная полярная шапка намного
меньше северной. Любопытно, что центры обеих постоянных ша-
пок не совпадают с полюсами. Южный полюс вообще находится
вне пределов соответствующей постоянной шапки. Мюррей и Ма-
лин (1973а) предполагают, что это может быть результатом дви-
жения полюсов, которое не успевает «отслеживаться» массивными
ледяными щитами.
Интенсивная сублимация сезонных полярных шапок в летнее
время и конденсация в зимнее должна сопровождаться сильными
атмосферными движениями. Видимо, поэтому изрезанные и по-
крытые впадинами территории, сформировавшиеся в результате
процессов дефляции (рис. 96), являются весьма типичными для
высоких широт.
§ 2.11. Поиски биосферы
Персиваль Ловелл — один из крупнейших авторитетов пла-
нетной астрономии начала XX в. — был убежден, что каналы на
Марсе представляют собой гигантскую оросительную систему
искусственного происхождения, созданную цивилизацией, быть
может, более развитой, чем наша. По мере того как накаплива-
лись знания о физических условиях на поверхности Марса,
к гипотезе о жизни на Марсе относились все более осторожно.
До середины шестидесятых годов, тем не менее, биологическая
интерпретация сезонных изменений контраста темных и светлых
областей считалась весьма вероятной (§ 2.6). Известный советский
астроном Г. А. Тихов твердо верил в растительность на Марсе,
и в последние годы своей жизни пытался с помощью методов
спектрофотометрии доказать свою точку зрения. В сущности, он
стал основателем нового направления в науке—экзобиологии,
188
ГЛ. 2. ПОВЕРХНОСТЬ МАРСА
задачей которой является поиск возможных форм внеземной
жизни и анализ условий, в которых она может возникать и раз-
виваться.
Примерно 10 лет назад физические условия на Марсе уже
были, казалось, известны в достаточно хорошем приближении,
чтобы исключить возможность существования каких-либо живых
организмов на Марсе, кроме, быть может, простейших типов ана-
эробных бактерий. Кратко резюмировать эти данные можно так:
а) очень низкие температуры — ниже 200 °К ночью на экваторе
(см. табл. 2.17), б) отсутствие жидкой воды, в) низкое атмосфер-
ное давление (~6 мб) при ничтожном содержании кислорода.
По-видимому, при современных условиях жизнь земного типа
не могла бы возникнуть на Марсе. Но в прошлом условия могли
быть более благоприятны. Периоды более мягкого климата,
с относительно большими количествами жидкой воды на поверхно-
сти и более высоким атмосферным давлением, почти несомненно
имели место в истории планеты (см. гл. 5). Были эти периоды
достаточно длительными для зарождения жизни или нет, неиз-
вестно, но сам факт подобных климатических колебаний сильно
увеличивает шансы найти марсианскую биосферу. Однажды
возникнув в благоприятный климатический период, биосфера
могла эволюционировать затем в сторону приспособления к более
жестким окружающим условиям, установившимся впоследствии.
Проблемы экзобиологии находятся за пределами нашей те-
мы, но полностью их обойти в любой книге о Марсе невозможно.
Мы хотели бы подчеркнуть, что пока жива надежда найти жизнь
на Марсе, поиски ее останутся стержневой проблемой в исследо-
вании этой планеты. Исследования температурного режима по-
верхности, ее строения, вулканической активности, воды на по-
верхности и в атмосфере, следов водной эрозии — все это инте-
ресно не только само по себе, но и для будущих биологических
экспериментов. Дело в том, что биосфера на Марсе может иметь
«оазисный» характер: отдельные наиболее благоприятные области
(более теплые и более влажные, например) могут оказаться «на-
селенными», в то время как большая часть планеты совершенно
необитаема.
Обнаружение жизни на Марсе явилось бы, без сомнения,
величайшим открытием. Одна из трудностей, с которой сталкива-
ется современная теория происхождения жизни, состоит в том,
что имеются данные только об одной биосфере — земной. В таком
же тяжелом положении находилась бы теория происхождения
Земли, если бы мы ничего не знали о других телах Вселенной.
Снять подобную трудность было бы исключительно важно для
биологии.
Современная концепция происхождения жизни, развитая Опа-
риным (1957), основана на представлении о все более сложных
s 2.11. ПОИСКИ БИОСФЕРЫ
189
соединениях в атмосфере и в гидросфере планеты, за которыми
следует образование тел типа коацерватных капель или микро-
сфер и, наконец, живой клетки. Последний переход является наи-
менее понятным звеном; именно на этом этапе возникает наслед-
ственный механизм и свойства размножения (с определенной
вероятностью мутаций), которое и есть, по-видимому, главное от-
личие живого от неживого. Открытие продуктов предбиологиче-
ского органического синтеза на Марсе, вероятно, имело бы серь-
езное значение для проблемы происхождения жизни и в том слу-
чае, если биосфера на этой планете не возникла.
Возможные методы поисков жизни, а также продуктов абио-
генного органического синтеза, подробно обсуждались в литера-
туре. Для более глубокого ознакомления можно обратиться к
сборнику «Биология и исследования Марса» (1966) и к обзорной
работе Мухина (1975). Около половины книги Гласстона (1968)
о Марсе посвящено вопросам экзобиологии. Мы очень кратко
перечислим основные идеи и изложим первые результаты их частич-
ного воплощения в экспериментах на «Википгах-1 и 2». Современ-
ные методы поиска жизни на Марсе можно разделить на три груп-
пы, использующие а) органический химический анализ, б) явле-
ние обмена веществ (метаболизм), в) явление роста и специфи-
ческую морфологию.
а) Органический химический анализ с помощью высокочув-
ствительных приборов (газовый хроматограф, масс-спектрометр,
хромато-масс-спектрометр) позволяет обнаруживать очень не-
большие количества органического вещества в грунте (до 10-10—
10-8 г/г). Принципиальная трудность состоит в необходимости раз-
личать вещество биогенного и абиогенного происхождения.
Единственный известный способ основан на оптической активно-
сти соединений биогенного происхождения: при прохождении
сквозь раствор таких соединений поляризованного света плоскость
поляризации поворачивается влево. Это правило действует в пре-
делах земной биосферы, и можно ожидать, что оптическая актив-
ность того или иного (но одного) знака имеет место для биогенных
соединений в любой замкнутой системе планетарного масштаба.
На «Викингах» проводился органический химический анализ
грунта с помощью хромато-масс-спектрометра (Биманн и др.,
1976) и дал отрицательные результаты, так что вопрос о различе-
нии вещества биогенной и абиогенной природы отпал сам собой
(оно, кстати, в комплексе экспериментов «Викинга» не преду-
сматривалось). Как уже упоминалось в § 2.9, верхний предел
обилия многих органических молекул (алифатические и аромати-
ческие углеводороды и др.) не превышает 10“9 г/г. В земных
образцах, взятых в Антарктике, содержание тех же органических
соединений составляет от 10-8 до 10-5 г/г. Хотя авторы эксперимента
не считают, что их результат закрывает вопрос о существовании
190
ГЛ. 2. ПОВЕРХНОСТЬ МАРСА
жизни па Марсе, он, безусловно, не настраивает на оптимисти-
ческий лад.
Заметим, что хромато-масс-спектрометр использовался для
анализа не только грунта, но и атмосферы (см. § 3.2). Это наибо-
лее сложный и чувствительный прибор для химического анализа,
когда-либо использовавшийся на космических аппаратах. Его
блок-схема приведена на рис. 97. б)
Забор пробы атмосферы 8 НС
Рис. 97. Функциональная блок-схема хромато-масс-спектрометра СА «Викинг»,
заштрихованные широкие линии — путь газа, сплошные узкие линии — цепи питания,
управления и сбора данных. ГХ — газовый хроматограф, МС — масс-спектрометр.
Проба грунта поступает в емкость для грунта, оттуда в одну из двух пиролизных печей.
Газообразные продукты пиролиза могут идти либо по линии ГХ—МС, либо непосред-
ственно в МС. Масс-спектрометр может использоваться также для анализа атмосферы
Андерсон и др., 1972).
б) Метаболизм эффективно обнаруживается с помощью ме-
тода меченых атомов. В качестве метки служит изотоп С14, вклю-
чающийся либо в газовую среду (СО2 и СО), либо в жидкий пи-
тательный раствор, которые находятся в контакте с пробой грунта.
Другой вариант — просто наблюдение за газовым составом над
изолированной пробой грунта (без применения каких-либо меток).
Три прибора, основанных на этих методах, составили биологичес-
кий комплекс «Викингов-1 и 2». Их описание и первые результаты
приведены в работах Оямы (1972), Левина (1972), Клейна и др.
(1972, 1976), Хоровитца и др. (1972, 1976), Левина и Страат (1976).
На рис. 98 дано схематическое изображение прибора для
обнаружения ассимиляции углерода методом меченых атомов.
Грунт в объеме 0,25 см3 помещается в камеру объемом 4 сл3.
Сверху камера закрыта оптическим фильтром (коротковолновая
граница 3200 А), над которым расположен источник света —
6-ваттная ксеноновая лампа; это — имитатор солнечного освещения,
обеспечивающий фотосинтез (при наличии соответствующих
§ 2.11. ПОИСКИ БИОСФЕРЫ
191
организмов). Предусмотрена возможность работы с включенной
и выключенной лампой. В начале эксперимента впускается 20 мл
смеси 14СО2 и 14СО (пропорция 92 :8). Затем идет 120 часов инкуба-
ционного периода. Температура в это время в первых эксперимен-
тах «Викинга-1» составляла 15—17 °C. По окончании инкубацион-
ного периода непрореагировавший газ удалялся из камеры при
температуре 120 °C, и проба грунта нагревалась затем до 625 °C.
Газ для
продувки
Wpn
•йрп Нагрева-
LUz. тель
Н20
Три сменные ячейки
Источник
'' света
Г\ ^Окно
г । г~СХ)—*► выход
-Прова
грунта
- Ловушка и
нагреватель
выход
* Емкость
Газ для Детекторы на ь
продувки
Рис. 98. Прибор для обнаружения ассимиляции углерода методом меченых атомов
(Клейн и др., 1972).
Продукты пиролиза (включая непрореагировавшие и десорби-
рованные 14СО2 и 14СО) продувались потоком гелия через колонку,
которая содержит поглотитель (СиО) для органики. Температура
колонки при продуве 120 °C и газы 14СО2, 14СО не задерживаются
ею. Детектор радиоактивности определяет количество прошедшего
газа (первый пик). Затем колонка нагревается до 650 °C, органика
освобождается, окисляется до СО2 и тогда снова определяют
количество газа. Этот второй пик уже позволяет определить,
сколько СО2 прошло через процесс ассимиляции.
Вслед за основным проводится контрольный эксперимент,
который начинается с нагревания грунта до температуры 175 °C
в течение трех часов. Предполагается, что при этой температуре
микроорганизмы должны погибнуть. Затем повторяется весь цикл
основного эксперимента. В табл. 2.22 приведены результаты
первого (основного) и второго контрольного эксперимента на
«Викинге-1». Большой уровень фона связан с наличием на борту
радиоизотопного генератора, являющегося источником энергии.
Третий и четвертый столбец, третья и четвертая строка свиде-
тельствуют о слабом, но четком положительном эффекте. Авторы,
как легко понять, проявляют большую сдержанность в оценке
192
ГЛ. 2. ПОВЕРХНОСТЬ МАРСА
Таблица 2.22
Результаты первых экспериментов по ассимиляции углерода
Эксперимент Скорость света, имп/мин
Полная Фон Разность Ожидалось *)
1 (активный) 2 (контрольный) 1 (активный) 2 (контрольный) 7899 ±59 1 8129±60 1 573 ±0,831 500±0,47| Первый пик I 478±0,62 I 7421 ±59 1 | 480±0,57 1 7649 ±60 | Второй пик 477±0,79 [ 96±1,15 1 485±1,20 1 15±1,29 |
*) При отсутствии микрсорганизмов.
результата. Необходимы повторные эксперименты; эффект слаб и
надо исследовать возможность небиологических объяснений путем
наземных лабораторных исследований.
Второй прибор состоит из камеры с пробой, которая соединена
трубой со второй камерой, содержащей полупроводниковые де-
текторы р-частиц. В камеру с пробой вводится после определения
уровня фона питательный раствор, содержащий семь простых ор-
ганических компонент (формат, гликолат, глицин, D- и £-аланин,
£)-и£-лактат), меченые С14. Примерно через 7 суток после первой
инжекции проводится вторая, и инкубационный период продолжа-
ется еще около 6 суток. В течение всего этого времени измеряется
радиоактивность газа в приборе. Затем проводится контрольный
эксперимент с пробой грунта, подвергнутой трехчасовому нагре-
ванию при температуре 170 °C. На рис. 99 показаны результаты ос-
новного и контрольного экспериментов. Здесь имеется заметный
положительный эффект, однако характер кривой резко отличает-
ся от того, который имеет место в случае земного грунта. В назем-
ных экспериментах длительность фазы нарастания скорости счета
значительно больше. Создается впечатление, как будто в первые
два часа идет интенсивный обмен, а потом гипотетические микро-
организмы погибают. Как и в эксперименте с ассимиляцией, ав-
торы не исключают, что результат связан с химическими реакция-
ми небиологического характера.
Схема третьего прибора приведена на рис. 100. В камеру с про-
бой грунта в два приема вводится питательный раствор. Вначале
его количество мало, и контакт с грунтом осуществляется только
через водяной пар. По прошествии первой фазы инкубационного
§ 2.11. ПОИСКИ БИОСФЕРЫ
193
периода количество пара увеличивается, и грунт увлажняется
раствором. Газовый хроматограф определяет состав грунта в кон-
це первой и второй фазы.
В конце первой фазы выделилось заметное количество О2
(отношение О2: СО2 в 18 раз больше, чем во внешней атмосфере).
Оно в три раза уменьшилось к концу второй фазы. Во втором
цикле имело место заметное уменьшение N2; оно может быть
Рис. 99. Выходной сигнал в первом эксперименте по обнаружению метаболизма
с применением питательной среды; а) основной эксперимент, б) контрольный, 1 — первая
инжекция, 2 — вторая инжекция, 3 — продувка, 4 — тепловая очистка, 5 — температу-
ра детектора, 6 — температура входной головки (Клейн и др., 1976).
объяснено как биологическими процессами, так и некоторыми
химическими реакциями.
в) Обнаружение роста и размножения организмов можно обес-
печить различными способами. Простейший из них — оптичес-
кая индикация рассеивающих свойств питательной среды, в кото-
рой размножаются и растут попавшие в нее микроорганизмы.
Соответствующий прибор (Вишняк, 1972) предполагалось поста-
вить на «Викингах», но в окончательном варианте он был исклю-
чен из программы. Наиболее прямой способ (который можно бы
7 В. И. Мороз
194
ГЛ. 2. ПОВЕРХНОСТЬ МАГСА
назвать методом Левенгука) — это применение телевизионного
микроскопа, оптического или электронного. Подобное устройство
связано с запоминанием и передачей большого объема информа-
ции, но в будущем его использование представляется вполне ре-
альным.
На первых этапах биологический комплекс «Викинга-1» не дал
ни положительного, ни отрицательного ответа. Проблема поиска
Рис. 100. Прибор для исследования газовыделения грунта при взаимодействии
с питательной средой. 1 — камера, 2 — проба, 3 — инжектор криптона, 4 — инжектор
питательной среды, 5 — инжектор газа для очистки, 6 — выход, 7 — нагреватель,
8 — инжектор Не, 9 — хроматографическая колонка, to — детектор хроматографа
(Клейн и др., 1972).
жизни на Марсе, вероятно, гораздо сложнее, чем это недавно пред-
ставлялось. Одна из проблем гипотетической марсианской биоло-
гии — это необходимость сохранения жидкой фазы внутри живой
клетки. Можно представить себе организмы, извлекающие воду из
льда, из атмосферы, из минералов, но внутри они должны обяза-
тельно содержать жидкую воду. Существуют механизмы, позво-
ляющие сохранять жидкую фазу в клетках при температуре ниже
нуля (образование своеобразных антифризов) даже без биологи-
ческого регулирования температуры. Последнее также нельзя
исключить. Учитывая трудные задачи, которые приходится ре-
шать гипотетическим марсианским живым существам, есть основа-
ния предполагать, что они могут быть крупными сложными орга-
низмами (Саган и Ледерберг, 1976).
§ 2.11. ПОИСКИ БИОСФЕРЫ
195
Программа работы камер «Викингов-1 и 2» позволяет системати-
чески день за днем следить за возможными изменениями ланд-
шафта. Когда были получены первые изображения с «лесом кам-
ней», теплилось подозрение, что некоторые образования могут ока-
заться «макробами», движение которых можно будет обнаружить с
помощью камер. Однако, сообщений о подобных явлениях не было.
Геометрия камней иногда причудлива, но это, по-видимому, все-
го лишь камни. Безусловно, обнаружение крупных организмов,
даже если они существуют на Марсе, может быть маловероятным
просто вследствие их малочисленности. Кажется очевидным, что
дальнейшие поиски марсианской биосферы должны учитывать ее
возможный оазисный характер. При выборе мест посадки «Викин-
гов-1 и 2», по-видимому, не было возможности этого сделать.
Обязательным условием, которое должно выполняться при по-
садке космических аппаратов на Марс, является их стерилизация.
Было бы очень неосторожно занести земные микроорганизмы на
Марс, пока мы не убедимся, что эта планета лишена своей собст-
венной биосферы. Реальна будет и обратная проблема, когда вста-
нет вопрос о возвращении космических аппаратов с Марса (экс-
педиции для доставки грунта, аналогичные запускам аппаратов
«Луна-16, 20 и 24»): заражение земной биосферы марсиански-
ми микроорганизмами (если они существуют), может оказаться
опасным.
В 1964 г. в рамках КОСПАР были приняты детальные рекомен-
дации по вопросам стерилизации космических аппаратов для пла-
нетных исследований. Могут применяться различные технические
методы — термические, химические, радиационные (НАСА, 1966;
Холл, 1976). Общепринятой является термическая стерилизация.
7*
Глава 3
АТМОСФЕРА
Наблюдения облаков и сезонных изменений полярных шапок
еще в прошлом столетии убеждали наблюдателей в существовании
марсианской атмосферы. Однако сведения о ее составе и физиче-
ских характеристиках стали накапливаться недавно. В послед-
ние годы было опубликовано несколько обзорных работ, охваты-
вающих результаты «Маринера-9» (Барт, 1974; Мак-Коннел,
1975), а также «Марсов-3, 5 и 6» (Кондратьев, 1973, 1975; Мороз,
19766). Ниже мы рассмотрим совокупность сведений об атмосфере
Марса с учетом также и данных «Викингов».
§ 3.1. Обилие СО2 и полное давление
До недавнего времени все сведения о химическом составе ат-
мосферы Марса получались методами оптической спектроскопии,
причем наиболее фундаментальная информация — наземными на-
блюдениями. Спектральная аппаратура, установленная на орби-
тальных космических аппаратах, использовалась для исследова-
ния локальных и временных вариаций, определения некоторых
верхних пределов и для исследования эмиссий высоких слоев ат-
мосферы.
В 1974 г. советский спускаемый аппарат «Марс-6» впервые осу-
ществил прямые измерения в марсианской атмосфере. В 1976 г.
начали проводиться измерения состава и метеорологических па-
раметров на американских спускаемых аппаратах с большим вре-
менем жизни «Викингов-1 и 2». Прямые методы тонкого химическо-
го анализа — масс-спектроскопия и газовая хроматография — в
недалеком будущем, по-видимому, станут основными способами
исследования состава марсианской атмосферы.
Спектроскопические оценки относительного содержания СО2
и полного давления в атмосфере Марса зависят одна от другой, и
мы будем эти две характеристики рассматривать совместно. До
«Марса-6» применялись следующие методы определения атмосфер-
ного давления у поверхности планеты:
1) по яркости и поляризации солнечного излучения, рассеян-
ного атмосферой,
2) по интенсивности полос СО2,
3) по величине сдвига фазы радиосигнала, прошедшего через
атмосферу планеты в период, когда космический аппарат нахо-
§ 3.1. ОБИЛИЕ СО2 И ПОЛНОЕ ДАВЛЕНИЕ
197
дится вблизи ее края («покрытие» планетой космического аппарата
или «радиопросвечивание»).
Во всех трех случаях результат зависит от предположений о
составе. Метод 1) был использован первым и долгое время оста-
вался единственным. Сводка данных, полученных этим методом до
начала пятидесятых годов, приведена в книге Вокулера (1954).
Из этой сводки Вокулер вывел среднее значение 87 ± 8 мб.
В 1963—1965 гг. начали использоваться более надежные методы
2) и 3) и оказалось, что на самом деле давление меньше примерно
на порядок. Причина состоит в том, что, применяя метод 1), необ-
ходимо учесть рациональным образом вклад поверхности, а также
аэрозольной составляющей.
Метод 1) наименее пригоден для определения абсолютной вели-
чины давления, хотя при известных предосторожностях он может
дать правильный порядок (Мороженко, 1969; Ингерсолл, 19716, в;
Оуэн и Саган, 1972; Колдуэлл, 1973). Зато он оказался очень
удобен для исследований вариаций давления, связанных с топо-
графией (§2.1).
Ниже мы рассмотрим спектроскопические данные о содержа-
нии СО2 и полном давлении (А), результаты радиопросвечивания
(Б), прямые измерения давления и состава на «Марсе-6» и «Викин-
гах-1,2» (В) и после этого данные о топографических вариациях дав-
ления (Г), сезонных и суточных (Д).
А. Спектроскопические определения относительного содержа-
ния СО2 и полного давления. Первые данные о составе атмос-
феры Марса были получены около 30 лет назад. Койпер и др.
(1947) впервые записали спектры планет и ярких звезд в области
1—2,5 мкм с помощью спектрометра с сернисто-свинцовым фото-
сопротивлением. В спектре Марса Койпер (1947) отождествил по-
лосы СО2 около 2 мкм. Оценки эквивалентных ширин были не очень
точны. Кроме того, это сильные полосы, состоящие из насыщен-
ных линий, эквивалентные ширины которых зависят не от коли-
чества СО2, а от произведения его на давление. Эквивалентная ши-
рина изолированной насыщенной линии определяется формулой
(2.3). Очевидно, получить и, зная только W, по таким полосам не-
возможно, пока неизвестны Г, и особенно Р. Наоборот, их целесо-
образно использовать для определения Р, если известно и. Эквива-
лентная ширина вращательно-колебательной полосы равна сумме
эквивалентных ширин составляющих ее вращательных линий,
если они не перекрываются. При наличии перекрытия его можно
учесть. На основании фотометрических и поляриметрических наб-
людений (как уже говорилось, неверно интерпретировавшихся)
предполагалось, что давление в атмосфере Марса около 80 мб.
Отсюда следовало, что углекислого газа в атмосфере Марса по аб-
солютному количеству лишь немного больше, чем на Земле, и что
на Марсе СО2 является малой составляющей. Уточнить данные о
19S
гл. з. атмосфера
содержании СО2 можно было путем наблюдения слабых полос, со-
стоящих из ненасыщенных линий. Их эквивалентная ширина пря-
мо пропорциональна и:
W =с2и.
(3.1)
Сильные полосы СО2 в спектре Марса регистрируются с удовлет-
верительной точностью при умеренной разрешающей силе -тг-
100-н 1000. Для наблюдения слабых полос необходимо иметь
Рис. 101. Пример ненасыщенных полос СО2 в спектре Марса. Микрофотометриче-
ская запись в области Р-ветви полосы 005 СО2. Отмечены линии с вращательными числами
J = 8, 10, 12, использовавшиеся для количественных оценок содержания СО2, и две сол-
нечные линии. По оси ординат — нелинейная шкала относительных интенсивностей.
Спектральное разрешение около 0,1 А (Каплан и др., 1964).
существенно большую разрешающую силу. Спинрад и др. (1964; см.
также Каплан и др., 1964) в фотографической инфракрасной обла-
сти получили спектр Марса с разрешающей силой около 105 на
2,5-метровом рефлекторе обсерватории Маунт Вилсон во время
противостояния 1963 г. Целью работы были поиски линий Н2О
в полосе X 8200 А. Эти линии действительно были найдены (впервые
после многих безуспешных попыток, предпринимавшихся в про-
шлом). На той же спектрограмме неожиданно были обнаружены
следы нескольких вращательных линий очень слабой полосы 005
СО2 вблизи 8700 А (рис. 101). Для сравнения на рис. 102 дан учас-
ток спектра с сильными полосами около 2 мкм. По эквивалентным
ширинам слабых линий с помощью формулы (3.1) можно получить
§3.1. ОБИЛИЕ СО2 И ПОЛНОЕ ДАВЛЕНИЕ
199
и, а затем подставить найденное значение в формулу (2.3) и, зная
W для сильных полос, найти Р. Применение этой простой процеду-
ры к Марсу показало, что абсолютное и относительное содержание
СО2 в атмосфере много больше, а давление меньше, чем ранее пред-
полагалось. Первые оценки давления были в диапазоне 10—40 мб
Рис. 102. Пример насыщенных полос СО2 в спектре Марса. Участок марсианского
спектра в области 1,9—2,5 лскм. Инфракрасный спектрометр и 125-сантиметровый реф-
лектор Южной станции ГАИШ, 19 апреля 1965 г. Пунктиром показан спектр Луны.
Полосы СО2 около 1,92; 2,01 и 2,06 леклс усилены в спектре Марса по сравнению с Луной.
Спектральное разрешение около 70 А (Васильченко и Мороз, 1967).
(Каплан и др., 1964; Мороз, 1964; Койпер, 1964), но уточнение W
для слабых и сильных полос, а также лабораторных данных, впо-
следствии уменьшили их до 5—8 мб.
Таблица 3.1
Результаты измерений абсолютного содержания СО2 в атмосфере
Марса (по ненасыщенным полосам поглощения)
Автор Противо- стояние, год Полоса Содержание в вертикаль- ном столбе, м-атпм
Каплан и др. (1964) 1963 005 (8460 А) 55+20
Оуэн (1966) 1965 005, 123(10460 1) 65+20
Спинрад п др. (1966) 1965 005 90±27
Белтон п Хантен (1967) 1965 123 68+26
Гпвер п др. (1966) 1965 123 61+14
Оуэн п Мейсон (1972) 1967 005, 123 75+15
Белтон и др. (1968) 1967 123 78+11
Карлтон и др. (1969) 1967 123 83+8
Мюнч (1969) 1967 005 76+9
Баркер (1971а) 1969 005 122=+6 ♦)
Баркер (1971а) 1969 123 82+11 **)
Среднее по всем измерениям: 78+7 **)
*) Усреднение данных Баркера проведено нами (В. М.).
**) Ошибка указана средняя квадратичная с одинаковым весом для всех измерений.
200
ГЛ. 3. АТМОСФЕРА
Таблица 3.2
Результаты спектроскопических определений давления по сильным
полосам
Автор Год на- блюдений (противо- стояние) Полоса **) Предпо- лагаемый сторон- ний газ Давле- ние, P, мб SgsrL О ь o Keo.
Катлан и др. (1964) 1960 *2) 1963 *3) 041 n2 25 ±15 -10
Оуэн и Койпер (1964) 1963 *3) 041 n2 17±3
Мороз (1964) 1963 0,41,141,221 n2 00 L± ьэЬ5
Ханст и Сван (1965) 1963 *3) 041 n2 51+25
Янг (1966) 1963 *3) 041 7,1+2,2 -100
Васильченко и Мороз (1967) Мороз (1967) 1965 141,221 n2 23±7 -10
1963,65 041, 141,221 n2 20+10 13±|7
Мороз и Крюйкшенк (1971) Баркер (19716) 1969 023, 141,221 — 5-5-8 -100
1969 103 , 023 — 4-5-8 -100
Крюйкшенк (1971) 1969) 023 — 5,3+|’| -100
Каплан и Янг (1971) 1967 *4) 301 — 5 -100
Янг (1969) 1967 *4) 301, 141,221 — 5,16±0,64 -100
Херр и др. (1973) 1969 *5) 041, 121,201 — 5,3 -100
Мороз (19766) 1974 *6) 141,221 и др. — 4,0 -100
**) Длины волн полос поглощения: 103—1,206; 0,23—1,220; 301—1,535 141—1,575; 221—
1,606; 201—1,955; 121-2,010; 0,41—2,061 jwwh.
**) По наблюдениям Синтона (1963).
*’) По наблюдениям Койпера (1964).
*•) По спектру с разрешающей силой К/ДК«10в (Конн и др., 1969).
*•) «Маринеры-6 и 7»; среднее давление для ограниченного набора небольших
участков планеты.
*•) «Марс-5»: среднее давление для небольшой части поверхности планеты.
В таблице 3.1 приведены результаты измерений содержания СО2
в вертикальном столбе атмосферы, полученные по наблюдениям
слабых полос. Содержание СО2 в вертикальном столбе марсианской
атмосферы равно по данным инфракрасной спектроскопии
и = 78 ± 7 м-атм, (3.2)
примерно в 20 раз больше, чем в земной атмосфере. В табл. 3.2
даны результаты спектроскопических определений давления,
основанные на сопоставлении эквивалентных ширин сильных и
слабых полос. Измерения давления в сочетании с результатами
масс-спектроскопии приводят к несколько меньшему значению ве-
личины и (71 м-атм, см. табл. 3.6).
Парциальное давление СО2
Рсо2= nco,kT = = Lumaiig, (3.3)
§ 3.1. ОБИЛИЕ СО2 И ПОЛНОЕ ДАВЛЕНИЕ
201
где Исо2 — численная концентрация, L — число Лошмидта, и
выражено в см-атм, Н = kT/m^g — шкала высот, й — средний
молекулярный вес, g — ускорение силы тяжести. Относительная
концентрация
₽со,= ^-. (3.4)
Зная и и Р, можно определить р. Заметим, однако, что в формулу
(3.3) входит средний молекулярный вес, который сам является
функцией состава.
На практике существенны экспериментальные источники оши-
бок, о которых полезно упомянуть. Полосы СО2 в области 0,8—
1,0 мкм, используемые для определения и, измеряются с ограни-
ченной точностью из-за малой интенсивности (см. рис. 101). Экви-
валентные ширины сильных полос около 1,6 мкм (141 и 221) и
особенно около 2 мкм (201, 121, 041) при наблюдениях с Земли
искажаются в результате наложения земных полос СО2, при учете
которого возникают дополнительные ошибки. При переходе к поло-
сам промежуточной интенсивности (103, 023, 301) относительный
вклад земных полос становится малым, так как из-за большого
давления в атмосфере Земли они переходят на более крутую часть
кривой роста, а в атмосфере Марса остаются на корневой.
Замечательным достижением было получение спектров Марса (и
Венеры) с разрешающей силой 10б в области от 1 до 2,5 мкм,
ставшее возможным благодаря внедрению фурье-спектроскопии в
астрономию (Конн и др., 1969). В последние годы разрешающая
сила была увеличена еще на порядок (Конн и Мишель, 1974).
Однако реальная точность в измерении эквивалентных ширин по
таким спектрам в ряде случаев оказывается недостаточной по той
причине, что интерферограммы Марса и Солнца (для спектра срав-
нения) записывались в разные дни. Это существенно, если в инте-
ресующую нас область спектра попадают теллурические линии
Н2О, интенсивность которых может сильно изменяться во времени.
Трудности, связанные с теллурическими абсорбциями, полно-
стью снимаются при измерении полос СО2 с помощью аппаратуры,
установленной на космических аппаратах. Полосы около 2 мкм
измерялись на «Маринерах-6 и 7» (Херр и др., 1973), «Марсе-3»
(Мороз и Ксанфомалити, 1972; Мороз и др., 1973; Ксанфомалити и
др., 1975а), «Марсе-5» (Ксанфомалити и др., 19756). Цель этих
измерений была изучить вариации, связанные с локальными изме-
нениями высоты (гипсометрия). В случае «Маринеров-6 и 7» и «Мар-
са-5» были получены абсолютные величины эквивалентных ширин
и давлений, и они включены в табл. 3.2. Однако, в отличие от на-
земных наблюдений, которые дают среднюю величину по крайней
мере для полусферы, эти данные относятся к ограниченной части
202
ГЛ. 3. АТМОСФЕРА
поверхности (~ 1 %). На «Маринере-9» измерениями полосы 15 мкм
была охвачена значительная часть планеты, однако полоса не очень
хорошо подходит для определения давления у поверхности, так
как на ее эквивалентную ширину сильно влияет температурный
профиль атмосферы, для получения которого она в основном,
использовалась (Ханел и др., 1972). Карта давлений у поверх-
ности была построена по данным инфракрасного спектрометра
«Маринера-9» (Конрат и др., 1973),
Рис. 103. Изменение фазы радиосигнала при
покрытии Марсом космического аппарата
«Маринер-9» (виток № 30, Кпиоре и др., 1972).
однако неясно, какова точ-
ность абсолютной величи-
ны этих давлений.
Дополнительным источ-
ником ошибок являются
топографические и сезон-
ные вариации давления.
Следует отметить, что на-
земные измерения интен-
сивности полос СО2 значи-
тельно меньше подверже-
ны влиянию топографии,
так как единичное измере-
ние относится сразу ко
всей освещенной полусфе-
ре или к значительной ее
части.
Б. Измерения давления
у поверхности методом «ра-
диопросвечивания». Явле-
ние покрытия звезды пла-
нетой, имеющей атмосфе-
ру, может быть использо-
вано для исследования характеристик атмосферы. Анало-
гичным образом можно воспользоваться покрытием косми-
ческого корабля. Источником излучения в этом случае являет-
ся его радиопередатчик. Рефракция радиоволн в атмосфере при-
водит к появлению сдвига фазы и, при достаточно высокой
плотности, к ослаблению мощности (Яковлев, 1974). На рис. 103
показан пример измерений сдвига фазы при покрытии Марсом кос-
мического аппарата «Маринер-9», а на рис. 104 профиль рефрак-
ции, полученный в результате анализа этих измерений. Область
отрицательных значений сдвига фазы и рефракции соответствует
ионосфере, положительных — нейтральной атмосфере. Рефракция
измеряется в так называемых A-единицах, связанных с коэффи-
циентом преломления уравнением
N = 10б (р - 1).
(3-5)
Численная концентрация молекул прямо пропорциональна
§3.1. ОБИЛИЕ СО2 И ПОЛНОЕ ДАВЛЕНИЕ
203
рефракции
п = aN,
(3.6)
где а — коэффициент, зависящий от состава и температуры. Ин-
ое со
теграл по высоте N dz и §ndz определяется более точно, чем
о о
подынтегральные величины. Давление у поверхности
оо
р = mg п dz.
о
(3.7)
Можно определить зависимость п (z) в некотором диапазоне высот,
а отсюда шкалу высот и температуру.
Впервые метод радиопросвечивания планетных атмосфер при-
менили как раз к Марсу. Во время пролета «Маринера-4» вблизи
Марса в 1965 г. были изме-
рены давления в областях
Electris (4,9 мб) и Маге
Acidalium (8,4 мб). Ука-
занные цифры получены в
предположении, что атмо-
сфера состоит из чистого
СО2. Гипотеза о преоблада-
нии азота, популярная в
то время, приводила к
слишком низким темпера-
турам и была отвергнута.
Эксперимент проводился
группой ученых Стэнфорд-
ского университета (Кли-
оре и др., 1965; Клиоре и
др., 1967; Фелдбо и Эшле-
мен, 1968). Идея метода,
сейчас прочно принятого
Pi.c. 104. Профиль рефракции, полученный
в результате обработки данных, приведенных на
рис. 103 (Клиоре и др., 1972).
на вооружение, в то время
казалась весьма смелой.
Измеряемый фазовый сдвиг
«вылавливается» на фоне гораздо больших фазовых смещений,
связанных с прохождением сигнала через земную ионосферу, меж-
планетную среду, с движением космического аппарата.
Измерения такого рода повторялись на «Маринерах-6 и 7» в
1969 г. (Клиоре и др., 1969; Клиоре и др., 1970), а затем в 1971 г.
на «Маринере-9» (Клиоре и др., 1972; Клиоре и др., 1973). Обзор
американских работ по радиопросвечиванию дан Клиоре (1974).
На советских космических аппаратах «Марс-2» в 1971 г. и «Марс-4»,
«Марс-6» в 1974 г. также проводились радиорефракциопцые
204
ГЛ. 3. АТМОСФЕРА
Рис. 105. Расчетная зависимость дав-
ления в атмосфере Марса от сезона. Уна
заны три экспериментальные точки, полу-
ченные в результате анализа радиозатмен
ных данных «Маринера-9» (Войцешин,
1974) в предположении чистого СО2. Рас-
четы Бриггса учитывают только сублима-
цию и конденсацию полярных шапок;
Дзуризин и Ингерсолл добавили к этому
эффекты адсорбции и десорбции СО,
в грунте.
исследования атмосферы (Колосов и др., 1972; Колосов и др., 1975).
Единичные измерения, поскольку они относятся к малым областям
и фиксированным моментам, не могут дать точную величину сред-
него давления по всей планете из-за топографических и временнйх
вариаций. Только на «Маринере-9» удалось получить большой ста-
тистический материал, позволяющий делать достаточно надежные
выводы о форме планеты, топо-
графии, средней величине давле-
ния у поверхности и даже се-
зонных вариациях его. Этот ма-
териал детально проанализиро-
ван в работе Войцешина (1974)
в части атмосферных парамет-
ров. По Войцешину, среднесе-
зонное среднесуточное значение
атмосферного давления у по-
верхности равно
Ро = 5,4±0,1 мб. (3.8)
На рис. 105 даны средние по
всей планете давления для трех
сезонов, взятые из этого источ-
ника. Здесь же приведены тео-
ретические зависимости средне-
го давления от сезона (см. раз-
дел «Д»).
В. Прямые измерения давле-
ния и содержания СО2. На уча-
стке парашютного спуска
«Марса-6» (от 11 км до поверх-
ности) были проведены измере-
ния атмосферного давления с
помощью барометрического дат-
чика (Авдуевский и др., 1975). Одновременно измерялась высота
над поверхностью с помощью радиолокационного высотомера.
Датчик был установлен в лобовой части аппарата, и в данные
измерений вносилась поправка, учитывающая различие полного
давления Р и статического Ро. На рис. 106 показана зависимость
статического давления Ро и высоты z от времени. В конце измере-
ний у поверхности планеты в месте посадки аппарата (Маге Егу-
thraeum, ср=—24°, Х=25°) давление было равно
Ро = 6,1 ± 0,5 мб. (3.9)
В работе Зезина и др. (1975) рассматривается проблема
привязки места посадки к топографическим картам, составленным
на основе данных ультрафиолетового спектрометра «Маринера-9»
§ 3.1. ОБИЛИЕ СО2 И ПОЛНОЕ ДАВЛЕНИЕ
205
Область разброса координат точки посадки с вероятностью Зег
составляет ±6° вдоль трассы и +0°,1 перпендикулярно. Среднее
значение давления по маринеровской топографии в этой зоне со-
ставляет 5,5 мб с разбросом от 5,6 до 4,7 мб. Учитывая ошибки из-
мерений обоих типов и величину области разброса, согласие мож-
но считать удовлетворительным.
На спускаемых аппаратах «Викинг-1 и 2» получены длитель-
ные (многие месяцы) ряды измерений давления. По первым сообще-
Рис. 106. Результаты измерений давления и высоты на участке парашютного спуска
«Марса-6». По оси абсцисс — время, по оси ординат — давление и высота. Стрелкой по-
казан возможный уход нуля барометрического датчика (Авдуевский, Аким и др., 1975).
ниям (Хесс и др., 1976а, б) в месте посадки «Викинга-1» (<р =
= +22°,4, % = 47°,5) среднесуточное давление
Р = 7,6 мб. (3.10)
Место посадки расположено примерно на 2 км ниже уровня 6,1 мб.
В точке посадки «Викинга-2» давление па 10% больше (Сиф и
Кирк, 1976).
На «Марсе-6» был установлен масс-спектрометр радиочастотно-
го типа для измерения химического состава атмосферы на участке
парашютного спуска. К сожалению, ни одного масс-спектра пере-
дано не было, так как после посадки радиосвязь со спускаемым ап-
паратом прекратилась. Один из зарегистрированных в процессе
спуска контрольных параметров показал неожиданные особенно-
сти, которые, по мнению авторов эксперимента, позволяли пред-
положить присутствие в атмосфере Марса некоторого инертного
газа, по-видимому, аргона (Истомин и др., 1975). Была опублико-
вана оценка относительного содержания аргона 36±10%, откуда
можно было сделать вывод, что относительное обилие СО2 не пре-
вышает 75%.
206
ГЛ. 3. АТМОСФЕРА
Прямой масс-спектрометрический анализ на «Викингах-1 и 2»
не подтвердил эти заключения (Оуэн и др., 1976). Он показал, что
содержание СО2 составляет около 95%, а аргона всего лишь 1—2%
(табл. 3.3). Не исключено, что относительное содержание СО2 и
Таблица 3.3
Состав марсианской атмосферы по предвари-
тельным результатам масс-спектрометриче-
ского анализа на «Викинге-1» (Оуэн и Биманн,
1976)
Газ Обилие, % 1 ~ Обилие, %
СО2 95 N2 2-5-3
о2 0,1-ь0.4 Аг 1 -5-2
неконденсирующихся газов (Аг, N2, О2) испытывает сезонные из-
менения в связи с конденсацией СО2 в полярных шапках, которая
может сопровождаться накоплением неконденсирующихся газов
над зимней полярной шапкой. Тогда в низких широтах минимум
содержания СО2 (и максимум неконденсирующихся газов) должен
иметь место весной и осенью. По предварительным оценкам отно-
сительное содержание неконденсирующихся компонент может из-
меняться не больше, чем в 2—3 раза. Перемешивание должно пре-
пятствовать подобным процессам, но на данном этапе вряд ли
стоит полностью исключать такую возможность. Если время жиз-
ни «Викингов» будет достаточно велико, ее можно будет проверить.
Г. Топографические вариации давления. Локальные различия
давления, связанные с топографическими особенностями Марса,
весьма значительны. Существенная часть данных о высотах на
Марсе получена барометрическими методами (§2.2). Результаты их
применения в виде соответствующих гипсометрических карт при-
ведены на вкладке и рис. 33 и 34. Подобными картами можно поль-
зоваться для оценок локальных значений давления, полагая, что
на нулевом уровне давление равно 6,1 мб и средняя шкала высот
в атмосфере 10 км (см. § 3.3). Минимальные высоты (— 4 км)
отмечены в Hellas, максимальные в Tharsis — около 8 км на пло-
щади 20x20° и до 27 км на вершинах больших вулканов. Таким
образом, диапазон топографических вариаций давления составля-
ет от 8 до 0,5 мб.
Посадка спускаемых аппаратов с применением парашютной си-
стемы при низких давлениях является трудной задачей. Поэтому
при выборе мест посадки критерий возможно более высокого ло-
кального давления является одним из решающих факторов, и дан-
ные о топографических вариациях давления оказываются исключи-
тельно важными.
§ 3.1. ОБИЛИЕ СО2 И ПОЛНОЕ ДАВЛЕНИЕ
207
Рис. 107. Изменение среднесуточного давления в месте посадки «Викингов», имею-
щее, по-видимому, сезонное происхождение. По оси абсцисс марсианские сутки, отсчиты-
ваемые от момента посадки (Хесс и др., 1977).
ДР, мд Температура,^
Местное время Местное время
Рис. 108. а) Суточные вариации температуры атмосферы по данным «Викинга-1»
(среднеквадратичный гармонический анализ первого порядка); б) среднесуточные вариа-
ции температуры в Чайна-Лэйк (Калифорния); в) суточные вариации давления по данным
«Викинга-1» (среднеквадратичный гармонический анализ второго порядка). Показаны
суточная и полусуточная гармоники. Эффект монотонного изменения давления (рис. 106)
удален перед анализом; г) суточные вариации давления в Чайна-Лэйк (Хесс и др., 19766).
208
ГЛ. 3. АТМОСФЕРА
Д. Сезонные и суточные вариации давления. Сезонные поляр-
ные шапки состоят из конденсированного углекислого газа (см.
§ 2.10), и процессы конденсации и сублимации, протекающие в
обеих полярных областях несимметричным образом, должны при-
водить к сезонным колебаниям давления (Лейтон и Мюррей,
1966; Кросс, 1971; Алешин, 1973; Бриггс, 1974). Картина может
усложняться адсорбцией и десорбцией СО2 реголитом (результи-
рующим эффектом является уменьшение амплитуды; см. работу
Дзуризинаи Ингерсолла, 1975). Три усредненных по сезонам зна-
чения давления, полученные в работе Войцешина (1974), не про-
тиворечат теоретическим моделям (см. рис. 105), но недостаточны
для выбора между ними.
На «Викингах-1 и 2» (Хесс и др., 19766, в; 1977) было обнаружено
систематическое уменьшение давления ото дня ко дню по данным
за первые 200 марсианских суток (рис. 107). Можно убедиться,
сравнивая этот ход с кривыми рис. 105, что он удовлетворительно
согласуется с моделью Бриггса и не согласуется с моделью Дзури-
зина и Ингерсолла. По-видимому, адсорбция и десорбция СО2 в
реголите не сглаживает вариаций, связанных с сезонными измене-
ниями полярных шапок.
Суточные вариации давления по измерениям на «Викинге-1»
имеют амплитуду ±0,1 мб (Хесс и др., 1976а, б). На рис. 108
приведен усредненный (за первые 20 суток) суточный ход давле-
ния. Он содержит явно выраженную вторую гармонику, вероятно,
имеющую приливное происхождение.
§ 3.2. Малые составляющие
В этом разделе будут рассматриваться данные о малых состав-
ляющих атмосферы Марса. Часть из них получена методами оп-
тической (главным образом, инфракрасной) спектроскопии с Зем-
ли и орбитальных аппаратов, другая — методом масс-спектроско-
пии на «Викингах-1,2». Мы основываемся здесь на публикациях,
посвященных результатам «Викинга-1»; данные «Викинга-2» почти
не отличаются от них.
А. Изотопы СО2. Полосы изотопических молекул С13О26 и
С12О16О18 были зарегистрированы в спектре Марса с помощью
дифракционного инфракрасного спектрометра (Мороз, 1967)
и, более детально, с помощью фурье-спектрометра высокой разре-
шающей силы (Конн и др., 1969). Янг (1971а) показал, что экви-
валентные ширины полос С16О2, 13С16О2, 12С16О16О, вычисленные
при одном и том же давлении (принималась гипотеза о 100% СО2,
что для данной задачи несущественно), одинаково хорошо согла-
суются с измеренными величинами. Таким образом, отношение
12С : 13С и 16О : 18О на Марсе и на Земле одинаково, по крайней
мере в пределах точности этих оценок (порядка 10%). Масс-спект-
§ 3.2. МАЛЫЕ СОСТАВЛЯЮЩИЕ
209
рометрия на «Викинге-1» (Оуэн и др., 1976) подтвердила, что изо-
топные отношения 13С : 12С и 18О : 16О не отличаются от земных
(табл. 3.4).
Таблица 3.4
Изотопные отношения в марсианской атмо-
сфере (Оуэн и Биманн, 1976; Биманн и др.,
1976)
Изотопы Марс Земля
16N/14N от 0,0050 до 0,0064 0.00368
13С/12С 0,0118+0,0012 0,0112
18O/lflO 0,00189+0,0002 0,00204
seAr/40Ar 0,00036+0,00007 0,00334
38Аг/36Аг от 0,14 до 0,25 0,19
Б. Угарный газ СО. Фотохимическое разложение СО2 должно
приводить к появлению некоторого количества СО в атмосфере
Марса. Линии полосы СО % 2,35 мкм были действительно отожде-
ствлены на конновских спектрах (Каплан, Конн и Конн, 1969).
Согласно работе Янг и Янга (1977)
псо2 = 5,6±0,5 см-атм, [СО] : [СО2] ~ 8-10~4. (3.11)
В. Азот N2. Верхний предел содержания азота (5%) определи-
ли Далгарно и Мак-Элрой (1970), исходя из отсутствия эмиссион-
ных полос N2 в ультрафиолетовых спектрах свечения верхней ат-
мосферы, полученных на «Маринерах-6 и 7» (Барт и др., 1971). Мо-
лекулярный азот' не дает полос поглощения в видимой и инфра-
красной областях, поэтому его спектроскопическое обнаружение в
нижней атмосфере Марса практически невозможно.
На «Викинге-1» азот был найден в двух независимых масс-
спектрометрических экспериментах. Один масс-спектрометр был
предназначен для прямых измерений состава верхней атмосферы в
процессе входа в нее и установлен на аэродинамическом экране
спускаемого аппарата, второй является частью хромато-масс-спект-
рометра (см. рис. 97) и работает непосредственно на поверхности.
По данным первого эксперимента (Нир и др., 1976а),
[N2]: [СО2] 0,06 (3.12)
на высотах выше 100 км, по данным второго (Оуэн и Биманн,
1976):
[N21 : [СО2] 0,02 + 0,03. (3.13)
Различие может объясняться тем обстоятельством, что первая
оценка относится к гетеросфере, где отношение N2 : СО2 должно
возрастать с увеличением высоты благодаря меньшему молеку-
210
ГЛ. 3. АТМОСФЕРА
лярному весу N2. Если верить оценке (3.13), содержание азота
в вертикальном столбе марсианской атмосферы примерно в 3000
раз меньше, чем в земной.
Во втором эксперименте было измерено также отношение изо-
топов 16N : 14N, и оказалось, что оно почти в два раза превышает
земное (табл. 3.4).
Обогащение тяжелым изотопом азота, возможно, объясняется
различной скоростью диссипации атомов 16N и 14N. Диссипация
азота может происходить только при условии образования быстрых
атомов в каких-либо реакциях, протекающих в верхней атмосфере
(см. § 3.6).
Г. Кислород О2 и озон О3. Попытки обнаружить кислород на
Марсе спектроскопически предпринимались в течение нескольких
десятилетий, но были безуспешны до последнего времени. Причина
состоит в том, что кислорода в марсианской атмосфере значитель-
но меньше, чем в земной, и надо искать слабые марсианские линии
на фоне сильных теллурических. Только наличие доплеровского
смещения в принципе позволяет это сделать, но необходима вы-
сокая спектральная разрешающая сила (порядка 105) и точность
измерений интенсивности.
Впервые наблюдал линии О2 в спектре Марса Баркер (1972).
Это слабые (эквивалентная ширина 2—4m А) абсорбции, наложен-
ные на крылья теллурических линий PQ (7), РР (7),PQ (9) и РР (9)
в полосе кислорода 7620 А (полоса А). Количественные оценки со-
держания кислорода следующие:
иог = 9,5±0,6 см-атм; [О2] : [СО2] ~ 1,3-10~3. (3.14)
Полное содержание кислорода в вертикальном столбе марсианской
атмосферы примерно в 16 000 раз меньше, чем в земной.
Результаты масс-спектрометрического анализа (Оуэн и Биманн,
1976) дают [О2] : [СО2] от 10-3 до 4-10~3, т.е. согласуются в преде-
лах ошибок с оптической спектроскопией.
В биологическом эксперименте по газообмену (Клейн и др.,
1976) были получены данные, которые можно истолковать как эф-
фект повышенного содержания О2 в грунтовом воздухе.
Попытки обнаружить озон в атмосфере Марса путем наземных
наблюдений, а также в ракетных экспериментах (Эванс, 1965),
были безуспешны. Ультрафиолетовый спектрометр «Маринера-9»
показал следы озонного поглощения в центре наиболее мощной
полосы около 2600 А, однако они были обнаружены только в об-
ласти северной полярной шапки на широтах (р > 45° (Лейн и др.,
1973; Барт и Дик, 1974). В экваториальных областях и умеренных
широтах поглощение не было обнаружено. Повышенные концент-
рации О3 в области полярных шапок могут быть связаны с малым
содержанием Н2О, а также с адсорбцией и фотохимическими про-
цессами в твердой углекислоте, сконденсированной на поверхно-
§ 3.2. МАЛЫЕ СОСТАВЛЯЮЩИЕ
211
сти и в дымке. Количество озона над полярной шапкой испытывает
сильные сезонные изменения — оно оказывается максимальным
(^6*10-3см'атм) зимой и минимальным (< 3« 10-4 см»атм) летом
(Барт и др., 1973).
Краснопольский и др. (1975, 1977) в эксперименте на «Марсе-5»
получили фотометрические профили лимба в двух длинах волн —
2600 и 2800 А (центр и край полосы), что является более чувстви-
тельным методом, чем измерения на диске. Вблизи лимба было об-
наружено поглощение, соответствующее примерно 0,01 см-атм
О3 на луче зрения. Горизонтальная воздушная масса для Марса
)Л^-«50, (3.15)
следовательно, содержание озона в вертикальном столбе
иоя^ 2 • 10~* см»атм. (3.16)
Концентрация в максимуме на высоте 35—40 км
[О31 ~ Ю10 см~3; [О3] : [СО21 2- 1О'в. (3.17)
Пересечение лимба произошло на широте (р = —17° в 9—10п
местного времени. Эти же измерения на вечернем терминаторе пла-
неты дали существенно более низкие концентрации озона [О3]
^3-109 см~3. Близкие результаты были получены для нескольких
дат с 23 февраля по 1 марта 1974 г. Все измерения относятся к од-
ним и тем же областям Марса и местному времени. Таким образом,
помимо сезонных и широтных вариаций, наблюдаются значитель-
ные суточные вариации содержания озона, причем авторы экспе-
римента считают результаты измерений на вечернем терминаторе
близкими к средним дневным, а утренние значения — экстре-
мальными. Неожиданным результатом является значительная вы-
сота озонного слоя, так как большинство фотохимических моделей
предсказывало максимум О3 непосредственно вблизи поверхности.
Мы вернемся к этой проблеме в § 3.7.
В результате фотолиза озона возникает свечение в линиях по-
лосы О2 1,27 мкм. Эта эмиссия оказалась настолько сильной, что
была обнаружена (Ноксон и др., 1976) на фоне отраженного сол-
нечного излучения, хотя для этого потребовались спектры с очень
высокой разрешающей силой (до 4-105). Над полярной шапкой
интенсивность свечения соответствует содержанию О3 в верти-
кальном столбе около 5«10~3cjt«amjn. В экваториальных районах
содержание О3 по этим данным около 2«10-6 см-атм — в три раза
меньше, чем по измерениям «Марса-5». Возможно, расхождение
объясняется вариациями содержания озона. Кроме того, интер-
претация наблюдений полосы 1,27 мкм сильно зависит от выбора
константы гашения этой полосы в СО2, измерения которой разли-
чаются на полтора порядка.
212
ГЛ. 3. АТМОСФЕРА
Д. Аргон и другие инертные газы. Спектроскопическое обна-
ружение аргона и других инертных газов в атмосфере Марса не-
возможно, так как их резонансные линии расположены в далекой
ультрафиолетовой области спектра.
На Земле весьма распространенным инертным газом является
аргон — его относительное содержание составляет около 1 %,
т. е. парциальное давление около 10 мб. Поэтому в прошлом неод-
нократно высказывалось предположение, что обилия аргона и
СО2 на Марсе могут быть сравнимы (Каплан и др., 1964; Мороз,
1967). Истомин и др. (1975) на основе некоторых косвенных дан-
ных, полученных на «Марсе-6», подтверждали эту гипотезу, но
масс-спектрометрия на «Викинге-1», как уже упоминалось (§ 3.1
«В»), показала, что содержание Аг мало:
[Аг] : [СО2] ж 0,015. (3.18)
Эта оценка получилась в пределах ошибок одинаковой в обоих
масс-спектрометрических экспериментах — в верхней атмосфере
(Нир и др., 1976а, б) и вблизи поверхности (Оуэн и Биманн,
1976). Кроме того, рентгеновский флюоресцентный спектрометр
дал верхний предел содержания Аг, равный 3% (Кларк и др.,
1976). Обнаружены три изотопа Аг: 40Аг, 36Аг, 38Аг (Оуэн
и Биманн, 1976). Основным изотопом аргона на Марсе, как и на
Земле, является 40Аг. Два других изотопа — 36Аг и 38Аг содер-
жатся в атмосфере в значительно меньших количествах. 40Аг
образуется на Земле в результате радиоактивного распада 40К,
два других изотопа не являются радиогенными. Отношение
36Аг: 38Аг на обеих планетах в пределах ошибок одинаково, но обилие
40Аг по отношению к нерадиогенным изотопам на Марсе в 10 раз
больше, чем на Земле (см. табл. 3.4). Возможное значение этого
факта для проблемы происхождения и эволюции планеты будет
анализироваться в гл. 5.
Использование поглотителя для СО2 и СО и усреднение боль-
шого количества спектров позволило в эксперименте на «Викин-
ге-1» измерить содержание криптона и ксенона в марсианской ат-
мосфере (Оуэн и др., 1976). Оно равно примерно 3-10“б и 3-10-6%,
соответственно. На рис. 109, а представлен усредненный масс-
спектр, а на рис. 109, б дано сопоставление результатов с земной
атмосферой и хондритами. Отношения обилий благородных га-
зов примерно одинаковы на Земле и на Марсе, однако имеются от-
клонения в изотопных отношениях. Кроме аргона, заметную
аномалию демонстрирует ксенон: отношение 129Хе : 131Хе в мар-
сианской атмосфере больше, чем в земной. Существенным фактом
является меньшее абсолютное содержание инертных газов в
атмосфере Марса. Мы вернемся к нему в § 5.1.
Е. Водяной пар Н2О. Марс — единственная планета Солнеч-
ной системы, на которой человечество пока надеется найти жизнь,
§3.2. МАЛЫЕ СОСТАВЛЯЮЩИЕ
213
похожую на земную. Жизнь невозможна без воды, и любая ин-
формация о воде на Марсе представляет интерес для этой пробле-
мы. На Марсе не могут существовать длительное время открытые
водоемы вследствие низкого атмосферного давления. В § 2.9 и
2.10 мы рассмотрели два резервуара Н2О на Марсе — грунт и по-
лярные шапки, в которых, по-видимому, сосредоточено довольно
[ ZF
7ZJ 125 121 129 151 7JJ 155 157
80 82 8<i 86 88
т/е
Рис. 109. а) Масс-спектры «обогащенных» проб марсианской атмосферы. Среднее по
девяти сканам. Масштаб по оси ординат линейный, для ксенона он вдвое увеличен, б) Оби-
лие благородных газов в атмосферах Марса, Земли и в обычных хондритах (в 1 cat3 при
нормальных условиях на 1 г твердого вещества).
большое количество льда. Здесь мы опишем наблюдения водяного
пара в атмосфере Марса.
Наземные спектроскопические наблюдения водяного пара в ат-
мосфере Марса являются одной из труднейших задач современной
наблюдательной астрофизики. Слабые марсианские линии Н2О
приходится наблюдать на фоне сильных земных. Разделение их
214
ГЛ. 3. АТМОСФЕРА
оказывается возможным благодаря доплеровскому смещению, ес-
ли использовать спектральные аппараты предельно высокой раз-
решающей силы (порядка 105).
Только в 1963 г. была получена спектрограмма, впервые уве-
ренно продемонстрировавшая присутствие марсианских линий
Н2О (Спинрад и др., 1964; Каплан и др., 1964). В течение последне-
го десятилетия в США несколько наблюдателей, работающих на
больших телескопах, накопили довольно большой материал о
водяном паре на Марсе. В работе Шорна (1971) можно найти под-
робный рассказ о полувековой драматической истории поисков
Н2О в атмосфере Марса, обзор основных результатов и подробную
библиографию более ранних работ. Особенно детальные наблюде-
ния проводились начиная с противостояния 1969 г. (Талл, 1970,
1971; Литтл, 1971; Шорн и др., 1971; Баркер, 1974, 1976; Талл и
Баркер, 1972).
Полученные выводы можно резюмировать следующим образом.
1. Содержание Н2О в атмосфере Марса очень мало. В среднем
оно составляет 15—20 мкм осажденной воды, в 100 раз меньше,
чем в очень сухих районах Земли. Общее количество воды в
атмосфере Марса не превышает нескольких кубических кило-
метров.
2. Содержание Н2О в атмосфере Марса меняется во времени
(от года к году, в зависимости от сезона, от времени суток) и раз-
лично в разных местах. Максимальное количество Н2О достигает
60 мкм, но иногда оно уменьшается до 10 мкм и ниже.
Пространственное разрешение в наземных спектроскопиче-
ских работах составляет около 1000 км. Существенное улучшение
возможно только при наблюдении из космоса на близком расстоя-
нии от планеты. Очевидно, при этом полностью снимаются трудно-
сти, связанные с поглощением Н2О в земной атмосфере. Неболь-
шой прибор, установленный на орбитальном (или пролетном)
космическом корабле, может обеспечить много лучшее пространст-
венное разрешение и обнаруживать при этом меньшие количест-
ва Н2О, чем крупнейшие наземные телескопы, оснащенные самой
тонкой спектральной аппаратурой.
Исследование пространственного распределения Н2О в атмос-
фере Марса и его динамики представляет непосредственный ин-
терес для перспектив биологических исследований на Марсе. Если
на Марсе будут открыты «оазисы» с повышенной влажностью атмос-
феры, на них, естественно, следует обратить внимание при выборе
мест посадки для автоматических биологических станций. Поэтому
на советских и американских орбитальных аппаратах были за-
планированы эксперименты по спектроскопическому измерению
содержания Н2О в атмосфере. Они были успешно проведены на
«Марсе-3» (Мороз, Наджип и др., 1973; Мороз и Наджип, 19756)
«Маринере-9» (Ханел, Конрат и др., 1972; Конрат и др., 1973)
§ 3.2. МАЛЫЕ СОСТАВЛЯЮЩИЕ
215
«Марсе-5» (Мороз и Наджип, 1975а), «Викинге-1 и 2» (Фармер и
др., 1976а, б).
Наземные наблюдения проводятся в полосах Н2О, расположен-
ных в интервале 0,8—1,1 мкм. Это полосы относительно слабые,
но зато здесь легко может быть использована фотографическая ре-
гистрация спектра. Кроме того, переход к более сильным полосам
не дает улучшения чувствительности, поскольку при этом увели-
чивается поглощение не только измеряемое (марсианское), но и ме-
шающее измерениям земное.
В условиях орбитального аппарата последний фактор переста-
ет играть роль, и выбор полосы поглощения, наиболее выгодный
для измерений, определяется следующими соображениями:
1) полоса должна принадлежать к числу наиболее интенсивных,
2) полоса Н2О не должна налагаться на полосы СО2,
3) желательно, чтобы она была расположена в области X < 3 мкм,
где в непрерывном спектре планеты доминирует отраженное сол-
нечное излучение, а роль теплового излучения планеты исчезаю-
ще мала.
Поясним смысл условия 3). Непрерывный спектр планеты мож-
но разбить, как известно, на два участка: коротковолновый, где
интенсивность определяется солнечной радиацией, отраженной от
поверхности и рассеянной в атмосфере, и длинноволновый, где теп-
ловое излучение поверхности и атмосферы становится сильнее от-
раженного солнечного. В коротковолновом участке линии и поло-
сы атмосферных газов наблюдаются всегда в поглощении (если не
говорить о крайнем ультрафиолете), и величина поглощения опре-
деляется, главным образом количеством газа на луче зрения. Она
почти не зависит от вертикального распределения температуры в
атмосфере. Совершенно иная ситуация в длинноволновом участке
спектра. Здесь линии и полосы зависят от температуры очень
сильно. Например, если температура монотонно растет вверх, они
проявляются как линии и полосы излучения, если уменьшается с
высотой, то как линии и полосы поглощения. В принципе не исклю-
чен такой случай, когда при любом количестве поглощающего ве-
щества оно никак не обнаружит себя в этом участке спектра. Для
Марса пограничная зона между областями доминирования отра-
женной и тепловой радиации проходит около 3—4 мкм, откуда и
возникло условие 3).
Наиболее сильные полосы Н2О в области отраженной радиации
— 1,38, 1,87 и 2,7 мкм. Полоса 1,38 мкм более свободна от помех
со стороны СО2, и она была выбрана при реализации эксперимен-
та на «Марсе-3 и 5».
На «Маринере-9» для данной задачи использовалась враща-
тельная полоса Н2О в области 25—50 мкм. Трудности, связанные
с условием 3), частично устранялись благодаря тому, что одно-
временно измерялось вертикальное распределение температуры
216
ГЛ. 3. АТМОСФЕРА
атмосферы по профилю полосы СО2 15 мкм. Обе задачи решались
с помощью одного и того же прибора — инфракрасного фурье-
спектрометра «IRIS», который регистрировал спектр Марса в об-
ласти от 5 до 50 мкм. Исследование вертикального профиля ат-
мосферы было основной целью эксперимента, а определение оби-
лия Н2О — своего рода побочным продуктом, чем и объясняется
неоптимальный характер диапазона. В приборе, специально пред-
назначенном для исследования Н2О в атмосфере Марса, который
установлен на орбитальном аппарате «Викинг» (Фармер и Ла-
порт, 1972) выбрана та же полоса 1,38 мкм, которая использовалась
на «Марсах-3 и 5».
Эквивалентные ширины наиболее сильных линий в центре по-
лосы 1,38 мкм порядка 0,1 см~г. Наилучшее спектральное разре-
шение при данном количестве энергии на приемнике обеспечивают
интерферометрические спектральные приборы. Это фурье-спект-
рометры и модуляционные интерференционные фотометры (в кото-
рых разность хода меняется периодически на небольшую величину
таким образом, чтобы данная линия излучения или поглощения да-
вала максимальный сигнал на выходе). Модуляционные фотомет-
ры проще всего реализуются на базе поляризационных интерферо-
метров с использованием двойного лучепреломления и неодно-
кратно применялись в астрофизике для измерения слабых
эмиссий и абсорбций на фоне сильного непрерывного спектра.
К последнему классу инструментов относится прибор ИВ (из-
меритель влажности), использовавшийся для дистанционного из-
мерения Н2О в атмосфере Марса на КА «Марс-3» и «Марс-5» (Мо-
роз и Наджип, 1973в; 1975а, б). Принцип его работы состоит в
следующем. Перед приемником излучения устанавливается блок
интерференционно-поляризационного фильтра, т. е. двупреломляю-
щая пластина между двумя поляроидами. Первый поляроид уста-
новлен так, что преимущественное направление колебаний состав-
ляет угол 45° с главными осями двупреломляющей пластины. Если
преимущественные направления колебаний поляроидов параллель-
ны, спектральное пропускание системы соответствует кривой I
рис. 110, а, если перпендикулярны, то кривой II (минимумы I
соответствуют максимумам II). Расстояние между максимумами
зависит от толщины двупреломляющей пластины. Выберем это
расстояние равным расстоянию между исследуемыми линиями и
заставим поляроид вращаться с частотой /. Если интенсивность
излучения не зависит от длины волны, излучение при вращении
не будет модулироваться; если в максимумах (минимумах) пропус-
кания будут присутствовать линии излучения или поглощения,
появится переменная составляющая интенсивность на частоте 2/,
которая может быть выделена избирательным усилителем пере-
менного тока. Чтобы ограничить полосу пропускания системы со
Стороны длинных и коротких волн, к ИПФ добавляют интерферен-
§ 3.2. МАЛЫЕ СОСТАВЛЯЮЩИЕ
217
ционный фильтр. Тогда пропускание системы при двух положениях
выходного поляроида соответствует кривой III.
Мерой количества Н2О на луче зрения является отношение
п = Z^, (3.19)
где Zj — модулированный поток на выходе интерферометра, Z2 —
100
mi
О
Рис. 110. Интерференционно-поляризационный узкополосный фотометр для дистан-
ционного измерения содержания Н2О в атмосфере Марса; а) спектральное пропускание
прибора при двух положениях поляроида: I и II без интерференционного фильтра, III —
с интерференционным фильтром, б) оптическая схема и электронная блок-схема прибора.
поток на входе (после интерференционного фильтра), часть кото-
рого отбирается и измеряется отдельным приемником. Для изме-
рения обоих потоков используются неохлаждаемые сернисто-
свинцовые фотосопротивления. Измерение потока Z2 позволяет
попутно получать данные об отражательной способности планеты
в X 1,38 мкм вдоль трассы измерений.
218
ГЛ. 3. АТМОСФЕРА
По такой схеме был построен первый вариант прибора (ИВ-1).
На «Марсах-3 и 5» был использован другой вариант (ИВ-2 и 3), в
котором в качестве 12 использовался поток, возникающий при не-
большом отклонении угла поворота первого поляроида от 45°.
Он модулирован той же частотой 2/, но сдвинут по фазе на 90° и
не зависит от присутствия линий Н2О, если они достаточно слабые.
Это усовершенствование позволило использовать для регистра-
ции Д и 12 общий приемник с последующим разделением сигналов
по фазе с помощью фазочувствительных детекторов.
В эксперименте использовались три самые сильные линии в
центре полосы: 13787, 13807 и 13827 А. Проверка по спектрам
Солнца, полученным с самолета, показала, что в этой области нет
сильных фраунгоферовых линий, а также линий СО2. Ширина ин-
терференционного фильтра, производящего предварительное ог-
раничение полосы, составляла 60 А по уровню 0,5.
Дольфюс (1964, 1966) сообщил об открытии Н2О на Марсе с
подобным прибором, установленным на аэростате, но при гораздо
более низком спектральном разрешении (расстояние между интер-
ференционными полосами около 1000 А вместо 20 А в нашем слу-
чае). Есть сомнение, что обнаружение Н2О в эксперименте Доль-
фюса в действительности имело место.
Оптическая схема ИВ-2 и электронная блок-схема показаны
на рис. НО, б. Кассегреновский телескоп КТ, защищенный гер-
метичным окном Г, служит питающей оптикой прибора. Диаметр
его главного зеркала 80 мм, эквивалентная светосила около 1:20.
Затем идут неподвижный поляроид Пг, двупреломляющая пласти-
на ДП, вращающийся поляроид П2, интерференционный фильтр
ИФ (с дополнительными абсорбционными фильтрами из кремния и
кристалла ADP), линза поля ЛП и приемник (фотосопротивление
PbS). Поле зрения прибора составляет около 0,005 рад.
Электрическая схема содержит предварительный усилитель
ПУ, фазовые детекторы ФД-1 и ФД-2, усилитель постоянного тока
У ПТ-1 и У ПТ-2, с выходов которых сигналы, пропорциональные 1Г
и 12, поступают на телеметрию. Постоянная времени выходных
цепей около 1 сек. Двупреломляющая пластина должна для сохране-
ния постоянной разности хода термостатироваться с точностью до
1°. Для этой цели имеется специальный нагреватель мощностью
около 3 вт, управляемый схемой стабилизации температуры СТ.
Скорость вращения поляроида П2 поддерживается постоянной с по-
мощью схемы стабилизации числа оборотов двигателя ССВ. Схе-
мы СТ и ССВ питаются непосредственно от борт-сети, усилитель-
ные каналы — от преобразователя напряжения ПН.
Прибор ИВ-2 скомпанован в едином герметичном блоке весом
около 6 кг. Энергопотребление его около 10 вт. До вывода на око-
ломарсианскую орбиту окно Г защищено крышкой, откидываю-
щейся при первом включении прибора. Чувствительность прибора
§ 3.2. МАЛЫЕ СОСТАВЛЯЮЩИЕ
219
Контролируется в полете с помощью лампы КЛ, которая зажигает-
ся и гаснет по специальной команде от бортового программного уст-
ройства.
Лабораторная калибровка вызывала вначале определенные за-
труднения, и первые сообщения по измерениям на «Марсе-3» дава-
ли заниженные содержания Н2О (Мороз, Наджип и др., 1973),
Рис. 111. Результаты измерений Н2О на трассе 16 февраля 1972 г. («Марс-3»). По оси
абсцисс московское время год, местное время широта <Р и долгота X на Марсе. По оси
ординат содержание Н2О в вертикальном столбе и (вертикальный бар дает оценку ошибки),
яркость Марса В в непрерывном спектре около 1,38 мкм, измеренная одновременно с тем
же прибором, температура поверхности Tg, измеренная инфракрасным радиометром «Мар-
са-3», полное давление Р, найденное по измерениям СО2-альтиметра «Марса-3» и темпера-
тура атмосферы, найденная по экстраполяции данных «Маринера-9».
которые были затем исправлены (Мороз и Наджип, 19756). На
рис. 111 представлены результаты измерений, проведенных на ор-
битальном аппарате «Марс-3» 16 февраля 1972 г. Трассы измерений
пересекают Марс с юга на север через Noachis, Hellas, lapygia,
Syrtis Major, Meroe и захватывает область северной полярной шап-
ки (облачной). На том же рисунке дан фотометрический профиль
(яркость в непрерывном спектре 1,4 мкм) и профиль инфракрасной
яркостной температуры. Содержание Н2О находится в диапазоне
10—20 мкм между широтами — 50° и + 45° и резко уменьшается
севернее, где также падает и температура. Аналогичная информа-
ция имеется еще для пяти дат, самая ранняя из которых 15 декабря
1971 г., а самая поздняя 28 февраля 1972 г.
220
ГЛ. 3. АТМОСФЕРА
На орбитальном аппарате «Марс-5» измерения проводились в
ограниченной части планеты (рис. 112) в течение шести витков, с
23 февраля по 1 марта 1974 г. В западной части исследовавшейся зо-
ны систематически наблюдалось весьма большое содержание Н2О —
до 100 мкм осажденной воды. Область повышенной влажности
расположена примерно на долготе Tharsis — одного из крупней-
ших вулканических районов Марса — примерно в 500 км к югу от
Рис. 112. Схематическая карта области Марса, в которой были проведены измерения
содержания Н2О космическим аппаратом «Марс-5». Участок с необычно большой влаж-
ностью атмосферы находится в восточной части этой области.
него. Местное солнечное время здесь от 10h до llh. Согласно на-
земным наблюдениям Баркера (1974, 1976) как раз в это время дос-
тигается суточный максимум обилия Н2О.
На рис. ИЗ представлены результаты наземных измерений со-
держания Н2О вместе с результатами «Марса-3», «Марса-5» и
«Маринера-9» в зависимости от Ls, т. е. от сезона. Здесь же дана
зависимость площади полярных шапок от Ls- Максимальное содер-
жание Н2О в атмосфере, как видно из этого рисунка, имеет место в
периоды максимального сокращения одной из шапок. В конце
1971 г., однако, по всем данным («Марс-3», «Маринер-9», наземные
наблюдения) сезонный максимум отсутствовал. По-видимому, это
связано с большой пылевой бурей, причем эффект состоял не толь-
ко в экранировании облаками нижних слоев атмосферы, но и в ре-
альном уменьшении влажности, так как она оставалась слишком
низкой даже после исчезновения облаков.
§ 3.2. МАЛЫЕ СОСТАВЛЯЮЩИЕ 221
Рис. 113. Содержание Н2О в марсианской атмосфере по различным данным в функ-
ции сезона. Заштрихованные области — результаты измерений до 1971 г. Вертикальные
отрезки — «Маринер-9» (Ханел и др., 1972) с номерами витков. Прерывистые вертикальные
Отрезки — «Маринер-9» по Кунде (1973). Кружки с отрезками — наземные наблю-
дения 1971—1972 гг. по Таллу и Баркеру (1972). Треугольники — «Марс-3» (Мороз и
Наджип, 1975а), квадратики — «Марс-5» (Мороз и Наджип, 19756). Площадь полярных
шапок вычислена по Бауму и Мартину (1973). Все данные, кроме «Марса-3» и «Марса-5»,
цитируются по Баркеру (1974).
Рис. 114. Зависимость давления насыщенного пара (штрих-пунктир) и количество
Н2О в вертикальном столбе атмосферы wH в условиях насыщения (сплошная линия) от
температуры в основании атмосферы Та. При расчете wH принято, что градиент температу-
ры в тропосфере 2,5 °K/kjh.
222
ГЛ. 3. АТМОСФЕРА
На рис. 114 представлена зависимость давления насыщенного
пара (и содержания в вертикальном столбе) Н2О от температу-
ры. Малые величины содержания Н2О в атмосфере Марса естест-
венным образом объясняются низкими температурами. Когда об-
разуется сезонная полярная шапка из твердого СО2, атмосферная
вода конденсируется в ее краевой зоне, и можно ожидать, что вес-
ной она должна возвращаться в атмосферу в самом начале процесса
сублимации шапки. Между тем наблюдаемый максимум Н2О в ат-
мосфере, как упоминалось, достигается значительно позднее.
Лиови (1973) полагает, что объяснить подобное большое запазды-
вание можно только в том случае, если основная часть водяного
пара связывается и освобождается в грунте, а не в полярных
шапках.
Значительные суточные вариации атмосферного водяного пара
означают, что основная его масса сосредоточена в пределах узко-
го приповерхностного слоя, имеющего толщину 2—3 км, в котором
имеют место сильные суточные вариации температуры (Фармер,
1976; Хесс, 1976). На больших высотах суточные изменения тем-
пературы атмосферы относительно малы (§ 3.3).
На орбитальных аппаратах «Викинг-1 и 2» для дистанцион-
ного измерения содержания Н2О в атмосфере используется много-
Меетное время
Рис. 115. Суточные и широтные
вариации Н20 в атмосфере Марса по
данным орбитального аппарата «Ви-
кинг-1» (Фармер и др., 1976). Черные
кружки — широта 10°,83, ромбы —
15°, 69, А1 — широта +20°, В1 —
+45°, Ci — 5°.
канальный дифракционный моно-
хроматор с разрешением 1,2 см~г
(Фармер и Лапорт, 1972). Пять
чувствительных элементов PbS
принимают излучение в трех наи-
более сильных линиях полосы
1,38 мкм (тех же, что и в анало-
гичном эксперименте на «Марсах-3
и 5») и в промежутках между
ними.
На рис. 115 представлены дан-
ные о суточных и широтных вариа-
циях Н2О в атмосфере Марса по
предварительным результатам «Ви-
кинга-1» (Фармер и др., 1976а).
Максимальное обилие Н2О, изме-
ренное вне полярных шапок, со-
ставляет 30 мкм осажденной воды
(область Elysium — Amazonis).
Над северной полярной шапкой
(летней) ОА «Викинг» обнаружил
около 80 мкм (Фармер и др.,
1976а). Этот факт является сущест-
венным аргументом в пользу водно-ледяного состава «постоян-
ных» шапок (см. § 2.10).
§ 3.2. МАЛЫЕ СОСТАВЛЯЮЩИЕ
223
Ж. Гипотеза об окислах азота. Кисс и др. (1962) сообщили об
идентификации на спектрограммах Марса полосы NO2 6200 А.
Кисс и др. (1960) еще за несколько лет перед этим высказывали
предположение о возможном присутствии окислов азота на Марсе
и разнообразных эффектах, которые могут вызывать эти соедине-
ния. Вокруг проблемы возникла оживленная дискуссия, однако,
последующие наблюдения не подтвердили присутствия NO2. Мар-
шалл (1964) дает верхний предел
nN02 < 8-10“4 см-атм. (3.20)
Гайдук (1971) вновь сообщил о наблюдении NO2 в спектре Марса,
но Оуэн и др. (1975) новыми спектрограммами подтвердили упомя-
нутый верхний предел. Остается не исключенной возможность
временного появления NO2 в марсианской атмосфере.
В верхней атмосфере Марса были обнаружены следы NO (масс-
спектрометрический эксперимент на «Викинге-1», Нир и др.,
19766). Отождествление является предварительным, но, по-види-
мому, это единственный из окислов азота, присутствующий в ат-
мосфере Марса с достаточно большой вероятностью.
3. Гипотеза о С3О2. Пламмер и Карсон (1969) выдвинули пред-
положение, что полимерные реакции С3О2 могут объяснить сезон-
ные изменения яркости и цвета марсианских темных областей.
Для мономера СэО2 был найден жесткий верхний предел (Хорн и
Таблица 3.5
Химический состав атмосферы Марса: газы, обнаруженные спектро-
скопическими и масс-спектрометрическими методами
Газ Объемное содержа- ние, % Содержание в верти- кальном столбе, м-атм *) Литературный источник
со2 95+1 71 Оуэн и Биманн (1976)
n2 2,5+0,5 2,1±0,4 » »
О2 0,14-0,4 0,08 4-0,3 » »
со 0,08+0,01 0,056+0,05 Янг и Янг (1977)
н2о 0—0,2 0—100-ия.и **)
Оз IO"6 IO"6 Краснопольский и др. (1975)
Аг 1,5+0,5 1,2±0,4 Оуэн и Биманн (1976)
Кг 3.10-Б 2-10-5 Оуэн и др. (1976'
Хе 8-10"в 6-IO"6 »
*) При среднем давлении 5,4 мб.
**) По совокупности данных, приведенных в разделе «Е» § 3.2. Содержание Н2О пере-
менно; в отличие от остальных компонент, оно выражено в микронах осажденной воды.
224
ГЛ. 3. АТМОСФЕРА
др., 1972)
[С3О2] : [СО2] ^4.10~7, (3.21)
но по мнению Пирлса (1971) он не противоречит существованию по-
лимеров на поверхности. Заметим, однако, что спектрофотометри-
ческие характеристики полимера С3О2 в действительности, не очень
хорошо совпадают со спектрофотометрическими характеристиками
поверхности.
И. Другие верхние пределы. В табл. 3.5 представлены данные о
содержании в атмосфере Марса различных газов, присутствие ко-
торых доказано достаточно надежным образом. В табл. 3.6 собра-
ны оценки верхних пределов для большого количества других га-
зов. Они основаны на двух источниках; инфракрасные спектры
«Маринеров-6 и 7» (Хорн и др., 1972) и ультрафиолетовые спектры
ОАО (Оуэн и Саган, 1972). Добавлена оценка Ne по «Викингу-1»
(Оуэн и др., 1976).
Таблица 3.6
Химический состав атмосферы Марса: газы, для которых известны
только верхние пределы
Газ Содержание (верхний предел) Газ Содержание (верхний предел)
объемное, ю-*% в вертикальном столбе, IO-* см-атм | объемное, io-*% в вертикальном столбе, 10~* см-атм
СН4 3,7 2,6 nf8 0,41 0,29
С2Н2 4,5 з,о С12СО 0,45 0,32
с2нв 3,5 2,5 cf4 0,51 0,36
свн6 5,6 4,0 CHF3 0,54 0,38
HCN 14,0 9,6 Вг2СО 0,54 0,38
С3О2 0,45 0,32 SiF4 0,85 0,60
n2o И 8 C2Fe 1,2 0,85
no2 0,23 0,16 СО3 1,2 0,88
NO 0,13 0,1 f2co 1,4 1,0
NH3 0,13 0,1 BF3 1,8 1,3
so2 0,13 0,1 csr 2,0 1,4
COS 0,56 0,40 снс1з 2,5 1,8
HCL 0,15 0,11 H2CO 0,7 0,5
HBr 1150 820 CH3F 4,4 3,1
H2S 0,13 0,1 CH2I2 5,8 4,1
CH2Br2 21 15 РНз 28 20
CH2C12 25 18 CH3I 39 28
CH3Br 27 19 CH3C1 45 32
SFe 0,14 0,1 Ne 0,3 0,2
§ 3.3. ВЕРТИКАЛЬНАЯ СТРУКТУРА АТМОСФЕРЫ
225
§ 3.3. Вертикальная структура атмосферы (до—80 км)
Напомним некоторые основные понятия, связанные с теорией
вертикального строения атмосферы.
Вертикальная структура атмосферы, находящейся в состоянии
гидростатического равновесия, определяется барометрической
формулой
-^ =------d~ , (3.22)
где Р — давление, z — высота,
mg
(3.23)
— шкала высот; здесь Т — температура, g — ускорение силы тя-
жести, тп — масса молекулы, к — постоянная Больцмана. Если
турбулентная диффузия преобладает над молекулярной, то хими-
ческий состав не зависит от высоты и в уравнения (3.22) и (3.23)
входит средний молекулярный вес, не меняющийся с высотой. Ес-
ли турбулентная диффузия медленнее молекулярной, то устанав-
ливается барометрическое распределение отдельно для каждой хи-
мической компоненты атмосферы. Коэффициент молекулярной
диффузии обратно пропорционален плотности атмосферы и в ре-
зультате всегда существует в атмосфере уровень, выше которого
этот процесс преобладает. Этот уровень называется турбопаузой.
Ниже турбопаузы атмосфера перемешана (гомосфера), выше име-
ет место диффузионное разделение (гетеросфера).
Вертикальная структура атмосферы может быть найдена тео-
ретически, если известна зависимость температуры от высоты.
Эта зависимость в свою очередь определяется источниками и про-
цессами переноса тепла в атмосфере. Источниками являются сол-
нечное излучение и инфракрасное излучение, возникающее
вследствие поглощения солнечного излучения поверхностью и
атмосферой с последующим переизлучением. Процессы перено-
са — лучистая, турбулентная и молекулярная теплопроводность —
достаточно хорошо изучены. Точность такого рода расчетов, однако,
ограничивается двумя факторами — 1) горизонтальный перенос
тепла (адвекция), 2) аэрозоли в атмосфере — облака, дымка, пыль.
Эти факты трудно поддаются учету и могут существенно изменить
результат. Поэтому даже самые рафинированные теоретические
модели не могут быть приняты на веру без достаточной эмпириче-
ской проверки.
Мы рассмотрим вначале экспериментальные данные: а) темпе-
ратура в основании атмосферы, б) прямые исследования профиля
атмосферы на «Марсе-6» и «Викинге-1», в) профили, полученные в
результате обработки измерений полосы СО2 15 мкм на «Марине-
ре-9», г) профили, полученные путем наблюдений радиопокрытий,
8 В. И. Мороз
226
ГЛ. 3. АТМОСФЕРА
д) данные о температуре атмосферы, следующие из наблюдений об-
лаков, е) теоретические модели и ж) рабочие модели для инженер-
ных целей, полученные путем синтеза экспериментальных данных
и теоретических моделей.
Выбор верхней границы, 80 км, не вполне случаен. Несколько
выше этого уровня работает «мезосферный термостат», сглаживаю-
щий сезонные и суточные колебания температуры. Поэтому имеет
смысл рассматривать отдельно атмосферу ниже уровня 80 км и
Рис. 116. Сопоставление температуры атмосферы и грунта по данным «Викинга-1».
Крестики — атмосфера на высоте 1,6 м, точки — грунт по измерениям с орбитального
аппарата, сплошная линия — температура грунта по тепловой модели (Хесс и др., 1976а).
выше (см. § 3.6). Высота турбопаузы зависит от величины коэффи-
циента турбулентной диффузии к. Теоретические оценки его вели-
чины колеблются в довольно широких пределах. Изаков (1977)
на основе методов подобия, развитых Голицыным и Стекловым
(1977), оценил к для верхних атмосфер Венеры, Марса и Юпитера.
Для атмосферы Марса он нашел 9* 10е < к <Z 8-107 см-сек~2,
что соответствует высоте турбопаузы от 120 до 140 км. Резуль-
таты прямого зондирования верхней атмосферы Марса на «Викин-
гах» находятся в хорошем согласии с этой оценкой (см. § 3.6,
раздел «В»).
А. Температура в основании атмосферы. Прямые измерения
температуры атмосферы вблизи поверхности проводились на спус-
каемых аппаратах «Марс-6», «Викинг-1» и «Викинг-2». Данные
«Марса-6» (Авдуевский, Аким и др., 1975) представляют собой
измерения на трассе спуска. Вблизи поверхности То ~ 230 °К
(ф = — 24°, Ls = 20°, местное солнечное время 15h50m)« Первые
результаты измерений температуры на «Викинге-1» представлены
на рис. 108 и 116. Датчик расположен на высоте 1,6 м над поверх-
§ 3.3. ВЕРТИКАЛЬНАЯ СТРУКТУРА АТМОСФЕРЫ
227
ностыо. В полуденные часы температура атмосферы на этой высо-
те примерно па 20° ниже температуры поверхности (Хесс и др.,
1976а, б).
Войцешин (1974) нашел среднюю по широтам и сезонам темпе-
ратуру в основании атмосферы по результатам «Маринера-9». Она
составляет
То = 210 °К (3.24)
и точно равна температуре поверхности, усредненной по широтам
и сезонам, полученной из радиоастрономических наблюдений
(оценка 2.47).
Как мы увидим ниже, суточные колебания температуры за-
метно сглаживаются с ростом высоты. Выше 1—2 км суточные ко-
лебания температуры находятся в пределах 10—20 °К. Для рас-
чета вертикального профиля температуры на этих высотах можно
задавать на пулевой высоте некоторую условную температуру
атмосферы То, равную в первом приближении среднесуточной тем-
пературе поверхности или несколько более низкую (5—10°).
Температура атмосферы на различных уровнях, в том числе и
вблизи поверхности, заметно возрастает во время пылевых бурь.
Б. Прямые исследования профиля атмосферы на «Марсе-6» и
«Викингах-1 и 2». Первые прямые измерения вертикального профи-
ля атмосферы были проведены на «Марсе-6». Для восстановления
профиля атмосферы над точкой посадки «Марса-6» Авдуевский,
Аким и др. (1975) использовали следующие источники информа-
ции: 1) показания датчиков давления и температуры (на участке
парашютного спуска), 2) доплеровские измерения, 3) показания
датчиков перегрузки. На рис. 117 приведены высотные профили
температуры, полученные в результате этой работы. При анализе
данных заранее предполагалось, что температурный профиль со-
dT
стоит из двух участков — нижнего с постоянным градиентом-^— =
dz
= const (тропосфера) и верхнего изотермического с постоянной
температурой Т\ (стратосфера). Граница между ними (тропопауза)
находится на высоте zt. Эти три величины использовались в каче-
стве свободных параметров, варьировавшихся так, чтобы
наилучшим образом удовлетворить всем данным измерений. Уточ-
ненный анализ измерений проведен в работе Андреева и др. (1976).
Аналогичные измерения проводились при спуске «Викингов-1,
2» (Нир и др., 1976а; Мак-Элрой и др., 19766; Сиф и др., 1976).
Результаты предварительного анализа этих данных также приведе-
ны на рис. 117.
В. Высотные профили атмосферы, полученные в результате
обращения спектрального профиля полосы СО2 15 мкм. На
рис. 118 даны примеры спектров Марса в диапазоне 200—1800 см~г
(5,5—50 мкм), полученных с помощью инфракрасного фурье-
8*
228
ГЛ. 3. атмосфера
спектрометра «IRIS» на «Маринере-9» (Ханел и др., 1972; Конрат и
др., 1973). Наиболее заметная деталь — полоса СО2 15 мкм.
В этой части спектра все зарегистрированное излучение представ-
Рис. 117. а) Температура марсианской атмосферы по данным, полученным во время
спуска «Марса-6» (Авдуевский и др., 1975). б, е) То же по данным СА «Викинг-1 и 2» (Мак-
Элрой и др., 19756). г) Давление по данным СА «Викинг-1» (Нир и др., 1976а). На рис.
а) пунктиром даны три варианта модели (ИКИ, 1975): 1 — основной, 2 — минимальный
(зимний для высоких широт), 3 — максимальный (лето, средние широты, пылевая буря).
ляет собой тепловое излучение атмосферы на различных уровнях.
Чем выше коэффициент поглощения (ближе к центру полосы),
тем выше в атмосфере расположен уровень, отвечающий за излу-
чение в данном участке спектра. Это обстоятельство позволяет по-
лучить зависимость температуры и давления от высоты в атмос-
фере Марса от поверхности до уровня с давлением 0,03—0,05 мб
(около 40 км). Спектр 92-го витка типичен для экваториальных и
§ 3.3. ВЕРТИКАЛЬНАЯ СТРУКТУРА АТМОСФЕРЫ
229
умеренных широт, где температура монотонно падает с увеличе-
нием высоты. Спектр 30-го витка демонстрирует линию 15 мкм в
эмиссии, что означает рост температуры с увеличением высоты в
Волновое число, см 1
Рис. 118. Примеры спектров Марса, записанных с инфракрасным фурье-спектроме-
ром «Маринера-9». Спектр на 92-м витке получен в средних широтах, на 30-м витке — в
области южной полярной шапки (Ханел и др., 1972).
Рис. 119. Температурные профили атмосферы, полученные в результате обращения
спектральных профилей полосы 15 мкм для широты —30° и местного марсианского времени
14h. На 20-м витке атмосфера была сильно запылена, на 92-м пыль частично рассеялась.
На 174-м витке атмосфера практически очистилась (Ханел и др., 1972).
области южной полярной шапки. На рис. 119 и 120 показана за-
висимость температуры атмосферы от широты и местного времени
на двух уровнях (2 и 0,3 мб), полученная со 161-го по 186-й виток,
в период, когда атмосфера очистилась от пыли после пылевой бури.
Анализ возможностей термического зондирования атмосферы Мар-
са с использованием полосы 15 мкм дан в работах Ханела и др.
(1969) и Тимофеева и др. (1972).
230
ГЛ. 3. АТМОСФЕРА
Сформулируем кратко основные выводы из наблюдений профи-
ля атмосферы на «Маринере-9»:
1. В области давлений от 6 до 0,05 мб в умеренных широтах
типичный температурный профиль может быть представлен дву-
мя участками. Нижний характерен постоянным градиентом
2—3 °К/куи (тропосфера), верхний является изотермическим (стра-
тосфера). С таким представлением, как упоминалось, полностью
согласуются данные «Марса-6». Высота тропопаузы 20—25 км.
Рис. 120. Зависимость температуры атмосферы на уровнях 2 мб (~40 г.м) и 0,3 мб
(~30 км) от широты и местного марсианского времени по измерениям инфракрасного
спектрометра «Маринера-9» от 161-го до 186-го витка (Ханел и др., 1972).
2. В период пылевой бури температура атмосферы возрастает,
градиент в тропосфере уменьшается.
3. Имеют место заметные суточные вариации температуры ат-
мосферы от 15 до 30 °К на больших высотах, значительно превы-
шающие теоретически предсказанные как для ясной, так и для за-
пыленной атмосферы (см. раздел «Е»). Этот результат подтвержден
фильтровыми измерениями в полосе 15 мкм на «Викингах-1 и 2»
(Киффер и др., 19766).
Г. Профили атмосферы, полученные методом радиопросвечи-
вания. Первые попытки получить температурный профиль нижней
атмосферы этим методом были сделаны на «Маринерах-6 и 7» (Клиоре
и др. 1969; Клиоре и др., 1970), однако наиболее важный материал
был получен на «Маринере-9» (Клиоре и др., 1972; Клиоре и др.,
1973). На рис. 121 представлены несколько примеров температур-
ных профилей, полученных в результате радиопросвечивания ат-
мосферы Марса «Маринером-9». Температура получается в резуль-
тате дифференцирования зависимости давления от высоты. Флюк-
туации являются, по-видимому, эффектом, связанным с ошибками
измерений. Они могут быть сглажены. Обычно охватывается ниж-
няя часть атмосферы до высоты 25—30 км. После исключения
флюктуаций остается приблизительно постоянный градиент вплоть
до верхней границы исследуемой области. Переход к изотермии,
§ 3.3. ВЕРТИКАЛЬНАЯ СТРУКТУРА АТМОСФЕРЫ
231
как правило, не фиксируется. Выводы о поведении профиля в за-
висимости от широты и запыленности атмосферы в общем те же
самые, что и по данным инфракрасного спектрометра. Градиенты
температуры в тропосфере, полученные по радиопросвечиванию,
|з4Ж7-
*34Д7-
|347Z7
Zsooo-
gJ33»-
$3380
x7l—i t- i i i ii< i i J5^ 88
100 100 180 no WO 300
Температура^К
Рис. 121. Примеры температурных профилей атмосферы по данным радиопросвечи-
вания атмосферы Марса «Маринером-9» (Кпиоре и др., 1973).
однако, кажутся несколько меньшими. Согласно зонально усред-
ненным данным, приведенным в работе Войцешина (1974), макси-
мальные значения градиента достигают 2,5 °К/кж (северная весна,
умеренные широты), но более типичны величины около 1,5 оК/кл.
Д. Данные о температуре атмосферы, связанные с наблюде-
ниями атмосферы у лимба. Наблюдения облаков, а также аэро-
зольных слоев вблизи лимба могут быть использованы в некоторых
случаях для оценки температуры, если можно доказать, что эти
образования состоят из конденсированного СО2. На фотографиях,
полученных «Маринерами-6 и 7» (НАСА, 1969; Лиовиидр., 1971)
и «Маринером-9» (Лиови и др., 1972, 1973), отмечались узкие слои
аэрозоля на высоте 15—45 км над поверхностью. Инфракрасный
спектрометр на «Маринерах-6 и 7» записал спектр подобного слоя,
показавший пик, характерный для твердого СО2 (Херр и Пимен-
тел, 1970). Это означает, что на таких высотах иногда имеет место
температура конденсации СО2. На высоте 30 км давление имеет
величину порядка 0,2 мб, что соответствует температуре насыще-
ния 127 °К.
232
ГЛ. 3. АТМОСФЕРА
Смит и Смит (1972) выделяют два типа облаков в атмосфере
Марса, различных по своему поведению. Один из этих типов они
связывают с конденсацией Н2О, второй с СО2. Если это верно, то
температура в районе тропопаузы Марса нередко достигает уров-
ня конденсации СО2.
Краснопольский (1978) по измерениям градиента яркости ат-
мосферы за лимбом (на «Марсе-5») нашел температуру НО °К на вы-
соте 90 км, предполагая, что рэлеевское рассеяние дает основной
вклад в наблюдаемую интенсивность.
Е. Теоретические расчеты профиля атмосферы. Простейшие
теоретические модели атмосферы Марса учитывают только один
источник энергии — тепловое излучение поверхности планеты.
Поток тепла, направленный вверх, поглощается и переизлучается
в частотах фундаментальной полосы СО2 15 мкм. Температура па-
дает с высотой в нижней части атмосферы быстро, а выше, где оп-
тические толщи становятся достаточно малыми, устанавливается
изотермия. Качественно это полностью соответствует наблюдае-
мой картине, но детальное количественное согласие отсутствует.
Первые модели такого типа рассчитали путем решения урав-
нения переноса Лебединский (1956) и Гуди (1957), а затем Чембер-
лен (1962), Мак-Элрой (1967) и Оринг и Мариано (1966, 1968).
Они пренебрегали суточными вариациями температуры поверх-
ности и рядом других факторов. Гираш и Гуди (1968) учли нагрев
атмосферы солнечным излучением (поглощение в полосах СО2
X <С 3 мкм), суточные вариации температуры поверхности, тур-
булентную теплопроводность и динамические эффекты. Они рас-
считали суточные вариации температурного профиля и пришли к
следующим выводам: а) в период равноденствия на средних широ-
тах в тропосфере днем имеет место конвекция и устанавливается
градиент, близкий к адиабатическому (около 5 °К/км), б) в изо-
термической области устанавливается температура 150—160 °К,
в) температурный градиент выше 2 км испытывает лишь небольшие
суточные изменения (выше 10 км-^-^ 5°/км), г) сильные суточные
вариации имеют место в слое ниже 1 км.
Можно видеть, что наблюдения не подтверждают пункт а) —
измеренный градиент всегда меньше адиабатического. В пунктах
б) и в) имеется качественное согласие, но отмечаются заметные ко-
личественные различия: температура изотермической области,
по-видимому, несколько выше расчетной, а суточные вариации
больше (см. рис. 119 и 120). В отношении пункта г) наблюдатель-
ная проверка возможна только по измерениям «Викинга» вблизи
поверхности.
В период пылевой бури наблюдаемый градиент уменьшается,
а температура изотермической области возрастает. Есть вероят-
ность, что пыль в атмосфере и в «спокойные» периоды присутст-
§ 3.3. ВЕРТИКАЛЬНАЯ СТРУКТУРА АТМОСФЕРЫ
233
вует в достаточном количестве, чтобы влиять на ее тепловую струк-
туру. На рис. 122 и 123 сравниваются теоретические профили тем-
пературы в марсианской атмосфере без учета пыли и с учетом ее
(Гираш и Гуди, 1972). Они качественно подтверждают, что пыль
действительно может привести к наблюдаемым отклонениям от
теории в величине градиента, температуре стратосферы и суточных
Температура
Температура, ° К
Рис. 122. Две кривые — теоретиче-
ские профили температуры для 16^00т и
6h00m (лето, средние широты, Гираш и
Гуди, 1972). Заштрихованная область —
температуры, полученные по измерениям
профиля полосы COi 15 лсклс и радиопо-
крытиям на «Маринере-9» в период пы-
левой бури.
Рис. 123. То же, что и рис. 122, но
добавлен дополнительный поглотитель сол-
нечного излучения, однородно перемешан-
ный и имеющий оптическую толщу 0,1 на
всех длинах волн (Гираш и Гуди, 1972).
колебаниях. Особенно сильный эффект получается во время
пылевой бури.
При вычислении температурного профиля в нижних слоях ат-
мосферы предполагается, что они находятся в состоянии локаль-
ного термодинамического равновесия. Радиация переносится толь-
ко в результате процессов истинного поглощения и излучения, а
резонансным рассеянием можно пренебречь. В мезосфере (выше
80 кл0 резонансное рассеяние становится существенным. Здесь
после поглощения кванта имеет место переизлучение в той же час-
тоте, а не передача энергии другой молекуле в форме теплового
движения. Объемная излучательная способность при этом зависит
от температуры экспоненциально:
R (z) = n2ci]fcv exp (— , (3.25)
где п — объемная концентрация молекул, с — относительная кон-
цен рация СО2, hv — энергия кванта, т] — коэффициент деакти-
вации. Значительные изменения притока тепла компенсируются
234
ГЛ, 3. АТМОСФЕРА
изменениями уже при небольших вариациях температуры, и в
результате она оказывается нечувствительной к вариациям внеш-
них условий. Мезосфера оказывается термостатированной (Мак-
Элрой и др., 1965). Тепловой режим мезосферы Марса с учетом от-
клонения от локального термодинамического равновесия рас-
сматривался в работах Мак-Элроя (1967, 1969), Раманатана и Сес-
са (1974). На рис. 124 показан пример
температурного профиля мезосферы
Марса, вычисленный Раманатаном и
Сессом. Видно, что отклонения от изо-
термии остаются незначительными до
уровня Р
зопаузный
рой около 140 °К в средних широтах
ожидается
(см. § 3.6).
Суточные изменения температуры и
соответственно плотности генерируют
в атмосфере внутренние гравитацион-
ные волны. Диссипация энергии гра-
витационных волн может давать опре-
деленный вклад в разогрев мезосферы,
и этим, по-видимому, объясняются от-
клонения от изотермии, которые за-
метны на температурных профилях,
полученных во время спуска СА «Ви-
кинг-1 и 2» (рис. 117, б, в). Такого рода
тонкая структура вертикального профиля была теоретически
предсказана Зуреком (1976).
Ж. «Рабочие модели» атмосферы Марса для инженерных це-
1
155
151
155 U5
Температура, ° К
Рис. 124. Температурные
профили мезосферы Марса,
вычисленные с учетом отклоне-
ний от локального термодинами-
ческого равновесия (Гаманатан
и Сесс, 1974).
10~4 мб (z^80 км). Ме-
минимум с температу-
на высоте около 100 км
лей. Проектирование космических аппаратов, расчет условий вхо-
да в атмосферу, выбор места посадки и т. д. требуют создания ра-
бочих моделей инженерного характера, учитывающих возможное
разнообразие условий и соответствующих современному уровню
знаний. НАСА (1972) выпустила весьма детальную «Инженерную
модель Марса», ИКИ (1975) — «Рабочую модель атмосферы и по-
верхности Марса». В табл. 3.7 приведен один из вариантов атмо-
сферных профилей «Рабочей модели» ИКИ 1975 г.— среднесуточ-
ный для широты 15° в равноденствии. Всего в этой работе предла-
гается 10 различных вариантов для разных широт, сезонов и вре-
мени суток. Средний молекулярный вес атмосферы принят 43,0
(смесь СО2 и аргона); согласно табл. 3.6 он немного выше (около
43,4), но различие невелико и модель остается пригодной для тех-
нических расчетов.
Нолл и Мак-Элрой (1975) предложили новую серию инженер-
ных моделей Марса. Они заметно отличаются от других тем, что
§ 3.3. ВЕРТИКАЛЬНАЯ СТРУКТУРА АТМОСФЕРЫ
235
Таблица 3.7
Среднесуточная модель атмосферы Марса *), широта 15°,равноденствие
(|1 = 43,0 г{моль\ 7*0 = 220 °К, Р0 = 5,7?иб; ро = 1,34-1О“б г/см~3\
Rq = 3395; go = 371 см-се»-2)
Z, КМ т, °к Р, мб р, г-см~’ g, см-сек-*
—6 235,0 9,47 2,09-10-5 372,3
-5 232,5 8,72 1,94 372,1
—4 230,0 8,02 1,80 371,9
—3 227,5 7,38 1,68 371,7
—2 225,0 6,77 1,56 371,4
—1 222,5 6,22 1,44 371,2
0 220,0 5,70 1,34 371,0
2 215,0 4,78 1,15 370,6
4 210,0 3,99 9,80.10-6 370,1
6 205,0 3,32 8,38 369,7
8 200,0 2,75 7,11 369,3
10 195,0 2,27 6,02 368,8
12 190,0 1,86 5,08 368,4
14 185,0 1,52 4,26 368,0
16 180,0 1,24 3,56 367,5
18 175,0 1,00 2,96 367,1
20 170,0 8,06.10-! 2,45 366,7
22 165,0 6,45 2,02 366,2
24 160,0 5,12 1,66 365,8
26 160,0 4,04 1,30 365,4
28 160,0 3,19 1,03 365,0
30 160,0 2,52 8,15.10-7 364,5
32 160,0 2,00 6,45 364,1
34 160,0 1,58.10-1 5,11.10-7 363,7
36 160,0 1,25 4,05 363,3
38 160,0 9,91.10-2 3,20 362,8
40 160,0 7,86 2,54 362,4
42 160,0 6,23 2,01 362,0
44 160,0 4,94 1,60 361,6
46 160,0 3,93 1,26 361,1
48 160,0 3,12 1,01 360,7
50 160,0 2,48 8,01-Ю-8 360,3
52 160,0 1,97 6,37 359,9
54 160,0 1,57 5,07 359,5
56 160,0 1,25 4,04 359,1
58 160,0 9,94-10~3 3,21 358,6
60 160,0 7,92 2,56 358,2
62 160,0 6,32 2,04 357,8
64 160,0 5,04 1,63 357,4
66 160,0 4,02 1,30 357,0
68 160,0 3,21 1,04 356,6
70 160,0 2,57 8,29-10“9 356,2
72 160,0 2,05 6,62 355,8
74 160,0 1,64 5,30 355,3
76 160,0 1,31 4,24 354,9
78 160,0 1,05 3,40 354,5
80 160,0 8,42-Ю-4 2,72 354,1
*) «Из рабочей модели атмосферы и поверхности Марса» ИКИ АН СССР (1975).
236
ГЛ. 3. АТМОСФЕРА
практически не имеют изотермического участка. Температура па-
дает с почти постоянным градиентом от 0 до 100 км. Это противоре-
чит наблюдательным данным и теоретическим расчетам, о кото-
рых говорилось в предыдущих разделах, хотя отклонения от изо-
термии над тропопаузой, по-видимому, могут иметь место.
§ 3.4. Ветер
Сведения о ветре на Марсе весьма ограничены. Их можно раз-
бить на три группы: а) наблюдательные оценки движений в ат-
мосфере Марса— измерения на «Марсе-6» и «Викингах-1, 2», а так-
же движения облаков, б) полуэмпирические оценки, основан-
ные на измерениях поля температур, обсуждении условий подъ-
ема пыли и образовании об-
Рис. 125. Суточный годограф горизон-
тального ветра по данным «Викинга-1», и —
западная составляющая, v — южная (Хесс и
др. 19766).
лаков определенных типов,
в) теоретическое моделирова-
ние циркуляции.
А. Наблюдательные дан-
ные об атмосферных движе-
ниях. Доплеровские измере-
ния скорости движения
«Марса-6» на трассе пара-
шютного спуска позволили
оценить скорость ветра по
горизонтальному смещению
аппарата (Андреев и др.,
1976):
v = 8 -г- 12 м-сек'1. (3.26)
Направление ветра западное.
На «Викингах-1 и 2» ско-
рость ветра измеряется с по-
мощью специального датчика ,
чувствительными элементами которого являются тонкие прово-
дящие пленки, их температура зависит от скорости ветра и ориен-
тации по отношению к направлению ветра (Хессидр., 1976а, б, в).
На рис. 125 приведен суточный годограф ветра в месте посадки
«Викинга-1», полученный в результате гармонического анализа
данных за первые 20 марсианских суток. Средняя скорость вет-
ра на высоте 1,6 м:
v = 2,4 М'сек-1.
(3.27)
Преимущественное направление ветра — южное. Имеет место
сложная картина систематических суточных вариаций. В полдень
ветер южный, достигает скорости около 7 м-сек~\ вечером восточ-
ный, минимальные скорости ветра наблюдаются ночью (23h).
§ 3.4. ВЕТЕР
237
Скорость, км/час
Рис. 126. Распределение
скоростей марсианских облаков
по фотографиям Ловелловской
обсерватории с 1907 по 1958 гг.
Включены только облака, наб-
людавшиеся не менее пяти ночей
(Баум и Мартин, 1971).
Измерения на «Викинге-1» дают скорости вблизи поверхности
Скорость в свободной атмосфере может быть оценена по движе-
ниям облаков (Вокулер, 1954; Слайфер, 1962; Гиффорд, 1964). В ат-
мосфере Марса отмечены облака двух типов — конденсационные
п пылевые. Для обеих типов при использовании их для оценки ско-
рости ветра характерна одна и та же трудность: связано ли сме-
щение облака с перемещением аэрозоль-
ных масс или изменением условий их
образования (конденсация, сублимация,
поднятие пыли при увеличении скорости
выше пороговой и т. д.). Наиболее на-
дежны в этом отношении оценки ско-
рости по перемещениям компактных
желтых облаков. На рис. 126 представ-
лено распределение скоростей марсиан-
ских облаков по фотографическим наб-
людениям Ловелловской обсерватории с
1907 по 1958 г. (Баум и Мартин, 1971).
Измеренные скорости не превышают
t/max ^4 ж-сек-1. (3.28)
Вокулер (1951) отмечает скорости до
30 м-сек~\ но они вычислены по пере-
мещению границы относительно круп-
ных систем желтых облаков (локальные
пылевые бури); в этом случае, значи-
тельна вероятность, что они не соответ-
ствуют действительным скоростям ветра.
Б. Оценки, основанные на измерениях поля температур, ана-
лизе условий поднятия пыли и образования различных форм
облаков. Результаты измерений температурных полей на «Марине-
ре-9» (см. рис. 119 и 120) могут быть использованы для оценок
скорости термического ветра. Для этого применялись гидродина-
мические уравнения, описывающие атмосферные движения в
функции широты ф, долготы % и давления Р:
— 7Ф —2Qsin<p[fcv]+FH, (3.29)
at
Д® + -^-=0, (3-30)
<3-31>
Здесь v — горизонтальная скорость, V — оператор двумерного
градиента при постоянном давлении у поверхности, к — единич-
ный вектор в направлении местной вертикали, Q — угловая
скорость вращения планеты, Ен — горизонтальная сила трения,
238
ГЛ. 3. АТМОСФЕРА
Ф — геопотенциал. Использовалось геострофическое приближение,
т. е. уравнение (3.29) упрощалось до вида
2Q sin <р [fc, v\ — — VO.
На рис. 127 приведено поле ветров в период пылевой бури над
планетарным пограничным слоем, рассчитанное в работе Конрата
60
30 . --////х
I, - (WftWFFWf
\\\\\XXXXXXXXVxXXXXXXXAX-
- * я ч 1 * Ч Ч —
-30 - / / 1 1 \ \ \ 'ж-ж / / f t ч х -
- Z 1 ♦ ч X 4 "* -* - X X / t f * Ч
- 4 ♦ ♦ ч ч X *****ЖХ|Г/ ♦ Ч ч ч *'*♦* * х -
-60 - м t ♦ ч ч ч 4 Ч Ч Ч М Ж -
Местное время
Рис. 127. Поле скоростей ветра на высоте, равной шкале высот. Длина стрелки,
равная расстоянию между ссседними узлами, 50 льсек-*. (Конрат и Кэррен, 1973).
и др. (1973). Согласно этой диаграмме максимальные скорости вет-
ра имеют место на экваторе и достигают 100 м-сек~х. Геострофи-
ческое приближение некорректно при ср ~ 0°, однако даже если
исключить экватор, в поясе — 30° <С ср <Z +30° скорости ветра
порядка 50 м-сект1 являются по этим данным типичными.
Другой способ получить полуэмпирические оценки скоростей
ветра на Марсе основан на факте возникновения пылевых обла-
ков и пылевых бурь в атмосфере Марса (см. § 3.5). Для подъема
пыли с поверхности необходима определенная минимальная ско-
рость ветра. Как мы увидим в § 3.5 «Б», она составляет
v 50 м-сегг1. (3.32)
Еще одна полуэмпирическая оценка скорости ветра в свобод-
ной атмосфере основана на анализе волнистых облаков, возникаю-
щих с подветренной стороны гор. Их структура зависит от верти-
кальной структуры атмосферы и скорости ветра. В результате
анализа фотографий «Маринера-9» Пирраглиа (1975) получил
§ 3.4. ВЕТЕР
239
скорости
v 40 м*сек~г (3.33)
ниже 10 км и
v 80 м*сек~г (3.34)
выше 10 км.
В. Теоретические оценки циркуляции марсианской атмосферы.
Гираш и Гуди (1968) на основе анализа размерностей и сравнения
порядка величины членов линеаризованных уравнений движения
нашли среднюю скорость
и 40 м-сек"1. (3.35)
Близкую величину (около 50 м-сек'1) получил Голицын (1970а, б;
1973а) на основе развитой приближенной теории общей циркуляции
планетных атмосфер, также опирающейся на приложение теории
подобия и размерностей.
Лиови и Минц (1969) провели численное моделирование общей
циркуляции атмосферы Марса для условий северной зимы и южной
весны в южном полушарии. «Инженерная модель Марса» (НАСА,
1972) включает результаты аналогичного анализа для северного
лета. Моделирование дает поле давлений, температур и ветров
на двух уровнях — нижнем (нижний слой толщиной 10 км) и
верхнем (атмосфера выше 10 км). Наиболее сильные ветры — по-
рядка 70 м-сек~г в условиях северного лета господствуют на верх-
нем уровне. На нижнем уровне средние скорости 5—15 м*сек~г.
Инженерные модели включают вероятностные оценки, однако
их реалистичность вызывает большие сомнения.
Значительное влияние на поле ветров должна оказывать топо-
графия. Гираш и Саган (1971) показали, что топографические не-
однородности с горизонтальным масштабом от 200 до 1000 км мо-
гут увеличивать скорость в 2—3 раза. Средние скорости на ниж-
нем уровне могут достигать в определенных районах (депрессии,
возвышенности)
Т = 100 н- 140 м-сек~г. (3.36)
Саган и Поллак (1969) выдвинули предположение, что перемеще-
ние пыли ветром (в значительной степени связанным с топографи-
ей) может быть причиной наблюдаемых сезонных изменений конт-
раста темных и светлых областей. Саган и др. (1971) рассмотрели
вероятные наблюдательные следствия особенностей ветрового ре-
жима, связанные с рельефом.
Влияние крупномасштабных особенностей рельефа на общую
циркуляцию марсианской атмосферы исследовал Блюмзак (1971).
На рис. 128 представлены поля скоростей, вычисленные им для
северного полушария. Типичной деталью численных моделей об-
щей циркуляции является перемена направления ветра на высоте
порядка 6—8 км. Скорость ветра увеличивается вниз и вверх от
240
ГЛ. 3. АТМОСФЕРА
этого уровня. Поллак и др. (1975) рассмотрели теоретически струк-
туру поля ветров вблизи полярных шапок. Здесь наиболее суще-
ственную роль играют процессы конденсации и сублимации, вы-
зывающие сильные атмосферные движения.
До сих пор речь шла о ветре в свободной атмосфере, т. е. на
тех высотах, где атмосфера не взаимодействует непосредственным
Высота, км Широта Широта
$ Долгота
Рис. 128. Поле скоростей в северном
полушарии атмосферы Марса с учетом топо-
графии (модель Блюмзака, 1971): а) высота
1 км, б) высота 15 кл, в) высотный профиль на
широте 30°, ли-сек-1.
образом с поверхностью.
Между свободной атмосферой
и поверхностью расположен
пограничный слой, в котором
резко до нуля падает ско-
рость, а температура стре-
мится к температуре поверх-
ности. Этот пограничный
слой в свою очередь делится
на три подслоя: 1) «вязкий»
подслой, где существенны мо-
лекулярные процессы; 2) при-
поверхностный подслой с
постоянными турбулентными
потоками импульса и тепла;
3) планетарный пограничный
слой, в котором температура
и модуль скорости ветра ма-
ло меняются, но вектор ско-
рости поворачивается с высо-
той. Структура пограничного
слоя марсианской атмосферы
теоретически рассмотрена Го-
лицыным (1969, 1973а). Про-
филь температуры и ветра в
пограничном слое подвержен
сильным изменениям в тече-
ние суток. Днем имеет место
резкий скачок температуры
(несколько десятков граду-
сов) в слое толщиной около
3 м. На этом масштабе ско-
рость ветра достигает почти
половины своего значения в
свободной атмосфере. Ночью
(устойчивая стратификация) градиенты в приповерхностном слое
меньше — перепад температуры 20° имеет место в слое толщиной
около 120 м, скорость ветра на этой высоте достигает половины
своего значения в свободной атмосфере. Полная толщина планетар-
ного подслоя в атмосфере Марса — 2—3 км.
§ 3.5. АЭРОЗОЛЬНАЯ СОСТАВЛЯЮЩАЯ АТМОСФЕРЫ
241
§ 3.5. Аэрозольная составляющая атмосферы
Различается несколько типов марсианских облаков в зависи-
мости от светофильтра, через который они лучше всего видны:
желтые, белые и синие. Белые и синие облака довольно близки по
Рис. 129. Фотографии и карта ярких облаков над склонами гор в области Thar sis —
Olimpus Mons. На карте облака показаны штриховкой. Снимки получены с «Маринера-9»
в 1972 г. незадолго до завершения программы измерений (Лиови и др., 1973),
условиям образования и, вероятно, по физическим свойствам, жел-
тые существенно отличаются от них. Вокулер (1954) называет бе-
лые и синие облачные образования облаками типа I, желтые об-
лаками типа II. Слайфер (1962) и Гиффорд (1964) придерживаются
аналогичной классификации, подчеркивающей родство белых и
синих облаков. Облака всех типов ярче, чем фон, на котором они
242
ГЛ. 3. АТМОСФЕРА
видны. Темные облачные образования на Марсе отмечаются ред-
ко. Типичные примеры наземных фотографий марсианских обла-
ков можно найти в книге Слайфера (1962) и в «Атласе телевизион-
ных снимков Марса» Абраменко и др. (1973); фотографии с «Ма-
ринера-9» имеются в статьях Лиови и др. (1972, 1973) и в книге
Хартманна и Рэйпер (1974).
А. Синие и белые облака. Полярная дымка. Синие и белые
облака наблюдаются обычно вблизи лимба и терминатора, чаще
Рис. 130. Яркие облака или туман над западным склоном вулкана Ascraeus Mons в
16h местного времени (Хартманн и Гейпер, 1974).
всего на утренней стороне. Однако в некоторых возвышенных об-
ластях (Tharsis) облака этого типа более или менее систематичес-
ки наблюдаются и в другое время суток. Это было обнаружено
в результате наземных наблюдений (Слайфер, 1962) и подтверж-
дено фототелевизионной съемкой на «Маринере-9» (рис. 129, 130).
Статистическая обработка (Гиффорд, 1964; Абраменко и Про-
кофьева, 1974, 1975) показывает, что синие и белые облака лока-
лизованы главным образом в умеренных широтах. По-видимому,
синие и белые облака имеют конденсационную природу. Типичные
примеры белых и синих облаков показаны на рис. 129—131.
Поскольку в атмосфере имеется водяной пар, по крайней мере
часть облаков этого типа состоит из ледяных частиц, хотя не иск-
лючена в принципе и конденсация СО2 в области тропопаузы и стра-
тосферы (см. § 3.3). Инфракрасный спектр облаков над Tharsis
был записан инфракрасным спектрометром «Маринера-9» (Каррен
и др., 1973). Он показывает широкую депрессию, которая отожде-
ствляется с поглощением в ледяных облаках.
Над полярными шапками Марса многие месяцы висит облач-
ная мгла — полярная дымка. Это было установлено еще назем-
§ 3.5. АЭРОЗОЛЬНАЯ СОСТАВЛЯЮЩАЯ АТМОСФЕРЫ
243
ними фотографиями и подтверждено затем фототелевизионной
съемкой на «Маринере-9» (Лиови и др., 1973) и многополосной фо-
тоэлектрической фотометрией на «Марсе-3» (Ксанфомалити и
Мороз, 1975). Полярная дымка почти несомненно имеет конденса-
ционную природу. Было показано (Мороз, 1976в), что результаты
Рис. 131. Фотографии в синих лучах, показывающие конденсационные облака.
Заметна тенденция ярких облачных образований концентрироваться вблизи лимба (Слай-
фер, 1962).
фотометрических измерений «Марса-3» в области полярной дымки
можно представить двумя моделями: А — большая оптическая
толщина и материал с относительно высоким поглощением (боль-
ше, чем у льда Н2О и СО2), Б — облака ограниченной оптической
толщи (т ~ 3 на К 0,5 мкм) из материала с пренебрежимо малым
поглощением (лед Н2О и СО2). В последнем случае средний
244
ГЛ. 3. АТМОСФЕРА
Рис. 132. Зависимость отражательной
способности (коэффициента яркости) Марса от
длины волны в трех областях !)<₽=+ 24°,
Л = 284° (Syrtis Major); 2) <p = 4-34°, X =
= 283° (Мегое); 3) <p = 4-48°, 1 = 284° (по-
лярная дымка) вокруг северной шапки.
Измерения «Марса-3» 16 февраля 1972 г.
(Мороз, 1975).
радиус частиц
г ~ 0,35 мкм, (3.37)
и облака почти прозрачны в области X > 1 мкм. На рис. 132 по-
казана типичная зависимость
коэффициента яркости Марса
от длины волны в области
полярной дымки и в умерен-
ных широтах по данным
«Марса-3».
Б. Желтые облака. Ско-
рость ветра, необходимая
для сдувания пыли с поверх-
ности. Облака этого типа на-
блюдаются в экваториаль-
ных и умеренных широтах
(Гиффорд, 1964; Баум и Мар-
тин, 1971). Максимальная
частота появления желтых
облаков имеет место вбли-
зи перигелия (Уэлс, 1967).
Желтые облака, по-видимому,
представляют собой пыль,
поднятую с поверхности.
Обычно они наблюдаются как
относительно компактные об-
разования, могут существо-
вать многие сутки и по их
перемещению можно оценить
1). Пример развития желтого
облака приведен на рис. 133.
Рассмотрим кратко вопрос, какие необходимы минимальные
скорости ветра для сдувания пыли с поверхности, и частицы ка-
ких размеров поднимаются в атмосферу при этих минимальных
скоростях. Трение ветра о поверхность характеризуется «скоро-
стью трения» — величиной
"* = (тГ’ т = (3.38)
Здесь т — «напряжение трения» (вертикальный турбулентный по-
ток горизонтальной компоненты импульса, направленный из
атмосферы к подстилающей поверхности), й' и w' — флюктуации
горизонтальной и вертикальной компонент скорости, р — плот-
ность.
Отрыв частиц с поверхности начинается, когда и* достигает не-
которого порогового значения и#, которое зависит от атмосфер-
скорость ветра (Баум и Мартин,
$ 3.5. АЭРОЗОЛЬНАЯ СОСТАВЛЯЮЩАЯ АТМОСФЕРЫ
245
ного давления, диаметра частиц и характера сил, действующих
между частицами (когезия). Багнольд (1941) показал, что при
данном давлении зависимость и* от диаметра d имеет минимум,
обусловленный следующими причинами. Подъемная сила ветра
Рис. 133. Развитие желтого облака 13—16 октября 1958 г. (Слайфср, 1962). 13 ок-
тября — облако появляется в области Isidis (к северо-востоку от Syrtis Major); 14 октяб-
ря — облако переместилось на север (Toth — Nephentes и Lybia); 15 октября — облако
распространилось на восток; 16 октября — облако вторглось в область Hesperia. Для
сравнения приведены снимки 1924 и 1943 гг. при близких долготах центрального меридиа-
на. Все снимки получены с желтым фильтром. Время указано всемирное.
пропорциональна d2, а сила тяжести d3. Поэтому с ростом d порого-
вая скорость трения должна, вообще говоря, расти. С другой
стороны, при достаточно малых размерах частицы не поднимают-
ся, поскольку они целиком погружены в вязкий подслой, толщи-
на которого порядка ч/и*, где v — кинематическая вязкость
246
ГЛ. 3. АТМОСФЕРА
10 см2-сект1 для марсианских условий). Поэтому при повыше-
нии скорости ветра (а вместе с тем и*) первыми поднимаются час-
тицы с некоторым оптимальным размером dn. Затем поднимают-
ся частицы больших и меньших размеров. К Марсу эту теорию
впервые применил Райан (1964), однако данные об атмосфере тогда
были слишком плохо известны. Саган и Поллак (1969) оценили,
что при Р = 5 мб минимальное значение и** 4 м-сек~г, и этому
значению соответствует диаметр около 250 мкм. Это крупные час-
тицы, они быстро оседают на поверхность, но при падении выби-
вают из нее более мелкие, вплоть до микронных размеров. Эти
малые частицы поднимаются вертикальными потоками на многие
километры, и время их оседания достигает нескольких месяцев.
По Зилитинкевичу (1970) скорость трения составляет от 2 до
5 % от скорости в свободной атмосфере (2 % в случае устойчивой
стратификации и 5% в случае развитой конвекции). Голицын
(1973) оценил на основе подобных соображений, что пороговая
скорость в свободной атмосфере vt имеет величину около 80 ж «сек-1,
Гираш и Гуди (1973) дают меньшую величину — около 30 м-сек~\
Детальное исследование функций п* (d) и vt (d) проведено в ра-
ботах Иверсена и др. (1976), Поллака и др. (1976), Грили и др.
(1976) с учетом модельных лабораторных экспериментов в аэро-
динамической трубе (Иверсен и др., 1976; Грили и др., 1974).
На рис. 134 и 135 приведены функции и* (d) и vt (й), полученные
в этих работах. Величина и* понижена по сравнению с ранними
оценками Сагана и Поллака (1969) вдвое и несколько уменьшена
оценка d0 — до 150 мкм. Пороговая скорость vt зависит от пред-
положений о шероховатости грунта, а также от стратификации ат-
мосферы. Она находится в пределах
50 < vt <Z 100 м^сек"1. (3.39)
Значения vt вблизи нижнего предела должны иметь место для не-
ровной поверхности с масштабом вертикальных неоднородностей
z0 100 см, вблизи верхнего — для ровной песчаной поверхности.
«Лес камней» на панорамах «Викинга-1 и 2» может рассматривать-
ся как аргумент в пользу того, что условия, необходимые для реа-
лизации нижнего предела, могут существовать на поверхности
Марса.
В. Пылевые бури. Желтые облака чаще всего наблюдаются в
виде изолированных образований, однако иногда достигают гло-
бальных масштабов, захватывая почти всю планету. Такие гло-
бальные «пылевые бури» наблюдались, например, во время вели-
ких противостояний 1922, 1956 и 1971 гг. Развивались они при-
мерно одинаковым образом. В начальной фазе появлялось
маленькое яркое облако, во всех случаях приблизительно в одном и
том же месте (окрестности Hellespontus). Оно занимает в пер-
вый день площадь около 10е км, а затем расширяется в течение
§ 3.5. АЭРОЗОЛЬНАЯ СОСТАВЛЯЮЩАЯ АТМОСФЕРЫ
247
нескольких дней (5—15), захватывая почти всю планету. Граница
его перемещается со скоростью 10—15 м-секг1. При этом быстро
уменьшается контраст темных и светлых областей, и в течение
многих недель темные области практически перестают быть
видимыми.
Диаметр частиц, мкм
Рис. 134. Пороговая скорость трения в функции диаметра частиц при давлении
5 лсб. 1 — приближение крупных частиц, 2 — приближение малых частиц, пунктир
промежуточная область (Иверсен и др., 1976).
Рис. 135. Пороговая скорость в свободной атмосфере (Поллак и др., 1976); а) ровная
песчаная поверхность, б) неэродированная поверхность с вертикальным масштабом
неоднородностей z0 = 100 см. Сплошная кривая при когезии, такой же, как на Земле,
пунктир — при нулевой когезии (Саган и Багнольд, 1975).
Мощная пылевая буря началась на Марсе во второй половине
сентября 1971 г» и когда «Маринер-9» вышел на орбиту (15 ноября),
фотографирование поверхности было практически невозможным.
Только южная полярная шапка и вершины высоких вулканиче-
ских гор (рис. 136) были сфотографированы более или менее удо-
влетворительным образом. «Марс-2» и «Марс-3», вышедшие на ор-
биту примерно через две недели, также не видели поверхности
цланеты. Атмосфера стала проясняться только в конце декабря,
и в январе контрасты возросли почти до нормы. Это было проде-
монстрировано фототелевизионной съемкой «Маринера-9» (Лиови
и др., 1972) и фотоэлектрической фотометрией на «Марсе-3» (Мо-
роз, Наджип и Жегулев, 1975; Ксанфомалити и Мороз, 1974).
Наземные фотографические наблюдения Марса во время пылевой
248
ГЛ. 3. АТМОСФЕРА
бури 1971 г., являющиеся, в частности, единственным источником
данных о ее начальной фазе, описаны в работах Капена и Мартина
(1972), Баума (1973), Мартина (1974а, б), Абраменко и Науголь-
ной (1972), Прокофьевой и Фенчак (1975). На рис. 137 показано
Рис. 136. Мозаика из фотографий Марса, полученных с «Маринера-9» 13 ноября
1971 г. (на подлете). Контраст максимально увеличен. Пылевые облака скрывают поверх-
ность Марса. Сквозь пелену пылевой бури проглядывают четыре вулкана в области Thar-
Bia — Olympus Mona — темные пятна в верхней части снимка (Хартманн и Рейнер, 1974)-
развитие пылевой бури по материалам Международного планетного
патруля.
Время возникновения пылевой бури во всех известных слу-
чаях более или менее близко к прохождению планетой перигелия,
когда она получает максимальное количество солнечной энергии.
По продолжительности явления, мощности облаков глобальные
бури, наблюдавшиеся в разные годы, бывают различными. Так,
пылевая буря 1956 г. была значительно менее интенсивной, чем
в 1971 г. В 1973 г. пылевая буря вновь имела место, но длилась
вдвое меньше. Тот факт, что ранние наблюдения пылевых бурь
относятся исключительно к великим противостояниям, объясняет-
ся тем, что они совпадают с прохождением перигелия. Не каждое
Рис. 137. Фотографии с красным фильтром, показывающие вид Марса вскоре после противостояния 1971 г. и в на-
чальной фазе пылевой бури. Центральный меридиан всюду от Одо 5°. Видно, как быстро темные области перестают раз-
личаться на диске планеты (Мартин, 1974). м
сЬ
§ 3.5. АЭРОЗОЛЬНАЯ СОСТАВЛЯЮЩАЯ АТМОСФЕРЫ
250
ГЛ. 3. АТМОСФЕРА
прохождение перигелия и соответственно великое противостояние
сопровождается пылевой бурей. Пылевые бури не были отмечены,
например, в 1939 и 1941 гг. (Слайфер, 1962).
В развитии пылевой бури можно выделить три фазы (Гираш
и Гуди, 1973; Гираш, 1974): 1) рост, 2) зрелая фаза, 3) распад (осе-
дание пыли). В фазе 1) появляется компактное ядро, которое за-
тем расширяется. Фаза 2) наступает через 7—14 суток, уменьше-
ние контрастов максимально. Фаза 3) начинается через 20—
60 суток (в зависимости от мощности бури), хотя первые следы
прояснения могут возникать и раньше. Наблюдались случаи,
когда контраст возрастал, затем снова уменьшался (колебатель-
ное развитие бури).
Пылевая буря 1971 г. изучена значительно лучше, чем все ос-
тальные. Наземными обсерваториями, кроме фотографирования,
проводились измерения интенсивности полос СО2 (Паркинсон и
Хантен, 1972; Мороз и Таранова, 1972),инфракрасных яркостных
температур (Либерман и др., 1972), интегральной звездной вели-
чины планеты (Александров и др., 1973) и поляризации (Дольфюс
и др., 1974). Детальная информация в последний период фазы 2)
и особенно в фазе 3) получена в результате измерений на искус-
ственных спутниках Марса. Измерения интенсивности полос СО2
12 мкм (Ксанфомалити и др., 1975), инфракрасной яркостной тем-
пературы (Мороз и др., 1975а), узкополосная фотоэлектрическая
фотометрия в шести длинах волн от 0,36 до 1,38 мкм (Ксанфомали-
ти и Мороз, 1975; Мороз и Наджип, 1975) проводились на «Мар-
се-3», начиная с 15 декабря и по 12 марта с интервалами в 12 су-
ток (период обращения орбитального аппарата) и в диапазоне
широт примерно от —60° и до +60°.
На «Маринере-9» начиная с 15 ноября, помимо получения фо-
тотелевизионных изображений, проводились измерения инфра-
красной яркостной температуры (Чейз и др., 1972) и верти-
кальной структуры атмосферы методами радиопросвечивания
(Клиоре и др., 1972) и по полосе 15 мкм (Ханел, Конрат и др.,
1972).
Результаты анализа различных данных о физических характе-
ристиках облаков в период пылевой бури 1971 г. можно резюми-
ровать следующим образом:
1. Размеры частиц. В фазе 2) наблюдаются частицы размером
г ~ 10 мкм. (3.40)
На это указывают быстрые вариации прозрачности (Лиови,
Бриггс и др.г 1972) и, возможно, поляризационные измерения
(Дольфюс, Длугач и др., 1972). В фазе 3) преобладают частицы
среднего радиуса
г ж 1 мкм (3.41)
§ 3.5. АЭРОЗОЛЬНАЯ СОСТАВЛЯЮЩАЯ АТМОСФЕРЫ
251
— это следует из скоростей оседания (Конрат, 1975; Мороз, 1975),
зависимости контраста от длины волны (Мороз и Ксанфомалити,
1972; Мороз и др., 1972; Мороз, 1975), анализа альбедо однократ-
ного рассеяния (Мороз, 1976в) и зависимости ультрафиолетовой
яркости от угла фазы (Панг и Айелло, 1975).
2. Состав и коэффициент преломления частиц. Ханел и др.,
(1972) отождествили в инфракрасных спектрах Марса, получен-
ных «Маринером-9» в период пылевой бури, слабые абсорбционные
детали, принадлежащие SiO2. По их оценке содержание SiO2
составляет 60 ± 10%. Зависимость отражательной способности
облаков в период пылевой бури примерно такая же, как для свет-
лых областей Марса, хотя имеются и некоторые различия: в крас-
ной и инфракрасной области облака ярче, в ближней ультрафиоле-
товой темнее (Александров и др., 1972).
Дольфюс и др. (1972) нашли коэффициент преломления п
1,59 из наблюдений поляризации в период пылевой бури, что
согласуется с силикатным составом. Более высокое значение
п > 1,8 нашли Айелло и Панг (1975) из анализа ультрафиолетовых
измерений на «Маринере-9» (2630—3050 А). Они оценили также
величину мнимой части показателя преломления щ ~ 0,02 для
2630 А и щ ж 0,01 для 3050 А.
3. Оптическая толща облаков для солнечного излучения. В се-
редине декабря (начало фазы 3) она составляла на длинах волн
1 < 1 мкм (Мороз, 1976в)
т 2. (3.42)
Конрат (1974) путем анализа изменений тепловой структуры ат-
мосферы исследовал, как изменялась во времени оптическая тол-
ща пыли на разных высотах.
4. Высота поднятия облаков. По наземным измерениям полос
СО2 около 1 мкм (Паркинсон и Хантен, 19726) и 1,6 мкм (Мороз
и Таранова, 1972), имевшим единичный характер, их интенсив-
ность была значительно ослаблена в конце ноября и в начале де-
кабря 1971 г. Большое ослабление отмечается также по измерени-
ям на «Марсе-3», проведенным 27 декабря (Мороз и Ксанфома-
лити, 1972а, б; Мороз и др., 1972, 19736; Ксанфомалити и др.,
19756), хотя для 15 декабря ярко выраженный эффект отсутству-
ет. Эта группа данных приводит к приблизительной оценке верх-
ней границы облаков порядка шкалы высот h Н.
Другая группа данных основана на изучении зависимости тем-
пературы атмосферы от высоты (Клиоре, Кейн и др., 1972; Ха-
нел и др., 1972). Она дает высоту верхней границы
h 4Я. (3.43)
Наконец, фотометрический анализ профиля лимба дает h ж 5Н
252
ГЛ. 3. АТМОСФЕРА
(Лиови, Бриггс и др., 1972). По-видимому, оценки по полосам
СО2 дают заниженную величину h из-за многократного рассеяния
в облаках.
5. Температура атмосферы и поверхности во время бури. Тем-
пература атмосферы в период бури становится более высокой,
а вертикальный ход приближается к изотермическому (см. § 3.3).
Температура поверхности при этом становится меньше, чем в нор-
мальных условиях (Чейз, Хатценбелер и др., 1972; Мороз и
Ксанфомалити, 1972; Мороз и др., 1975а). Влияние пылевой бури
на вертикальную структуру атмосферы показано на рис. 119
(Ханел, Конрат и др., 1972).
6. Механизм возникновения глобальных пылевых бурь. По-
видимому, пороговая скорость превышает средние величины ско-
рости ветра, а вместе с тем она может достигаться в некоторых об-
ластях и в некоторые периоды. Как уже отмечалось, топография
отдельных районов может благоприятствовать увеличению ско-
рости ветра. Лейкин и Забалуева (1975) привели полуколичест-
венные оценки, показывающие, что развитие склоновых ветров
в круглом бассейне Hellas в период летнего солнцестояния для
южного полушария (и только в этот период) может генерировать
антициклон, на периферии которого скорость ветра достаточна для
начала пылевой бури. Это может объяснять связь фазы 1) пылевой
бури с областями Hellas — Hellespontus и приуроченность пыле-
вых бурь к перигелию.
Баренблатт и Голицын (1974) показали, что в случае устой-
чивой стратификации (градиент температуры меньше адиабатичес-
кого) концентрация пыли по высоте убывает экспоненциально
для высот больших, чем масштаб Монина — Обухова (около 20 м
для Марса). В случае свободной конвекции концентрация пыли
стремится с ростом высоты к некоторому постоянному пределу.
Отсюда понятно, почему пылевые бури наблюдаются вблизи мак-
симума инсоляции, когда вероятность возникновения конвекции
наибольшая.
Голицын (1973а, б) и Гираш и Гуди (1973) отмечают, что для
объяснения пылевой бури необходим некоторый нелинейный са-
моподдерживающийся механизм. Самые основные черты его сле-
дующие. Пыль, после того как она поднялась с поверхности
в фазе 1, приводит к локальному увеличению температуры атмос-
феры, а это в свою очередь — к возрастанию скорости ветра в ок-
рестностях облака. При этом направления вектора скорости та-
ковы, что образуется циклонический вихрь у поверхности и анти-
циклонический в верхней части тропосферы (Голицын, 1973а).
В результате зона поднятия пыли расширяется и постепенно зах-
ватывает всю планету (фаза 2). После этого температура атмо-
сферы в различных областях выравнивается, скорость ветра умень-
шается и наступает фаза 3 — оседание пыли.
§ 3.5. АЭРОЗОЛЬНАЯ СОСТАВЛЯЮЩАЯ АТМОСФЕРЫ
253
о
0,2мкм
1мкм
Ьмкм
R0RRR0
Рис. 138. Схема большой пы-
левой бури в зрелой фазе по Гирашу
и Гуди (1973).
Юмкм
Пограничный
/ слои
С. Поверхность
Гираш и Гуди (1973) дают несколько иную схему: подъем пы-
ли в фазах 1) и 2) происходит в ограниченной области планеты,
где образуется колонка «пылевого урагана» (рис. 138). Эта колон-
ка является поставщиком пыли в атмосфере для всей планеты.
Полуколичественный анализ в такой схеме правильно предсказы-
вает основные физические характе-
ристики глобальной пылевой бури.
Лиови и др. (1973) отмечают, что
интенсивная сублимация южной
полярной шапки вблизи перигелия
может быть одним из факторов, при-
водящих к усилению ветра в этот
период.
Пыль, окутывающая планету в
период пылевой быри, более проз-
рачна для теплового излучения, чем
для солнечного, т. е. создает анти-
парниковый эффект (Мороз, Ксан-
фомалити, 1972а, б; Мороз и др.,
1975а). А. С. Гинзбург (1972) дал
полуколичественный анализ этого
явления. Кондратьев и Москаленко
(1975) построили теоретическую мо-
дель спектрального распределения
нисходящего и восходящего тепло-
вого излучения в присутствии аэрозолей (при заданном профиле
температуры).
Помимо глобальных пылевых бурь в атмосфере Марса отмеча-
лись локальные пылевые бури (Лиови и др., 1972; Лиови и др.,
1973), когда пыль поднимается на высоту 15—20 км в ограничен-
ных районах без последующего развития. Наземными наблюде-
ниями они, как правило, не обнаруживаются из-за малых раз-
меров.
Г. «Синие прояснения». В области длин волн меньше 4000 А
контраст между деталями поверхности Марса гораздо меньше,
чем в области X 5500 А. Наземные фотографии обычно не поз-
воляют различать темные и светлые области в синих лучах; они
изображают Марс в виде диска почти постоянной яркости. Ма-
леньким ярким пятном выделяются полярные шапки, и иногда
на краю дают уярчение синие облака. Однако время от времени
темные области вдруг начинают более или менее туманно «просве-
чивать» на фотографиях в синих лучах (рис. 139). Эти явления
называются «синими прояснениями».
Долгое время предполагалось, что в атмосфере Марса име-
ется «синяя дымка», создающая большое поглощение и замываю-
щая контрасты. Предполагалось также, что в период прояснения
ьэ
£
ГЛ. 3. АТМОСФЕРА
Рис. 139. Фотографии Марса во время «синих прояснений» (Слайфер, 1962).’ I — 7 — С; синим фильтром,
8 — с желтым.
§ 3.5. АЭРОЗОЛЬНАЯ СОСТАВЛЯЮЩАЯ АТМОСФЕРЫ
255
оптическая плотность «синей дымки» по неизвестной причине
уменьшается, что приводит к возрастанию контрастов. Серьезные
сомнения в правильности этих представлений возникали и рань-
ше, на основе наземных наблюдений, но наиболее сильный удар
по ней нанесли фототелевизионные изображения, полученные на
«Маринере-6» (Хесс и др., 1970; Лейтон и др., 1969; Смит и др.,
1970). Падение контраста между темными и светлыми областями
как и доказывал ранее Шаронов (1961), оказалось свойством мар-
сианских пород. Оптическая толща марсианской атмосферы нич-
тожно мала в синей области спектра и неспособна заметно повли-
ять на контрасты.
Принципиально новую идею объяснения «синих прояснений»
независимо выдвинули Бойс и Томпсон (1972) и Прокофьева и
Чупракова (1973, 1975). «Синие прояснения» они объясняют по-
явлением тонкого слоя пыли в атмосфере преимущественно над
светлыми областями, что и приводит по этой гипотезе к наблюдае-
мому эффекту. Относительно малое время жизни явления (не-
сколько дней), можно согласовать с частицами малых размеров,
если предположить, что «синее прояснение» исчезает не из-за осе-
дания частиц, а из-за переноса их в темные области.
Д. Слои аэрозоля на больших высотах. Такие слои много раз
отмечались на фотографиях лимба планеты, полученных с косми-
ческих аппаратов («Маринеры-6 и 7»; Лейтон и др., 1969; Лиови
и др., 1971; «Маринер-9»: Лиови и др., 1972; Лиови и др. 1973;
«Викинг-1»: Керр и др., 1976), а также на профилях яркости, по-
лученных вблизи лимба с помощью ультрафиолетовой спектромет-
рии («Маринер-9»: Айелло, 1975) и фотометрии («Марс-5»: Красно-
польский и др., 1975, 1977). Измерения яркости вблизи термина-
тора также указывают на присутствие аэрозольных слоев па
больших высотах (Айелло и Хорд, 1973). На рис. 140 приведено
изображение лимба планеты с подобными слоями, полученное на
ОА «Викинг-1». Их высоты колеблются от 15 до 70 км, толщины
от нескольких километров до десятка километров. Вертикальные
оптические толщи порядка 0,01—0,1. О природе их очень мало
известно. A priori можно предположить, что имеет место конден-
сация Н2О и СО2, минеральная пыль, образование аэрозоля в ре-
зультате каких-либо реакций. Инфракрасные спектры, получен-
ные на «Маринерах-6 и 7», показывают, что по крайней мере в не-
которых случаях эти слои состоят из конденсата СО2 (Херр и Пи-
ментел, 1970).
Анализ фотометрических профилей планеты вблизи лимба
и терминатора, полученных на «Марсе-5» (Краснопольский и др.,
1977,1 1978) привел к следующим выводам: на высоте 30—35 км
в утренние часы в период наблюдений находился слой аэрозоля,
состоящий, по-видимому, из частиц льда Н2О размером порядка
1 микрона при массовой плотности конденсата около 5 • 10~12
256
ГЛ. 3. АТМОСФЕРА
в максимуме. Вертикальная оптическая толща его около 0,1. Из
условий конденсации получен температурный профиль атмосферы
на высотах 20—60 км, который хорошо описывается выражением
Рис. 140. Фотография прилимбовой области Марса (южное полушарие, зима),
полученная с ОА «Викинг-1» (Керр и др., 1976). Большой бассейн слева —- Argyre Planitia.
Т = 185° — 0,05 z — 0,01 z2 и согласуется со сглаженным профи-
лем температуры, измеренным на «Викингах». Анализ динамики
конденсации (Краснопольский, 1978) приводит к величине коэф-
3.5. АЭРОЗОЛЬНАЯ СОСТАВЛЯЮЩАЯ АТМОСФЕРЫ
257
фициента турбулентного перемешивания к = 2* 10е см2!сек на
30 км.
Е. Кратковременные яркие вспышки и гипотеза о гало в ат-
мосфере Марса. Неоднократно сообщалось о визуальных наблю-
дениях кратковременных ярких вспышек на Марсе. Давыдов (1969,
1970), собрав и проанализировав эти сообщения, показал, что
они могут быть связаны с явлениями типа гало на кристал-
лах Н2О.
Ж. Прозрачность и аэрозольная компонента «чистой» атмо-
сферы. Коэффициент прозрачности атмосферы
t = е~То, (3-44)
где т0 — ее оптическая толща. Наиболее непосредственный способ
определения t и т0 — измерение потока от Солнца или звезды (до-
стигающего поверхности) в функции зенитного расстояния. Вто-
рой способ основан на измерении яркости атмосферы, которое
может прозводиться либо извне (с Земли или с космического
аппарата), либо с поверхности. Если учитывать только рассеяние
первого порядка, коэффициент яркости атмосферы
= <3-45>
или, при малых т0,
р.--Йг- <3-46>
Здесь х (а) — индикатриса рассеяния, а — угол фазы, рц и р2 —
косинусы углов падения и отражения. Если наблюдения произво-
дятся извне, то надо уметь разделять яркости атмосферы и
поверхности. Для этого можно использовать различие либо распре-
деления яркости по диску, либо поляризации. Индикатриса рас-
сеяния зависит от распределения аэрозольных частиц по разме-
рам (для частиц, малых по сравнению с длиной волны,— рэлеев-
ская, для больших вытянутая).
Существующие оценки прозрачности марсианской атмосферы
могут быть разделены на три группы:
а) Наземные наблюдения. Область спектра примерно от 3500
до 6000 А. Для разделения атмосферы и поверхности использо-
вались как угловые зависимости (Фесенкова, 1944; Сытинская,
1944, 1948; Барабашов и Коваль, 1959; Коваль и Яновицкий,
1969; Коваль, 1972), так и поляризация (Мороженко, 1969, 1974;
Ингерсолл, 1971).
б) Измерения на КА «Маринер-6, 7, 9» с ультрафиолетовым
спектрометром (Хорд, 1972; Хорд и др., 1972, 1974). Они отно-
сятся к узкому участку спектра около 3000 А.
9 В. И. Мороз
Таблица 3.8
Оптическая толща марсианской атмосферы по данным различных авторов
Параметр xg (СО2, 6 мб) Сытинская (1948) *) Коваль и Яновицкий (1969) •) Мороженко (1969) *) Ингерсолл (1971) *) Хорд и др. (1974) «Маринер-9» Матч и др. (1976а, б) «Викинг-1»
Длина волны
3000 А 0,25 — — — 0,023 0,04 —
4000 А 0,008 0,10 0,12 0,05 0,0074 — —
5000 А 0,0032 0,06 0,09 0,03 0,0030 — —
6000 А 0,0016 0,03 0,06 0,02 0,0015 — 0,20-4-0,45
7000 А 0,0008 0,02 — — 0,0008 — —
Индикатриса (в красных лучах) рэлеевская, х(л) = 1,5 «вытянутая» х(л) = 0,5 я(л) = 0,5 рэлеевская рэлеевская х (50°) = 1
Распределение час- тиц по размерам — — п(г)аг~1^ п(г)аг“2’2 — — —
*) Оригинальные данные интерполированы на дл ты волн, указанные в первом столбце. Всюду указана суммарная оптиче-
скат толща т^ + Тр.
ГЛ. 3. АТМОСФЕРА
§ 3.5. АЭРОЗОЛЬНАЯ СОСТАВЛЯЮЩАЯ АТМОСФЕРЫ
259
в) Измерения яркости неба по фотопанорамам КА «Викинг-1,2»
(Матч и др., 1976а, б, в), а также Солниа и Фобоса по тем же
данным.
Результаты оценок т0 колеблются в очень широком диапазоне.
Даже для красной области спектра, где прозрачность максималь-
ная, называются величины примерно от 0,002 (Ингерсолл, 1971)
до 0,45 (Матч и др., 1976а, б). В некоторой степени этот разброс
может отражать реальную переменность т0. Дело в том, что почти
все атмосферное ослабление связано с аэрозольной компонентой
и лишь небольшая часть с газовой. Полную оптическую толщу
можно представить как сумму
т0 = rg + тр, (3.47)
где Tg ос X-4 — рэлеевская компонента, тр ос Vn — аэрозоль-
ная (показатель п > 0 и зависит от распределения частиц по раз-
мерам). В табл. 3.8 даны величина т^, вычисленная для атмосферы
из чистого СО2 при давлении 6 мб и оценки т0 по данным различ-
ных авторов. По всем данным, кроме результатов «Викингов-1 и 2»,
верхний предел для т0 на 6000 А составляет несколько сотых.
Нижний предел дает работа Ингерсолла (19716).
В местах посадки «Викингов-1 и 2» т0 составляет несколько
десятых согласно первым оценкам (по яркости неба). Измерения
Солнца и Фобоса привели к величинам т порядка 1. Такая боль-
шая оптическая толща, вероятно, связана с особенностями то-
пографии мест посадки — это очень низкие районы (высоты ~ 2,0
и 2,7 км ниже уровня 6,1 мб). Предполагается также, что на
Марсе незадолго до начала работы «Викингов» была пылевая буря.
Если бы столь большие оптические толщи были типичны и не-
зависимы от топографии, вряд ли было бы возможно определять
высоты на Марсе по измерениям яркости атмосферы (см. § 2.1).
Анализ углового распределения яркости на фотопанорамах
«Викингов-1 и 2» позволил оценить форму индикатрисы рассеяния
и средний размер частиц — около 1 мкм.
Следует отметить, что при анализе наземных цаблюдений прак-
тически невозможно отделить эффекты прилимбовых облаков от
«чистой» атмосферы, и разброс значений т0, полученных различ-
ными авторами, по крайней мере частично связан и с этим обстоя-
тельством. Вместе с тем резкое различие в оценках т0, получен-
ных по данным КА «Маринер-9» и «Викинг-1», можно объяснить
только реальными изменениями этой величины (связанными с
топографией или временными). Наконец, оценки т0 могут зави-
сеть от методики расчета, особенно, когда они проводятся по наб-
людениям «извне». Разные предположения об угловых характери-
стиках отражательной способности поверхности или зависимости
степени поляризации отраженного ею излучения от длины волны
приводят к существенным различиям в оценках т0. Примером
9*
260
ГЛ. 3. АТМОСФЕРА
могут служить оценки Мороженко (1969) и Ингерсолла (1971), ко-
торые расходятся на порядок, хотя использованы однотипные наб-
людательные данные — зависимость интегральной поляризации
от длины волны.
§ 3.6. Верхняя атмосфера
Экспериментальные данные о строении верхней атмосферы
Марса можно разделить на три группы: а) исследования ионосфе-
ры методом радиопросвечивания, б) исследования спектра све-
чения верхней атмосферы, в) прямое зондирование верхней атмо-
сферы. Вся эмпирическая информация о верхней атмосфере Мар-
са получена с помощью космических аппаратов. Мы рассмотрим
сначала экспериментальные данные, а затем в разделе Г) модели
верхней атмосферы, основанные на использовании как экспери-
ментальных данных, так и теоретических расчетов.
А. Ионосфера Марса. Ионосфера Марса была обнаружена в
1965 г. во время пролета «Маринера-4» (Клиоре и др., 1965, 1967).
Тогда впервые был применен метод радиопросвечивания (или «радио-
затмения»). Дополнительные данные были получены на «Мари-
нерах-6 и 7» (Клиоре и др., 1969, 1970), «Марсе-2» (Колосов и др.,
1972а, б; 1975), «Марсах-4 и 6» (Васильев и др., 1974,1975) и особен-
но большой материал на «Маринере-9»(Клиоре и др., 1972, 1973).
Эти исследования показали, что на дневной стороне электрон-
ная плотность в пике достигает
Пе шах ~ Ю5 СМ~3, (3.48)
а высота пика в зависимости от условий солнечного освещения на-
ходится в пределах
110 < z < 145 км. (3.49)
Ионосферу на ночной стороне планеты длительное время не
удавалось обнаружить; получался только верхний предел элект-
ронной плотности. Существенное продвижение было достигнуто
в результате измерений на советском пролетном космическом ап
парате «Марс-4», который уверенно обнаружил ночную ионосферу
Марса и позволил определить профиль электронной концентрации
на ней. Этот прогресс был достигнут благодаря применению двух-
частотного метода, позволяющего более точно измерять парамет-
ры ионосферы.
На рис. 141 показаны профили ионосферы Марса в различное
время суток, полученные на пролетных космических аппаратах
«Марс-4» и «Марс-6» (Васильев и др., 1975), а также «Марс-2» (Ко-
лосов и др., 1975). В табл. 3.9 приведены условия наблюдений,
электронная концентрация в пике и высота пика по данным
§ 3.6. ВЕРХНЯЯ АТМОСФЕРА
261
«Марса-4» и «Марса-6». В ночное время
пе^5.103слГ3, (3.50)
Zmax НО КМ• (3.51)
Профили электронной концентрации довольно резко обрывают-
ся вниз на высоте около 100 км и плавно спадают вверх до уровня
Рис. 141. Профили электронной концентрации ионосферы Марса (Васильев и ДР-,
1975). а — «Марс-4», ночь, 0 = 127°; б — «Марс-4», вечер, 0 = 82°; в — «Марс-6», вечер,
0 = 72°; г — «Марс-2», день, 0 — 45° (0 — зенитное расстояние Солнца).
пе 103 см~3 на высоте 400 км. Ниже и выше основного пика от-
мечались вторичные максимумы, амплитуда которых выходит за
пределы ошибок. Электронная концентрация в главном максиму-
ме растет с увеличением солнечной активности и уменьшается
с зенитным расстоянием Солнца. Высота главного пика, наоборот,
Таблица 3.9
Параметры атмосферы Марса по данным двух частотного радиопро-
свечивания на космических аппаратах «Марс-4» и «Марс-6» (Васильев,
и др., 1975)
Космический аппарат Координаты точки касания луча Зенитное расстояние Солнца в пике, ел»-3 Высота пика, км
Ф К
«Марс-4» (10.11.74) заход — 52 17 82 6,0-10* 140
«Марс-4» (10.11.74) выход — 9 236 127 4,6-Ю3 ПО
«Марс-6» (12.III.74) заход — 35 14 72 8,1.104 125
262
гл. з. аТмосфёрА
уменьшается с ростом солнечной активности и увеличивается, ког-
да растет зенитное расстояние (Клиоре, 1974).
Шкала высот ионосферы над главным максимумом определяет-
ся ионным составом и электронной температурой. Установлено,
что главный ион (см. разделы «В» и «Г») и электронная темпера-
тура днем на высотах zmax < z 250 км
Те 300 н- 400 °К.
Увеличение плазменной шкалы высот выше 250 км может быть
следствием перехода к более легким ионам (Фелдбо и др., 1970).
Б. Свечение верхней атмосферы. Спектр свечения верхней
атмосферы Марса на дневном лимбе планеты детально изучен
в области 1100—3400 А в результате измерений, проведенных с по-
мощью ультрафиолетового спектрометра на «Маринерах-6, 7 и 9»
Рис. 142. Оптическая схема и общая конфигурация ультрафиолетового спектромет-
ра «Маринера-9» (Барт, 1969; Хорд и др., 1970).
(Барт и др., 1969; Андерсон и Хорд, 1971; Барт и др., 1971; Барт
и др., 1972; Стюарт и др., 1972). На «Марсе-3» и «Марсе-5» были
проведены фотометрические измерения в избранных интервалах
ультрафиолетовой области спектра, в частности, в резонансных
линиях водорода La А, 1215 А и триплета кислорода X 1304 А
(Дементьева и др., 1972; Курт и др., 1973, 1974). На «Марсе-5»
были проведены два принципиально новых эксперимента по иссле-
дованию свечения верхней атмосферы планеты: 1) измерение шири-
ны линии La (Берто и др., 1975) и 2) исследование спектра на ноч-
ном лимбе в области 3000—8000 А (Краснопольский и Крысько,
1975).
На рис. 142 дана оптическая схема ультрафиолетового спект-
рометра, работавшего на борту «Маринера-9» (Барт и др., 1969;
Хорд и др., 1970, 1972). Он построен по схеме Эберта — Фасти,
в которой одно и то же сферическое зеркало выполняет функцию
§ 3.6. ВЕРХНЯЯ АТМОСФЕРА
263
коллиматора (нижняя половина зеркала) и камеры (верхняя по-
ловина); все аберрации, кроме астигматизма, оказываются ком-
пенсированными в этой схеме. На входной щели спектрометра
строится изображение участка планеты (или околопланетного про-
странства) с помощью двух зеркал входной телескопической си-
стемы. Система диафрагм эффективно уменьшает рассеянный свет.
Одновременно регистрируется сигнал в первом порядке (1100—
1900 А) и во втором (1900—3400 А). Спектральное разрешение
15 А, пространственное 0°,17 X 0°,48 (Хорд и др., 1972). Пол-
ный спектр записывается за 3 сек.
На рис. 143 приведен спектр свечения верхней атмосферы Мар-
са по результатам ультрафиолетового эксперимента на «Марине-
ре-9». Одна из наиболее сильных эмиссий — резонансная линия
водорода La X 1215 А. Ее интенсивность более 8 kR. Напомним,
что 17? (Рэлей) — единица яркости, соответствующая излучению
106 фотон-сек~1 -см~2 по всем направлениям (телесный угол 4л).
Несколько атомных линий принадлежат кислороду и углероду.
Остальные эмиссии принадлежат молекулам и молекулярным ио-
нам: СО, СО+, СО2. Авторы относят эти спектры к высоте 135 км.
Линия La и триплет 1304 А возникают в результате резонанс-
ного рассеяния солнечного излучения, и по их интенсивности,
зная вероятности переходов и интенсивность солнечного излу-
чения, можно определить концентрацию атомов Н и О.
В ультрафиолетовом эксперименте на «Марсе-5» (Берто и др.,
1975) с помощью фильтров-кювет, наполненных водородом, была
измерена ширина линии La, и по ней определена температура
нейтральной атмосферы
Т = 340 ± 30 °К (3.52)
на высотах выше 200 км. Этот метод следует считать наиболее пря-
мым для определения кинетической температуры, так как он дает
по определению среднюю скорость движения атомов водорода.
Зависимость концентрации водорода от высоты позволяет оп-
ределять температуру по шкале высот. При этом должны учиты-
ваться эффекты, связанные с диссипацией водорода. Ультрафио-
летовый эксперимент на «Марсе-5» дает этим методом Т = 325 ±
±30 °К, что в пределах ошибок совпадает с оценкой (3.52) и с более
ранними результатами, полученными на «Маринерах-6, 7» (Андер-
сон и Хорд, 1971), «Маринере-9» (Барт и др., 1972) и «Марсе-3» (До-
ставалов и Чувахин, 1973).
Наиболее сильная молекулярная эмиссия — полосы Камеро-
на СО (а3П — х'Ъ+). Она обусловлена тремя процессами:
фотодиссоциация СО2 ± hv —> СО (а3П) ± О, (3.53)
электронная диссоциация СО2 ± е —> СО (а3П) + О ± е, (3.54)
диссоциативная рекомбинация COJ ± е-» СО (а3П) ± О. (3.55)
264
ГЛ. 3. АТМОСФЕРА
Во всех случаях первичный источник энергии — поглощение
ультрафиолетового солнечного излучения. Следовательно, в оп-
тически тонкой для него области атмосферы интенсивность полос
Камерона должна быть пропорциональна плотности СО2. Это поз-
воляет определить нейтральную температуру другим методом, и
она получается равной 325 °К.
Рис. 143. Спектр свечения верхней атмосферы по данным ультрафиолетового
эксперимента на «Маринере-9» (Барт и др., 1972). а) область от 1100 до 1900 А; осреднение
по 120 индивидуальным спектрам вблизи лимба; б) область от 1900 до 3400 А; осреднение по
129 спектрам. Разрешение 15 А.
Изаков (1973) проанализировал данные о температуре верхней
атмосферы, полученные на космических аппаратах «Маринер-4,
6, 7, 9» и «Марс-3», по эмиссиям Н, СО2 и электронной шкале вы-
сот, и нашел довольно уверенную зависимость от солнечной
§ з.б. верхняя атмосфера
2G5
активности
1,2F1O + 160, (3.56)
где Flo — поток солнечного радиоизлучения на волне 10 см в еди-
ницах 1022 вШ‘М~2 гц~г. Это наиболее общепринятый индекс сол-
нечной активности, изменяющийся в пределах от 70 до 190.
Концентрация нейтрального водорода на критическом уров-
не по данным, полученным на «Маринерах» (Барт, 1974),
пс(Н)«3.104мГ3. (3.57)
Измерения на станциях «Марс-3» (Доставалов и Чувахип, 1973)
и «Марс-5» (Берто и др., 1975) дают величину несколько меньшую:
пс (Н) 2-104 см~\ Высказанное в работе Дементьевой и др.
(1972) предположение об уменьшении пс (Н) в период с 1969 до
1971 г., по-видимому, не соответствует действительности. Разли-
чие в пс между двумя группами экспериментов, скорее всего, возни-
кает из-за ошибок калибровки. Андерсон (1974) на основании ана-
лиза однородных данных «Маринеров-6, 7 и 9» пришел к выводу,
что вертикальная оптическая толща в La, наоборот, увеличилась
между 1969 и 1971 гг.
Согласно Барту и др. (1972) существуют также вариации La
на масштабах времени порядка месяца и меньше, но они не пре-
вышают 20% (по полному размаху). Они могут вызываться вариа-
циями солнечной линии La, либо концентрации п(Н). Концентра-
ция водорода уменьшается с высотой очень медленно. В резуль-
тате самые внешние слои атмосферы Марса состоят из атомного
водорода. Он образует водородную корону, простирающуюся на
расстояние около 20 000 км.
Отношение концентраций
[О] : [СО2] 0,5 -т- 3,0-10"» (3.58)
на высоте 135 км (Мак-Коннел и др., 1970; Мак-Элрой и Мак-
Коннел, 1971; Томас, 1972; Стриклэнд и др., 1972, 1973; Курт и др.
1974). Этот результат, полученный по интенсивности эмиссий
к 1304 А, непосредственно показывает, что СО2 почти не диссо-
циирован в ионосфере Марса. Такой вывод был сделан гораздо
раньше на основании более косвенных данных — по измерениям
структуры дневной ионосферы, проведенным на «Маринере-4».
Из теоретического рассмотрения этой структуры следовало, что
О+ не может быть основным ионом, т. е. что атомного кислорода
в верхней атмосфере мало.
По эмиссиям углерода в линиях 1561 и 1657 А было найдено
(Мак-Элрой и Мак-Коннел, 1971), что концентрация его атомов на
высотах 150—200 км
п (С) ж 104 см~3. (3.5 )
266
ГЛ. 3. АТМОСФЕРА
Относительная концентрация СО по оценке Томаса (1971) на вы-
соте 135 км составляет
[СО] : [СО2] 0,3 и- 1 • IO’2. (3.60)
Ряд верхних пределов был оценен по отсутствию соответст-
вующих эмиссий. Мосс (1974) по «маринеровским» спектрам оце-
нил верхний предел концентрации молекулярного водорода
[Н2] < 2,7-10б слС3на высоте 250 км. Краснопольский и Крысько
Рис. 144. Масс-спектр верхней атмосферы Марса по данным «Викинга-1» (Нир
и др., 19766).
(1975) пытались получить на «Марсе-5» спектр свечения верхней
атмосферы на ночной стороне планеты в области 3000—8000 А,
в том числе над ночным лимбом. Не было найдено каких-либо
эмиссий. По отсутствию полос гидроксила ОН они оценили верх-
ний предел произведения концентраций [О3] [HJ ~ 4-1014 см~6 на
высотах около 80 км.
В. Прямое зондирование верхней атмосферы. Два экспери-
мента по прямому зондированию верхней атмосферы Марса были
проведены на СА «Викинг-1 и 2». Предназначенные для них при-
боры (масс-спектрометр открытого типа и электростатический ана-
лизатор) были установлены на аэродинамическом экране, и измере-
ния проводились во время движения в высоких слоях атмосферы
до начала эффективного аэродинамического торможения.
На рис. 144 показан один из масс-спектров верхней атмосфе-
ры Марса, полученный в эксперименте на «Викинге-1» (Нир и др.,
19766). Отчетливо регистрируется большое количество пиков,
соответствующих различным атомным и молекулярным компо-
нентам верхней атмосферы. Наиболее мощный пик 44 соответ-
ствует 12С16О2; к нему примыкают более слабые пики 13С16О2
§ 3.6. ВЕРХНЯЯ АТМОСФЕРА
267
и 12С16О18О+. Заметим, что ионизация производится в самом при-
боре, и амплитуда пиков соответствует обилию нейтральных мо-
лекул и атомов в атмосфере. Видны пики аргона (40), молекуляр-
ного азота (28) и кислорода (32). Молекулярный азот и СО имеют
одинаковые массовые числа, но по данным инфракрасной спект-
роскопии содержание СО мало (~ 0,1%; см. табл. 3.6), а ожидае-
мая величина «осколочного» пика СО+ определяется по лаборатор-
ным спектрам и оказывается меньше измеренной в атмосфере
Марса. По оценке авторов эксперимента относительное содержа-
ние N2 в верхней атмосфере Марса составляет около 6%.
Данные о содержании азота и изотопных отношениях в мар-
сианской атмосфере с учетом масс-спектрометрии верхней атмос-
феры уже кратко рассматривались в § 3.2, и мы не будем к ним
возвращаться.
Распределение СО2, Аг, N2 и О2 по высоте, полученное путем
сопоставления масс-спектров, зарегистрированных на различных
высотах, позволило определить среднюю температуру на высотах
от 140 до 190 км:
Т = 180 ± 20 °К. (3.61)
Диффузионное разделение доминирует на высотах более 120—
140 км в хорошем согласии с имеющимися теоретическими оценка-
ми высоты турбопаузы (см. § 3). Температуры верхней атмосферы,
измеренные над точками посадки «Викинга-1 и 2» (см. также рис.
117, б) оказались ниже, чем ожидалось на основании ранее имев-
шихся данных — формула (3.56) для условий солнечной актив-
ности, имевших место в июле — сентябре 1976 г. дает 240 -е-
-г- 250 °К.
В то время как масс-спектрометр измерял нейтральный состав,
электростатический анализатор давал данные о содержании наи-
более обильных ионов в ионосфере. Было получено впервые прямое
экспериментальное подтверждение гипотезы (см. стр. 270), предпо-
лагающей, что О2 является основным ионом в марсианской ионо-
сфере. Измерения, проведенные с этим прибором на «Викинге-1»,
дали
[О+2]:[СО2+]«9. (3.62)
Г. Теоретическое описание верхней атмосферы. Верхние атмос-
феры Земли, Марса и Венеры подчиняются многим общим зако-
номерностям, поэтому здесь весьма плодотворным оказывается
сравнительный анализ. Такого рода анализ дан, например, в об-
зоре Изакова (1976), и мы отсылаем к нему читателя, который
пожелает познакомиться с этим кругом проблем более подробно.
Здесь мы рассмотрим кратко лишь вопросы, связанные непосред-
ственно с Марсом.
268
ГЛ. 3. АТМОСФЕРА
Источники и стоки энергии. Основные процессы. Основным
источником энергии в верхней атмосфере, по-видимому, является
ультрафиолетовое излучение Солнца. Оно вызывает процессы дис-
социации, ионизации и возбуждения. Эти процессы частично
приводят к переизлучению энергии в других длинах волн, частич-
но — к переходу ее в тепло. Наиболее эффективным механизмом
стока оказывается излучение в полосе 15 мкм в основании верхней
атмосферы. Его объемная излучательная способность описывается
уравнением (3.25). Однако поглощение солнечного излучения
происходит выше, и тепло транспортируется вниз к основанию
верхней атмосферы молекулярной теплопроводностью. Это и
приводит к тому, что верхняя атмосфера имеет максимальную
температуру в более высоких слоях и минимальную в основании.
На высотах, где атмосфера является оптически тонкой, температу-
ра с ростом высоты выходит на некоторый постоянный уровень
Та, (температура термосферы), поскольку сток на верхней границе
атмосферы отсутствует.
Не исключено, что в атмосфере Марса заметный вклад вносят и
другие источники энергии, например, диссипация акустических
или внутренних гравитационных волн, распространяющихся
снизу вверх (Краснопольский, 1975а, б), однако в теоретических
моделях атмосферы обычно ими пренебрегают.
Существенно, что солнечный источник энергии является пере-
менным во времени — он «выключается» на ночь, а когда «включа-
ется» днем, то его интенсивность зависит от высоты Солнца над
горизонтом и солнечной активности. В результате температура
верхней атмосферы, а вместе с тем и вся ее вертикальная структура,
зависит от времени. Периодический характер источника, как
правило, не принимался во внимание, и теоретики ограничивались
расчетом средних по времени моделей, которые представляют
интерес как первое приближение, но могут быть далеки от реаль-
ной действительности.
Состав верхней атмосферы. Проблема гелия. В разделах Б
и В мы перечислили основные компоненты, наблюдавшиеся в
верхней атмосфере — СО2, N2, Аг, О2, СО, О, С, Н. Очевидно, этот
список не является исчерпывающим. Молекулярный водород
должен быть добавлен к этому списку, поскольку присутствуют
атомы водорода. Реакции, приводящие к образованию молекуляр-
ного водорода, рассматривали Хантен и Мак-Элрой (1970).
Гелий, возможно, является еще одним достаточно обильным
компонентом, но не наблюдаемым. В верхних атмосферах Земли и,
вероятно, Венеры на некоторых высотах концентрация гелия
превышает концентрацию водорода: эти планеты окутаны протя-
женными концентрическими оболочками — гелиевая внутри, водо-
родная снаружи. Гелий на Земле образуется в результате радио-
активного распада U238, U236 и Th232, аргон в результате радиоак-
§ 3.6. ВЕРХНЯЯ АТМОСФЕРА
269
тивного распада К40. Сделав вероятное допущение, что К, U и Th
содержатся в марсианской и земной коре в одинаковых пропор-
циях, получим, что средние скорости выделения аргона и гелия на
1 см2 поверхности должны быть пропорциональны на обеих
планетах. Пользуясь подобными соображениями, оценками ско-
рости диссипации'Не и данными Истомина и др. (1975) по аргону,
Мороз~(1975) дал оценку обилия гелия на критическом уровне
7«10б см~3. Поскольку обилие аргопа, по-видимому, в 20 раз
ниже, чем предполагалось в этой работе (см. § 3.1), можно ожидать
пс (Не) ^3-104 см~3, (3.63)
т. е. гелия столько, сколько и водорода. Так как шкала высот
для гелия меньше, то «гелиосферы», где п (Не) п (Н) у Марса,
вероятно, нет. Возможное обилие гелия в верхней атмосфере
Марса оценивали также Левин и др. (1974); они предсказывали
гораздо большие концентрации, приравнивая скорости газовыделе-
ния на Земле и Марсе, что, вероятно, неверно (см. гл. 5).
Модели теплового режима, динамики и состава нейтральной
атмосферы. Температура существенно зависит от эффективности
преобразования энергии ультрафиолетового излучения Солнца в
тепловую. Мак-Элрой (1967, 1969), а также Стюарт и Хоган (1969)
нашли эффективность преобр ования е 0,6 (на дневной стороне
планеты) и получили температуры Т^, как потом выяснилось,
слишком высокие. На самом деле эффективность преобразования
существенно ниже. Один из факторов, ее понижающих — это
переиз л учение энергии в очень интенсивных полосах Камерона СО
(рис. 143). Стюарт (1972) показал, что наилучшее согласие с
измеренной температурой получается при тепловой эффективности
е 0,16.
Среднесуточное значепие е вдвое меньше. Большинство авторов
при расчете суточных вариаций не учитывает горизонтальный
перенос. Такой учет был сделан в работе Изакова и Морозова
(1976). Суточные вариации температуры верхней атмосферы Марса
Too, рассчитанные с учетом гидродинамических эффектов и без
учета, показаны на рис. 145. Здесь же даны скорости ветра — они
достигают 150 м-сек~г. Качественное рассмотрение динамических
эффектов в верхней атмосфере Марса можно найти в работе Шимицу
(1971).
Среднесуточные профили температуры изменяются в зависи-
мости от уровня солнечной активности. На рис. 146 приведены
теоретические среднесуточные профили температуры для средней,
низкой и высокой солнечной активности, вычисленные Изаковым
и др. для «Рабочей модели атмосферы и поверхности Марса» ИКИ
АН СССР (1975). На рис. 147 представлены профили’концентра-
ции различных компонентов для среднего уровня солнечной
270
ГЛ. 3. АТМОСФЕРА
активности. Они близки в области выше 100 км к полуэмпирическим
моделям Барта и др. (1972) и Мак-Элроя (1972).
Модели ионосферы. В первые годы после открытия ионосферы
Марса существовала уверенность, что ион СО+ является основ-
о ным (см., например, Мак-
Элрой, 1969). Однако лабора-
200
торные исследования скоро-
стей реакции (Фезенфельд и
др., 1970) показали, что про-
цессы
со; + о-.{« + ™ (з.М)
О+ + СО2^ 0J4-C0 (3.65)
ДБНЬ ,____, ДБНЬ , должны приводить к замеще-
0 1_п л* 0 <р нию ионов COJ на О2» что и
Z было подтверждено прямым
м-сек м-сек зондированием верхней атмо-
Рис. 145. Модель динамики термо_
сферы Марса. Сплошная кривая — с учетом
горизонтальных скоростей (Изаков и Морозов,
1976), пунктир — без учета.
сферы на «Викинге-1» (Нир,
и др., 1976а; см. раздел «В»).
Профили концентрации раз-
личных ионов, рассчитанные
Бартом и др. (1972), показа-
ны на рис. 148.
В земной атмосфере име-
ется несколько четко выра-
женных ионосферных слоев,
имеющих различные меха-
низмы образования. В слое
Fj пе падает вверх из-за
уменьшения плотности нейт-
ральной атмосферы, вниз
из-за поглощения ультрафио-
летового излучения (слой
Чепмена). На больших высо-
тах, однако, образуется слой
F2 из-за того, что рекомбинация там идет слишком медленно, ионы
и электроны накапливаются, пока не создается градиент, уравно-
вешивающий их приток из-за диффузии. Слои Fx и F2 ионизуются
ультрафиолетовым излучением в области X 900 А, ниже Fx
расположены слои Е (источник ионизации — ультрафиолетовое
излучение в области X > 900 А) и D (источник ионизации рентге-
новское излучение).
После первых измерений ионосферы Марса возникла дискуссия
о природе основного пика электронной концентрации. Одни
§ 3.6. ВЕРХНЯЯ АТМОСФЕРА
271
Рис. 146. Профили температуры верхней атмосферы Марса при низкой (б), средней
(а) и высокой (в) солнечной активности (рабочая модель атмосферы и поверхности Марса
ПКИ АН СССР, 1975) по расчетам Изакова и др.
Рис. 147. Вертикальные профили концентраций нейтральных компонентов для
средней модели, представленной на рис. 146 (Изаков и Красицкий, 1977).
272
ГЛ. 3. АТМОСФЕРА
Концентрация мм 3
Рис. 148. Профили ионных кон-
центраций в верхней атмосфере Марса
(Барт, Стюарт и др., 1972).
авторы доказывали, что это аналог слоя Fn другие были за F2,
третьи за слои Е. Подробную библиографию этой дискуссии и ее
обзор можно найти в статье Хантена (1968). Сейчас вопрос можно
считать решенным в пользу мо-
дели Fx (Клиоре, 1974). В при-
менении к Марсу эту модель
детально рассматривал Мак-
Элрой (1967). Уиттен и др.
(1971) провели теоретическое
рассмотрение условий иониза-
ции атмосферы Марса ниже
80 км и пришли к выводу, что
должен присутствовать слой D
и кроме того, постоянный слой
с пе ~ 103 см~\ расположенный
на высоте 25—30 кл. Этот пос-
ледний вывод как будто под-
тверждается результатами двух-
частотного радиопросвечивания
на «Марсе-4» (Васильев и др.,
1975). Слой D, вероятно, отве-
чает за вторичный максимум пе, наблюдаемый ниже основного
(см. рис. 141).
Диссипация, Атомы, скорость которых превышает параболи-
ческую, диссипируют из атмосферы планеты. Темп диссипации
критическим образом зависит от параметра
X = = —”Вс , (3.66)
Нс тМу ' ' '
где Rc — радиус критического уровня, т — масса атома, М —
масса планеты, у — гравитационная постоянная. Высота крити-
ческого уровня
zc = Z?c-Z?0 (3.67)
(Z?o — радиус планеты) определяется известным условием
где I — длина свободного пробега, а — сечение столкновений,
п (zc) — полная концентрация на критическом уровне. Высота
критического уровня zc 250 км. Время жизни атома водорода в
верхней атмосфере составляет около 104 сек (Барт и др., 1971;
1972), а темп диссипации — 2-108 см^-сек-1 (Андерсон и Хорд,
1971). Несомненным поставщиком водорода является водяной
пар. Вероятным промежуточным продуктом является молекуляр-
ный водород, который может возникать при некоторых реакциях
(Мак-Элрой и Хантен, 1969; Хаптеп и Мак-Элрой, 1970).
§ 3.7. ФОТОХИМИЯ
273
Мак-Элрой и Допайю (1972) указали важный механизм, кото-
рый может приводить к диссипации кислорода, а также СО, Си N
(Мак-Элрой, 1972). При диссоциативной рекомбинации
О2 в —» О -|- О,
СО+ + е->СО + О,
СО+ + е->С + О,
N2 +N,
(3.69)
ее продукты приобретают столь значительную кинетическую энер-
гию, что она может привести к высокому темпу диссипации атомов
О, N, С. Возможно, этот процесс предотвращает накопление кисло-
рода в марсианской атмосфере (как продукта диссоциации Н2О).
Мак-Элрой (1972) нашел, что поток диссипирующих атомов О как
раз вдвое меньше, чем II. Это соотношение может быть не случай-
ным, как показали Лю и Донайю (1976). О2 и Н2 участвуют в общей
цепи химических реакций, и увеличение концентрации О2 приво-
дит к уменьшению Н2. Соответственно уменьшается поток диссипи-
рующих атомов Н.
Образование атомов, имеющих сверхтепловые скорости и дис-
сипирующих из атмосферы, влечет за собой процесс фракциониро-
вания изотопов. Обогащение 16N по отношению к 14N на Марсе
именно этим скорее всего и объясняется (Нир и др., 1976а; Мак-
Элрой и др., 1976). Для О и С процесс обогащения может быть
менее эффективным, если основная доля СО2 находится в конден-
сированной фазе в течение большой части геологической истории
планеты.
Д. Взаимодействие верхней атмосферы с солнечным ветром.
В нескольких работах рассматривалась динамика взаимодействия
ионосферы с солнечным ветром (Клотье и др., 1969; Клотье, 1970),
но в предположении, что Марс не имеет собственного магнитного
поля. Измерения магнитного поля (Долгинов и др., 1972, 1975) и
исследования солнечной плазмы в окрестностях планеты (Вайсберг
и др., 1973, 1975; Грингауз и др., 1973, 1975), проведенные на
советских искусственных спутниках Марса, показали, что Марс,
по-видимому, имеет собственное дипольное поле (Н 60v на
экваторе), и вопрос о роли и характере взаимодействия должен
быть пересмотрен заново.
§ 3.7. Фотохимия
Фотохимическое разложение СО2
С02 + hv СО + О (3.70)
наиболее эффективно осуществляется при поглощении фотонов
X < 1700 А. Однако сечение фотодиссоциации остается не равным
274
ГЛ. 3. АТМОСФЕРА
нулю до 2000 А, и эта область является очень существенной, так
как интенсивность солнечного излучения быстро растет с длиной
волны. Инн и Хаймерл (1971), Де Мор и Моссмен (1971) детально
исследовали фотолиз СО2 при X > 1700 А.
При столкновении атомы О и молекулы СО не образуют моле-
кулу СО2, так как при этом необходимо «третье тело» М для отбора
излишка энергии. Однако вероятность тройного столкновения
мала и реакция
СО + О + М -> СО2 + М (3.71)
является очень медленной. Ее константа скорости (при различных
вариантах 71/) находится в интервале 10~35 — 10-33 см6-сек'1, а
сама скорость пропорциональна кубу концентрации. Если равно-
весие определяется только реакциями (3.70) и (3.71), то выше 70 км
атмосфера Марса была бы полностью диссоциированной, т. е.
состояла бы из СО и О. На самом деле это не так, и углекислый газ
остается основной составляющей до высот 250—300 км. Проблема
широко обсуждалась в литературе, детальную библиографию
можно найти в работах Кларка и Ноксона (1970), Мак-Элроя и
Хантена (1970), Мак-Элроя и Мак-Коннела (1972), Кларка (1971),
Донайю (1971), Мак-Элроя (1973), Хантена (1974). Предлагались
решения двух типов:
а) Обратные реакции, много более быстрые чем (3.71).
б) Повышенный турбулентный перенос в атмосфере уносит
продукты диссоциации вниз, а недиссоциированный СО2 вверх.
Для этого необходим коэффициент турбулентной диффузии порядка
5-108 см-сек~2, на порядок более высокий, чем в верхней атмосфере
Земли.
Второе решение кажется весьма вероятным, однако оно ставит
новую проблему. Реакция
О + О + М -> О2 + М (3.72)
является более быстрой, чем (3.71), и в результате в нижней атмо-
сфере должен накапливаться молекулярный кислород О2 и СО.
Между тем мы знаем, что их относительное обилие порядка 10-3
(см. § 3.2). Обсуждались различные возможности, например,
цепочка реакций
О2 + И + 71/ НО2 + 71/, (3.73)
НО2 + СО СО2 4- ОН, (3.74)
ОН + СО —> СО2Н, (3.75)
но константа скорости реакции (3.74) оказывается слишком малой
(Донайю, 1971). Мак-Элрой и Донайю (1972), Паркинсон и Хантен
(1972а) заменили (3.74) в этой цепи реакцией
НО2 + О О2 + СО2, (3.76)
§ 3.7. ФОТОХИМИЯ
275
добавили еще ряд других реакций, учтя, в частности, образование
озона
О + О2 + М -> О3 + А/, (3.77)
и вычислили профиль концентраций ряда малых компонент в атмо-
сфере Марса. На рис. 149 показаны профили, вычисленные Паркин-
соном и Хантеном для двух
гипотез о содержании Н2О:
«влажная» модель (15 мкм
осажденной воды) и сухая
модель. Существенно разли-
чается профиль озона. Во
влажной модели слой сущест-
вует на высоте 30—40 км, в
сухой — максимум получает-
ся на поверхности. Измере-
ния на «Марсе-5» (Красно-
польский и др., 1975, 1977;
см. § 3.2), давшие хорошо
выраженный слой на высоте
30—40 км, согласуются как
раз с влажной моделью.
Независимое решение за-
дачи фотохимического равно-
весия в атмосфере Марса до
Рис. 149. Профили концентрации не-
которых малых составляющих, вычисленные
на основе моделей фотохимического равновесия
в нижней атмосфере (Паркинсон и Хантен,
1972). Сплошные линии — влажная модель,
пунктир — сухая.
высоты 250 км, учитывающее около
сотни реакций и широкий набор возможных начальных условий,
получили Изаков и Красицкий (1977). На рис. 147 приведен один
из полученных ими вариантов высотного распределения концент-
раций для ряда составляющих марсианской атмосферы. Относи-
тельная концентрация СО2 согласно этим расчетам падает до 50%
на высоте около 250 км в удовлетворительном согласии с наблю-
дательными данными.
Глава 4
ВНУТРЕННЕЕ СТРОЕНИЕ
Строение поверхности, состав поверхностного слоя, масса и
состав атмосферы в значительной степени определяются процесса-
ми, протекающими в недрах планеты. Современные модели внут-
реннего строения Земли опираются на следующие источники
экспериментальных данных: 4) исследования распространения
сейсмических волн, 2) гравитационное поле, 3) момент инерции,
4) магнитное поле, 5) электропроводность недр, 6) тепловой поток.
В случае Марса пока доступны данные только о гравитационном
и магнитном поле и моменте инерции. Первая попытка применить
к изучению марсианских недр сейсмическое зондирование, пред-
принятая на «Викингах-1 и 2», имела разведывательный характер и
не была вполне удачной. Сейсмометр на «Викинге-1» не работал, а
на «Викинге-2» зарегистрировал за четыре месяца всего лишь
несколько событий, которые могут быть интерпретированы как
«марсотрясения» (Андерсон и др., 1976а, б). По-видимому, сейсми-
ческая активность на Марсе ниже, чем на Земле. Это очень важный
факт, свидетельствующий о том, что процессы перестройки верх-
ней мантии в настоящее время более медленны на Марсе, чем на
Земле. Ниже мы рассмотрим кратко сведения о гравитационном
(§ 4.1) и магнитном поле (§ 4.2), а затем модели внутреннего
строения Марса (§ 4.3). В изучении внутреннего строения Марса
большую роль играет сравнительный анализ с привлечением
данных обо всех планетах земной группы, и в первую очередь, о
Земле. Читателю,. интересующемуся проблемами внутреннего
строения планет земной группы более глубоко, можно рекомендо-
вать книги Жаркова и др. (1971), Каулы (1968), Жаркова (1978).
§ 4.1. Гравитационное поле
Если распределение плотности внутри планеты сферически-
симметрично, то ее внешний гравитационный потенциал выражает-
ся простой формулой
Ф=-^-, (4.1)
где М — масса, G — постоянная тяготения, а — расстояние до
центра планеты. Отклонения от сферической формы приводят к
§ 4.1. ГРАВИТАЦИОННОЕ ПОЛЕ
277
появлению поправочных членов к этому выражению. Гравитаци-
онный потенциал с учетом поправочных членов принято представ-
лять с помощью разложения по сферическим функциям
ф = — — (-7-)" л. (sin Ф) +
П=2
со оо
+ ЕЕ (~7“)П рпт (sin ф) (Спт cos mX + Snm sin 7?Д)| , (4.2)
П=2 ш =1
где Jn — гравитационный момент тг-го порядка, а — большая
полуось планеты, ф — широта, X — долгота, Рп — полином Ле-
жандра n-го порядка, Рпт — присоединенный полином Лежандра.
Коэффициенты Спт и Snm могут быть представлены амплитудой
Jпт и фазой Кт’
Спт cos mb + Snm sin тХ = Jnm cos m (A, — Xnm). (4.3)
Наибольшую величину имеет момент описывающий откло-
нение гравитационного потенциала эллипсоида вращения от сферы.
Он равен
А = т - №
где 1Р — момент инерции относительно полярной, 1е — относи-
тельно экваториальной оси.
До полета «Маринера-9» в разложении (4.2) был определен
только один лишь момент J2 — по прецессии плоскости орбит
Фобоса и Деймоса. Именно сжатие Марса является причиной,
вызывающей явление прецессии плоскости орбит спутников. Сжа-
тие, определенное по моменту J2, называется динамическим (в от-
личие от геометрического, соответствующего прямым измерениям
размеров планеты) и связано с ним простой формулой
3 r . со2а3
— "2" Л + 2ёлГ * (4-5)
Уилкинс (1967) и Синклер (1972) получили современные значения
J2 по движению Фобоса и Деймоса. Согласно Синклеру
J2 = (1,9655 ± 0,0014). 10-3. (4.6)
По движению «Маринера-9» Сегрен и др. (1975) нашли
J2 = (1,9628 ± 0,0092). 10-3. (4.7)
Основанные на этих величинах значения динамического сжатия
были даны в § 1.4 (равенства 1.11 и 1.12).
Траекторные измерения «Маринера-9» на орбите искусствен-
ного спутника не позволили уточнить момент J2, но зато из них
278
ГЛ. 4. ВНУТРЕННЕЕ СТРОЕНИЕ
впервые были найдены моменты более высоких порядков и степе-
ней — до п, т = 9. Результаты определения этих моментов опуб-
ликованы в работах Лорелла и др. (1972, 1974), Сегрена и др.
(1975). Обзор результатов измерений гравитационного поля и
различных динамических параметров, выполненных на «Марине-
ре-9», дали Джордан и Лорелл (1975).
В таблице 4.1 приведены значения зональных коэффициентов
разложения по сферическим гармоникам до п = 9 и тессеральных
до п, т = 4.
Гравитационный потенциал планеты Ф можно представить
как сумму двух составляющих: нормальное поле Фо (ньютоновский
потенциал с поправочным членом, содержащим и центробежный
потенциал) и возмущение Т (все остальные члены):
ф = ф0 + т. (4.8)
Эквипотенциальная поверхность, соответствующая Фо, назы-
вается нормальным эллипсоидом, Ф — геоидом (в случае Марса
логично применять термин «ареоид»). Разности высот между ними
называются высотами геоида (ареоида). Высоты земного геоида
находятся в пределах 50—100 м, в то время как топографические
высоты различаются на многие километры. При этом карта высот
земного геоида вообще не коррелирует с топографией — с конти-
нентами и океанами. Наличие гор практически не сказывается на
измерениях силы тяжести. Объяснить это явление можно механиз-
мом изостатической компенсации. Идея его состоит в следующем:
легкая кора, состоящая из базальтов и гранитов, плавает на
поверхности более тяжелого вещества мантии. Возвышенные,
континентальные области имеют основания, глубоко уходящие в
мантию, и кора в этих областях толще; в океанических впадинах
она, наоборот, тоньше. Сейсмические исследования полностью сог-
ласуются с этой картиной.
Получение достаточно детальных сведений о гравитационном
поле Марса позволило рассмотреть в первом приближении вопрос о
наличии изостатической компенсации (и, следовательно, самой
коры) на этой планете. На рис. 150 приведена карта высот ареоида
(Сегрен и др., 1975), демонстрирующая довольно большие отклоне-
ния — до 1 км. Это на порядок больше, чем у Земли, но все-таки
значительно меньше, чем амплитуда топографических вариаций
высот. Для сопоставления гравиметрических и топографических
данных Кристенсен (1975) нашел разложение последних по сфери-
ческим функциям. Несколько авторов (Филлипс, Саундерс и
Коннел, 1973; Филлипс и Саундерс, 1975; Аркани-Хамед, 1975)
провели детальное сопоставление высот ареоида и топографии и
пришли к выводу, что изостатическая компенсация на Марсе имеет
место, но является менее полной, чем на Земле. В отдельных боль-
ших (геологически относптельно молодых) районах имеются
§ 4.1. ГРАВИТАЦИОННОЕ ПОЛЕ
279
Таблица 4.1
Нормированные *) коэффициенты разложения по сферическим функ-
циям гравитационного поля Марса (Jn до п — 9 и СП7П, Snm до п = 4)
по Сегрену и др. (1975)
Сегрен и др. (1974), на основе 93 точечных масс Джордан и Лорелл (1973). Прямой гармонический анализ Единичная сме- щенная точечная масса
Величина, Х1С» Ошибка, Х106 Величина, Х10® Ошибка, Х1С8 Величина, Х10®
/2 87,78 0,92 87,88 0,29
С22 —8,27 0,33 —8,49 0,25 —8,27
*$22 5,06 0,35 4,80 0,31 5,06
J 3 1,30 0,67 1,36 0,76 1,45
C3i 0,39 0,48 0,44 0,37 0,73
^31 2,46 0,59 2,41 0,46 2,59
^32 —1,68 0,35 —1,61 0,59 —2,23
^32 1,00 0,36 0,76 0,59 1,37
^33 3,60 0,22 3,44 0,22 3,29
^33 2,69 0,22 2,51 0,22 3,05
—0,42 0,54 —0,97 1,33 —0,63
С41 0,48 0,39 0,26 0,63 0,43
£41 0,32 0,42 0,20 0,74 1,51
Gift —9,17 0,32 —0,23 0,45 0,95
^42 —0,91 0,33 —1,07 0,89 —0,58
^43 0,66 0,25 0,62 0,50 1,10
8 43 0,12 0,24 0,03 0,33 1,02
С44 —0,11 0,16 —0,11 0,33 1,01
1^44 —1,12 0,16 —1,18 0,47 —1,98
J 5 +0,22 0,45 —0,62
0,01 0,40 0,02
Л —0,30 0,36 0,18
J 8 0,16 0,35 0,04
J 9 —0,14 0,35 —0,04
Референтный радиус 3393,4 км.
*) Нормирующий*
[(п-т)! (2п + 1) (2-д^) Т/е
(п + т)! |
значительные отклонения от изостатической компенсации. На рис.
151 показана диаграмма рассеяния измеренной силы тяжести в
функции «топографической» для Земли и Марса. На Земле эллипс
рассеяния вытянут вдоль оси абсцисс, связь между обеими вели-
чинами практически равна нулю, как и должно быть при изоста-
тической компенсации. На Марсе геологически древние районы
Рис. 150. Карта высот ареоида по измерениям гравитационного^поля на «Маринере 9» (Сегрен и др., 1975).
§ 4.1. ГРАВИТАЦИОННОЕ ПОЛЕ
281
(бассейны Hellas и Isidis, кратерированные возвышенности Thau-
masia, Solis Planum) тоже компенсированы. Другие области —
Tharsis, Ghryse, Amazonis демонстрируют явное отклонение от
компенсации.
Возраст континентального блока Tharsis оценивается в 109
лет, и необходима вязкость порядка 1027 пз для того, чтобы обеспе-
чить соответствующее время релаксации (Филлипс и Саундерс,
Сила тяжести, эквивалентная топографии, мгал
Рис. 151. Измеренная сила тяжести в функции «гравитациошюгп эквивалента»
топографии для Земли и Марса. Данные основаны на гармоническом анализе гравитаци-
онного поля с точностью до восьмого порядка. Удалены гармоники Jo, А и J8. Эллипсы
рассеяния демонстрируют два типа областей на Марсе. Топографические плотности при-
няты 2,67 и 3,00 г-см~а для Земли и Марса соответственно (Согрей и др., 1975).
1975). Это на шесть порядков больше, чем в земной верхней ман-
тии, и близко к величинам, характерным для лунных недр. Аркани-
Хамед (1975) полагает, что такие большие вязкости вряд ли реальны,
и что отклонения от изостазии объясняются современной вул-
канической деятельностью. Наличие полной или частичной изоста-
тической компенсации ведет к заключению о существовании легкой
коры на Марсе и вместе с тем о наличии геохимической дифферен-
циации в его недрах. Аркани-Хамед (1975) и Филлипс и Саундерс
282
ГЛ. 4. ВНУТРЕННЕЕ СТРОЕНИЕ
(4.11)
(1975) оценивают глубину уровня компенсации
zc ~ 100 ч- 200 км. (4.9)
Эту величину можно принять как приблизительную оценку тол-
щины марсианской коры.
Существенную информацию о распределении масс дает момент
инерции планеты. Величины 1Р и 1е в принципе можно найти, ре-
шая систему из двух уравнений; одно из них (4.4), а второе
1Ъ— I
р. ' = Н, (4.10)
лр
где Н — постоянная прецессии. Однако прецессия Марса слиш-
ком медленна, и определить ее из наблюдений невозможно. Поэ-
тому делается все наоборот: момент инерции Марса оценивается с
помощью приближенной формулы Радо — Дарвина (см., например,
Каула, 1968)
2 L 2/5 со2а3 уд
Л/а3 — 3 Р 5 у 2 GMe^
а постоянная прецессии и ее период определяется по найденным
значениям 1Р и 1е с помощью уравнения (4.10). Для Марса
= (375,74 +0,70)-10-3. (4.12)
Напомним, что это отношение равно 0,4 для однородной сферы и
0 для случая, когда вся масса сконцентрирована в центре. Про-
межуточное между 0 и 0,4 значение, которое реализуется для
Марса, показывает, что плотность в его недрах возрастает с при-
ближением к центру. Для Земли отношение IpfMa2 — 0,331 и,
следовательно, изменение плотности с расстоянием до центра на
Марсе является более медленным, чем на Земле; Марс более близок
к однородному шару. Для Луны отношение 7Р/Ма2, в пределах
ошибок, не отличается от 0,4.
Учитывая (4.4), (4.10) и (4.6), имеем
Н = п-^7- = (5,232 ± 0,05)-Ю’3. (4.13)
vIЭ/
Зная постоянную солнечной прецессии, можно определить ее
период. Он равен
Р = ~173000лет (4Л4)
— величина, приведенная в § 1.3.
§ 4.2. МАГНИТНОЕ ПОЛЕ
283
§ 4.2. Магнитное поле
Первая попытка измерить магнитное поле Марса была сделана
при пролете «Маринера-4» вблизи планеты (ближайшее расстояние
13 200 км). При этих измерениях не было обнаружено каких-либо
эффектов, которые могли бы быть связанными с собственным полем
планеты. Было установлено, что магнитный момент Марса не
превышает 10-4 от магнитного момента Земли (Смит и др.г 1965).
На последующих «Маринерах» измерения магнитного поля не
проводились, и новые данные отсутствовали до начала 1972 г.,
когда была проведена серия измерений магнитного поля планеты
на «Марсах-2 и 3» вблизи периапсиса на минимальном расстоянии.
Обе станции на высоте около 1100 км регистрировали поле напря-
женностью 25—30 у, что в 7—10 раз больше, чем в межпланетном
пространстве (Долгинов и др., 1972, 1974, 1975а, б). На рис. 152
показаны магнитограммы, полученные «Марсом-3» 21 января
1972 г., демонстрирующие резкое усиление поля вблизи периап-
сиса.
Простейшая интерпретация этих измерений предполагает на-
личие собственного магнитного поля. Однако, возможны и другие
механизмы усиления поля: а) увеличение напряженности поля сол-
нечного ветра за фронтом ударной волны, которая образуется при
обтекании планеты солнечным ветром, б) возникновение в ионо-
сфере магнитного поля, индуцированного электрическим полем
солнечного ветра (Богданов и Вайсберг, 1974).
Первая из этих моделей была отвергнута на основании магни-
тограмм «Марса-3», полученных 6 и 18 апреля 1972 г. В это время
высота орбиты «Марса-3» в периапсисе возросла до 2200 км. На
магнитограммах наблюдалось прохождение ударного фронта, но
не было повышенных значений поля вблизи периапсиса. Вместе с
тем «Марс-2» на высоте 1100 км продолжал регистрировать повы-
шенное значение поля. Это объяснялось тем, что магнитосфера
«прижата» солнечным ветром с дневной стороны, «Марс-3» в нее не
заходил, а «Марс-2» заходил.
Возможная роль механизма б) не могла быть проверена на
«Марсе-2 и 3». Для такой проверки необходимо провести измере-
ния при двух знаках межпланетного магнитного поля — когда
Марс находится в секторе, где поле направлено к Солнцу, и пов-
торно, когда поле направлено от Солнца. При этом индуцирован-
ные токи тоже должны изменить направление. Такая проверка
была сделана на «Марсе-5» и дала определенный результат: меха-
низм б) также может быть отброшен. Измерения на «Марсе-5»,
проведенные на ночной стороне планеты (до расстояний около
12 000 км от центра планеты) обнаружили поле, знак которого
не меняется с изменением межпланетного поля и согласуется с
интерпретацией данных «Марсов-2 и 3», предполагающей, что
284
ГЛ. 4. НУТРЕННЕЕ СТРОЕНИЕ
планета имеет собственное поле (Долгипов и др., 1974, 1975а, б).
При пересечении границы магнитосферы имеет место характерное
уменьшение ионных потоков (Грингауз и др., 1975), аналогичный
эффект наблюдается в области земного магнитного поля.
Хотя иногда еще и высказывается сомнение в правильности
объяснения результатов магнитных измерений на «Марсах-2, 3 и 5»
г-
18383 10666 7786 0776 2398 1136 1910 0173 7197 10110
-IQ- -го -29 -00 -62 -00 1 31 08 56
153 256 256 250 216 131 111 99 90 83
Рис. 152. Магнитограммы, зарегистрированные на орбите КА «Марс-3» 21 января
1972 г. X — компонента поля направлена на Солнце, Z — компонента перпендикулярна к
плоскости эклиптики. По оси абсцисс h высота и ф0 — широта (Долгинов и др., 1972).
собственным магнитным полем планеты, эта интерпретация пред-
ставляется наиболее вероятной. В табл. 4.2 приведены основные
характеристики дипольного представления магнитного поля пла-
неты, найденные из этих измерений. По знаку марсианское маг-
нитное поле противоположно земному.
Эффективный магнитный момент можно определить по положе-
нию ударного фронта.
§ 4.2. МАГНИТНОЕ ПОЛЕ
285
Таблица 4.2
Основные характеристики дипольного представления маг-
нитного поля Марса по измерениям на «Марсах-2 и 3»
(Долгинов и др., 1972)
Магнитный момент М
gj = М sin ф0/7?3
g} = М cos ?0 cos Хо/7?3
Aj — М cos фо sinl0/l?3
ц»=[(г?)2+(?})2+(л;)г1,/2
2,47* 1022 гс-слг3
19у
29?
54?
64?
<Го» Хо — широта и долгота точки пересечения оси диполя с поверх-
ностью планеты.
Измерения на «Марсе-5» (Долгинов и др., 1975, а, б; Грингауз
и др., 1975) дают
М 2,6—3,1-1022 гс-см3, (4.15)
в хорошем согласии с данными «Марсов-2 и 3».
Магнитный момент Земли равен 8-1025 гс-см3 — на три с по-
ловиной порядка больше. Магнитное поле Марса очень слабое. О
его природе можно выдвинуть две гипотезы: 1) поле генерируется
современными процессами в жидком проводящем ядре, 2) совре-
менное поле является остатком древнего, некогда более интенсив-
ного магнитного поля.
Исследования явлений палеомагнетизма на Земле показало,
что земное поле много раз меняло знак в течение геологической
истории. Возможно, что Марс находится вблизи момента, когда
поле проходит через нулевое значение. Не исключено, что малая
величина магнитного поля имеет и другие объяснения. Например,
она может быть связана с особенностями механизма «динамо», ге-
нерирующего магнитное поле в ядрах планет. Детальное рассмот-
рение «динамо-теорий» можно найти в специальных источниках,
таких как книги Каулы (1971), Жаркова и др. (1971), обзор Сти-
венсона (1974). В самом общем виде идея динамо-механизмов
такова: в жидком проводящем ядре имеются гидродинамические
потоки, и очень слабое начальное («затравочное») поле. При дви-
жении потоков возникает электрический ток, который при благо-
приятной геометрии усиливает начальное поле до тех пор, пока
джоулева диссипация не ограничивает рост. Рассматривались
различные типы движений в ядре, в частности, тепловая конвек-
ция, движения, связанные с процесссами продолжающейся грави-
тационной дифференциации, и прецессия. Если основную роль
играет прецессия (Малкус, 1968), то в марсианском ядре динамо-
механизм должен быть менее эффективен, чем в земном. В сочета-
нии с меньшим объемом ядра это может привести к наблюдаемому
286
ГЛ. 4. ВНУТТЁННЕЕ СТРОЕНИЕ
большому различию в величине магнитного момента зтих двух
планет (Долгинов, 1975). Отсутствие магнитного поля у Венеры
тоже согласуется с предположением, что прецессия — основной
двигатель планетарного динамо: сжатие этой планеты очень мало
и прецессия должна быть очень небольшой.
§ 4.3. Модели внутреннего строения
Предел текучести горных пород составляет около 109 дин-см~2 * *.
На больших глубинах (порядка нескольких десятков километров
и более) сопротивление сдвигу слишком мало, чтобы могла сохра-
няться значительная разность давлений на одном уровне. Поэтому
планеты можно считать телами, находящимися в гидростатическом
равновесии, несмотря на то, что основная часть вещества находится
в твердом состоянии. Уравнение гидростатического равновесия для
вращающейся планеты, имеющей сферическую форму, может быть
записано в в иде
=- [z (и - 4р (р)> (4Л6)
где Р — давление, р (Р) — плотность,
ё(Г) = ТЛ'2(Г) (4Л7)
О
2 2
— ускорение силы тяжести на расстоянии г от центра, — сог —
центробежная сила, усредненная по сфере, М (г) — масса внутри
сферы радиусом г.
Если известно уравнение состояния р (Р) и центральное дав-
ление Ро, то можно однозначно определить полную массу М и
радиус планеты R. Однако заданным М, R и уравнению состояния
в общем случае могут соответствовать разные значения Ро. Приб-
лиженная оценка Ро может быть сделана в предположении, что
плотность планеты р всюду равна средней В этом случае из
(4.17) получаем
/><> = -^(^=4,^. (4.18)
Подставляя соответствующие величины для Марса, имеем
Ро^2,5-105 атм. (4.19)
Так как вещества в конденсированной фазе оказывают сильное
сопротивление сжатию, то их плотность даже при давлениях в
миллионы атмосфер возрастает лишь в несколько раз. Поэтому
оценка (4.19) дает правильную величину с точностью до множителя
порядка 2.
§ 4.3. МОДЕЛИ ВНУТРЕННЕГО СТРОЕНИЯ
287
Найти однозначное решение для р (г) можно, если добавить к
уравнениям гидростатического равновесия и состояния некоторое
равенство, связывающее М, R и р (г). В качестве такого дополни-
тельного уравнения, замыкающего систему, используется выра-
жение для момента инерции неоднородной сферы:
в
I = р(г)гМг. (4.20)
ОЛ J
О
Момент инерции для Марса определен, как мы видели в § 4.1, с
хорошей точностью и составляет 0,939 /0, где Zo — момент инерции
однородного шара той же массы и радиуса.
Главная неопределенность заключается, конечно, в уравнении
состояния. Все четыре планеты земной группы — Меркурий,
Венера, Земля и Марс — имеют сходные физические характерис-
тики: радиусы одинаковы в пределах множителя 2, массы в преде-
лах 10, средние плотности близки. Поэтому простейший подход
заключается в том, что для расчета моделей внутреннего строения
Меркурия, Венеры и Марса используются уравнения состояния
земной мантии и железа как наиболее тяжелого элемента. В этом
приближении рассчитывали модель Марса Джеффрис (1937), Мак-
Дональд (1962), Литтлтон (1965), Буллен (1966), Козловская (1966),
Байндер (1969). Давление 2,5-105 атм в недрах Земли достигается
на глубине 700 км, в то время как граница жидкого ядра (состоя-
щего, по-видимому, из железа) расположена па глубине 2900 км.
Исходя из этого факта, Литтлтон и Буллен считали, что Марс не
имеет жидкого ядра. Другие авторы (Джеффрис, Мак-Дональд,
Козловская, Байндер) предполагали, что жидкое ядро имеется,
по масса его мала. Например, в моделях Козловской (1966) она
находится в пределах от 0,7 до 6% от полной массы планеты
(радиусы соответственно от 0,30 до 0,14).
Есть основания предполагать, однако, что процесс общей
химической дифференциации на Марсе проходил значительно
медленнее, чем на Земле, что Марс от Земли в этом отношении от-
стал. Один из аргументов — это состав марсианских пород, кото-
рый оказался промежуточным между хондритами и оливиновыми
базальтами (§ 2.9). Следовательно, прямое применение к недрам
Марса уравнений состояния, выведенных для земной мантии, не
очень обоснованно. Андерсон (1972) применил другой подход. Он
вычислил пабор моделей Марса, предполагая, что его средний сос-
тав соответствует метеоритному. При этом были рассмотрены
различные классы метеоритов, поскольку они по составу тоже
весьма не одинаковы. Удовлетворительная модель (согласующаяся
по массе, радиусу и моменту инерции с измеренными величинами)
получилась при содержании железа, соответствующем средним и
углистым хондритам. Ядро состоит из железа, никеля и серы, при-
288
ГЛ. 4. ВНУТРЕННЕЕ СТРОЕНИЕ
сутствие которой значительно уменьшает температуру плавления.
По массе оно составляет около 12%. Мантия обогащена железом
и его окислами. Среднее содержание железа по массе составляет
около 25%, т. е. заметно меньше земного (33%). На рис. 153
представлена зависимость средней плотности от радиуса для раз-
личных вариантов моделей Андерсона. Все варианты дают прибли-
зительно одинаковую плотность мантии и массу ядра (хотя размеры
Рис. 153. Внутреннее строение Марса: зависимость плотности от радиуса (по
Андерсону, 1972). Модели с хондритным составом соответствуют заштрихованной области.
и плотность последнего изменяются в относительно широких
пределах). Ядро является расплавленным.
Вопрос о дифференциации недр и фазовом состоянии вещества
в ядре тесно связан с температурами в недрах планеты и их эво-
люцией в течение ее существования (проблема «термической исто-
рии»). Температура в недрах планеты зависит от ее начального
значения (в эпоху завершения формирования), выделения тепла
радиоактивными элементами и их перераспределения в ходе грави-
тационной дифференциации. Начальная температура зависит от
нагрева метеоритной бомбардировкой при формировании планеты,
выделения радиоактивного тепла в эту эпоху, сжатия внутренних
слоев под давлением нарастающих внешних. Гравитационная
дифференциация ядра может рассматриваться как процесс, опре-
деляющий начальную температуру, если она происходит быстро,
либо как дополнительный к радиоактивности источник тепла,
действующий в течение значительной части геологической истории,
если она происходит медленно.
Расчеты термической истории Марса основываются па пред-
положении, что содержание радиоактивных элементов такое же,
§ 4.3. МОДЕЛИ ВНУТРЕННЕГО СТРОЕНИЯ
289
как на Земле. Это согласуется с результатами гамма-спектромет-
рических экспериментов на «Марсе-5» (Виноградов и др., 1975).
Ранние расчеты термической истории Марса давали противоречи-
вые результаты. Андерсон и Финней (1967), Хэнкс и Андерсон
(1969) пришли к выводу, что Марс не может иметь расплавленного
Рис. 154. Эволюция недр Марса по Токсоцу и Джонстону (1975).
глубине около 500 км современное значение температуры превы-
шает 2000° (выше точки плавления железа). Андерсон (1971) ука-
зал, что растворение серы железом ядра может, как уже упомина-
лось, существенно понизить температуру плавления. Эвтектиче-
ская смесь Fe — FeS имеет температуру плавления 990 °К, в то
время как чистое железо 1600 °К. Токсоц и Джонстон (1975)
провели расчет эволюции внутреннего строения и термической
истории Марса в предположении ядра, состоящего из эвтектиче-
ской смеси Fe — FeS. Результаты представлены на рис. 154.
Температура и фазовое состояние недр даны в функции глубины
и времени с момента образования Марса. Современные температу-
ры достигают 2000° на глубине 1000 км. На глубине 200—300 км
расположена зона частичного плавления силикатов, которая воз-
никает, по мнению авторов, при наличии некоторого количества
Н2О на этих глубинах. Двухсоткилометровая толща коры,
Ю В. И. Мороз
290
ГЛ. 4. ВНУТРЕННЕЕ СТРОЕНИЕ
полученная в этой модели, согласуется с глубиной, требуемой со-
гласно гидростатике для подъема магмы к вершинам таких
вулканов, как Olympus Alons, и с амплитудой высот ареоида
(см. § 4.1).
Внутренний поток тепла на Марсе по расчетам Токсоца и
Джонстона (1975) должен быть равен
F ~ 1-10"6 кал-см^-сек"1 (4.21)
— несколько меньше, чем на Земле и больше, чем на Луне. В об-
ластях, где поверхность покрыта толстым слоем реголита (имею-
щего низкую теплопроводность), этот поток должен приводить к
большим величинам геотермического градиента. Используя оценку
(2.35), имеем
6-10~3 г рад/см (4.22)
— в 30 раз больше, чем на Земле. На глубине 100 м должно иметь
место увеличение температуры на 60° по сравнению с поверхно-
стью. Таким образом, геотермический градиент может сильно
ограничивать адсорбционную способность марсианского реголита
(см. § 2.9). Против оценки (4.22) можно возразить, что теплопро-
водность, вероятно, возрастает с глубиной. Однако из радиолока-
ционных измерений (§ 2.8) известно, что марсианский реголит
сохраняет однородность до глубины, во всяком случае, порядка
десятков метров.
Интересное сопоставление Земли и Марса, как дифференци-
рованных планет, провел Зивер (1974). Геологическая история
Земли после завершения процесса аккреции определялась пятью
основными процессами:
1) дифференциация планеты на ядро, мантию и кору;
2) дифференциация коры на континентальную (сиал) и океа-
ническую (сима), образование континентальных платформ и
океанических бассейнов;
3) выделение газов из недр; образование вторичной атмосфе-
ры; аккумуляция летучих в океанах, атмосфере и на поверх-
ности;
4) разделение и движение тонких (— 100 км) плит литосферы,
перемещаемых под действием конвекции в мантии (глобальная
тектоника плит);
5) циклический обмен элементами и соединениями между по-
верхностью и недрами.
На Марсе процесс 1) прошел, видимо, так же, как на Земле,
процесс 2) тоже, несомненно, работал, но вероятно, более медлен-
но. Процесс 3) протекал определенно с меньшей скоростью (см.
следующую главу), процесс 4) вообще, скорее всего, не имел места.
По-видимому, конвекция в марсианской мантии происходила
§ 4.3. МОДЕЛИ ВНУТРЕННЕГО СТРОЕНИЯ 291
гораздо медленней, чем в земной. Образование гигантских щитовых
вулканов на Марсе легко находит объяснение, если предположить,
что длительность их формирования не ограничивается перемеще-
нием плит. Процесс 5) тесно связан с явлениями эрозии (и погре-
бения в недрах) осадочных пород, плутонизма, вулканическими и
тектоническими явлениями. В результате этих процессов на Земле
имеется постоянный обмен элементами и соединениями между нед-
рами и поверхностными слоями. Характерная глубина достигает
при этом нескольких сотен километров, захватывая верхнюю
мантию. На Марсе такой циклический обмен, видимо, отсутствует:
осадочные породы, образовавшиеся в результате механического
выветривания, остаются на поверхности планеты, образуя слой
реголита.
Г л а ё a 5
ПРОБЛЕМА ЭВОЛЮЦИИ АТМОСФЕРЫ И КЛИМАТА
Как уже упоминалось в предыдущих главах, Марс в прошлом
в некоторый период (или периоды) своей истории, вероятно, имел
более плотную атмосферу, жидкую воду на поверхности и более
мягкий климат, нежели сейчас. Если это так, то нельзя исключить,
что на планете были благоприятные условия для зарождения
жизни. Возможность климатических изменений на Марсе широко
обсуждалась в последние годы. Проблема разрабатывается в не-
скольких направлениях.
1. На основании данных о современном составе атмосферы
Марса и сопоставлений с Землей оценивается темп дегазации и
количество летучих, которое могло выделиться на Марсе в течение
геологической истории. Показывается, что их масса больше, чем
современная масса атмосферы.
2. Изучаются механизмы стока летучих: адсорбция, химическое
выветривание, накопление в полярных шапках, диссипация. Не-
которые процессы являются обратимыми, и летучие могут осво-
бождаться из соответствующих резервуаров (реголит, шапки)
при увеличении температуры.
3. Изучаются возможные причины изменения инсоляции. Они
могут быть связаны с изменениями солнечной постоянной, а также
характеристик вращения и орбитального движения.
4. Рассматривается, как могло повлиять изменение инсоляции
на общие характеристики атмосферы, температуру поверхности,
фазовое состояние СО2 и Н2О.
§ 5.1. Происхождение атмосферы и гидросферы.
Темп дегазации
Три планеты земной группы, Венера, Земля и Марс, обладают
атмосферами. В отношении состава и других характеристик эти
атмосферы имеют как сходные черты, так и различия. Сходство
их в том, что все они характеризуются резко аномальным составом
по сравнению с Солнцем (в то время как атмосферы планет-
гигантов имеют состав, близкий к солнечному). Атмосферы планет
земной группы содержат СО2, Н2О, О2, СО, N2, инертные газы,
но в разных пропорциях и в разном количестве.
§ 5.1. ПРОИСХОЖДЕНИЕ АТМОСФЕРЫ И ГИДРОСФЕРЫ
293
Особое значение для понимания природы атмосфер планет
земной группы имеет обилие тяжелых инертных газов. Их коли-
чество является аномально низким. Например, для Земли отно-
шение Кг/Si по полному числу атомов на семь порядков меньше
соответствующего среднего космического относительного обилия
(см., например, обзор Джонсона, 1969). Гигантский дефицит тя-
желых газов можно объяснить только в том случае, если пред-
положить, что планеты земной группы образовались в результате
объединения малых тел (типа астероидов и метеоритов). Газовая
фаза протопланетной туманности в этом процессе не участвовала,
и образовавшиеся затем атмосферы и гидросферы явились продук-
том дегазации планетных недр. Относительное обилие элементов
(включая инертные газы) для Земли и хондритов оказывается
довольно сходным, что является очень сильным аргументом в поль-
зу описанной выше картины (Юри, 1952; Мейсон, 1962; Фэнел,
1971).
Естественно поставить вопрос, как был распределен процесс
дегазации планетных недр во времени. Возможны два крайних
варианта: а) равномерная дегазация в течение всей геологической
истории; б) катастрофическая дегазация, когда практически весь
современный запас летучих выделился в течение короткого ин-
тервала времени. Руби на основе анализа геологической истории
морской воды показал, что процесс выделения летучих из недр
не затухал в течение последних геологических эпох, и это рассма-
тривается как некоторый аргумент в пользу модели равномерной
дегазации. С другой стороны, обилие инертных газов на единицу
массы оказывается близким для Земли и хондритов не только по
относительной, но и по абсолютной величине (Фэнел, 1971, 1976).
Это означает, что Земля процесс дегазации в основном завершила;
из этого сопоставления нельзя сделать однозначный вывод
в пользу модели катастрофической дегазации, но кажется весьма
вероятным, что скорость выделения летучих из недр Земли со
временем уменьшалась. Для Марса степень дегазации примерно
на два порядка меньше (рис. 109, б), и в этом случае есть основа-
ния принимать темп дегазации в первом приближении равно-
мерным.
В прошлом часто выдвигалось предположение, что атмосфера
Земли в начальную эпоху была восстановительной, т. е. содержа-
ла много Н2, СН4 и NH3. Именно такая атмосфера необходима для
абиогенного синтеза органических молекул, и считалось, что за-
рождение жизни на Земле является весьма веским доказатель-
ством в пользу этой гипотезы. Подобная атмосфера могла быть
захвачена из протопланетной туманности, либо сформироваться
в результате процесса катастрофической дегазации (Фэнел, 1971).
Сейчас ясно, что гипотеза начальной восстановительной атмосфе-
ры на планетах земного типа вызывает большие сомнения. Какие-
294
ГЛ. 5. ПРОБЛЕМА ЭВОЛЮЦИИ АТМОСФЕРЫ И КЛИМАТА
либо геологические подтверждения практически отсутствуют.
Расчеты вертикальной структуры такой атмосферы показывают,
что она должна иметь высокую температуру на больших высотах
и очень быстро диссипировать (Шимицу, 1976). Аргумент, осно-
ванный на абиогенном синтезе, не является решающим; в послед-
нее время была выдвинута и обоснована натурными эксперимен-
тами гипотеза эндогенного синтеза органических молекул на при-
митивной Земле (Мухин, 1974).
Мы будем предполагать при дальнейшем обсуждении, что
состав атмосферы всегда определялся примерно тем же набором
летучих, что и сейчас.
Механизм дегазации Земли — это вулканические извержения
и выделения гидротермальных систем. Наличие вулканических
образований на Марсе позволяет думать, что и там действует
тот же самый механизм, хотя мощность его может быть и иной.
При сравнении полного количества летучих, выделенных недрами
обеих планет, необходимо учитывать и то обстоятельство, что зна-
чительная часть летучих изымалась из атмосферы и находится
в захороненном состоянии. Так, на Земле почти весь углекислый
газ перешел в карбонаты (СО2 растворяется в жидкой воде и всту-
пает затем в реакцию с силикатами, превращая их в карбонаты).
На Марсе почти вся вода сосредоточена в криосфере (полярные
шапки, вечная мерзлота). В твердой фазе также могут находиться
значительные количества СО2. Оценки емкости возможных резер-
вуаров мы рассмотрим в § 5.2. Здесь мы отметим два способа
оценки полной массы продуктов дегазации на Марсе, опирающие-
ся только на данные о современном составе атмосферы.
Первый из них основан на обилии нерадиогенных инертных
газов, измеренном на «Викингах» (см. § 3.2). Составим следующие
отношения (табл. 5.1), учитывая полное количество СО2 на Земле,
включая карбонаты — т (СО2) ~ 5-104 г-см~2.
Отношения СО2/36Аг и N2/36Ar на Земле в 6—8 раз больше, чем
на Марсе, в то время как отношение CO2/N2 почти одинаково.
Отсюда, предположив, что все отношения на обеих планетах
Таблица 5.1
Относительные обилия СО2, N2 и зеАг на Марсе
и Земле
Отношение обилий тп(г«сл*-‘) Марс Земля
m (CO2)/m (звАг) 2,0.10* 1,25.10е
m (N2)/m (3®Аг) 3,1.Ю3 2,5-10*
т (CO2)/m (N2) 64 60
§ 5.1. ПРОИСХОЖДЕНИЕ АТМОСФЕРЫ И ГИДРОСФЕРЫ
295
должны быть одинаковы (если учесть летучие в связанном состоя-
нии), можно заключить, что полная масса продуктов дегазации
на Марсе почти на порядок превышает современную. Если бы
весь СО2 и N2 находился в атмосфере, то давление составляло бы
40—50 мб. Оуэн и Биманн (1976) называют 100 мб как верхний
предел. На Земле т (Н2О) ~ 3«105 г-см~2, и из тех же соображе-
ний получаем для Марса слой воды толщиной порядка 10 м.
Вторая оценка опирается на отличие изотопных отношений
14N/16N на Марсе и Земле (см. § 3.1). Нир и др. (1976) и Мак-Элрой
и др. (1976) предположили, что обогащение изотопом 15N вызвано
диссипацией атомов азота, имеющих сверхтепловые скорости.
Такие атомы возникают в результате диссоциативной рекомби-
нации (3.69), диссоциации под действием электронного удара
N2 + e->N + N + e (5.1)
или предиссоциации
N2 + hv -> N + N. (5.2)
Диссоциативная рекомбинация и электронный удар, по-видимо-
му, являются основными механизмами. Образующиеся при дис-
социативной рекомбинации в верхней атмофере Марса атомы
азота имеют скорости около 5 км-сек~\ практически равные пара-
болической. Поток диссипирующих атомов 16N должен быть не-
сколько меньше, чем поток 14N. Рассмотрев процесс фракциониро-
вания количественно, Мак-Элрой и др. пришли к выводу, что
полное количество азота, выделенное в атмосферу, составляет
(в единицах парциального давления)
2 < Р < 30 мб (5.3)
или, в единицах массы,
5 < т (N2) < 75 г*см~2. (5.4)
Нижний предел вычислен в предположении, что эффективность
процесса диссипации составляет 0,016 (величина 0,03 наиболее
вероятна), и что после дегазации азот не связывался поверхност-
ными породами. Верхний предел предполагает, что имеется хими-
ческий сток N2: в атмосфере образуется HNO2 и HNO3, реагирую-
щие с минералами. Если взять нижний предел и «земное» отноше-
ние
т (СО2)
m(N2)
= 50, то соответствующее давление СО2 будет около
10 мб,— в удовлетворительном согласии с оценкой по 36Аг.
Очевидно, величины полного давления порядка 100 мб и экви-
валентная толщина Н2О 20 м могут быть приняты в качестве
осторожной предварительной оценки полного количества про-
дуктов дегазации на Марсе. Величины, на порядок большие,
следует рассматривать в качестве жесткого верхнего предела.
В табл. 5.2 приведено сопоставление количества летучих на
296
ГЛ. 5. ПРОБЛЕМА ЭВОЛЮЦИИ АТМОСФЕГЫ И КЛИМАТА
Таблица 5.2
Состав атмосфер Земли, Венеры п Марса (основные компоненты)
Газ Земля Венера 2-СЖ—* Марс
Современная атмосфера, г-см~* Атмосфера 4- гидросфера 4- осадочные породы, г-сж-1 Современная атмосфера, г-сж-1 Полная масса про- дуктов дегазации (оценки по авАг и 15N/14N) ***), г-сж~*
Н2О 1 3,3-10® IO2**) 10-’ 2-103 (2-104)
со2 4,6-10-4 5-104*) 1,1-10® 16 2-102 (2-103)
n2 8-102 8-102 <5-103 2,5-10-1 5(75)
о2 2-102 2-Ю2 <102 2-10-1 —
*) Согласно Польдеваарту (1955); у Руби (1964) дана для СОа оценка 2-104 г-см-*.
**) По измерениям на «Венере-9 и 10» (Мороз и др., 1976); остальные оценки для
Венеры взяты из обзора Мороза (1971).
***) Первая цифра — наиболее вероятная оценка, вторая (в скобках) — макси-
мальная.
Земле, Венере и Марсе. Общая масса летучих, выделенная марсиан-
скими недрами, на 1 см2 поверхности на 2—3 порядка меньше,
чем на Земле и Венере. Медленная дегазация, несомненно, связа-
на с более слабой дифференциацией недр. Специфической особен-
ностью Земли является большое количество О2, имеющего, по-
видимому, биогенное происхождение. Особое отличие Венеры
состоит в резком дефиците воды, связанном либо с диссипацией
водорода в ранние геологические эпохи, либо с отсутствием ледя-
ных частиц в зоне протонланетного облака, где происходила
аккумуляция планеты.
§ 5.2. Механизмы удаления летучих из атмосферы Марса
(резервуары и стоки)
В предыдущем параграфе было показано, что общая масса
летучих, выделенных в процессе дегазации марсианских недр,
определенно больше современной массы атмосферы. Можно ука-
зать несколько различных механизмов удаления летучих из атмо-
сферы Марса:
а) конденсация Н2О в криосфере планеты (полярные шапки
и вечная мерзлота);
б) конденсация СО2 в сезонных (и, возможно, в постоянных)
полярных шапках;
в) физическая адсорбция СО2 реголитом;
г) химическое выветривание (процессы химического связы-
вания атмосферных газов в минералах);
д) диссипация.
§ 5.2. МЕХАНИЗМЫ УДАЛЕНИЯ ЛЕТУЧИХ ИЗ АТМОСФЕРЫ
297
Мы касались этих вопросов в различной степени ранее, но
здесь имеет смысл рассмотреть их заново с точки зрения возмож-
ной роли в эволюции атмосферы.
А. Конденсация Н2О в криосфере (полярная шапка и веч-
ная мерзлота). В § 2.10 мы оценили полное количество конден-
сата в постоянных полярных шапках (основная доля приходится
на северную). Конденсат, по-видимому, представляет собой обыч-
ный лед Н2О, и оценка (2.66) дает
TWi (Н2О) 103 г-слС2,
в расчете па всю поверхность планеты. Согласно табл. 5.2 пред-
полагаемая масса воды, выделившаяся в процессе дегазации,
в 2 -г- 20 раз больше этой величины. Заметим, что точность
оценки (2.66) не превышает полпорядка, и различие между обеими
величинами существенно только в том случае, если брать верхний
предел из табл. 5.2.
Перейдем к вечной мерзлоте. Зона сплошной вечной мерзлоты
занимает область широт выше 45° (см. § 2.7). Толщину слоя можно
оценить следующим способом (Фэнел, 1976). Будем предполагать,
что на верхней границе температура равна среднегодовой Т\ для
данной широты, а на нижней — температуре насыщения Т2,
соответствующей среднему давлению водяного пара вблизи по-
верхности. Градиент определяется геотермическим потоком
тепла. Тогда толщина
z = (5.5)
Для широты 60° 7\ = 175° согласно кривым рис. 86, Т2 = 203°,
если содержание водяного пара 10 мкм осажденной воды, а шкала
высот для Н2О 2 км (см. §3.2). Согласно оценке, даваемой выра-
жением (3.22), F =1-10"6 кал-см~2‘Сек~1. Типичное значение
коэффициента теплопроводности для земного мерзлого грунта
к =2-10“3 кал-см^сек^град"1, но для верхнего слоя марсиан-
ского реголита оно на порядок меньше (см. §2.7). В первом случае
z 600 л, во втором z 60 м. Примем промежуточное значе-
ние к и тогда
z 200 м. (5.6)
Если считать, что половину объема в этом слое занимает лед, и
учесть, что зона вечной мерзлоты охватывает 30% поверхности,
получим
т2 (Н2О) ~ 3-103 г-см~2, (5.7)
— величина, сравнимая с Мы видим, что сумма тг + т2
хорошо согласуется с оценками дегазации.
Б. Конденсация СО2 в полярных шапках. В § 2.10 обсуждался
вопрос о конденсации СО2 в полярных шапках. В сезонных шапках
298
ГЛ. 5. ПРОБЛЕМА ЭВОЛЮЦИИ АТМОСФЕРЫ И КЛИМАТА
содержится лишь около трети атмосферной массы СО2. Предпола-
галось, что постоянная часть полярных шапок может содержать
значительно больше углекислоты, однако измерения на «Викин-
ге-2» не подтвердили этой гипотезы.
В. Физическая адсорбция СО2. Фэнел и Кэннон (1974) пока-
зали, что количество адсорбированного углекислого газа способно
достигать 40 г-см~2 при толщине слоя 100 м и 400 г*см~2 при тол-
щине 1 км.
Следует отметить, что Фэнел и Кэннон (1974) при оценке ад-
сорбционной способности марсианского реголита совершенно не
учитывали большого геотермического градиента, который, как
ожидается, должен иметь место в слое реголита (§ 4.3). Если при-
нять коэффициент теплопроводности такой же, как в приповерхно-
стном слое, то уже на глубине 100 м температура должна быть
на 50° больше, чем на поверхности. Существенно больший коэф-
фициент теплопроводности означает более высокую среднюю
плотность и меньшую адсорбционную способность. По-видимому,
эффективная толщина адсорбирующего слоя не превышает 100—
200 м. Если принять верхнюю границу, то
т2 (СО2) ~ 102 г-см~2, (5.8)
т. е. реголит может поглотить примерно столько же, сколько се-
верная полярная шапка. Эта величина согласуется с наиболее
вероятной оценкой дегазации. Максимальные оценки (так же,
как и в случае Н2О) не проходят.
Г. Химическое выветривание. Химическое выветривание как
процесс связывания летучих детально рассмотрел Югенэн (1974,
1976). Он показал, что в условиях марсианской атмосферы, про-
зрачной в ультрафиолетовой области до 2000 А, должен идти про-
цесс фотостимулированного окисления магнетита:
2Fe3O4 + V2O2 + hv -> (3a)a-Fe2O3 + 3(1- a)y-Fe2O3, (5.9)
где a — доля гематита. Кислород, остающийся в результате фото-
химического разложения Н2О с последующей диссипацией водо-
рода, может, таким образом, необратимо связываться в минералах.
Водород тоже может необратимым образом связываться в минера-
лах, и в результате химический сток для Н2О составляет по оценке
Югенэна
102 < т3 (Н2О) < 105 г-см~2. (5.10)
Кроме того, обратимым образом вода может быть связана гетитом
(химическая связь) и глинистыми минералами (физическая связь).
Емкость этого резервуара еще на порядок больше. Реакция
Fe2O3.H2O Fe2O3 + Н2О (5.11)
§ 5.3. ВОЗМОЖНЫЕ ИЗМЕНЕНИЯ ИНСОЛЯЦИИ
299
является обратимой. В современных условиях равновесное обилие
Н2О над гетитом должно находиться в диапазоне 2«10“4 —
6-10“2 г-см~2 (Адамчик, 1963), в хорошем соответствии с наблюдае-
мым обилием водяного пара. С увеличением температуры скорость
разложения гетита возрастает и вода освобождается.
Как показал Юри (1952), в присутствии жидкой воды количе-
ство СО2 на планете регулируется волластонитовым равновесием,
т. е. реакциями типа
CaSiO3 -f- СО2 СаСО3 -J- SiO2. (5.12)
Жидкая вода, растворяющая СО2, играет роль катализатора, обес-
печивающего большую скорость реакции (слева направо). Если
на Марсе имелись в некоторый период геологической истории
открытые водоемы, то большие количества СО2 могут быть связаны
необратимым образом в карбонатах, подобно тому как это имеет
место на Земле.
Д. Диссипация. В § 3.6 приводилась оценка скорости диссипа-
ции водорода — около 2«108 см^-сек'1. Она соответствует потере
слоя воды
(Н2О) 4-102 г-см~2 (5.13)
за всю геологическую историю планеты. Величина т4 меньше, чем
и тп2, так что в первом приближении этим процессом можно
определенно пренебречь.
Диссипация атомов, имеющих сверхтепловые скорости (§ 3.6
и 5.1), определенно была гораздо более существенной. В § 5.1 уже
приводились соответствующие оценки для азота. Аналогичный
процесс для С и О, по-видимому, не играл заметной роли, посколь-
ку в данном случае не наблюдались эффекты обогащения тяжелыми
изотопами.
Рассмотренные выше процессы целесообразно разделить на две
группы: 1) обратимые: А, Б, В, частично Г, и 2) необратимые — Д
и другая часть Г. Резервуары, связанные с обратимыми процес-
сами (особенно А, Б, В), могут освобождать в атмосферу значитель-
ные количества летучих при увеличении инсоляции. Возникающий
при этом парниковый эффект мог на определенных этапах геологи-
ческой истории создавать существенно более мягкие климатические
условия. Ниже мы рассмотрим эту возможность.
§ 5.3. Возможные изменения инсоляции
Теория эволюции звезд солнечного типа приводит к выводу,
что, находясь на главной последовательности, они постепенно
увеличивают свою светимость. Шварцшильд (1958) считает, что
вступив на главную последовательность около 5«109 лет назад,
Солнце излучало поток, на 40 % более слабый, чем сейчас. Другие
300
ГЛ. 5. ПРОБЛЕМА ЭВОЛЮЦИИ АТМОСФЕРЫ И КЛИМАТА
авторы называют несколько иные величины (от 30 до 60%),
но существенно, что реальность самого явления не вызывает
сомнений. Монотонное изменение светимости такого типа должно
было играть роль в эволюции атмосфер и климата планет земной
группы. Особенное внимание факту пониженной светимости Солн-
ца должно уделяться при обсуждении начального этапа эволюции
(Саган и Маллен, 1972; Мухин и Мороз, 1977).
Однако изменения климата на Земле и на Марсе определенно
происходили и в значительно более позднюю эпоху — в течение
последнего миллиарда лет, причем сейчас обе планеты имеют
сравнительно холодный климат. Их вряд ли можно объяснить
чем-либо иным, кроме изменений солнечной светимости непра-
вильного характера с весьма длительными характерными перио-
дами. Детальный анализ проблемы дан в работах Эпика (1958,
1965, 1973) и специально в применении к Марсу Хартманном
(1974). На Земле более теплый период был около 1,5-108 и еще
более теплый около 5-108 лет назад; 2,6-108 и 6,5-108 лет
назад были холодные периоды. Геологические оценки возраста
марсианских рек не очень определенны (§ 2.2), но величина
порядка 5-108 лет вполне удовлетворительно с ним согласуется.
Вероятная амплитуда изменений солнечной светимости не превы-
шает 5%, но она может приводить к очень сильным эффектам.
Например, уменьшение светимости на 2—5% ниже современной
величины привело бы к полному оледенению (Будыко, 1974).
Для глобальной климатической ситуации существенна не
только средняя величина солнечной постоянной, но и особенности
движения планеты — эксцентриситет е, долгота перигелия со,
наклонение экватора к орбите i. Чем больше наклонение экватора,
тем больше среднегодовая инсоляция на полюсе, и соответственно
меньше летучих конденсируется в полярных областях, больше
в атмосфере, соответственно сильнее парниковый эффект. Средне-
годовая инсоляция на полюсе равна
=
sin i
а2л(1 — е2)1/г
(5.14)
где Ео — солнечная постоянная, а — большая полуось орбиты.
Очевидно, изменения в i вызывают сильные изменения 1Р, особен-
но при малых I. От 8 и (о зависит величина асимметрии сезонов
в южном и северном полушариях.
Вековые вариации е, со, i вызываются возмущениями со сторо-
ны Солнца и других планет. В связи с повышенным интересом
к истории марсианского климата недавно были выполнены соот-
ветствующие расчеты (Мюррей и др., 1973; Уорд, 1974; Шараф и
Будникова, 1975). Эксцентриситет е меняется в пределах от 0,005
до 0,141 и это приводит к изменениям 1Р порядка 1%. Наклоне-
ние i изменяется примерно от 15 до 36°. Изменения имеют характер
§ 5.3. ВОЗМОЖНЫЕ ИЗМЕНЕНИЯ ИНСОЛЯЦИИ
301
модулированной синусоиды (рис. 155). Основной период составля-
ет 1,1—1,2- 10б лет, на него накладывается изменение амплитуды
с периодом около 1,2-106 лет. Амплитуда Zp очень велика — около
2 раз, но период колебаний слишком короткий, чтобы можно
было связать эти вариации с древней системой марсианских рек.
Рис. 155. а) Наклонение орбиты Марса за прошедшие 5-10е лет. б) Гипотетические
вариации наклонения экватора (для оси вращения, фиксированной в инерциальном прост-
ранстве). в) Действительные вариации наклонения экватора с учетом прецессии оси вра-
щения. Справа дана среднегодовая инсоляция на полюсе.
В настоящее время лето в южном полушарии приходится на
перигелий и является более теплым и коротким, чем северное.
Положение перигелия довольно быстро смещается — с периодом
67 000 лет (Брауер и Клеменс, 1961). Вместе с прецессией (период
173 000 лет) это приводит к тому, что южное и северное полуша-
рия оказываются в перигелии последовательно с интервалом
25 000 лет.
Долгое время из одной книги в другую кочевало утверждение,
что большие размеры постоянной северной полярной шапки свя-
заны с тем, что северное лето холоднее южного. Саган (1971)
на этой основе высказал мысль, что каждые 25 000 лет может
создаваться промежуточная ситуация, когда обе шапки имеют
малые размеры, или даже целиком исчезают. Если они состоят из
СО2, это давало бы периодические вариации давления с огромной
амплитудой. На самом деле ничего подобного происходить, по-
видимому, не должно, поскольку, как стало сейчас ясно, «посто-
янные» шапки состоят из льда Н2О. Гипотеза Сагана, хотя сама по
себе оказалась ошибочной, в значительной степени стимулировала
дальнейшее изучение проблемы марсианского палеоклимата.
302
ГЛ. 5. ПРОБЛЕМА ЭВОЛЮЦИИ АТМОСФЕРЫ И КЛИМАТА
§ 5/1. Вероятные модели климатических вариации
Средняя эффективная температура планеты определяется ра-
венством
оТ* =±Е»(1-А), (5.15)
где А — сферическое альбедо. Если атмосфера поглощает тепловое
излучение поверхности сильнее, чем солнечное (они резко разде-
лены по диапазонам — максимум в солнечном распределении
энергии около 0,6 мкм, а излучение поверхности лежит в десяти-
микронном диапазоне), то создается так называемый парнико-
вый эффект, и температура поверхности Ts оказывается боль-
ше Те, Введем следующие упрощающие предположения: 1) атмо-
сфера не поглощает солнечное излучение (частично пропускает,
а частично рассеивает, увеличивая Л); 2) поглощение инфракрас-
ного излучения поверхности имеет место в резко ограниченных диа-
пазонах AjX, вне которых поглощение отсутствует (окна прозрач-
ности); 3) эффективная температура атмосферы в диапазонах,
где имеет место сильное поглощение
Та = -^-Те, (5.16)
где Те — определяется формулой (5.13); Та — это асимптотиче-
ская температура при т->0 в приближении серого излучения.
При указанных предположениях средняя температура поверх-
ности Т$ определяется равенством
gT{(1-₽) + gT*₽= у£(1-Л), (5.17)
где
Р= \г«---------, (5.18)
В (Т) — функция Планка, X* и X/ — границы f-ro диапазона X.
При излучательной способности поверхности, отличной от еди-
ницы, легко ввести соответствующую поправку.
На рис. 156, а и б даны функции пропускания СО2 и Н2О
в форме, удобной для вычисления £: геометрическое место точек
в плоскости u (X), соответствующее ослаблению излучения в два
раза (и — количество поглощающего вещества). Использованы
данные, приведенные в книгах Гуди (19646) и Зуева (1966), в рабо-
тах Берча и Гривняка (1971), Гальцева и Одишиария (1970), Галь-
цева и др. (1976), Воробьева и др. (1976). В случае СО2 дана также
§ 5.4. ВЕРОЯТНЫЕ МОДЕЛИ КЛИМАТИЧЕСКИХ ВАРИАЦИЙ
303
а)
^ис. 156. Положение и ширина «окон прозрачности» в атмосфере из СО2 с примесью
Н2О. а) Поглощение углекислым газом. По оси абсцисс длины волн X, и волновые числа v,
по оси ординат содержание СО2 в атмосферном столбе сечением 1 сл2 и соответствующие
давления в атмосферах Земли и Марса (предполагается, что СО2 — основной компонент).
Приведенные кривые представляют собой геометрическое место точек, соответствующее
ослаблению излучения в два раза. Области с ослаблением, превышающим указанное,
находятся выше кривых. Сечения этих областей прямыми, параллельными оси абсцисс,
дают эквивалентные ширины полос поглощения. Сплошная линия соответствует Т =
= 300 °К и давлениям, реализующимся при данном количестве СО2 в атмосфере Земли.
Штриховая линия — Т = 200 °К для Земли, штрих-пунктирная — Т = 200 °К для Марса
(только в полосе 15 мкм). Две полосы около 10 мкм — «горячие», их интенсивность наи-
более сильно зависит от Т. Поглощение около 10 мкм — индуцированное, резко возрастает
с увеличением давления. При расчете во всех случаях принималось, что эффективное
давление равно половине давления у поверхности, б) Поглощение водяным паром в смеси
с СО2. По оси ординат кроме количества поглощающего вещества дана температура поверх-
ности Tfi, соответствующая относительной влажности над ней 50%. Вертикальными штри-
хами здесь условно показано положение полос СО2 К 15 и 4,3 мкм. Даны кривые для двух
значений давления Pqqj.
304
ГЛ. 5. ПРОБЛЕМА ЭВОЛЮЦИИ АТМОСФЕРЫ И КЛИМАТА
шкала давлений (в предположении, что СО2 — основная компо-
нента атмосферы, и ускорение силы тяжести g = 372 см-сек~2).
Количество Н2О выражено в микронах осажденной воды и, кроме
того, приведены температуры поверхности, соответствующие этому
содержанию при двух условиях: а) относительная влажность 50%,
Рис. 157. Температура поверхности Марса при различных количествах СО2 (с учетом
парникового эффекта). По оси абсцисс 0 — эффективная ширина части спектра, экраниро-
ванной атмосферным поглощением, по оси ординат—температура поверхности: слева при
излучательной способности Ъ = 1, справа при Ъ = 0,9. Даны три кривые Т8 (Р)при разных
значениях альбедо А и солнечной постоянной Ео : 1 — А = 0,25 и современное значение
Ео : 2 — А = 0,05, Ео то же; 3 — А = 0,05 и Ео на 10 % меньше. Семейство сплошных тонких
кривых р (Р, Т) соответствует поглощению только СО2 (сухая атмосфера), ситуация, близ-
кая к современной. Семейство пунктирных кривых 0 (Р, Т) соответствует СО2 и Н2О в
частичном равновесии с Tg (точно условия сформулированы в тексте; ситуация, соответст-
вующая пунктирным кривым, реализуется при малых разностях температур между эква-
тором и полюсом,т. е. при относительно высоких давлениях). Температура поверхности Ts
определяется пересечением кривых Т (0) и р (Р, Т).
б) шкала высот Н2О равна четверти средней шкалы высот в осно-
вании атмосферы. Примерно такие условия выполняются на Земле
и в наиболее «влажных» областях Марса.
На рис. 157 приведены кривые Ts (£), вычисленные по формуле
(5.15), и р (Т5), пересечение которых определяет равновесные темпе-
§ 5.4. ВЕРОЯТНЫЕ МОДЕЛИ КЛИМАТИЧЕСКИХ ВАРИАЦИЙ
305
ратуры Т. Кривые Ts (р) вычислены для двух значений альбедо и
солнечной постоянной. Современным значениям обеих величин
соответствует нижняя кривая. Даны два семейства кривых
р (Ts) — для «сухого» СО2 (йЯго = 0) и влажного (ин2о = и (Ts)),
в соответствии с рис. 156, б. Первое семейство — прямые почти
параллельные оси ординат (небольшая зависимость от Т обуслов-
лена сдвигом планковской функции относительно окон прозрач-
ности), второе показывает сильную зависимость р от Т. Равновес-
ные температуры для «влажного» СО2 намного больше, чем для
«сухого».
Какое из двух семейств дает правильное решение? В значи-
тельной степени это зависит от широтного распределения Т.
Если среднегодовые температуры на полюсе и экваторе близки,
содержание Н2О в атмосфере находится в равновесии с Т,
и тогда работают «влажные» кривые. Если полюс существенно
холоднее (как на современном Марсе), то правильное решение
дают «сухие» кривые, так как вода вымораживается в шапках.
Парниковый эффект на современном Марсе увеличивает темпера-
туру всего лишь на несколько градусов. На Земле он достигает
33° при меньшем количестве СО2, так как здесь работает влажный
вариант (и больше полное давление).
Теперь представим себе, что количество СО2 (или СО2 + N2)
возрастает. Из теории подобия, развитой Голицыным (1973) для
общей циркуляции планетных атмосфер, следует, что разность
температур между полюсом и экватором
(5.19)
где М — масса атмосферы, R — радиус планеты. Гираш и Тун
(1973) получили близкую зависимость 6ТФ от М на основе более
детальных расчетов. Если масса атмосферы возрастает на порядок,
6ТФ уменьшится в результате усиления роли адвекции с 80 до
20—30° и произойдет переход к влажному варианту парникового
эффекта. При давлениях порядка 100 мб это дает температуру
—10 °C для планеты в среднем и около нуля на экваторе. Па по-
верхности планеты появляется жидкая вода.
Если солнечная постоянная в первые миллиарды лет была мень-
ше современной, то, вероятно, в постоянной части полярных шапок
происходило накопление не только Н2О, но и СО2. В работах Са-
гана (1973) и Гираша и Туна (1973) обращается внимание на очень
высокую чувствительность конденсированной фазы СО2 в постоян-
ных полярных шапках к инсоляции. И в самом деле, сравнительно
небольшие изменения среднегодовой температуры полюса, опре-
деляемой при отсутствии адвекции равенством
оГ* = 1Р, (5.20)
306
ГЛ. 5. ПРОБЛЕМА ЭВОЛЮЦИИ АТМОСФЕРЫ И КЛИМАТА
приводят к большим изменениям равновесного давления СО2
в атмосфере. Адвекция резко усиливает нестабильность, когда
масса атмосферы становится достаточно большой. На рис. 158
приведен результат расчета Тр с учетом адвекции по Гирашу
и Туну (1973). Изменение 1Р на 20% может привести к измене-
нию массы атмосферы на два порядка. Парниковый эффект в этом
Давление, дин-см 2
Рис. 158. Температура полярных облас-
тей на Марсе в функции инсоляции и атмос-
ферного давления с учетом адвекции (Гираш и
Тун, 1973). Пунктир — зависимость давления
насыщения от температуры. Равновесное сос-
тояние атмосферы определяется пересечением
пунктирной и одной из сплошных кривых.
Парниковый эффект не учитывается. Предпо-
лагается, что постоянные полярные шапки сос-
тоят из СО2, что не соответствует современной
ситуации, но могло иметь место в далеком
прошлом.
расчете не принимается во
внимание, а он, как было по-
казано выше, работает в ту
же сторону. По-видимому,
атмосфера имеет два устой-
чивых состояния: при малых
значениях 1Р (низких дав-
лениях) и больших значе-
ниях 1Р (больших давлениях).
В «минимальном» состоянии
масса атмосферы определяет-
ся равновесием с шапками, в
максимальном полным коли-
чеством свободного СО2.
Основываясь на изложен-
ных выше фактах и идеях,
можно предложить следую-
щую примерную схему эво-
люции атмосферы и климата
на Марсе (Мороз и Мухин,
1977):
I. После завершения
аккреции происходит медлен-
ная дегазация недр. Началь-
ное давление низкое. Средняя
начальная температура планеты около 200 °К (альбедо 0,07—0,10,
как у Луны и Меркурия). Вода определенно конденсируется на
полюсах, образуя постепенно ледниковые щиты. Возможно (ноне
обязательно), происходит накопление и СО2. В атмосфере накап-
ливается азот.
II. Солнечная постоянная постепенно возрастает, масса
атмосферы тоже. В период, когда достигается величина
m 102 г-см~2 и адвекция достаточно сильно сглаживает 6ТФ,
наступает переход к влажному парниковому эффекту. Криосфера
планеты превращается в гидросферу, образуются открытые во-
доемы и многочисленные речные потоки. Это событие произошло
5-108—109 лет назад. Возможно, определенный вклад внесло эпи-
зодическое увеличение солнечной постоянной, наложившееся на
ее общий рост. Если углекислота не вымораживалась в полярных
шапках, то в период I ее максимальное количество в атмосфере
§ 5.4. ВЕРОЯТНЫЕ МОДЕЛИ КЛИМАТИЧЕСКИХ ВАРИАЦИЙ
307
было 2 -4- 5-102 г-ом-2 (давление 100—200 мб). Если выморажива-
ние происходило и возрастание адвективного переноса осущест-
влялось за счет накопления азота, то его количество должно было
быть не менее 102 г-см~2, и тогда после размораживания шапок
в атмосферу выделилось до 5-103 г-см~2 СО2 (давление 2 атм).
III. Появление открытого зеркала воды привело в действие
механизм Юри, интенсивно связывающий СО2 путем превраще-
ния силикатов в карбонаты. Резко усилившаяся эрозия увели-
чила эффективное сечение взаимодействия атмосферы и поверх-
ности. В результате масса атмосферы стала уменьшаться,
67\р увеличиваться; возможно, в этот же период произошло оче-
редное эпизодическое уменьшение солнечной постоянной, увели-
чение альбедо (вследствие образования лимонита), гидросфера
совершила обратное превращение в криосферу и Марс пришел
к своему современному состоянию.
На Земле скорость дегазации на 2—3 порядка больше, и про-
цесс шел по-иному. Здесь уже к концу первой сотни миллионов
лет после аккреции накопилось количество СО2 в атмосфере,
достаточное для того, чтобы парниковый эффект растопил ледники
и начал действовать процесс Юри. В дальнейшем в течение полу-
тора-двух миллиардов лет количество СО2 в атмосфере, по-
степенно уменьшаясь, поддерживалось на таком уровне, чтобы тем-
пература Земли в экваториальных областях оставалась вблизи
точки таяния. Когда солнечная постоянная возросла до уровня
около 0,8 от нынешнего, содержание СО2 стало близким к совре-
менному (Мухин и Мороз, 1977).
Не исключено, что «глобальная весна» типа II периода нашей
схемы была на Марсе всего один раз и никогда больше не повто-
рится. Была ли эта «весна» достаточно длительной для зарождения
биосферы, смогут выяснить только дальнейшие исследования.
Глава 6
ФОБОС И ДЕЙМОС
Спутники Марса, Фобос и Деймос, были открыты американ-
ским астрономом Холлом в 1877 г. Это объекты ~12w, и наблю-
дение их в телескоп затрудняется соседством яркого Марса.
Сфотографировать Фобос и Деймос с помощью наземного телеско-
па удается, лишь закрыв изображение Марса специальной мас-
кой — см. рис. 159. В конце XIX в. и в нашем столетии проводи-
лись большие ряды астрономических наблюдений Фобоса и Дей-
моса. Анализ их движения позволил с высокой точностью найти
массу Марса, его момент инерции, положение оси вращения и ди-
намическое сжатие.
Фототелевизионные камеры ОА «Маринера-9», «Викингов-1 и 2»
дали возможность «рассмотреть» поверхность обоих спутников.
Изучение ее представляет большой интерес, так как это первые
тела астероидальных размеров, ставшие доступными для деталь-
ного фотографирования. Так как на Поверхности Фобоса и Деймоса
полностью отсутствует атмосферная и флювиальная эрозия, они
являются хорошими площадками сравнения для кратерных под-
счетов на Марсе.
§ 6.1. Динамические параметры
Основные орбитальные параметры Фобоса и Деймоса приведе-
ны в табл. 6.1. Направление движения по орбите совпадает с на-
правлением вращения Марса. Период обращения Фобоса (7h39m)
намного короче, чем период вращения Марса, поэтому, несмотря
на прямое движение спутника, наблюдатели на Марсе видели бы
его восход на западе и заход на востоке. Последние определения
орбит Фобоса и Деймоса были опубликованы в работах Синклера
(1972), Шора (1975) и Борна и Даксбери (1975). Первые две работы
основаны на наземных наблюдениях, третья на фототелевизионной
съемке с борта «Маринера-9». Все три определения имеют сравни-
мую точность, и основанные на них эфемериды позволяют пред-
сказывать положения спутников с ошибкой от 50 до 100 км.
Шарплесс (1945) нашел небольшое вековое ускорение в движении
Фобоса. Синклер (1972) считает, что наблюдения недостаточно
точны для такого вывода. Между тем Шор (1975) нашел, что
ошибка в определении ускорения на порядок меньше самой
Рис. 159. Фобос (слева) и Деймос (справа). Фотография Ловелловской обсерватории (Слайфер, 1962).
Изображение Марса впечатано отдельно.
§ 6.1. ДИНАМИЧЕСКИЕ ПАРАМЕТРЫ
310
ГЛ. 6. ФОБОС И ДЕЙМОС
Таблица 6.1
Фобос п Деймос
Параметр Фобос Деймос Литературный источник
Большая полуось 9378,5 ±0,5 23458,9±0,5 Борн и Дакс-
орбиты, км бери (1975)
Эксцентриситет 0,015+0,001 0,0005 ± 0,0003 То же
Наклонение к плоскости 1°,02±0°,01 1 °,82+0°,01
Лапласа
Период обращения 7h39m13®8 ld06h17m54^9 Синклер (1972)
Размеры ♦)
ГА» км 13,5±1 7>5±1 Поллак и др.
(1973)
гв, км 10,7±1 6,0±1
гс, км 9,5±1 5,5±1
Объем, км3 5810 1040
Масса, г 1,7-Ю1® данных нет
Средняя плотность 3 8*СМ~3 » »
Ускорение силы тяжести ~0,1 см'сек"2 ~0,06 см'сек~2
Параболическая скорость ~10 jw.cck-1 ~5 м-сек-1 Гаррис (1961)
Звездная величина V в оп- 11™6 12™8 Пэскю (1973)
позиции ♦) 9 •
Показатель цвета В—7 -J-0m6 4-0т6 Поллак и др.
Геометрпческое альбедо ♦♦) 0,05 0,05 (1973)
*) Представление трехосным эллипсоидом; даны полуоси.
**) Пэскю (1973) нашел, что оба спутника ярче на 0W4. Если это верно, то их аль-
бедо близко к 0,07.
величины
п' = + (0,107 ± 0,011)-10"7 град-сут~2, (6.1)
а Борн и Даксбери (1975) подтверждают, что эфемериды, вычислен-
ные с учетом ускорения, точнее предсказывают положение Фо-
боса, чем без учета. По-видимому, ускорение является реальным
эффектом.
Возрастание скорости означает уменьшение радиуса (круговая
скорость ugof-1'2), т. е. Фобос постепенно приближается к Марсу.
То же самое происходит с искусственными спутниками Земли
в результате торможения в верхних слоях атмосферы. Орбита
Фобоса расположена слишком высоко, чтобы можно было объяс-
нить его ускорение той же причиной. Шкловский (1962) отметил,
что атмосферное торможение было бы достаточным при очень
§6.1. ДИНАМИЧЕСКИЕ ПАРАМЕТРЫ
311
низкой «^10-3 г-см~3) плотности Фобоса и в связи с этим выдвинул
смелую и неожиданную гипотезу о его искусственном происхож-
дении. Следует помнить, что в то время о Фобосе не было известно
Рис. 160. Фобос, фотография с расстояния 5710 км («Маринер-9», Веверка
и др., 1974).
ровно ничего, кроме орбитальных характеристик и звездной вели-
чины. Предположение Шкловского не подтвердилось, но оно сти-
мулировало исследования других возможных причин векового
ускорения Фобоса. Одной из них могут быть приливы, вызывав-
312
ГЛ. 6. ФОБОС И ДЕЙМОС
мне в марсианской коре притяжением спутника. Давление сол-
нечной радиации тоже может вызывать заметный эффект (Вино-
градова и Радзиевский, 1965).
Фотографии обоих спутников, полученные на «Маринере-9»,
а затем на ОА «Викинг-1 и 2», показывают, что они имеют
Рис. 161. Фотография Фобоса, полученная с борта ОА «Викинг-!» (эта часть
поверхности не была сфотографирована «Маринером-9»).
неправильную форму, как и следует ожидать для таких
небольших тел. В табл. 6.1 даны полуоси эллипсоидов, приблизи-
тельно аппроксимирующих форму Фобоса и Деймоса. Малая и
большая полуоси отличаются почти на 40%.
§ 6.2. ТОПОГРАФИЯ
313
Спутники обращаются вокруг Марса синхронно и ориентиро-
ваны при этом так, что к Марсу обращена большая полуось, а ма-
лая перпендикулярна к плоскости орбиты. Либрация составляет
5 ± 1°. При близком прохождении «Викинга-2» по возмущениям
его орбиты была определена масса Фобоса (см. табл. 6.1).
§ 6.2. Топография
Все фотографии Фобоса и Деймоса, полученные на «Мари-
нере-9» с камерой высокого разрешения, опубликованы в работе
Веверки и др. (19746). Ближайшее расстояние съемки 5710 км
до Фобоса и 5490 км до Деймоса. Максимальное число разрешае-
мых элементов на диаметре Фобоса около 150. Поверхность обоих
спутников усеяна кратерами, крупнейшие из них достигают трети
диаметра спутника. На рис. 162 приведена схематическая карта
Рис. 162. Схематическая карта Фобоса (Даксбери. 1974).
Фобоса, на которой отмечено расположение кратеров. В табл. 6.2
даны названия нескольких кратеров на поверхности Фобоса и
Деймоса согласно номенклатуре МАС. Большому гребню, примы-
кающему к кратеру Стикни, присвоено имя Кеплера. Система
координат на поверхности спутника определяется плоскостью
экватора, которая совпадает с плоскостью орбиты и нулевым
314
ГЛ. 6. ФОБОС И ДЕЙМОС
меридианом, проходящим через линию центр спутника — центр
Марса (Даксбери, 1974).
На рис. 41 сопоставляется дифференциальная плотность крате-
ров на Фобосе, лунных континентах и в некоторых районах Марса.
Рис. 163. Фотография части поверхности Фобоса с расстояния 120 км. Получена в
марте 1977 г. с орбитального аппарата «Викинг-1». Хорошо видны почти прямые борозды
шириной в сотни метров и кратеры диаметром от 10 л (на пределе разрешения) до
километра.
На Фобосе и лунных континентах дифференциальная плот-
ность практически одинакова. Считается, что лунные континенты
насыщены кратерами и, следовательно, то же самое верно и для
Фобоса. Поллак и др. (1972) оценивают возраст поверхности Фо-
боса в 3,5-109 лет.
£ 6.3. ХАРАКТЕРИСТИКИ ПОВЕРХНОСТНОГО СЛОЯ И НЕДР
315
Таблица 6.2
Номенклатура наименований кратеров на Фобосе и Деймосе
Фобос *) Деймос
Тодд (Todd) (1) Шарплрсс (Sharpless (3) Д’Аррест (D’Arrest) (13) Уэнделл (Wendell) (21) Холл (Holl) (34) Стикни (Stickney) (47) Рош (Roche) (48) Свифт (Swift) Вольтер (Voltaire)
*) Номера соответствуют приведенным на карте (см. рис. 163).
ОА «Викингов-1 и 2» фотографировали Фобос с минимального
расстояния около 120 км; в программу входит сокращение расстоя-
ния съемки до величины, меньшей 100 км (Даксбери и Веверка,
1977). Обнаружены новые интересные топографические детали,
в том числе: 1) цепочки кратеров (среди них кратеры, имеющие,
видимо, вторичное происхождение), 2) вытянутые, похожие на
долины депрессии, примыкающие к кратеру Стикни, 3) почти
прямые борозды шириной около 100 м (рис. 162); происхождение
их представляется в высшей степени загадочным (Веверка и Дак-
сбери, 1977).
§ 6.3. Физические характеристики поверхностного
слоя и недр
Опубликовано всего лишь две работы по наземной фотометрии
Фобоса и Деймоса (Гаррис, 1961; Пэскю, 1973). В сочетании с раз-
мерами, определенными по маринеровским фотографиям, они
дают визуальное геометрическое альбедо 0,05 и 0,07 соответ-
ственно, т. е. близкое к среднему геометрическому альбедо Луны
(0,06). Исследование интегральных фотометрических характери-
стик непосредственно по фотографиям спутников затрудняется их
неправильной формой. Тем не менее Поллак и др. (1973) определи-
ли фазовую кривую обоих спутников в диапазоне 20° <Z а<2 85°.
Фазовый коэффициент меньше, чем у Луны, но больше, чем
у метеоритов (исследованных в лаборатории). По фотографиям,
полученным с камерой низкого разрешения, на «Маринере-9»
была проведена поляриметрия спутников (это успели сделать до
отказа механизма смены фильтров). Степень поляризации отражен-
ного от Фобоса и Деймоса солнечного излучения равна 20,5 ± 4
и 24,5 ±4% при фазовых углах 77 и 81° соответственно (Ноланд
316
ГЛ. 6. ФОБОС И ДЕЙМОС
и др., 1973). Малое альбедо и большая степень поляризации со-
гласуются с предположением, что поверхность спутников по-
крыта слоем реголита. Сильным подтверждением являются ре-
зультаты измерений потока инфракрасного излучения Фобоса,
проведенные на «Маринере-9». Изменения потока после выхода
спутника из тени Марса показывают, что теплопроводность грунта
очень мала:
к 10“® кал-слг1-град -сек-1 (6.2)
и соответствует силикатной пыли в вакууме.
Из инфракрасных измерений следует, что толщина слоя рего-
лита не менее нескольких миллиметров. Однако она может быть
много больше. С первого взгляда существование реголита на по-
верхности спутников Марса кажется странным. Параболическая
скорость очень невелика (^Юл^сек-1 для Фобоса), обломки и
пыль, образовавшиеся при ударе метеоритного тела о поверхность
спутника, должны покидать ее. Однако значительная часть
этого пылевого материала захватывается полем тяготения Марса,
он оказывается на орбите, близкой к орбите спутника, и затем
начинается процесс аккреции его спутником. Сотер (1972) нашел,
что этот процесс весьма эффективен. Весь материал, выброшен-
ный из кратеров Фобоса и Деймоса, оказывается в результате
на их поверхности, и толщина слоя реголита может достигать
—102 м (Поллак и др., 1973).
Так как диаметр кратеров связан с энергией породившего его
«снаряда», можно определить нижний предел прочности материа-
ла, из которого состоят недра Фобоса и Деймоса. Поллак и
др. (1972, 1973) оценили сопротивление разрыву величиной
$5>5-10® дин-см~2 для Фобоса и 2-10® дин-см~2 для Деймоса.
Для консолидированных блоков базальтовых пород эта величина
составляет 108 дин-см~\ для фракционированных может быть
105—10е дин-см~2. Отсюда можно заключить, что основное тело
Фобоса и Деймоса представляет собой консолидированный скаль-
ный массив.
§ 6.4. О происхождении Фобоса и Деймоса
Образование спутников планет может происходить в прин-
ципе различными путями. Они могут сформироваться одновре-
менно с планетой или быть захвачены ею в сравнительно позд-
нее время. Спутники небольших размеров могут образоваться
в результате разрушения более крупных тел.
Нельзя исключить, что в определенных условиях возможен и
отрыв спутника от основной планеты. Гипотеза захвата мало ве-
роятна в случае Фобоса и Деймоса, так как орбиты почти круго-
вые и близки к плоскости экватора. Скорее всего, образование
§ 6.4. о Происхождении фоИоса и деймосА
317
Марса и его спутников происходило в одно время и в одном месте.
Вопрос, однако, состоит в том, всегда ли Фобос и Деймос имели
такие же размеры как сейчас и не являются ли остатками более
крупного спутника — «марсианской Луны»? В пользу последней
гипотезы можно высказать следующий аргумент: система Марс —
спутники имеет значительный дефицит момента количества дви-
жения. Рассмотрение механизма формирования системы планета—
спутник из протопланетного облака (см., например, работу Харт-
манна и Ларсона, 1967) приводит к выводу, что полный момент
количества движения системы должен быть связан с массой:
L ос М8/». (6.3)
Система Марс — спутники по сравнению с системой Земля—Луна
обладает дефицитом момента по крайней мере в четыре раза.
Хартманн и др. (1975) пытались найти конкретные модели форми-
рования малых спутников Марса из одного большого, обеспечи-
вающие одновременно низкий угловой момент системы и круговые
орбиты, и пришли к заключению, что это сделать невозможно.
Наиболее вероятно, что оба спутника образовались из пылевого
облака практически одновременно с планетой (Фобос несколько
ближе синхронной орбиты, Деймос несколько дальше), и затем
приливные силы постепенно приближали к планете один спутник
и удаляли второй.
Заключение
ПЕРСПЕКТИВЫ ИССЛЕДОВАНИЯ МАРСА
Исследования, проведенные в последние годы, ответили на
многие (хотя и не на все) старые вопросы, но возникли и новые.
Среди нерешенных старых проблем наиболее фундаментальная —
это жизнь на Марсе. Были ли на Марсе в прошлом благоприятные
условия для органического синтеза и если да, то привели ли они
к возникновению жизни? И если биосфера возникла, сохрани-
лась ли она? Отметим ряд вопросов более частного характера.
А. Поверхность
1. Возраст марсианских пород в различных областях (необ-
ходимы прямые определения радиоизотопными методами).
2. Современная вулканическая активность (прямые измерения
вблизи вулканических гор и наблюдения на ОА).
3. Минералогический состав грунта. Есть ли осадочные по-
роды и какие?
4. Органические вещества в грунте.
5. Толщина слоя реголита в различных областях.
6. Запасы воды в полярных шапках.
7. Запасы грунтового льда.
8. Возможные запасы твердой углекислоты в полярных
шапках.
9. Природа сезонных изменений темных и светлых областей.
Б. Атмосфера
1. Сезонные вариации состава (не только Н2О).
2. Особенности состава атмосферы вблизи крупных вулкани-
ческих гор (наиболее эффективны были бы прямые измерения,
но возможны и спектроскопические наблюдения с орбиты).
3. Динамика водяного пара в атмосфере; поиск районов с по-
вышенным обилием Н2О — они могут оказаться «оазисами»,
в которых локализована марсианская биосфера (необходимо под-
робное картирование интенсивности линий Н2О со спутника).
4. Сезонные вариации давления.
5. Получение новых экспериментальных данных о вертикаль-
ном профиле атмосферы, особенно выше 30 км.
ЗАКЛЮЧЕНИЕ. ПЕРСПЕКТИВЫ ИССЛЕДОВАНИЯ МАРСА
319
6. Количественная оценка роли аэрозолей в тепловом режиме
атмосферы; анализ механизма пылевых бурь.
7. Уточнение состава верхней атмосферы, в частности, опре-
деления содержания гелия; возможно прямое измерение масс-
спектрометром, либо спектроскопия в линии 584 А.
8. Детализация механизмов нетепловой диссипации.
В. Внутреннее строение
1. Толщина коры (по-видимому, необходима активная сейс-
мика).
2. Размеры жидкого ядра.
3. Тепловой поток.
4. Магнитное поле у поверхности.
Г. Эволюция атмосферы и климата
1. Уточнение скорости дегазации (см. пп. А2 и Б2).
2. Уточнение возможной роли различных резервуаров и стоков
(см. пп. А5, 6, 7, 8).
3. Совместный эффект парникового механизма и адвекции
(построение количественных моделей).
Список далеко не исчерпывающий. Мы хотели бы подчеркнуть,
что прогресс возможен только при гармоническом использовании
различных средств исследования — спускаемых и орбитальных
аппаратов в первую очередь. Задачи, связанные с детальным
анализом атмосферы и поверхности лучше всего решаются на спу-
скаемых аппаратах различного типа, задачи, требующие опреде-
ления физических параметров во многих точках планеты — на
орбитальных. На необозримый срок (пока не будет существовать
постоянная система искусственных спутников Марса), останутся
необходимыми наземные наблюдения — фотографический пат-
руль, спектроскопия, фотометрия, поляриметрия, радиолокация.
Теоретические исследования не должны отставать от эксперимента.
Опыт исследования Луны подсказывает, какие дальнейшие
шаги могут быть предприняты для изучения Марса с помощью
космических автоматов. Движущийся аппарат, подобный совет-
ским луноходам, значительно расширил бы возможности экспери-
ментов in situ. Простое повторение экспериментов программы
«Викинг» на трассе марсохода уже было бы, по-видимому, доста-
точно интересным. Предполагается, что оставшийся на Земле
третий экземпляр станции «Викинг», снабженный ходовым уст-
ройством и двигателем, через несколько лет будет отправлен на
Марс. Следует заметить, что работать с марсоходом будет значи-
тельно труднее, чем с луноходом, из-за большого времени рас-
пространения радиосигнала (11 мин. для двухсторонней связи на
320
ЗАКЛЮЧЕНИЕ. ПЕРСПЕКТИВЫ ИСЛЕДОВАНИЯ МАРСА
расстоянии 100 млн. км). Потребуется либо перемещение аппарата
короткими бросками — в пределах возможностей визуального
контроля с помощью панорам,— либо применение «разумных»
автоматических устройств, способных самостоятельно принимать
решения о наиболее безопасном курсе. Чтобы обеспечить прове-
дение исследований в районах с различными характеристиками
рельефа и альбедо, желательно иметь ресурс движения порядка
1000 км. Обеспечить такие возможности будет очень не просто.
Оригинальный вариант движущейся марсианской станции
предложил французский ученый Ж. Бламон: это наполненный
газом мягкий надувной баллон большого диаметра (5—10 м),
который может перемещаться либо под действием ветра, либо
с помощью гидравлической системы, управляющей положением
центра тяжести. Такой баллон способен без повреждений перека-
тываться через довольно крупные каменные блоки, успешно пре-
одолевая пересеченную местность.
Разработанная и успешно применявшаяся в нашей стране
методика доставки лунного грунта с помощью специальных авто-
матических станций может быть, в принципе, использована для
исследования Марса. Большое расстояние, большая сила тяжести
делают, однако, эту задачу в случае Марса технически намного
более трудной.
В США разрабатывается новый тип автоматических станций
для исследования Марса — пенетратор. Пенетратор похож по форме
на стрелу. Посадка пенетратора совершается жестко. Под дей-
ствием силы удара о поверхность пенетратор входит в грунт на
глубину до нескольких метров. Тем самым автоматически обеспе-
чивается возможность исследования вертикального разреза грун-
та; при мягкой посадке для этого потребовалось бы довольно
сложная буровая установка. Простая схема посадки сделает пене-
тратор, вероятно, наиболее экономичным типом спускаемого
аппарата для исследований Марса. Эта простота достается ценой
очень жестких требований к механической прочности всех систем,
включая научные приборы, однако требования эти выполнимы.
Сообщалось, например, о разработке сейсмометра, способного
работать на пенетраторе.
Изучение Марса с помощью искусственных спутников в про-
граммах «Марс-4—7» и «Викинг-1—2» было подчинено в первую
очередь задаче изучения районов посадки с орбиты. Марс — пла-
нета меняющаяся — и если мы хотим разобраться в природе раз-
личного типа изменений, наблюдающихся на этой планете, необ-
ходимы специализированные искусственные спутники с большим
временем жизни, способные обеспечить детальную и фотометри-
чески однородную информацию в течение всего этого времени.
В более отдаленном будущем, возможно, станет целесообразным
создание нескольких ареостационарных спутников.
ЗАКЛЮЧЕНИЕ. ПЕРСПЕКТИВЫ ИСЛЕДОВАНИЯ МАРСА
321
В последние годы все чаще обращается внимание на необходи-
мость исследований малых тел Солнечной системы (комет, астеро-
идов, небольших спутников) с помощью космических средств.
Фобос и Деймос являются объектами, которые наиболее доступны
для таких исследований. Изучение их с орбиты искусственного
спутника Марса дало много интересных сведений и вместе с тем
поставило много новых вопросов. Не исключено, что Фобос и
Деймос будут первыми малыми телами Солнечной системы, на ко-
торые автоматические станции совершат посадку.
Пока на повестке дня только исследования с помощью авто-
матов. Тем не менее Марс будет, наверное, первой планетой, на
которую высадятся космонавты с Земли, когда развитие техники
достигнет соответствующего уровня. Проблемы обеспечения дли-
тельного пребывания человека в условиях космического простран-
ства, создания более экономичных и мощных средств доставки —
все это безусловно будет решено со временем, и жители Земли
посетят самые отдаленные уголки Солнечной системы.
Конечная цель исследований, как она видится сейчас — вос-
становить картину происхождения и эволюции Солнечной систе-
мы в целом и каждой планеты в отдельности, а также понять, явля-
ется ли земная жизнь уникальным явлением в Солнечной систе-
ме. Не исключено, что в далеком будущем появятся цели и более
практического характера — например, изменить атмосферу и
климат других планет и, в частности, Марса, так, чтобы сделать
его пригодным для жизни человека.
И В. И. Мороз
ЛИТЕРАТУРА
I. Труды конференций и сборники статей *)
Атмосферы Земли и планет: Сборник статей. Пер. с англ, под ред. Д. П. Кой-
пера.— М.: ИЛ, 1951 (The Atmospheres of the Earth and Planets /Ed. by
G. P. Kuiper.— Chicago: University Press, 1947). A31I
Космохимия Луны и планет: Труды советско-американской конференции
4—8 июня 1974./ Отв. ред. А. П. Виноградов.— М.: Наука, 1975. КЛП
Новое о Марсе: Сборник статей.— М.: Мир, 1974. НМ
Новое о Марсе и Венере: Сборник статей.— М.: Мир, 1968. НМВ
Планеты и спутники: Сборник статей. Пер. с англ.— М.: ИЛ, 1963
(Planets and Satellites/Ed. Kuiper G. P., Middlehurst В. M.: Univ. Chi-
cago Press, 1961). ПС-1
Планеты и спутники: Пер. с англ, и франц.— М.: Мир, 1974
(Surfaces and Interiors of Planets and Satellites/Ed. A. Dollfus, L.; N. Y.:
Acad. Press, 1970). ПС-2
Происхождение Солнечной системы. Труды симпозиума, Ницца, 3—7 апре-
ля 1972: Пер. с англ, и франц./Под ред. Г. Ривса.— М.: Мир, 1976
(Simposium sur 1’origine du systeme solaire.— Paris: edition CNRS,
1972). ПСС
Физика Луны и планет. Международн. симпозиум 15—22 окт. 1968 г. (Киев).
М.: Наука, 1972 ФЛП
Биология и исследования Марса, 1966; Biology and the exploration of Mars/Ed.
Pittendrigh C. S., Wisniac W. and Pearmen J. P. T.— Nat. Acad. Sci.
Natl. Res. Coucil PubL, 1296.
Exploration of the planetary system. Simp. IAU № 65/Ed. Woszczyk A. and
Ivaniszewska C., Boston, USA: D. Reidel Publish Co. Dordrecht—Holland,
1974. EPS
The origin and evolution of atmospheres and oceans/Ed. Brancazio P. J. and
Cameron A. G.— N. Y.: J. Wiley and sons, 1964. OEAO
Planetary atmospheres. Simp. IAU № 40/ed. Sagan C., Owen T. C. and Smith
H. J., Dordrecht — Holland: D. Reidel Publish Co., 1971. PA
II. Статьи и книги
Абраменко A. H.t Агапов Е. С., Анисимов В. Ф., Прокофьева В. В., Сине-
нок С. М. (1974); Телевизионная астрономия.— М.: Наука.
Абраменко А. Н. и Наугольная М. Н. (1972). Формирование и развитие мар-
сианской пылевой бури 1971 г.— Астрой, цирк. № 716, 7 сент., с. 3.
Абраменко А.Н., Наугольная М. Н. и Прокофьева В. К. (1973). Атлас те-
левизионных снимков Марса (4 августа 1971—28 января 1972).—Л.:
Наука.
♦) Статьи (см. раздел II), входящие в состав сборников, перечисленных
в разделе I, сопровождаются не полным названием, а только шифром соответ-
ствующего сборника, набранным полужирным шрифтом.
ЛИТЕРАТУРА
323
Абраменко и Прокофьева (1974); Abramenko A. N. and Prokofieva V. V.
Ground — based television patrol of martian cloud formations in 1969
and 1971—72.— Icarus, v. 21, p. 191.
Абраменко и Прокофьева (1975); Abramenko A. N. and Prokofieva V. V. Tele-
vision observations of martian cloud formations in 1973: preliminary re-
sults.— Icarus, v. 24, p. 379.
Авдуевский В. С., Аким Э. Л., Алешин В. И. и др. (1975); Атмосфера Марса
в районе посадки спускаемого аппарата «Марс-6» (предварительные ре-
зультаты).— Космич. исслед., т. 13. с. 21.
Адамс и Мак-Корд (1969), Adams J. В., McCord Т. В. Mars: interpretation
of spectral reflectivity of light and dark regions.— J. Geophys. Res.,
v. 74, p. 4851.
Адамчик (1963); Adamchik J. The water vapor content of the martian atmosp-
here as a problem of chemical equilibrium.— Planet. Space Sci., v. 11,
p. 355.
Айелло (1975); Ajello J. M. Mariner-9 ultraviolet spectrometer experiment:
bright limb observations of the lower atmosphere of Mars.— AAS DPS 6th
Ann. Meet., 17—21 Febr. 1975, p. 6 (abstract).
Айелло и Панг (1975); Ajello J. M. and Pang K. D. Mariner-9 Ultraviolet spe-
ctrometer experiment scattering properties of Hellas.— Icarus, v. 26,
p. 322.
Айелло и др. (1973); Ajello J. M., Hord C. W., Barth C. A., Stewart A. I., Lane
A. L. Afternoon terminator observations of Mars.— J. Geophys. Res.,
v. 78, p. 4279.
Акимов Л. А., Лупишко Д. Ф., Лупишко T. A. (1975). Результаты фотоэлект-
рических наблюдений Марса в противостоянии 1973 г.— Вести. ХГУ,
№ 129, астрой, вып. № 10, с. 45.
Александров Ю. В., Лупишко Д. Ф. (1972). О функции распределения нормаль-
ного альбедо поверхности Марса.— Астрой, вести., т. 6, с. 9.
Александров Ю. В., Лупишко Д. Ф. и Лупишко Т. А. (1973). Фазовая зависи-
мость блеска Марса в противостоянии 1971 г.— Вести. ХГУ, № 99,
в. 8.
Александров Ю. H.t Васильев М. Б., Вышлов А. С. и др. (1975). Исследова-
ние нейтральной атмосферы Марса методом двухчастотного радиопросве-
чивания с помощью советских межпланетных станций Марс.— ДАН
СССР, т. 220, с. 548.
Алешин В. И. (1973). Изменение массы СО2 в атмосфере и полярных шапках
Марса.— АЖ, т. 50, с. 1053.
Алешин В. И., Щуко О. Б. (1972). О природе полярных шапок Марса.—
АЖ, т. 49, с. 406.
Андерсон (1974); Anderson D. Е., Jr. Mariner-6, 7 and 9 ultraviolet spectro-
meter experiment: analysis of hydrogen Lyman alpha data, J. Geophys.
Res., v. 79, p. 1513.
Андерсон и Хорд (1971); Anderson D. E., Jr., Hord C. W. Mariner-6 and 7 ult-
raviolet spectrometer experiment: analysis of hydrogen Lyman alpha da-
ta.— J. Geophys. Res., v. 76, p. 6666.
Андерсон (1972); Anderson D. L., Internal constitution of Mars.— J. Geophys.
Res., v. 77, p. 789.
Андерсон и др. (1976); Anderson D. L., Duennebier F. K., Latham G. V. The
Viking seismic experiment.— Science, v. 194, p. 1318.
Андерсон и др. (1977); Anderson D. L., Duennebier F. K., Latham G. V. et
al. Viking seismology experiment;— Amer. Astron. Soc. Div. Planet.
Sci. 8th ann. meet., DPS late paper abstracts.
Андерсон и Финней (1967); Anderson D. L. and Phinney R. A. Early thermal
history of the terrestrial planets. In: «Mantles of the Earth and Terrestrial
Planets»/Ed. by S. K. Runcorn.— New York: Interscience, p. 113.
11*
324
ЛИТЕРАТУРА
Андерсон и др. (1972); Anderson D. М., Beimann К., Orgel L. Е., Oro J., Owen
Т., Shulman G. В., Toulmin III В., Urey Н. С. Mass-spectrometric ana-
lysis of organic compounds, water and volatile constituents in the atmosp-
here and surface of Mars: the Viking Mars lander.— Icarus, v. 16, p. 111.
Андреев Б. H., Анцибор H. M., Бакитъко P. В. и др. (1976). Измерение
параметров радиосигнала со спускаемого аппарата АМС «Марс-6» методом
ретрансляции.— Космпч. исслед., т. 14, с. 598.
Андреянов В. В., Артамонов В. В., Атманов И. Г., Березин В. И., Жу-
кин В. М., Трошин В. С., Черенков В. Б. (1973). Автоматические пла-
нетные станции.— М.: Наука.
Антониади (1930); Antoniady Е. М. La planete Mars.— Baris: S. n.
Ареидсон (1974); Arvidson R. E. Wind-blown streaks, splotches and associa-
ted craters on Mars: statistical analysis of Mariner-9 photographs.— Ica-
rus, v. 21, p. 12.
Аркани-Хамед (1975); Arcani-Hamed J. Geophysical implications of the mar"
tian gravity field.— Icarus, v. 26, p. 313.
Армстронг и др. (1972); Armstrong К. R., Harper D. A., Jr., Low F. J. Far
infrared brightness temperatures of planets.— ApJ, v. 178, L89.
Ашбрук (1953); Ashbrook J. A new determination of the rotation period of
the planet Mars.— Astron. J., v. 58, p. 145.
Багнолъд (1941); Bagnold R. A. The physics of blown sandsand desert dunes.—
London: Methuen and Co., Ltd.
Байндер (1969); Binder A. B. Internal structure of Mars.— J. Geophys. Res.,
v. 74, p. 3110.
Байндер и Джонс (1972); Binder A. В. and Jones J. C. Spectrophotometric stu-
dies of the photometric functions, composition and distribution of the sur-
face materials of Mars.— J. Geophys. Res., v. 72, p. 3005.
Байндер и Крюйкшенк (1964); Binder A. В. and Cruikshank D. P. Comparison
of the infrared spectrum of Mars with the spectra of selected terrestrial
rocks and minerals.— Comm, of Lun. and Planet. Lab., v. 2, p. 193.
Барабашов H. П. (1952). Исследование физических условий на Луне и пла-
нетах. Харьков: Изд. ХГУ.
Барабашов Н. П. и Коваль И. К. (1959). Фотографическая фотометрия Марса
со светофильтрами во время великого противостояния в 1956 г.— Харь-
ков: Изд. ХГУ.
Баренблатт и Голицын (1974); Barenblatt G. I. and Golytzin G. S. Local stru-
cture of mature dust storm.— J. Atmosph. Sci., v. 31, p. 1917.
Баркер (1971a); Barker E. S., Variations of the Martian CO2 abundance with
Martian season.— PA, p. 196.
Баркер (19716); Barker E. S. Observations of the Martian 1.2 mkm CO2 bands.—
PA, p. 191.
Баркер (1972); Barker E. S. Detection of molecular oxygen in the Martian at-
mosphere.— Nature, v. 238, p. 447.
Баркер (1974); Barker E. S. Ground-based observations of Mars and Venus
water vapor during 1972 and 1973.— EPS, p. 203.
Баркер (1976); Barker E. S. Martian atmospheric water vapor observations:
1972—74 apparition.— Icarus, v. 28, p. 247.
Барт (1974); Barth C. A. The atmosphere of Mars.— Ann. Rev. of Earth and
planetary science, v. 2, p. 333.
Барт и Дик (1974); Barth C. A. and Dick M. L. Ozone and polar hood on
Mars.— Icarus, v. 22, p. 205.
Барт и др. (1969); Barth C. A., Fastie W. G., Hord C. W., Pearce J. B., Kelly
К. K., Stewart A. I., Thomas G. E., Anderson G. P., Raper O. F. Mariner-6:
ultraviolet spectrum of Mars upper atmosphere.— Science, v. 165, p. 1004.
Барт и др. (1971); Barth C. A., Hord C. W., Pearce J. B., Kelly К. K., Ander-
son G. P., Stewart A. I., Mariner-6 and 7 ultraviolet spectrometer experi-
ment: upper atmosphere data.— J. Geophys. Res., v. 76, p. 2213.
ЛИТЕРАТУРА
325
Барт и др. (1972); Barth С. A., Stewart A. I., Lane A. L. Mariner-9 ultraviolet
spectrometer experiment: Mars airglow spectroscopy and variations in Ly-
man alpha.— Icarus, v. 17, p. 457.
Барт и др. (1973); Barth C. A., Hord C. W., Stewart A. I. et al. Mariner-9
ultraviolet spectrometer experiment: seasonal variation of ozone on Mars.—
Science; v. 179, p. 795.
Барт и др. (1974); Barth C. A., Hord C. W., Stewart A. I., Lane A. L., Dick
M. L., Schaffner S. H., Simmons К. E. An atlas of Mars local topography.—
Laboratory for Atmospheric and Sp. Phys. Univ, of Colorado; Boulder Co-
lorado.
Баум (1973); Baum W. A. The international planetary patrol program:
an assessment of the first three years.— Planet. Space Sci., v. 21,
p. 1511.
Баум (1974a); Baum W. A., Earth-based observations of Martian albedo chan-
ges.— Icarus, v. 22, p. 363.
Баум (19746); Baum W. A., Results of current Mars studies at the IAU planet.
Res. center.— EPS, p. 241.
Баум и Мартин (1971); Baum W. A. and Martin L. J. Cloud motions on Mars.—
PA, p. 320.
Башаринов и др. (1972); Basharinov A. E., Drozdowskaya T. B., Egorov S. T.
Microwave radiometry of Mars from the «Mars-2 and 3» orbiters (prelimi-
nary results).— Icarus, v. 17, p. 540.
Башаринов A. E., Ветухновская 10. H., Галактионов В. II. и др. (1973).
Результаты наблюдения радиоизлучения планеты Марса по данным экс-
перимента на АМС «Марс-3».— Космич. исслед., т. 11, р. 803.
Башаринов A. Е., Ветухновская 10. Я., Егоров С. Т. и др. (1976). Радиоастро-
номические измерения с борта АМС «Марс-5».— Космич. исслед., т. 14,
с. 73.
Беликова Т. Я., Кронрод М. А., Чочиа П. А., Ярославский Л. П. (1975).
Цифровая обработка фотоснимков поверхности Марса, переданных АМС
«Марс-4» и «Марс-5».— Космич. исслед., т. 13, с. 898.
Белсемо и Солсбери (1973); Balsemo S. R., Salisbury J. W. Slope angle and
frost formation on Mars.— Icarus, v. 18, p. 156.
Белтон и Хантен (1967); Belton M. J. S., Hunten D. M. The abundan-
ce and temperature CO2 in the Martian atmosphere.— ApJ, v. 145,
p. 454.
Белтон и Хантен (1969); Belton M. J. S., Hunten D. M. Spectrographic de-
tection of topographic features on Mars.— Science, v. 166, p. 225.
Белтон и Хантен (1971); Belton M. J. S., Hunten D. M. The distribution of
CO2 on Mars: a spectroscopic determination of surface topography.— Icarus,
v. 15, p. 204.
Белтон и др. (1968); Belton M. J. S., Broadfoot A. L. and Hunten D. M. Abun-
dance and temperature of CO2 on Mars during 1967 opposition.— J. Geo-
phys. Res., v. 73, p. 4795.
Берто Ж.-Л., Бламон Ж., Бабиченко С. И., Дементьева Н. Я., Дьяч-
ков А. В., Курт В. Г., Склянкин В. А., Смирное А. С., Чувахин С. Д.
(1975). Измерение интенсивности и спектральных характеристик излу-
чения в линии лайман-альфа в верхней атмосфере Марса.— Космич.
исслед., т. 13, с. 42.
Берч и Гривняк (1971); Burch D. Е., Gryvnyak D. A., Absorption by СО2
between 1100 and 1835 cm-1.— J. Opt. Soc. Amer., v. 61, p. 499.
Биманн и др. (1976a); Biemann К., Oro J., Toulmin P. Ill et al. Search for
organic and volatible inorganic compounds in two surface samples from the
Chryse Planitia region of Mars.— Science, v. 194, p. 73.
Биманн и др. (19766); Biemann К., OwenT., Rushneck D. R. et al. The atmo-
sphere of Mars near the surface: isotope rations and upper limits on noble
gases.— Science; v. 194, p. 76.
326
ЛИТЕРАТУРА
Бир и др. (1971); Beer R., Norton R. Н., Martonchik J. V. Astronomical in-
frared spectroscopy with a Connes-type interferometer: II — Mars, 2500—
3000 cm-1.— Icarus, v. 15, p. 1.
Бисли и Ходжес (1973); Beasley W. H., Hodges R. R., Jr. Wave-Induced eddy
diffusion coefficient in the upper atmosphere of Mars.— J. Geophys. Res.,
v. 78, p. 5425.
Блэсиас (1973); Blasius K. R. A study of Martian topography by analytical
photogrammetry.— J. Geophys. Res., v. 78, p. 4411.
Блюмзак (1971); Blumsack S. L. On the effects of large-scale temperature ad-
vection in the Martian atmosphere.— Icarus, v. 15, p. 429.
Блюмзак и Гираш (1973); Blumsack S. L. and Gierasch P. J. The vertical ther-
mal structure of the Martian atmosphere: modification by motions.— Ica-
rus, v. 18, p. 126.
Богданов А, В., Вайсберг О. Л., Калинин А. П., Смирнов В. H. (1975). О га-
зовом обмене между верхней атмосферой и солнечным ветром. ДАН
СССР, т. 225, с. 1284.
Бойс (1971); Воусе Р. В. Colorimetry of Martian features by means of area
scanning.— PA, p. 133.
Бойс (1973); Boyce P. Remote sensing photometric studies of Mars in 1971.—
Icarus, v. 18, p. 134.
Бойс и Томпсон (1972); Boyce P. В., Thompson D. T. A new look at the Mar-
tian «violet haze» problem. Syrtis Major — Arabia, 1969.— Icarus, v. 16,
p. 291.
Борн и Даксбери (1975); Born G. H. and Duxbury T. C. The motions of Pho-
bos and Deimos from Mariner-9 TV data.— Celestial Mechanics, v. 12,
p. 77.
Ботвинова В. В. и Коваль И. К. (1975). Фотометрия облачных образований
и лимба Марса по снимкам, полученным 28.11.1972 г. КА «Марс-3».—
Космич. исслед., т. 13, с. 893.
Ботвинова В. В., Бугаенко О. И., Коваль И. К. и др. (1975). Данные фото-
метрической обработки снимков, полученных КА «Марс-3» 28.11.1972 г.—
Космич. исслед., т. 13, с. 581.
Брауер Д. и Клеменс Дж. (1961). Орбиты и массы спутников планет.—
ПС-1, с. 43.
Бриггс (1974); Briggs G. A., The nature of the residual Martian polar caps.—
Icarus, v. 23, p. 167.
Бриггс и Дрэйк (1972); Briggs F. H. and Drake F. D. Interferometric obser-
vations of Mars at 21 cm wavelength.— Icarus, v. 17, p. 543.
Бронштэн В. А. и Ибрагимов H. Б. (1976). Спектрофотометрия материков,
морей и южной полярной шапки Марса в июле-августе 1971 г.— Астрой,
вести., т. 10, с. 38.
Бугаенко Л. А., Бугаенко О. И., Коваль И. К., Мороженко А. В. (1964).
Распределение яркости в краевой зоне Марса. В кн.: Физика планет
(стр. 54).— Киев.: Наукова думка.
Бугаенко Л. А., Коваль И. K.t Мороженко А. В. (1967). Фазовый ход ярко-
сти Марса по фотоэлектрическим наблюдениям в 1967 г.— Астрой,
цирк. № 434.
Будыко М. И. (1974). Изменения климата.— Л.: Гидрометеоиздат.
Буллен (1966); Bullen R. Е. On the constitution of Mars III.— Mon. Not.
Roy. Astron. Soc., v. 133, p. 229.
Бэйкер и Мильтон (1974); Baker V. R. and Milton D. J. Erosion by catastro-
phic floods on Mars and Earth.— Icarus, v. 23, p. 27.
Бэрд и др. (1976); Baird A. К., Toulmin P. Ill, Clark В. G. et al. Mineralogic
and petrologic implications of Viking geochemical results from Mars: in-
terim report.— Science, v. 194, p. 1288.
Бэтсон (1973); Batson R. M. Cartographic products from the Mariner-9 missi-
ons.— J. Geophys. Res., v. 78, p. 4424.
ЛИТЕРАТУРА
327
Бэтсон и Инге (1976); Batson R. М. and Inge J. L.— Albedo boundaries on
Mars in 1972: results from Mariner-9.— Icarus, v. 27, p. 531.
Вайсберг О. JI.t Богданов A, B.t Смирнов В. И., Романов С. А. (1975). Пер-
вые результаты измерений потоков ионов прибором «РИЭП-2801М» на
АМС «Марс-4», «Марс-5».— Космич. исслед., т. 13, с. 129.
Вайсберг и др. (1973); Vaisberg О. L., Bogdanov А. V., Borodin N. F., Zert-
zalov A. A., Polenov В. V., Romanov S. Solar plasma intecration with
Mars: preliminary results.— Icarus, v. 18, p. 59.
Вайхаупт (1974); Weihaupt J. G. Possible origin and probable discharges of
meandering channels on the planet Mars.— J. Geophys. Res., v. 79, p. 2073.
Ван де Хюлст (1957); van de Hulst H. C. Light scattering by small particles.—
N. Y.: J. Wiley and Sons; Inc. London (Пер. с англ.: Рассеяние света ма-
лыми частицами.— М.: ИЛ, 1961.)
Ван Тасселъ и Солсбери (1964); Van Tassel R. A. and Salisbury J. W. The
composition of the Martian surface.— Icarus, v. 3, p. 264.
Васильев M. В., Вышлов A. С., Колосов M. А. и др. (1974). Обнаружение ноч-
ной ионосферы Марса.— ДАН СССР, т. 218, с. 1298.
Васильев М. Б., Вышлов A. C.t Колосов М. А. и др. (1975). Предварительные
результаты двухчастотного радиопросвечивания ионосферы Марса при
помощи станций Марс в 1974 г.— Космич. исслед., т. 13, с. 48.
Васильченко Н. В. и Мороз В. И. (1967). Инфракрасный спектр Марса в об-
ласти 1,1—2,5 мкм (противостояние 1965 г.). АЖ, т. 44, с. 573.
Вдовин (1977). Расчет тепловой динамики поверхности Марса.— Космич.
исслед., т. 15, с. 238.
Веверка (1975); Veverka J., Variable features on Mars. V. Evidence for crater
streakes produced by wind erosion.— Icarus, v. 25, p. 595.
Веверка и Гоген (1974); Veverka J. and Goguen J. D. The nonuniform recession
of the south polar cap of Mars.— J. Roy. Astron. Soc. of Canada, J. 67,
p. 273.
Веверка и Даксбери (1977); Veverka J. and Duxbury T. Surfaces of Phobos and
Deimos: new Viking results.— Amer. Astron. Soc. Div. Planet. Sci. 8th
ann. meet., p. 2.
Веверка и др. (1974a); Veverka J., Sagan C., Quam L., Tucker R., Eros B.
Variable features on Mars. III. Comparison of Mariner 1969 and Mariner
1971 photography.— Icarus, v. 21, p. 317.
Веверка и др. (19746); Veverka J., Noland M., Sagan C., Pollack J., Quam K.,
Tucker R., Eross B., Duxbury T., Green W. A Mariner-9 atlas of the mo-
ons of Mars.— Icarus, v. 23, p. 20, p. 206.
Веверка и др. (1976); Veverka J., Sagan C., Greeler R. Variable features on
Mars. VI. An unusual crater streak in Mesogea.— Icarus, v. 27, p. 241.
Векслер и Глэзер (1965); Wechsler A. F., Glaser P. E. Pressure effect on postula-
ted lunar material.— Icarus, v. 4, p. 335.
Весселинк (1948); Wesselink A. F. Heat conductivity and nature of the lunar sur-
face material.— Bull. Astron. Inst. NetherL, v. 10, p. 351.
Ветухновская IO. H.t Кузьмин А. Д., Досовский Б. Я. (1970). Измерения ра-
диоизлучения Марса на волне 8,22 мм и оценка тепловых и электричес-
ких параметров поверхности планеты.— АЖ, т. 4, с. 231.
Вилъхелмс (1973); Wilhelms D. Е. Comparison of Martian and lunal multi-
ringed circular basins.— J. Geophys. Res., v. 78, c. 4084.
Виноградов А. П. (1962). Среднее содержание химических элементов в глав-
ных типах изверженных горных пород.— Геохимия, № 7.
Виноградов А. П., Сурков IO. А., Москалева Л. И., Кирнозов Ф. Ф. (1975).
Измерения интенсивности и спектрального состава гамма-излучения Мар-
са на АМС «Марс-5». — ДАН СССР, т. 223, с. 1336.
Виноградова В. П., Радзиевский В. В. (1965). Об ускорении спутников Мар-
са и стабилизации орбит искусственных спутников Земли.— АЖ, т. 42,
с. 424.
328
ЛИТЕРАТУРА
Войцешин (1974); Woiceshin Р. М. Global seasonal atmospheric fluctuations
on Mars.— Icarus, v. 22, p. 325.
Вокулер (1954); Vaucouleurs G. de. Physique de la planete Mars.— Paris.
(Пер. с франц.: Физика планеты Марс.— М.: ИЛ, 1956.)
Вокулер (1964); Vaucouleurs G. de. The physical ephemeris of Mars.— Icarus,
v. 3, p. 236.
Вокулер (1967); Vaucouleurs G. de. A low resolution photometric Map of Mars.—
Icarus, v. 7. p. 310.
Вокулер и др. (1973a); Vaucouleurs G. de, Davies M. E., Sturms F. S., Jr.
Mariner-9 areographic coordinate system.— J. Geophys. Res., v. 78,
p. 4395.
Вокулер и др. (19736); Vaucouleurs G. de, Roth J., Mulholland C. Prelimi-
nary albedo map of the south polar region.— J. Geophys. Res., v. 78,
p. 4436.
Вокулер и др. (1975); Vaucouleurs G. de, Blunck J., Davies M., Dollfus A.,
Koval I. K., Kuiper G. P., Masursky H., Miyamoto S., Moroz V. I., Sagan
C., Smith B. The new Martian nomenklature of the International Astrono-
mical Union.— Icarus, v. 26, p. 85.
Воробьев В. И., Гальцев А. И., Гутпшабаш С. Л., Осипов В. И. (1976). Расчет
теплового режима атмосферы Марса.— Космич. исслед., т. 14, р. 265.
Вощик (1971); Wosczyk A., Relative elevation difference revelaled by near in-
frared CO2 bands on Mars.— PA, c. 203.
Вулли (1953); Wooley R., Monochromatic magnitudes of Mars in 1952 — Mon.
Not. Roy. Astron. Soc., v. 113, p. 521.
Гайдук A. P. (1971). Исследование коротковолновой части спектра Марса
в области полос NO2.— АЖ, т. 48, с. 578.
Гайдук А. Р., Ибрагимов Н. Б. и Коваль И. К. (1975). Фотометрические ха-
рактеристики Марса по данным фотографических наблюдений в период
великого противостояния 1971 г.— Киев: Паукова думка.
Гальцев А, Р.и Одшиария М. А. (1970). Полосы поглощения СО2 при повышен-
ном давлении. Изв. АН СССР. Сер. «Физика атмосферы и океана», т. 6,
с. 881.
Гальцев А. П., Осипов В. М. и Шари В. П. (1976). Расчет поглощения инфра-
красного излучения в нижней атмосфере Венеры.— Космич. исслед.,
т. 14, с. 417.
Гаррис Д. Л. (1961). Интегральная фотометрия и колориметрия планет и
спутников.— ПС-1, с. 241.
Гастп (1972); Gast Р. W. The chemical composition and structure of the Moon.—
Moon, v. 5, p. 121.
Геол, служба США (1973); U. S. Geological Survey «Atlas of Mars».— Wash-
ington, D. C.
Геол, служба США (1975); U. S. Geological Survey «Topographic Map of
Mars. Atlas of Mars 1 : 25 000 000 topographic series».— Washington, D. C.
Гивер и др. (1968); Giver L. P., Inn E. С. Y., Miller J. H. and Boes R. W. The
Martian CO2 abundance from measurements in the 1.05 mkm bands.— ApJ,
v. 153, p. 285.
Гиллеспи и Coxa (1972); Gillspie A. R., Soha J. M. An ortographic photomap
of the south pole of Mars from Mariner-7.— Icarus, v. 16, p. 522.
Гинзбург A. C. (1972). О радиационном режиме поверхности и запыленной
атмосферы Марса.— ДАН СССР, т. 208, с. 295.
Гираш (1974); Gierasch Р. Martian dust storms.— Revs. Geophys. and Space
Phys., v. 12, p. 730.
Гираш и Гуди (1968); Gierasch P., Goody R. A study of the thermal and dy-
namical structure of the Martian lower atmosphere.— Planet. Space Sci.,
v. 16, p. 615.
Гираш и Гуди (1972); Gierasch P. and Goody R. The effect of dust on the
temperature of the Martian atmosphere,— J. Atmosph. Sci., v, 29, p. 400,
ЛИТЕРАТУРА
329
Гираш и Гуди (1973); Gierasch Р. J. and Goody R. М. A model of a Martian
great dust storm.— J. Atmosph. Sci., v. 30, p. 169.
Гираш и Саган (1971); Gierasch P., Sagan C. A preliminary assessment of Mar-
tian wind regimes.— Icarus, v. 14, p. 312.
Гираш и Тун (1973); Gierasch J. P. and Toon О. B. Atmospheric pressure va-
riation and the climate of Mars.— J. Atmosph. Sci., v. 30, p. 1503.
Гиффорд (1964); Gifford F. A., Jr. A study of Martian yellow clouds the dis-
play movement.— Monthly Weasther Review, v. 92, p. 435.
Гласстон (1968); Glasstone S. The book of Mars.— Washington: NASA.
Голд (1977); Gold T. Mars — the icy planet (preprint).
Голдстейн и Гилмор (1963); Goldstein R. M., Gillmore W. F. Radar obser-
vations of Mars.— Science, v. 141, p. 1171.
Голдстейн и др. (1970); Goldstein R. M., Melbourne W. G., Morris G. A., Downs
G. S., O’Handles D. A., Preliminary radar results of Mars.— Radio Sci.,
v. 5, p. 475.
Голицын Г. С, (1969). Оценка параметров пограничного слоя в атмосферах
планет земной группы. Изв. АН СССР, сер. «Физика атмосферы и океа-
на», т. 5, с. 775.
Голицын (1970а); Golitzyn G. S. A similarity approach to the general circu-
lation of planetary atmospheres.— Icarus, v. 13, p. 1.
Голицын Г. С. (19706). Теория подобия для крупномасштабных движений пла-
нетных атмосфер. ДАН СССР, т. 190, с. 323.
Голицын Г. С. (1973а). Введение в динамику планетных атмосфер.— Л.,
Гидрометеоиздат.
Голицын (1973); Golitzyn G. S. On the Martian dust storms.— Icarus, v. 18,
p. 113.
Голицын Г. С. и Стеклов А. Ф. (1977). Элементарное рассмотрение верти-
кальной структуры атмосферы с приложениями к атмосферам планет
и спутников.— ДАН СССР, т. 232, с. 786.
Голицын Г. С. и Татарский В. И. (1972).Оценки интенсивности турбулентно-
сти в атмосферах Марса и Венеры.— ФЛП, с. 394.
Грили и др. (1974); Greely R., Iversen J. D., Pollack J. B., Udovich N., Whi-
te B. Wind tunnel studies of Martian aeolian processes.— Proc. Roy. Soc.
London, v. A341, p. 331.
Грили и др. (1976); Greely R., White R. et al. Mars: wind fiction speeds for
particle movements.— G. R. Lett., v. 3, p. 417.
Грингауз и др. (1973); Gringauz К. I. et al. Preliminary results on plasmacle-
ctrons from М2 and М3.— Icarus, v. 18, p. 54.
Грингауз К. И., Безруких В. В., Веригин М. И., Ремизов А. П. (1975). Ис-
следования солнечной плазмы вблизи Марса и на трассе Земля — Марс
при помощи ловушек заряженных частиц на советских космических
аппаратах 1971—1973 гг. III. Характеристики ионной и электронной
компонент плазмы в антисолнечной части околомарсианского простран-
ства, измеренные на спутнике «Марс-5». — Космич. исслед., т. 13,
р. 123.
Гуди (1957); Goody R. The atmosphere of Mars.— Weather, v. 12, p. 3.
Гуди (1964); Goody R. M. Atmospheric radiation. I.— Oxford: Clarendon
Press. (Русск. пер. Атмосферная радиация.— M.: Мир, 1966.)
Гэтли и др. (1974); Gatley I., Kieffer Н., Miner Е., Neugebauer G., Infrared
observations of Phobos from Mariner-9.— ApJ, v. 190, p. 497.
Давыдов В. Д. (1960). Поведение гидросферы в условиях Марса и ее наблю-
даемые проявления.— В кн.: Вопросы космогонии, т. 7, с. 142.
Давыдов В. Д. (1969). Паргелическое гало на Марсе. Яркость паргелического
гало и количество кристаллов льда в марсианской атмосфере.— ДАН
СССР, т. 189, с. 70.
Давыдов В. Д. (1970). Гало-феномены в атмосфере Марса на ледяных и неиз-
вестных кристаллах.— АЖ, т. 47, с. 172.
330
ЛИТЕРАТУРА
Давыдов В. Д. (1972). Крптерпп наличия кристаллов Н2О на Марсе.— ФЛП,
с. 423.
Дайс и др. (1967); Dyce R. В., Pettingill G. Н. and Sanchez A. D. Radar
observations of Mars and Jupiter at 70 cm.— Astron. J., v. 72, рг 771.
Даксбери (1974); Duxbury T. C. Phobos: control network analysis.— Icarus,
v. 23, p. 290.
Далгарно и Мак-Элрой (1970); Dalgarno A., McElroy M. B. Mars: is nitrogen
present? — Science, v. 170, p. 167.
Даксбери и Веверка (1977); Duxbury T. C. and Veverka J. Viking imaging of
Phobos and Deimos.— Amer. Astron. Soc. Div. Planet. Sci. 8th ann.
meet., 2.
Даниэле (1961); Daniels F. B., A theory of radar reflection from the Moon and
planets.— J. Geophys. Res., v. 66, p. 1781.
Данн и др. (1971); Dunne J. A., Strombergh W. D., Ruis R. M., Collins S. A.
and Thorp T. E. Maximum discriminability versions of the near — encoun-
ter Mariner pictures.— J. Geophys. Res., v. 76, p. 438.
Даунс (1972); Downes G. S., Goldstein G. M., Green R. R., Morris G. A.
Mars Radar observations, a preliminary report,— Science, v. 174,
p. 1326.
Даунс и др. (1973); Downs G. S., Goldstein R. M., Green R. R., Morris G. A.,
Reichley P. E. Martian topography and surface properties as seen by radar:
the 1971 opposition.— Icarus, v. 18, p. 8.
Даунс и др. (1975); Downs G. S., Reichley P. E., Green R. R. Radar measu-
rements of Martian topography and surface properties: the 1971 and 1973
oppositions.— Icarus, v. 26, p. 273.
Дементьева и др. (1972); Dementyeva N. N., Kurt V. G., Smirnov A. S.,
Titarchuk L. G., Chuvakhin S. D. Preliminary results of measurements of
UV emissions scattered in the Martian upper atmosphere,— Icarus, v. 17,
p. 475.
Де Mop и Моссмен (1971); De More W. B. and Mosseman. Photolysis of CO2 at
1849 A.— J. Atmosph. Sci., v. 28, p. 842.
Джеффрис (1937); Jeffreys H. The density distribution of the inner planets,
Mon. Not. Astron. Soc. Geophys. Suppl., v. 4, p. 62.
Джонсон (1969); Johnson F. S. Origin of planetary atmospheres.— Space Sci.
Rev., v. 9, p. 303.
Джордан и Лорелл (1975); Jordan J. F. and Lorell J. Mariner-9: an instrument
of dynamical science.— Icarus, v. 25, p. 146.
Дауризин и Ингерсолл (1975); Dzurisin D. and Ingersoll A. P. Seasonal buf-
fering of atmospheric pressure on Mars-2.— Icarus, v. 26, p. 437.
Долгинов Ш. Ш. (1975). К вопросу о механизме магнитного динамо планет.—
КЛП, с. 341.
Долгинов Ш. Ш., Ерошенко Е. Г., Жузгов Л. Н. (1972). Магнитное поле в
ближайшей окрестности Марса по данным спутников «Марс-2» и «Марс-
3».— ДАН СССР, т. 207, с. 1296.
Долгинов Ш. Ш., Ерошенко Е. Г., Жузгов Л. Н., Шарова В. А. (1974).
Магнитное поле Марса по данным спутника «Марс-5».— ДАН СССР,
т. 218, с. 795.
Долгинов Ш. III., Ерошенко Е. Г., Жузгов Л. Н. (1975а). Магнитное поле
планеты Марс по данным спутников «Марс-3» и «Марс-5».— Космич.
исслед., т. 13, с. 108.
Долгинов Ш. Ш., Ерошенко В. Г., Жузгов Л. Н. и др. (19756). Магнитное
поле планеты Марс.— КЛП, с. 680.
Долъфюс (1958); Dollfus A. The nature of the surface of Mars.— Publ. Astron.
Soc. Pacif., v. 70, p. 412.
Долъфюс A. (1961a). Визуальные и фотографические наблюдения планет на
Пик-дю-Миди.— ПС-1.
Долъфюс А, (19616). Исследования поляризации планет.— ПС-1.
ЛИТЕРАТУРА
331
Дольфюс (1964); Dollfus A. Observations of waler vapor on Mars and Venus.—
OEAO, p. 257.
Дольфюс (1966); Dollfus A. Determination de la luminence de I’atmosphere de la
planete Mars.— C. r. Acad. Sci., v. AB262 (7).
Дольфюс A. (1970); Диаметры планет и спутников.— ПС-2, с. 59.
Дольфюс (1972); Dollfus A. New optical measurements of planetary diameters —
Part IV. Planet Mars.— Icarus, v. 17, p. 525.
Дольфюс (1973); Dollfus A. New optical measurements of planetary diameters.
IV. Size of the North polar cap of Mars.— Icarus, v. 18, p. 142.
Дольфюс и др. (1969); Dollfus A., Focas J., Bowell E. La planet Mars: La
nature de la surface et les proprietes de son atmosphere. Partie II. La
nature de surface.— Astron, and Astrophys., v. 2, p. 105.
Дольфюс О., Длугач Ж. M.t Мороженко А. В., Яновицкий Э. Г. (1974).
Оптические параметры атмосферы и поверхности Марса. II. Пылевая
буря.— Астрой, вести., т. 8, с. 211.
Донайю (1971); Donahue Т. М., Aeronomy of СО2 atmospheres: a review.— J.
Atmosph. Sci., v. 28, p. 895.
Достовалов С. Б. и Чувахин С. Д. (1973). О распределении нейтрального
водорода в верхней атмосфере Марса,— Космич. исслед., т. И, с. 767.
Дэвис (1974); Davies М. Е., Photogrammetric measurement of Olympus Mons
on Mars.— Icarus, v. 21, p. 230.
Дэвис и Арчер (1973); Davies M. E., Arthur D. W. G. Martian surface coordi-
nates.— J. Geophys. Res., v. 78, p. 4355.
Дэниелъсон и Монтгомери (1971); Danielson G. E., Jr., and Montgomery D. R.
Calibration of the Mariner Mars 1969 television cameras.— J. Geophys.
Res., v. 76, p. 418.
Егер (1953); Jaeger J. C. The surface temperature of the Moon.— Austral. J.
Phys., v. 6, p. 10.
Ефанов и др. (1971); Efanov V. A., Moiseev I. G., Kislyakov A. G., Nau-
mov A. I. Mars and Jupiter: radio emission at 2.3 mm and 8.15 mm.—
Icarus, v. 14, p. 198.
Жарков В. Я. (1978), Внутреннее строение Земли и планет. — М.: Наука.
Жарков В. Н., Трубицын В. II., Самсоненко Л. В. (1971). Физика Земли и
планет. Фигуры и внутреннее строение.— М.: Наука.
Зезин Р. Б., Карягин В. И., Мамошина И. П. и др. (1975). Анализ рельеф-
ных условий в районе посадки СА «Марс-6».— Космич. исслед., т. 13,
с. 99.
Зивер (1974); Siever R., Comparison of Earth and Mars as differentiated pla-
nets.— Icarus, v. 22, p. 312.
Зилитинкевич С. C. (1970). Динамика пограничного слоя атмосферы.— Л.:
Гидрометеоиздат.
Зуев В. Е. (1966). Прозрачность атмосферы для видимых и инфракрасных
лучей.— М.: Сов. радио.
Зурек (1976); Zurek R. W., Diurnal tide in the Martian atmosphere.— J.
Atmosph. Sci., v. 33, p. 321.
Иверсен и др. (1976); Iversen J. D., Pollack J. B., Greeley R. and White
B. R. Saltation threshold on Mars: the effect of interparticle force, surface
roughness and low atmospheric density.— Icarus, v. 29, p. 381.
Изаков M. H. (1973). О температуре верхней атмосферы Марса.— Космич.
исслед., т. 11, с. 761.
Изаков М. Н. (1976). Структура и динамика верхних атмосфер Венеры и
Марса.— УФН, т. 119, с. 295.
Изаков М. Н. (1977). Оценка коэффициента турбулентного перемешивания и
высоты гомопаузы на Венере, Марсе и Юпитере.— Космич. исслед., т. 15,
с. 248.
Изаков М. Н. и Красицкий О. И. (1977). Модель состава атмосферы Марса.
Космич. исслед., т. 15.
332
ЛИТЕРАТУРА
Изаков М, H.t Морозов С. К. (1976). Структура верхней атмосферы Марса.—
Космич. исслед., т. 14, № 1.
ИКИ АН СССР (1975). Рабочая модель атмосферы и поверхности Марса.
Инге и Баум (1973); Inge J. L. and Baum W. A., A comparison of Martian
albedo features with topography.— Icarus, v. 19, p. 323.
Инге и др. (1971); Inge J. L., Capen C. F., Martin L. J., Faure B. Q. and
Baum W. A. A new map of Mars from planetary patrol.— Sky and Teles-
cope, v. 41, p. 336.
Ингерсолл (1970); Ingersoll A. P. Mars: occurence of liquid water.— Science,
v. 168, p. 972.
Ингерсолл (1971a); Ingersoll A. P. Mars: occurence of liquid water.— PA,
p. 247.
Ингерсолл (19716); Ingersoll A. P. Ultraviolet polarization measurements of
Mars and the opacity of the Martian atmosphere.— PA, p. 170.
Ингерсолл (1971b); Ingersoll A. P. Polarization measurements of Mars and
Mercury Raileigh scattering in the Martian atmosphere.— Astron. J., v.
163, p. 121.
Ингерсолл (1974); Ingersoll A. P. Mars: the case against permanent CO2 frost
caps.— J. Geophys. Res., v. 79, p. 3403.
Инн и Хаймерл (1971); Inn E. C. Y. and Heimerl J. M. The photolysis of CO2
at wavelengths exceeding 1740A.— J. Atmosph. Sci., v. 28, p. 838.
Ирвин (1966); Irvine W. M. The shadowing effect of diffuse reflection.— J.
Geophys. Res., v. 71, p. 2931.
Ирвин и др. (1968a); Irvin W. M., Simon T., Menzel D. H., Charon J.,
Lecomte J., Griboval P., Yonng A. T. Multicolor photometry of the
brightest planets. II; Observations from Le Houga observatory.— Astron.
J., v. 73, p. 251.
Ирвин и др. (19686); Irvine W. M., Simon T., Menzel D. H., Picos C., Young
A. T. Multicolor photoelectric photometry of the brightest planets. III.
Observations from Boyder observatory.— Astron. J., v. 73, p. 807.
Ирвин и др. (1971); Irvine W. M., Higdon J. C., Ehrlich S. J. Longitudinal
variations, the opposition effect and monochromatic albedos for Mars.—
PA, p. 141.
Истомин В. F.t Гречнев К. В., Озеров Д. Н., Слуцкий М. Е., Павленко
В. А., Цветков В. Н. (1975). Эксперимент по измерению состава атмосфе-
ры Марса на спускаемом аппарате космической станции «Марс-6».—
Космич. исслед., т. 13, с. 16.
Каззи и Малмен (1972); Cuzzi J. N., Muhleman D. О. The microwave spectrum
and nature of subsurface of Mars; — Icarus, v. 17, p. 548.
Капен (1976); Capen C. F. Martian albedo future variation with season.—
Icarus, v. 28, p. 213.
Капен и Капен (1970); Capen C. F. and Capen V. W., Martian North polar cap,
1962—68.— Icarus, v. 13, p. 100.
Капен и Мартин (1972); Capen C. F. and Martin L. J., Mars’great storm of
1971.— Sky and Telescope, v. 43, p. 276.
Каплан и др. (1964); Kaplan L. D., Munch G. and Spinrad H. An analysis of
the spectrum of Mars.— ApJ, v. 139, p. 1.
Каплан и др. (1969); Kaplan L. D., Connes J., Connes P., Carbon monoxide in
the Martian atmosphere.— ApJ, v. 157, L187.
Карлтон и др. (1969), Carlton N. P., Sharma A., Goody R. M., Liller W. L.,
Roesler F. L., Measurement of the abundance of CO2 in the Martian atmos-
phere.— ApJ, v. 155, p. 323.
Каррен и др. (1973); Curran R. J., Conrath B. J., Hanel R. A. et al. Mars:
Mariner-9 spectroscopic evidence for H2O ice clouds.— Science, v. 182,
p. 381.
Kammc (1973a); Cutts J. A. Wind erosion in the Martian polar regions.— J.
Geophys. Res., v. 78, p. 3211.
ЛИТЕРАТУРА
333
Каттс (19736); Cutts J. A. Nature and origine of layered deposits of the Mar-
tian polar regions.— J. Geophys. Res., v. 78, p. 4231.
Каттс и Смит (1973); Cutts J. A., Smith R. S. U. Eolian deposits and dunes
on Mars.— J. Geophys. Res., v. 78, p. 4139.
Каттс и др. (1972); Cutts J. A., Veverka J., Goguen J. D. The location of
the mountains of Mitchel and evidence for their nature in Mariner-7 pictu-
res.— Icarus, v. 16, p. 528.
Каттс и др. (1976); Cutts J. A., Blasius R., Briggs G. A. et al. North Polar
region of Mars: imaging results from Viking-2.— Science, v. 194,
p. 1329.
Каула У. (1968); Kaula W. M. An introduction to planetary physics.— N. Y.—
L.— Sidney — Toronto: Wiley and Sons. (Введение в физику планет зем-
ной группы.— М.: Мир, 1971.).
Кейн и др. (1972); Cain D. L., Kliore A. J., Seidel В. L., Sykes М. J., The
shape of Mars from the Mariner-9 occultations.— Icarus, v. 17, p. 517 (HM,
c. 173).
Кейн и др. (1973); Cain D. L., Kliore A. J., Seidel B. L., Sykes M. J., Woice-
shyn P., Approximations to the mean surface of Mars and Mars atmosphere
using Mariner-9 occultations.— J. Geophys. Res., v. 78, p. 4352.
Кемпбелл и Ульрихе (1969); Campbell M. J. and Ulrichs J. Electrical properties
of rocks and their significance for lunar radar observations.— J. Geophys.
Res., v. 74, p. 5867.
Kepp (1973); Carr M. H. Volcanism on Mars.— J. Geophys. Res., v. 78, p. 4049.
Керр и др. (1973); Carr M. H., Mazursky H., Saunders R. S. A generalized
geological map of Mars.— J. Geophys. Res., v. 78, p. 4031.
Керр и др. (1976); Carr M. N., Mazursky H., Baum W. A. et al. Preliminary
results from the Viking orbiter image experiment.— Science, v. 193,
p. 766.
Кинг и Риле (1974); King J. S. and Riehle J. R. A proposed origin of the
Olympus Mons escarpment.— Icarus, v. 23, p. 300.
Кисс и др. (1962); Kiess С. C., Corliss С. H. and Kiess H. K., Evidence for
nitrogen dioxide in the Martian atmosphere.— Astron. J., v. 67, p. 579.
Кисс и др. (1963); Kiess С. C., Karrer S. and Kiess H. K., Oxides of nitrogen
in the Martian atmosphere, Publ. Astron. Soc. Pacif., v. 75, p. 50.
Киффер и др. (1972); Kieffer H. H., Neugebauer G., Munch G., Chase S. C.,
Jr., Miner E. Infrared thermal mapping experiment: the Viking Mars
orbiter.— Icarus, v. 16, p. 47.
Киффер и др. (1973); Kieffer H. H., Chase S. C., Jr., Miner E., Munch G.,
Neugebauer G., Preliminary report on infrared radiometric measurements
from the Mariner-9 spacecraft.— J. Geophys. Res., v. 78, p. 4279.
Киффер и др. (1976a); Kieffer H. H., Chase S. C., Jr., Miner E. D., et al.
infrared thermal mapping of the Martian surface and atmosphere: first
results.— Science, v. 193, p. 781.
Киффер и др. (19766); Kieffer H. H., Chrictensen Р. R., Martin T. Z., Miner
E. D., Palluconi F. D. Temperatures of the Martian surface and atmosphe-
re: Viking observations of diurnal and geometric variations.— Science,
v. 194, p. 1346.
Киффер и др. (1976b); Kieffer H. H., Chase S. C., Jr., Martin T. Z., Miner
E. D., Palluconi F. D. Martian North pole summer temperature: dirty wa-
ter ice.— Science, v. 194, p. 1341.
Кларк (1971); Clark I. D., The chemical kinetiks of COB atmospheres: J. At-
mosph. Sci., v. 28, p. 847.
Кларк и Ноксон (1970); Clark I. D., Noxon J. F. Photodissociation of CO2 on
Mars.— J. Geophys. Res., v. 75, p. 7307.
Кларк и др. (1976a); Clark В. C., Tuolmin III P. et al. Argon content of the
Martian atmosphere at the Viking-1 landing site: analysis by X-ray fluores-
cence spectrometer.— Science, v. 193, p. 805.
334
ЛИТЕРАТУРА
Яларкидр. (19766); Clark В. С., Baird А. К., Rose Н. J., Jr., etal. Inorganic
analyses of Martian surface samples at the Viking landing sites.— Science,
v. 194, p. 1283.
Ялейкидр. (1972); Klein H. P., Lederberg J., Rich A., Biological experiment:
the Viking Mars lander.— Icarus, v. 16, p. 147.
Клейн и др. (1976); Klein H. P., Horowitz N. H., Levin G. V. The Viking
biological investigation: preliminary results.— Science, v. 193, p. 99.
Клиоре (1974); Kliore A. J. Radio occultation exploration of Mars.— EPS,
p. 295.
Клиоре и др. (1965); Kliore A., Cain D., Levy G., Eshleman R., Fjeldbo G.,
Drake F. Occultation experiment: results of the first direct measurement
of Mars’ atmosphere and ionosphere.— Science, v. 149, p. 1243. (HMB,
c. 279).
Клиоре и др. (1967); Kliore A. J., Cain D. L. and Levy G. S. Radio occulta-
tions measurement of the Martian atmosphere over two regions by the
Mariner IV space probe. In: Moon and planets/Ed. by A. Dollfus.— Amster-
dam, North Holland Publish. Co., p. 226.
Клиоре и др. (1969); Kliore A., Fjeldbo G., Seidel B. L., Rasool S. I. Mari-
ner-6 and 7 — radio occultation measurements of the atmosphere of Mars.—
Science, v. 166, p. 1393.
Клиоре и др. (1970); Kliore A., Fjeldbo G. and Seidel B. First results of the
M6 radio occultation measurements of the lower atmosphere of Mars.—
Radio Sci., v. 5, p. 373.
Клиоре и др. (1972); Kliore A. J., Cain D. L., Fjeldbo G., Seidel B. L.,
Sykes M. J., Rasool S. I. The atmosphere of Mars from Mariner-9 radio
occultation measurements.— Icarus, v. 17, p. 517. (HM, c. 134).
Клиоре и др. (1973); Kliore A. J., Fjeldbo G., Seidel B. L., Sykes M. J.,
Woiceshyn P. M. S band radio occultation measurements of the atmosphere
and topography of Mars with Mariner-9: extended mission coverage of
polar and intermediate latitudes.— J. Geophys. Res., v. 78, p. 4331.
Клотъе (1970); Cloutier P. A. Dynamics of the interaction of the solar wind
with a planetary atmosphere.— Radio Sci. v. 5, p. 387.
Клотъе и др. (1969); Cloutier P. A., Michel F. C., McElroy M. B. Modification
of the Martian ionosphere by the solar wind.— J. Geophys. Res., v. 74,
p. 6215.
Кобленц и Лампланд (1923); Coblentz W., Lampland C. 0. Measurements of
planetary radiation.— Lowell Obs. Bull., v. 3, p. 91.
Коваль И, К. (1972). Физика планеты Марс.— ФЛП, с. 404.
Коваль И. К. и Яновицкий Э. Я. (1969). Оптические параметры поверхности
и атмосферы Марса.— АЖ, т. 46, с. 633.
Козловская С. В. (1966). Модели внутреннего строения Земли, Венеры и
Марса.— АЖ, т. 43, с. 1081.
Козырев Н. А. (1955). Объяснение цвета Марса спектральными свойствами его
атмосферы.— Изв. Крымск, астрофиз. обе., т. 15, с. 147.
Койпер (1947). Kuiper G. Р. Survey of planetary atmospheres.— АЗП, с. 341.
Койпер (1957); Kuiper G. Р. Visual observations of Mars.— ApJ, v. 125,
p. 307.
Койпер (1964); Kuiper G. P. Infrared spectra of stars and planets, IV: the
spectrum of Mars, 1—2,5 micron and the structure of its atmosphere.—
Comm, of Lun. and Planet. Lab., v. 2, p. 79.
Койпер и др. (1947); Kuiper G. P., Wilson W., Cashman R. J. An infrared
stellar spectrometer.— ApJ, v. 106, p. 243.
Колдуэлл (1973); Caldwell J. Ultraviolet observations of Mars made by the
Orbiting Astronomical Observatory.— Icarus, v. 18, p. 489.
Колосов M. A.t Яковлев О. И., Круглов Ю. М. и др. (1972а). Предваритель-
ные результаты исследовании атмосферы Марса с помощью спутника
«Марс-2».— ДАН СССР, т. 206, с. 1071.
ЛИТЕРАТУРА
335
Колосов М. А., Яковлев О. И. и др. (19726). О радиопросвечивании атмосферы
Марса при помощи аппарата «Марс-2».— Радиотехника и электроника,
т. 17, с. 2488.
Колосов М. А., Яковлев О. И., Яковлева Г. Д., Ефимов А. И., Трусов Б. П.,
Тимофеева Т. C.t Круглов Ю. М., Виноградов В. А., Орешкин В. П.
(1975). Результаты исследований атмосферы Марса методом радиопросве-
чивания с помощью аппаратов «Марс-2», «Марс-4» и «Марс-6».— Космич.
исслед., т. 13, с. 54.
Кондратьев К. Я. (1973). Метеорология Марса.— Л.: Гидрометеоиздат.
Кондратьев К. Я. (1975). Сравнительная метеорология планет.— Л.: Гидро-
метеоиздат.
Кондратьев К. Я. и Москаленко II. И. (1975). Спектральная и пространст-
венная структура поля теплового излучения в условиях замутненной
атмосферы Марса.— ДАН СССР, т. 224, с. 316.
Конн и Мишель (1974); Connes Р. and, Michel G. High-resolution Fourier
spectra of stars and planet. ApJ Letters, v. 190, p. 129.
Конн и др. (1969); Connes J., Connes P., Maillard J. P. Atlas des spectres
infrarouges de Venus, Mars, Jupiter et Saturne.— Paris, France: Editions du
Centre National de la Recherche Scientifique.
Конрат (1975); Conrath B. J. Thermal structure of the Martial atmosphere du-
ring dissipation of the dust storm of 1971.— Icarus, v. 23, p. 36.
Конрат и др. (1973); Conrath В., Curran R., Hanel R. et al. Atmospheric
and surface properties of Mars obtained by infrared spectroscopy on Mari-
ner-9.— J. Geophys. Res., v. 78, p. 4267.
Корлисс (1974); Corliss W. R. The Viking mission on Mars.— Washington
D. C.: NASA SP-334.
Котельников В, А., Дубровин В, M.t Дубинский Б. А. и др. (1963). Радио-
локация планеты Марс в Советском Союзе.— ДАН СССР, т. 151»
р. 811.
Краснополъский В. А. (1975а), О структуре атмосферы Марса на высотах
120—220 км.— Космич. исслед., т. 13, 753.
Краснополъский (19756); Krasnopolsky V. A. On the structure of Mars at 120—
220 km.— Icarus, v. 23, p. 28.
Краснополъский (1978); Krasnopolsky V. A. Vertical distribution of water
vapor and model of the low and middle Mars atmosphere.— Icarus (in
press).
Краснополъский и Крысъко (1975); Krasnopolsky V. A., Krysko A. A. On the
night airglow of the Martian atmosphere.— COSPAR 18 plenary meeting
29—7 June, Varna, Bulgaria (Abstract).
Краснополъский В. A., Крысъко A. A., Рогачев В. II. (1975), Озон в атмосфере
планеты по измерениям с борта АМС «Марс-5».— Космич. исслед., т. 13,
с. 37.
Краснополъский В. А., Крысъко А. А., Рогачев В. Н. (1977), Ультрафиолето-
вая фотометрия Марса на спутнике «Марс-5»,— Космич. исслед., т. 15,
с. 255.
Кристенсен (1975); Christensen Е. J. Martian topography derived from occulta-
tion, radar, spectral and optical measurements.— J. Geophys. Res., v* 80,
p. 2909.
Кросс (1971); Cross C. A. The heat balance of the Martian polar cape.— Icarus,
v. 15, p. 110.
Кротиков В. Д. (1962). Некоторые электрические характеристики земных
породи их сравнение с характеристиками поверхностного слоя Луны.—
Изв. вузов, Радиофизика, т. 5, с. 1057.
Кру 'пенио Н. Н. (1975а). Оценка плотности веществ поверхностного слоя
Луны, Марса и Венеры.— Препринт ИКИ АН СССР, Пр-212.
Крупенио Н. Н. (19756), Карта диэлектрической проницаемости вещества
поверхностного слоя Марса.— Препринт ИКИ АН СССР, Пр-275.
336
ЛИТЕРАТУРА
Крупенио Н. Н., Шапироеская Н. Я. (1971). Диэлектрическая проницае-
мость и плотность вещества поверхностного слоя Марса.— Препринт
ИКИ АН СССР, Пр-78.
Крюйкшенк (1971); Cruikshank D. Р. Spectroscopic determination of surface
pressure and elevation difference on Mars.— PA, p. 212.
Ксанфомалити Л. В., Красовский Г. Н. (1975). Фотометрия в диапазоне
3200—9000 А с борта АМС «Марс-5».— Космич. исслед., т. 13, с. 87.
Ксанфомалити Л. В. и Мороз В. И. (1974). «Марс-3»: фотоэлектрическая
фотометрия с узкополосными фильтрами в диапазоне 3700—7000 А.—
Препринт ИКИ АН СССР, Пр-200.
Ксанфомалити Л. B.t Мороз В. И. (1975). Инфракрасная радиометрия с
борта АМС «Марс-5».— Космич. исслед., т. 13, с. 77.
Ксанфомалити Л. В., Мороз В. ИДолъфюс А. (1975). Поляриметрический
эксперимент на борту «Марс-5».— Космич. исслед., т. 13, с. 92.
Ксанфомалити Л. В., Мороз В. И., Кунашев Б. С., Жег у лев В. С. (1975а).
Давления и высоты по результатам СО2 альтиметрии с борта АМС «Марс-
3».— Космич. исслед., т. 13, с. 563.
Ксанфомалити Л. B.t Кунашев Б. С., Мороз В. И. (19756). Давление и
высоты по интенсивности полос СО2 по измерениям с борта АМС «Марс-5»
(предварительные результаты).— Космич. исслед., т. 13, с. 84.
Кузьмин и др. (1971); Kuzmin A. D., Losovsky В. Ya., Vetukhnovskaya Yu. N.
Measurements of Mars radio emission at 8.22 mm and evaluation of
thermal and electrical properties of its surface.— Icarus, v. 14, p. 192.
Кузьмин P. O. (1975). О причине различия темных и светлых кратерных
шлейфов на Марсе.— Письма в АЖ, т. 1, с. 42.
Кунде (1973); Kunde V. G. Water vapor variations, in the atmosphere of Mars
from Mariner-9 IRIS.— Bull. Amer. Aston. Soc., v. 5, p. 297 (abstract)
Курт В. Г., Смирнов А. С. и Чувахин С. Д. (1973). Исследование рассеян-
ного ультрафиолетового излучения в верхней атмосфере Марса на орби-
тальном аппарате «Марс-3».— Космич. исслед., т. 11, с. 315.
Курт и др. (1974); Kurt V. G., Smirnov A. S., Titarchuk L. G. and Chuvakhin
S. D. Observations of OI 1300 A radiation in Martian atmosphere.—Icarus,
v. 21, p. 35.
Ларсон и Финк (1972); Larson H. P. and Fink U. Identification of CO2 frost
on the Martian polar caps.— ApJ. v. 171, p. L91.
Лебедев Д. С., Ярославский Л. П., Нараева M. К., Селиванов А. С., Файн-
берг И. С. (1975), Синтез цветных изображений Марса по фотоматериа-
лам, полученным с космического аппарата «Марс-5».— ДАН СССР,
т. 225, с. 1288.
Лебединский А. И. (1956). Физические условия на Марсе.— ДАН СССР,
т. 108, с. 795.
Лебединский А. И. и. Салова Г. И. (1962). О количестве свободной воды на
Марсе.— АЖ, т. 39, с. 494.
Левин (1972); Levin G. V. Detection of metabollically produced labelled gas:
the Viking Mars Lander.— Icarus, v. 16, p. 153.
Левин и Страат (1976); Levin G. V., Straat P. A. Viking labeled release
biology experiment: interim results.— Science, v. 194, p. 1322.
Левин и др. (1974); Levin J. S., Keating G. M. and Prior E. J. Helium in the
Martian atmosphere: thermal loss consideration.— Planet. Space Sci.,
v. 22, p. 500.
Левинталь и др. (1973); Levinthal E. C., Green W. B., Cutts J. A., Jahelka E. D.,
Johansen R. A., Sander M. J., Seideman J. B., Young A. T. and Soder-
blom L. A. Mariner-9 — image processing and products.— Icarus, v. 18, p. 75.
Лейкин Г. А. и Забалуева E. В. (1975). Hellas и пылевые бури на Марсе.—
Письма в АЖ, т. 1, с. 36.
Лейтон и Мюррей (1966); Leighton R. В. and Murray В. С. Behavior of
Carbon Dioxide and other volatiles on Mars.— Science, v. 153, p. 136.
ЛИТЕРАТУРА
337
Лейтон и др. (1967); Leighton R. В., Murray В. С., Sharp R. Р., Allen J. D.,
Sloan R. К. Mariner IV pictures of Mars.—Technical report 32—884,
Mariner Mars 1964 project report: television experiment, part 1, investiga-
tor’s report, Jet Propulsion Laboratory.
Лейтон и др. (1969); Leighton R. В., Horovitz N. H., Murray В. C. et al.
Mariner-6 television pictures: the first report.— Science, v. 165, p. 684.
Либерман А, А., Мороз В. И., Хромов Г. С. (1972). Инфракрасная яркостная
температура Марса в период пылевой бури по наземным наблюдениям.—
Астрой, цирк., № 705.
Лиови (1966); Leovy С. Note on thermal properties of Mars.— Icarus, v. 5, p. 1,
Лиови (1973); Leovy С. B. Exchange of water vapor between the atmosphere
and surface of Mars.— Icarus, v. 18, p. 120.
Лиови и Зурек (1973); Leovy С. В. and Zurek R. W., Mechanisms for Mars
dust storis.— J. Atmosph., Sci., v. 30, p. 749.
Лиови и Минц (1969); Leovy C., Mintz Y. Numerical simulation of the atmo-
spheric circulation and climate of Mars.— J. Atmosph., Sci., v. 26, p. 1167.
Лиови и др. (1971); Leovy С. В., Smith В. A., Young А. Т., Leighton R. В.
Mariner—Mars 1969: atmospheric results.— J. Geophys. Res., v. 76,
p. 297.
Лиови и др. (1972); Leovy С. В., Briggs G. A., Young A. T., Smith B. A.,
Pollack J. B., Shipley E. N., Wildey R. L. The Martian atmosphe-
re: Mariner-9 television experiment progress report — Icarus, v. 17,
p. 373.
Лиови и др. (1973); Leovy С. В., Briggs G. A. and Smith B. A., Mars atmosphere
during the Mariner-9 extended mission: television results.— J. Geophys.
Res., v. 78, p. 4252.
Лиови и др. (1973); Leovy С. В., Zurek R. W. and Pollack J. B., Mechanisms
for Martian dust storms.— J. Atmosph. Sci., v. 30, p. 749.
Литтл (1969); Little S. J. A report on Martian atmospheric water vapor near
opposition 1969.— PA, p. 241.
Литтл (1971); Little S. J. A report on Martian atmosphere water vapor near
opposition 1969.— PA, p. 241.
Литтлтон (1965); Littleton R. A. On the internal fraction of the planet
Mars.— Mon. Not. Roy. Astron. Soc., v. 129, p. 21.
Литтлтон (1968); Luttleton R. A. Mysteries of the solar system.— London:
Clarendon Press.
Ловелл (1906); Lowell P. Mars and its canals.— New York — London: Macmil-
lan.
Лорелл и Шапиро (1973); Lorell J., Shapiro I. Mariner-9 celestial mechanics
experiment: a status report.— J. Geophys. Res., v. 78, p. 4327.
Лорелл и др. (1972); Lorell J., Born G. H., Christensen E. J., Jordan J. F.,
Loing P. A., Martin W. L., Sjogren W. L., Shapiro I. I., Reasenberg R. D.,
Slater G. L., Mariner-9 celestial mechanics experiment: gravity field and
pole direction of Mars.— Science, v. 175, p. 317 (HM, c. 184).
Лорелл и др. (1974); Lorell J., Born G. H., Christensen D. J. et al. Gravity
field of Mars from Mariner-9 tracking data.— Icarus, v. 18, p. 304.
Лэйн и др. (1973); Lane A. L., Barth C. A., Hord C. W., Stewart A. I., Mari-
ner-9 ultraviolet spectrometer experiment: observations of ozone on Mars.—
Icarus, v. 18, p. 102.
Лю и Донайю (1976), Liu S. C. and Donahue T. M. The regulation of hydrogen
and oxygen excape from Mars.— Icarus, v. 28, p. 231.
Маева С. B. (1972). Термическая история планет земной группы.— ФЛП,
с. 223.
Мазурский (1973); Masursky Н. An overview of geological results from Mari-
ner-9.— J. Geophys. Res., v. 78, p. 4009.
Мазурский (1974); Masursky H. Martian channels — a classicifation.— Meteo-
ritics, v. 9, p. 379.
338
ЛИТЕРАТУРА
Мазурский и др. (1970); Mazurski Н., Batson R., Borgeson W. et al. Televi-
sion experiment for Mariner Mars 1971.— Icarus, v. 12, p. 10.
Мазурский и др. (1977); Mazursky H., Blasius К., Carr M., Cutts J., Greely R.,
Guest J. The geology evolution of Mars — a preliminary Viking view.—
Amer. Astron. Soc. Div. Planet. Sci. 8th ann. meet. 7.
Майер и др. (1958); Mayer С. H., McCullough Т. Р., Slonneker R. М. Obser-
vations of Mars and Jupiter at a wavelength 3.15 cm.— ApJ, v. 127, p. 11.
Майкелъ и др. (1976); Michel W. H., Jr., Mayo A. P., Tolson R. H. et al. Mars
dinamics atmospheric and surface properties: determination from Viking
tracking data.— Science, v. 194, p. 1337.
Мак-Дональд (1962); McDonald G. I. F. On the internal constitution of the
inner planets.— J. Geophys. Res., v. 67, p. 2945.
Мак-Дональд (1971); McDonald T. L. The origins of Martian nomenclature.—
Icarus, v. 15, p. 233.
Мак-Коли (1973); McCauly J. F. Mariner-9 evidence for wind erosion in the
equatorial and midlatituding regions of Mars.— J. Geophys. Res., v. 78,
p. 4113.
Мак-Коли и др. (1972); McCauly J. F., Carr M. N., Cutts J. A., Hartmann W. K.,
Mazursky H., Milton D. J., Sharp R. P., and Wilhelms D. E. Preliminary
Mariner-9 report on the geology of Mars.— Icarus, v. 17, p. 289. (HM, c. 9).
Мак-Коннел (1975); McConell J. C. The atmospheres of Mars and Venus.
A comparison. In Atmos. Earth and Planet. Liege 1974 (Dordrecht—Bo-
ston, 1975): Proc. Summer Adv. Study Inst. Univ., 361.
Мак-Корд и Вестфаль (1971); McCord T. В. and Westphal J. A. Mars: narrow-
band photometry from 0.3 to 2.5 microns of surface regions during the
1969 apparation.— ApJ, v. 168, p. 141.
Мак-Корд и др. (1971); McCord T. В., Elias J. H., Westphal J. A. Mars:
spectral albedo (0.3—2.5 mkm) of small bright and dark regions.—
Icarus, v. 14, p. 245.
Мак-Крей (1976). 1. Происхождение Солнечной системы. Обзор концепций
и теорий.— ПСС, с. 12.
Мак-Лофлин (1954а); McLaughlin D. Interpretation of some Martian features.—
Publ. Astron. Soc. Pacif., v. 66, pp. 161, 192.
Мак-Лофлин (19546); McLaughlin D. Wind patterns and volcanoes on Mars.—
Observatory, v. 74, p. 167.
Мак-Лофлин (1955); McLaughlin D. Changes on Mars, as evidence of wind
deposition and volcanism.— Astron. J., v. 60, p. 261.
Мак-Элрой (1967); McElroy M. B. The upper atmosphere of Mars.— ApJ,
v. 150, p. 1125.
Мак-Элрой (1969); McElroy M. B. Structure of the Venus and Mars Atmosphe-
res.— J. Geophys. Res., v. 74, p. 29.
Мак-Элрой (1972); McElroy M. B. Mars: an evolving atmosphere.— Science,
v. 175, p. 443.
Мак-Элрой (1973); McElroy M. B. Atomic and molecular processes in the
Martian atmosphere.— N. Y., London: Adv. Atom, and Mol. Phys., v. 9,
p. 323.
Мак-Элрой и Донайю (1972); McElroy M. В., Donahue Т. М. Stability of the
Martian atmosphere.— Science, v. 177, p. 986.
Мак-Элрой и Мак-Коннел (1971); McElroy M. В., McConnell J. C. Dissociation
of CO2 in the Martian atmosphere.— J. Atmosph. Sci., v. 28, p. 879.
Мак-Элрой и Хантен (1969); McElroy M. B. and Hunten D. M. Molecular
hydrogen in the atmosphere of Mars.— J. Geophys. Res., v, 74, p. 5807.
Мак-Элрой и Хантен (1970); McElroy M., Hunten D. Photochemistry of CO2
in the atmosphere of Mars.— J. Geophys. Res., v. 75, p. 1188.
Мак-Элрой и Хантен (1976a); McElroy M. B., Yung Y. L., O’Lier A. O.
Isotopic composition of nitrogen: implication for the past hystory of Mars
atmosphere.— Science, v. 194, p. 71.
ЛИТЕРАТУРА
339
Малкус (1968); Malkus W. V. R. Precession on the Earth as the cause of geo-
magnetism.— Science, v. 160, p. 259.
Малмен (1964); Muhleman D. 0. Radar scattering from Venus and the Moon.—
Astron. J., v. 74, p. 57.
Мартин (1974a); Martin L. J. The major Martian yellow storm of 1971.—
Icarus, v. 22, p. 175.
Мартин (19746); Martin L. M. The major Martian dust storm of 1971 and
1973.— Icarus, v. 23, p. 108.
Мартынов Д. Я. (1974). Что есть что на Марсе? — Земля и Вселенная, № 3,
21.
Маршалл (1964); Marshall J. V. Improved test for NO2 on Mars.— Comm,
of Lun. and Planet. Lab., v. 2, 167.
Матч и Хид (1975); Mutch T. A., Head J. W. The geology of Mars: a brief
review of some recent results.— Revs Geophys. and Space Phys., v. 13,
p. 411.
Матч и др. (1972); Mutch T. A., Binder A. B., Huck F. 0., Levinthal E. C.,
Morris E. C., Sagan C., Young A. T. Imaging experiment: the Viking
lander.— Icarus, v. 16, p. 92.
Матч и др. (1976a); Mutch T. A., Binder A. B., Huck F. 0. et al. The surface
of Mars: the view from the Viking/lander.— Science, v. 193, p. 791.
Матч и др. (19766); Mutch T. A., Arvidson R. E., Binder A. B. et al. Fine
particles on Mars: observations with the Viking-1 lander cameras.— Scien-
ce, v. 194, p. 87.
Матч и др. (1976b); Mutch Т. A., Grenander S. U., Jones К. L. et al. The sur-
face of Mars: the view from the Viking-2 lander.— Science, v. 194, p. 1277.
Матч и др. (1976г); Mutch Т. A., Arvidson R. Е., Head J. W. Ill, Jones K. L.,
Saunders R. C. The geology of Mars.— Princeton, N. Jersey: Princeton
Univ. Press.
Мейсон (1962); Mason B., Meteorites.— London: Wiley, N. Y.
Мильтон (1973); Milton D. J. Water and processes of degradation in the
Martian landscape.— J. Geophys. Res., v. 78, p. 4037.
Миннаерт (1941); Minnaert M. The reciprocity principle in lunar photometry.—
ApJ, v. 93, p. 403.
Мишо III. (1967); Michaux С. M. Handbook of the physical properties of the
planet Mars.— Washington: NASA (Пер. с англ.: Планета Марс.— M.: Мир).
Мосс (1974); Moss Н. W. An upper limit on Н2 ultraviolet emission from the
Martian exosphere.— J. Geophys. Res., v. 79, p. 2887.
Мороженко A. B. (1969). Атмосфера Марса по поляризационным наблюде-
ниям.— АЖ, т. 46, с. 1087.
Мороженко А. В. (1974). Оптические параметры атмосферы и поверхности
Марса. I. Аэрозольная составляющая чистой атмосферы.— Астрой,
вести., т. 8, с. 121.
Мороженко А. В, (1975). Результаты поляриметрических наблюдений Марса
в 1971 и 1973 гг.— Астрометрия и астрофизика (Респ. межвед. сб.),
№ 26, с. 97.
Мороженко А, В. и Яновицкий Э. Г. (1971). Оптическая модель поверхности
Марса в видимом участке спектра.— АЖ, т. 48, с. 795.
Мороз В. И. (1964). Инфракрасный спектр Марса (X 1,1—4,1 мкм).— АЖ,
т. 41, с. 350.
Мороз В. И. (1967). Физика планет.— М.: Наука.
Мороз В. И. (1971). Атмосфера Венеры.— УФН, т. 104, с. 255.
Мороз В. И. (1975). Гелий в атмосфере Марса — гипотетическая оценка.—
Письма в АЖ. т. 1, с. 39.
Мороз В. И. (1976а). О структуре марсианского грунта по оптическим и
инфракрасным наблюдениям.— Космич. исслед., т. 14, с. 85.
Мороз (19766); Moroz V. I. The atmosphere of Mars.— Space Sci. Rev., v. 19,
p. 3.
340
ЛИТЕРАТУРА
Мороз В. И. (1976в). Облака на Марсе: некоторые выводы из наблюдений на
«Марсе-3».— Космич. исслед., т. 14, р. 407.
Мороз В. И. и Крюйкшенк Д. П. (1971). Спектроскопические определения
давления в марсианской атмосфере по полосам СО2.— АЖ, т. 48, с. 1038.
Мороз и Ксанфомалити (1972а); Moroz V. I. and Ksanformality L. V. Preli-
minary results of astrophysical observation of Mars from Mares-3.— Icarus,
v. 17, p. 408.
Мороз В. И. и Ксанфомалити Л. В. (19726). Четыре месяца на марсианской
орбите.— Вести. АН ССР, № 9, с. 10.
Мороз В. И. и Мухин Л. М. (1977). О ранних этапах эволюции атмосферы
и климата планет земной группы.— Космич. исслед., т. 15, с. 901.
Мороз В. И. и Наджип А. Э. (1975а). «Марс-3»: водяной пар в атмосфере пла-
неты.— Космпч. исслед., т. 13, с. 738.
Мороз В. И., Наджип А. Э. (19756). Предварительные результаты измерений
содержания водяного пара в атмосфере планеты по измерениям с борта
АМС «Марс-5».— Космпч. исслед., т. 13, с. 33.
Мороз В. И., Парфентьев Н. А. (1975). Спектрофотометрия планеты в диапа-
зоне 2-5 мкм с борта АМС «Марс-5».— Космич. исслед. т. 13, с. 80.
Мороз В. H.t Таранова О. Г. (1972). Высота пылевых облаков на Марсе
во время пылевой бури 1971 г. по наземным наблюдениям.— Астрой,
цирк., № 697.
Мороз В. И. и Харитонов А. В. (1957). Фотоэлектрическая фотометрия
поверхности Марса.— АЖ, т. 34, с. 903.
Мороз В. И., Давыдов В. Д., Жегулев В. С. (1969). Фотометрические и спек-
тральные наблюдения планет в диапазоне 8—14 мкм.— АЖ, т. 46,
с. 136.
Мороз В. И., Ксанфомалити Л. В., Касаткин А. М., Наджип А. Э. (1972).
Пылевая буря на Марсе по фотометрическим наблюдениям с борта
АМС «Марс-3».— Космич. исслед., т. 10, с. 925.
Мороз В. И., Ксанфомалити Л. В., Касаткин А. М., Красовский Г. Н.,
Парфентьев Н. А., Давыдов В. Д., Филиппов Г. Ф. (1973а). Предвари-
тельные результаты измерений инфракрасной температуры Марса на
автоматической межпланетной станции «Марс-3».— ДАН СССР, т. 208,
с. 299.
Мороз В. И., Ксанфомалити Л. В., Касаткин A. М., Кунашев Б. С.,
Цой К. М. (19736). Предварительные результаты определения высот на
Марсе по полосам СО2 2 мкм с борта автоматической межпланетной
станции «Марс-3».— ДАН СССР, т. 208, с. 1048.
Мороз В. И. Ксанфомалити Л. В., Красовский Г. Н. и др. (1975а). Инфра-
красные температуры и тепловые свойства поверхности Марса по изме-
рениям с борта АМС «Марс-3».— Космич. исслед., т. 13, с. 389.
Мороз В. И., Наджип А. Э.у Гильварг A. Б., Королев Ф. А., Жегулев В. С.
(1973в). Предварительные результаты измерений содержания Н2О в ат-
мосфере Марса на автоматической межпланетной станции «Марс-3».—
ДАН СССР, т. 208, с. 797.
Мороз В. И., Наджип А. Э., Жегулев В. С. (1975в). Фотометрические профили
планеты в ближней инфракрасной области спектра по измерениям
с борта АМС «Марс-3».— Космич. исслед., т. 13, с. 878.
Мороз В. И., Парфентьев Н. А., Крюйкшенк Д. П. и Громова Л. В. (1971).
Опыт определения разностей высот на Марсе по интенсивностям полос
СО2 1,6 мкм.— АЖ, т. 48, с. 790.
Мороз В. И., Парфентьев Н. А., Санъко Н. Ф. и др. (1976). Предварительные
результаты узкополосного фотометрического зондирования облачного
слоя Венеры в области 0,80—0,87 мкм на спускаемых аппаратах «Ве-
нера-9» и «Венера-10».— Космич. исслед., т. 14, с. 743.
Моррисон и др. (1966); Morrison D., Sagan С., Pollack J. В. Martian tempera-
tures and thermal properties.— Icarus, v. 11, p. 39.
ЛИТЕРАТУРА
341
Моттони (1975); de Mottoni у Palacios Glauco. The appearance of Mars from
1907 to 1971: graphic synthesis of photograph from the IAU center of
Mendon.— Icarus, v. 25, p. 296.
Мухин (1974); Mukhin L. M. Evolution of organic compounds in volcanic
regions.— Nature, v. 251, p. 50.
Мухин JI. M. (1975). Органическая химия и биология планет, перспективы
экспериментальных исследований.— Космич. исслед., т. 13, с. 494.
Мухин Л. М. и Мороз В. И. (1977). Ранние этапы эволюции атмосферы и
гидросферы Земли.— Письма в АЖ, т. 3, с. 78.
Мэгли (1974); Maegley W. J. Comments on «Sandstorms and aeolian erosion
on Mars»./ By C. Sagan authors reply.— J. Geophys. Res., v. 79, p. 2145.
Мюнч (1969); Munch G. Interferometric measurements of weak CO2 absorption
in the Martian atmosphere.— preprint.
Мюррей и Малин (1973a); Murray В. C. and Malin M. C. Polar wondering on
Mars? — Science, v. 179, p. 997.
Мюррей и Малин (19736); Murray В. C. and Malin M. C. Polar volatiles on
Mars — theory versus observations.— Science, v. 182, p. 437.
Мюррей и др. (1972); Murray В. C., Soderblom L. A., Cutts J. A., Sharp R. P.,
Milton D. J., Leighton R. B., Geological framework of the south polar
region of Mars.— Icarus, v. 17, p. 328.
Мюррей и др. (1973); Murray В. C., Ward W. R. and Yeung S. C. Periodic
insolation variations on Mars.— Science, v. 180, p. 638.
Налл (1969); Null G. W., A solution for the mass and dynamical oblateness
of Mars using Mariner IV doppler data (abstract).— Bull. Amer. Astron.
Soc., v. 1, p. 356.
HACA (1966); NASA, Spacecraft Sterilization technology.— NASA SP 108,
Washington, D. Columbia.
HACA (1969); Mariner Mars 1969 — a preliminary report.— NASA SP 225,
Washington.
HACA (1972); Mars Engineering model M75—125—2.— NASA Langley Research
Center, Hampton Virginia.
Hup и др. (1976a); Nier A. 0., Hanson W. B.,Seiff A. et al. Composition and
structure of the Martian atmosphere: preliminary results from Viking-1.—
Science, v. 193, p. 787.
Hup и др. (19766); Nier A. O., McElroy M. B., Yung Y. L., Isotopic compo-
sition of the Martian atmosphere.— Science, v. 194, p. 68.
Нойгебауер и др. (1971); Neugebauer G., Munch G., Kieffer H., Chace S. C.,
Miner E. Mariner 1969 infrared radiometer results temperatures and
thermal properties of the Martian surface.— Astron., J., v. 76, p. 719.
Ноксон и др. (1976); Noxon J. F., Traub W. A., Carleton N. P., Connes P.
Detection of O2 dayglow emission from Mars and the martian ozone abun-
dance.— ApJ, v. 207, p. 1025.
Ноланд и др. (1973); Noland M., Veverka J. and Pollack J. B. Mariner-9 po-
larimetry of Phobos and Deimos.— Icarus, v. 20, p. 490.
Нолл и Мак-Элрой (1975); Noll R. В., McElroy M. B. Engineering models
of the Martian atmosphere.— AIAA Paper., 75—127.
О'Лири (1967); O’Leary В. T. The opposition effect of Mars.— ApJ, p. 149,
L147.
О'Лири и Pu (1968); O’Leary В. T. and Rea D. G. The opposition effect of
Mars and its implication.— Icarus, v. 9, p. 405.
Опарин А. И. (1957). Возникновение жизни на Земле.— М.: Изд-во АН СССР.
Оринг и Мариано (1966): Ohring G., Mariano J. F. The vertical temperature
distribution in the Martian atmosphere.— J. Atmosph. Sci., v. 23,
p. 251.
Оринг и Мариано (1968); Ohring G., Mariano J. Seasonal and latitudinel
variations of the average surface temperature and vertical temperature
profile of Mars.— J. Atmosph. Sci., v. 25, p. 673.
342
ЛИТЕРАТУРА
Оуэн (1966); Owen Т. С. The composition and surface pressure of the Martian
atmosphere; results from the 1965 opposition.— ApJ, v. 146, p. 257.
Оуэн (1974); Owen T. Martian climate: an empirical test of possible gross varia-
tions.— Science, v. 183, p. 763.
Оуэн (1976); Owen T., Volatile inventories on Mars.— Icarus, v. 28, p. 171.
Оуэн и Биманн (1976); Owen T., Biemann К. Composition of the atmosphere
at the surface of Mars: detection of Argon-36 and preliminary analysis.—
Science, v. 193, p. 801.
Оуэн и Койпер (1964); Owen T. C. and Kuiper G. P. A determination of the
composition and surface pressure of the Martian atmosphere.— Comm,
of Lun. and Planet. Lab., v. 32, p. 113 (HMB, c. 318).
Оуэн и Мейсон (1969); Owen T., Mason H. P. Mars — water vapor in its atmo-
sphere.— Science, v. 165, p. 893.
Оуэн T. и Мейсон Г. В. (1972). Спектральные исследования атмосфер Марса
и Венеры.— ФЛП, с. 330.
Оуэн и Саган (1972), Owen Т. and Sagan С. Minor constituents in planetary
atmosphere: ultraviolet spectroscopy from the Orbiting Astronomical
Observatory.— Icarus, v. 16, p. 557.
Оуэн и др. (1975); Owen T., Scatterggod T. and Woodman J. J. On the abun-
dance of NO2 in the Martian atmosphere.— Icarus, v. 23, p. 193.
Оуэн и др. (1976); Owen T., Biemann К., Rushneck D. R. et al. The atmo-
sphere of Mars: detection of krypton and xenon.— Science, v. 194, p. 1293.
Ояма (1972); Oyama V. I. The gas exchange experiment for life detection:
the Viking Mars lander.— Icarus, v. 16, p. 167.
Панг и Айелло (1975); Pang К. and Ajello J., Ultraviolet refractive index
of Martian dust.— Amer. Astron. Soc. Div. Planet. Sci., 6 ann. meet.
Панг и Хорд (1973); Pang К. and Hord C. W. Mariner-9 ultraviolet spectrometer
experiment: 1971 Mars’ dust storm.— Icarus, v. 18, p. 481.
Паркинсон и Хантпен (1972a); Parkinson T. D., Hunten D. M., Spectroscopy
and aeronomy of O2 on Mars.— J. Atmosph. Sci., v. 29, p. 1390.
Паркинсон и Хантпен (19726); Parkinson T. D., Hunten D. M. Martian dust
storm: its depth on 25 November 1971.— Science, v. 175, p. 323.
Паркинсон и Хантпен (1973); Parkinson T. D., Hunten D. M. CO2 distribution
on Mars.— Icarus, v. 18, p. 29.
Петптингилл и др. (1969); Pettingill G. H., Couselman С. C., Raineville L. P.,
Shapiro I. I. Radar measurements of Martian topography.— Astron. J.,
v. 74, p. 461.
Петтингилл и др. (1972); Pettingill G. H., Rodgers A. E. E., Shapiro I. I.
Martian craters and a scarps as a seen by radar.— Science, v. 174, p. 1321.
Петтингилл и др. (1973); Pettingill G. H., Shapiro I. I. and Rogers A. E. E.
Topography and radar scattering properties of Mars.— Icarus, v. 18, p. 22.
Петтит Э. (1961). Измерение температур планет.— ПС-1, с. 353.
Пил (1973); Peal S. J. Water and Martian W. cloud.— Icarus, v. 18, p. 497.
Пил и др. (1975); Peal S. J., Shubert G., Linegnfelter R. E., Origin of Martian
channels: clathrates and water.— Science, v. 187, p. 273.
Пирлс (1971); Pearls T. A. Carbon suboxides on Mars: a working hyphothesis.—
Icarus, v. 14, p. 252.
Пирраглиа (1975); Pirraglia J. A. Polar symmetric flow of a viscous compres-
sible atmosphere: an application to Mars.— J. Atmosph. Sci., v. 32, p. 60.
Пламмер и Карсон (1969); Plummer W. T. and Carson R. K. Mars: is the sur-
face colored by carbon suboxide.— Science, v. 166, p. 1141.
Поллак и Саган (1970); Pollack J. В. and Sagan C. Studies of the surface pi
Mars (verv early in the era of spacecraft reconnaissance).— Radio Sci.,
v. 5, p. 443.
Поллак и др. (1967); Pollack J. В., Greenberg E. H. and Sagan C. A statistical
analysis of the Martian wave of darking and related phenomera.— Planet.
Space Sci., v. 15, p. 817.
ЛИТЕРАТУРА
343
Поллак и др. (1972); Pollack J. В., Veverka J., Noland М., Sagan С., Hart-
mann W. К., Duxbury Т. С., Born G. Н., Milton D. J., Smith B. A. Mari-
ner-9 television observations of Phobos and Deimos.— Icarus, v. 17,
p. 394 (HM, c. 50).
Поллак и др. (1973); Pollack J. В., Toon О. В., Khare В. N. Optical properties
of some terrestrial rocks and glasses.— Icarus, v. 19, p. 372.
Поллак и др. (1973); Pollack J. В., Veverka J., Noland M., Sagan C., Dux-
bury T. G., Acton С. H., Jr., Born G. H., Hartmann W. K., Smith B. A.
Mariner-9 television observations of Phobos and Deimos, 2.— J. Geophys.
Res., v. 78, p. 4213.
Поллак и др. (1975); Pollack J. В., Haberle R. M., Leovy С. B. Theoretical
analysis of the polar cape winds on the planet Mars.— Amer. Astron.
Soc. Div. Planet. Sci., ann. meet., 6.
Поллак И др. (1976); Pollack J. B., Haberle R., Greelly R. and Iversen J.
Estimates of the wind speeds required for particles motions on Mars.—
Icarus, v. 29, p. 395.
Полъдеваарт (1955); Poldervaart A. Crust of the Earth.— GSA Special Paper,
№ 62, p. 119.
Прокофьева В. В. и Чупракова Т. А. (1973). О связи между «синими прояс-
нениями» и пылевыми облаками на Марсе.—Астрой, цирк., № 801,
с. 3.
Прокофьева В. В. и Фенчак В. А. (1975). О затухании глобальной пылевой
бури 1971 г. на Марсе.— АЖ, т. 9, с. 201.
Прокофьева В. В., Чупракова Т. А., Дзямко С. С., Брызгалова Т. В. (1975).
«Синие прояснения» на Марсе в августе и сентябре 1971 г. и их связь
с пылевыми облаками.— АЖ, т. 52, с. 623.
Пэскю (1973); Pascu D. Photographic photometry of the Martian satellites.—
Astron. J., v. 78, p. 794.
Пэскю (1975); Pascu D. An analysis of Martian satellites photographic obser-
vations of 1967.— Icarus, v. 25, p. 479.
Райан (1964); Rayan J. A. Notes on the Martian yellow clouds.— J. Geophys.
Res., v. 69, p. 3759.
Раманатпан и Сесс (1974); Ramanathan V. and Cess R. D. Radiative transfer
within the mesospheres of Venus and Mars.— ApJ, v. 188, p. 407.
Редмонд и Фиш (1964); Redmond J. C. and Fish F. F. The luni-tidal interval
in Mars and the secular acceleration of Phobos.— Icarus, v. 3, p. 87.
Рессел (1916); Russel N. H. The albedo of the planets and their satellites.—
ApJ, v. 43, p. 173.
Ржига О. H. (1967). Оценка физических свойств поверхности Марса по ре-
зультатам радиоастрономических и инфракрасных наблюдений.—
Астрой, ж., т. 44, с. 147.
Ри и др. (1962); Rea D. G., Belsky Т. and Calvin М., Reflection Spectra of
Bio-organic Materials in the 2,5—4 mm region and the interpretation of
the infrared spectrum of Mars.— Science, v. 141, p. 923.
Риндфлейш и др. (1971); Rindfleisch T. C., Dunne J. A., Frieden H. J., Strom-
berg W. D., Ruiz R. M., Didital processing of the Mariner-6 and 7 pictu-
res.— J. Geophys. Res., v. 76, p. 394.
Роджерс и др. (1970); Rogers A. E. E., AshM. E., Counselman С. C., Shapi-
ro I. I., Radar measurements of the surface topography and roughness
of Mars.— Radio Sci., v. 5, p. 465.
Росс и др. (1969); Ross H. P., Adler J. E. M., Hunt G. R., A statistical
analysis of the reflectance of igneous rocks from 0,2 to 2.65 microns.—
Icarus, v. 11, p. 46.
Руби (1951); Rubey W. W. Geological history of sea water: an attempt to state
the problem.— Bull. Geol. Soc. Amer., v. 62, p. 1111.
Руби (1964), Rubey W. W., Geological history of sea water.— OEAO,
p. 1.
344
ЛИТЕРАТУРА
Рэзер и др. (1974); Rather J. D. G., Ulich В. L. and Ade Р. A., Planetary
brightness temperature measurements at 1,4 mm wavelength.— Icarus,
v. 22, p. 448.
Саган (1971); Sagan C. The long winter model of Martian biology: a speculati-
on.— Icarus, v. 15, p. 511.
Саган (1973a); Sagan C. Sandstorms and eolian erosion on Mars.— J. Geophys.
Res., v. 78, p. 4155.
Саган и Веверка (1971); Sagan C., Veverka J. The microwave spectrum of
Mars: an analysis.— Icarus, v. 14, p. 222.
Саган и Ледерберг (1976); Sagan C. and Lederberg J. The prospects for life
on Mars: a рге-Viking assessment.— Icarus, v. 28, p. 291.
Саган и Маллен (1972); Sagan C. and Mullen G. Earth and Mars: evolution of
atmospheres and surface temperatures.— Science, v. 177, p. 52.
Саган и Поллак (1965); Sagan C. and Pollack J. B., Radio evidence on the
structure and composition of the Martian surface.— Radio Sci., v. 69D,
p. 1629.
Саган и Поллак (1967a); Sagan C. and Pollack J. B., Windblown dust on
Mars.— Nature, v. 223, p. 791.
Саган и Поллак (19676); Sagan C. and Pollack J. В. A windblown dust model
of Martian surface features and seasonal changes.— Smithsonian Astro-
physical Obs. Special Report, p. 255.
Саган и Фокс (1975); Sagan C., Fox P. The canals of Mars: an assesment after
Mariner-9.— Icarus, v. 24, p. 602.
Саган и др. (1967); Sagan C., Pollack J. В., Goldstein R. M., Radar doppler
spectroscopy of Mars. 1. Elevation difference between bright and dark
areas.— Astron. J., v. 72, p. 20.
Саган и др. (1971); Sagan C., Veverka J. and Gierasch P. Observational conse-
quences of Martian wind regimes.— Icarus, v. 15, p. 253.
Саган и др. (1972); Sagan C., Veverka J., Fox P., Dubish R., Lederberg J.,
Levinthal E., Quam L., Tucker R., Pollack J. B., Smith B. A. Variable
feature on Mars: preliminary Mariner-9 television results.— Icarus, v. 17,
p. 346. (HM, c. 31).
Саган и др. (1973a); Sagan C. Veverka J., Fox P., Dubish R., French R.,
Gierasch P., Quam L., Lederberg J., Levinthal E., Tucker R., Eross B.,
Pollack J. B. Variable feature on Mars, II, Mariner-9 global results.—
J. Geophys. Res., v. 78, p. 4163.
Саган и др. (19736); Sagan C., Toon О. В. and Gierasch P. J. Climate change
on Mars.— Science, v. 181, p. 1045.
Саган и др. (1974); Sagan C., Veverka J., Steinbacher R., Quam L., Tucker R.
and Eross B. Variable feature on Mars. IV, Pavonis Mons.— Icarus, v. 22,
p. 24.
Сегрен и др. (1975); Sjogren W. L., Lorell J., Wong L. and Downs W. Mars
gravity field based on short-arc technique. — J. Geophys. Res., v. 80, p.
2899.
Селиванов A. С., Нараева M. К. и др. (1974). Фототелевизионная система для
исследования Марса.— Техника кино и телевидения, № 9, с. 55.
Селиванов А. С., Нараева М, К., Суворов Б. А., Синельникова И. Ф., Бохо-
нов М. И. (1975). Аппаратура и некоторые результаты фотографических
исследований на автоматических станциях «Марс-4» и «Марс-5».— Кос-
мич. исслед., т. 13, с. 60.
Селиванов А. С., ТоворогВ. M.t Чемоданов В. 77., Нараева М. К., Гитлиц М.В.
(1976). Панорамная съемка Марса.— Техника кино и телевидения, № 1,
с. 35.
Синклер (1972); Sinclair А. Т. The motions of the satellites of Mars.— Mon.
Not. Roy. Astron. Soc., v. 155, p. 249.
Синтон (1957); Sinton W. M. Spectroscopic evidence for vegetation on Mars.—
ApJ, v. 126, p. 231.
ЛИТЕРАТУРА
345
Синтон (1963); Sinton W. М. Recent infrared spectra of Mars and Venus.— J.
Quant. Spect. Rad. Transfer, v. 3, p. 551.
Синтон (1967); Sinton W. M. On the composition of Martian surface Material.
— Icarus, v. 6, p. 222.
Синтон и Стронг (1960); Sinton W. M., Strong J., Radiometric observations
of Mars.— ApJ, v. 131, p. 459.
Сиф и Кирк (1976); Seiff A. and Kirk D. B., Structure of Mars’ atmosphere
up to 100 kilometers from entry measurements of Viking-2.— Science,
v. 194, p. 1300.
Слайфер (1924); Slipher V. M. Spectrum observations of Mars.— Publ. Astron.
Soc. Pacif., v. 36, p. 261.
Слайфер (1962); Slipher E. C. The photographic story of Mars.— Flagstaff,
Arizona: Sky Publish. Corpor., North Holland Press.
Смит и Смит (1972); Smith S. A. and Smith B. A. Diurnal and seasonal beha-
vior of discrete white clouds on Mars.— Icarus, v. 16, p. 509.
Смит и др. (1970); Smith В. A. Young A. T. and Leovy С. B. Blue haze and Ma-
riner-6 pictures of Mars.— Science, v. 167, p. 908.
Смит и др. (1965); Smith E. J., Davis L. J., Coleman P. J., Jr., Jones D. E.
Magnetic field measurements near Mars.— Science, v. 149, p. 1241.
Содерблом и др. (1973a); Soderblom L. A., Kreidler T. J. and Mazursky H.
Latitudinal distribution of a debris mantle on the Martian surface.— J.
Geophys. Res., v. 78, p. 4117.
Содерблом и др. (19736); Soderblom L. A., Malin M. C., Cutts J. A. and Murray
В. C. Mariner-9 observations of the surface of Mars in the north polar regi-
on.— J. Geophys. Res., v. 78, p. 4197.
Содерблом и др. (1974); Soderblom L. A., Condit C. D., West R. A., Herman
В. M., Kreidler T. J. Martian planetwide crater distributions: implications
for geological history and surface processes.— Icarus, v. 22, p. 239.
Соколов С. С., Фокин В. Г., Бурцев В. П. и др. (1975). Функционирование спу-
скаемого аппарата АМС «Марс-6» в атмосфере Марса. — Космич. исслед.,
т. 13, с. 9.
Сотер (1972); Soter S. The dust belt of Mars. Rep. CRSR N9 462.— Ithaca,
N. Y.: Cornell Univ.
Соффин (1976); Soffeen G. A. Scientifical results of the Viking missions.— Scien-
ce, v. 194, p. 1274.
Спинрад и др. (1963); Spinrad H., Munch G., Kaplan L. D. The detection of
water vapor on Mars. — ApJ, v. 137, p. 1319.
Спинрад и др. (1966); Spinrad H., Schorn R., Moore R., Giver L., Smith H.
High dispersion spectroscopic observations of Mars. I. The CO2 content and
surface pressure.— ApJ, v. 146, p. 331. (HMB, c. 349).
Стайнбахер и Хейнс (1973); Steinbacher R. H. and Haynes N. R. Mariner-9
mission profile and project history.— Icarus, v. 18, p. 64.
Стивенсон (1974); Stevenson D., Planetary magnetism. — Icarus, v. 22, p. 403.
Стриклэнд и др. (1972); Strickland D. J., Thomas G. E., Sparks P. R., Mari-
ner-6 and 7 ultraviolet Spectrometer experiment: analysis of the OI 1304 and
1356 A emissions.— J. Geophys. Res., v. 77, p. 4052.
Стриклэнд и др. (1973); Strickland D. L., Stewart A. I., Barth C. A., et al. Mars
atomic oxygen 1304 A emission.— J. Geophys. Res., v. 78, p. 4547.
Стюарт (1972); Stewart A. I. Mariner-6 and 7 ultraviolet spectrometer expe-
riment: implication of the CO + CO and О airglow.— J. Geophys. Res.,
v. 76, p. 6146.
Стюарт и Хоган (1969); Stewart R. W., Hogan J. S. Solar cycle variation of
exospheric temperatures on Mars and Venus: a prediction for M6 and M7.—
Science, v. 165, p. 3891.
Стюарт и др. (1972); Stewart A. T., Barth C. A., Hord C. W., Lane A. L.
Mariner-9 ultraviolet spectrometer experiment: structure of Mars’ upper
atmosphere.— Icarus, v. 17, p. 469. (HM, c. 126).
346
ЛИТЕРАТУРА
Сытинская Н. Н. (1944). Природа поверхности и атмосферы планеты Марс
по данным абсолютной фотометрии,— ДАН СССР, v. 43, р. 151.
Сытинская Н. Н. (1948), Фотометрическое исследование планеты Марс.—
Тр. юбил. научи, сессии ЛГУ, астрономия, с. 21.
Тайлер и др. (1976); Tyler G. L., Campbell D. В., Downs G. S., Green R. H.,
Moore H. J. Radar characteristics of Viking-1 landing site.— Science,
v. 193, p. 812.
Талл (1970); Tull R. G. High-dispersion spectroscopic observations of Mars.
IV^ The latitude distribution of atmospheric water vapor,— Icarus, v. 13,
Талл (1971); Tull R. G. The latitude variation of water vapor on Mars.— Pla-
netary Atmosphere, p. 237.
Талл и Баркер (1972); Tull R. G. and Barker E. S. Ground-based photoelectric
measures of H2O on Mars during the Mariner-9 encounter.— Bull. Amer.
Astron. Soc., v. 4, p. 372 (abstract).
Тимофеев IO. M.t Покровский О. M.t Дворовин T. A. (1972). О возможностях
термического зондирования атмосферы Марса.— Космич. исслед., т. 10,
с. 92.
Тихое Г. А. (1949). Астроботаника.— Алма-Ата: Изд. АН Каз. ССР.
Токсоц М. Н., и Джонстон Д. X. (1975). Эволюция Луны и планет земной
группы.— КЛП, с. 210.
Томас (1972); Thomas G. Е. Neutral composition of the upper atmosphere of
Mars as determined from the Mariner UV spectrometer experiments.— J.
Atmosph. Sci., v. 28, p. 859.
Томбо (1950); Tombaugh C. W. American Astronomers Reports.— Sky and
Telescope 9, 272.
Томпсон (1973a); Thompson D. T. A new look at the Martian «violet haze»
problem. II. «Blue clearing» in 1969.— Icarus, v. 18, p. 164.
Томпсон (19736); Thompson T. D. Time variation of Martian regional con-
tracts.— Icarus, v. 20, p. 42.
Томпсон и др. (1970); Thompson T. W., Pollack J. B., Campbell M. J., O’Le-
ary В. T., Radar maps of the moon at 3,8 cm and 70 cm wavelength and
their interpretation.— Radio Sci., v. 5, N 2.
Topn (1973); Thorp T. E. Mariner-9 photometric observations of Mars from
November 1971 through March 1972.— Icarus, v. 20, p. 482.
Троицкий В. С. (1970). О возможностях исследования свойств вещества
Марса по его радиоизлучению.— АЖ, т. 47, с. 384.
Тулмин и др. (1973); Toulmin Р. Ill, Baird А. К., Clark В. С. et а]. Inorganic
chemical investigation by X-ray fluorescence analysis: the Viking Mars
lander.— Icarus, v. 20, p. 153.
Тулмин и др. (1976); Toulmin P. Ill, Clark В. C., Baird A. K. Keil K.,
Rose H. J., Jr. Preliminary results from Viking X-ray fluorescence experi-
ment: the first sample from Chryse Planitia, Mars.— Science, v. 194,
p. 81.
Уайлди (1975); Wildy R. L. Generalized photoclinometry for Mariner-9.— Ica-
rus, v. 25, p. 613.
Уайтхед (1974); Whitehead A. B. The elevation of Olympus Mons from limb
photography.— Icarus,, v. 22, p. 189.
Уилкинс (1967); Wilkins G. The determination of the mass and oblatness of
Mars from the orbits of its satellites.— London — N. Y.— Sydney Inter-
science: Mantles Earth and Terrestr. Planets, p. 77.
Уиттен и Колин (1974); Whitten R. C., Colin L. The ionospheres of Mars and
Venus.— Revs. Geophys. and Space Phys., v. 12, p. 155.
Уиттен и др. (1971), Whitten R. C., Popoff I. G. and Sims J. S. The ionosphere
of Mars below 80 km altitude — I. — Planet Space Sci., v. 19, p. 243.
Улих (1974); Ulich B. L. Absolute brightness temperature measurements
at 2,1 mm wavelength.— Icarus, v. 21, p. 254.
ЛИТЕРАТУРА
347
Уоллес й Др. (1972); Wallace L., Caldwell J., Savage В. D. Ultraviolet photo-
metry from the Orbiting Astronomical Observatory. III. Observations of
Venus, Mars, Jupiter and Saturn longward of 2000 A.—ApJ, v. 172,
p. 755.
Уорд (1973); Ward W. R. Large scale variations in the obliquity of Mars. — Sci-
ence, v. 181, p. 260.
Уорд (1974); Ward W. R. Climatic variations on Mars. 1. Astronomical theory
of insolation. J. Geophys. Res., v. 79, p. 3375.
Уорд и др. (1974); Ward W. R., Murray В. C., Malin M. C. Climatic variations
on Mars. 2. Evolution of carbon dioxide atmosphere and polar caps. J. Geo-
phys. Res., v. 79, p. 3387.
Уэлс (1967); Wells R. A. Some comments on Martian white clouds.—ApJ,
v. 147, p. 1181.
Фармер (1976); Farmer С. B. Liquid water on Mars.— Icarus, v. 28, p. 279.
Фармер и Лапорта (1972); Farmer С. В. and Laporte D. The detection and map-
ping of water vapor in the Martian atmosphere, the Viking Mars orbiter.—
Icarus, v. 16, p. 34.
Фармер и др. (1976a); Farmer С. B., Davies D. W. La Porte D. D. Viking:
Mars atmospheric water vapor experiment — preliminary report of results,
Science, v. 193, p. 776.
Фармер и др. (19766); Farmer С. В., Davies D. W. La Porte D. D. Mars: nort-
hern summer ice cap-water vapor observations from Viking-2.— Science,
v. 193, p. 1339.
Фезенфелъд и др. (1970); Fehsenfeld F. G., Dunkin D. B., Ferguson E. E. Rate
constants for the reaction of CO* with O, 02 and NO, NT with О and NO J
and Og with NO.— Planet. Space Sci., v. 18, p. 1267.
Фелдбо и Эшлемен (1968); Fjeldbo G., Eshlemen von R. The atmosphere of
Mars analysed by integral inversion of the Mariner IV occultation data.—
Planet. Space. Sci., v. 16, p. 1035.
Фелдбо и др. (1970); Fjeldbo G., Kliore A. and Seidel B. The Mariner-9 occul-
tation measurements of the upper atmosphere of Mars.— Radio Sci., v. 5,
p. 381.
Фелдбо и др. (1972); Fjeldbo G., Kliore A., Seidel B., Bistatic radar measure-
ments of the surface of Mars with Mariner 1969.— Icarus, v. 16, p. 502.
Ферхуген и др. (1970); Verhoogen J., Turner F. J., Weiss L. E., Wahrhaftig C.,
Fyle W. S. The Earth. An introduction to physical geology.— Inc. N. Y.—
Chicago — San Francisco: Holt, Rinehart and Winston. (Пер. с англ.:
Земля. Введение в общую геологию — М.: Мир, 1974.)
Фесенков В. Г. (1944). О свойствах поверхности и атмосферы Марса.— АЖ,
т. 21, с. 257.
Филлипс и Саундерс (1975); Phillips R. J., Saunders R. S. The isostatic state of
Martian topography.— J. Geophys. Res., v. 80, p. 2893.
Филлипс и др. (1973); Phillips R. J., Saunders R. S. and Connel J. E. Mars:
crystal structure inferred from Bouguer gravity anomalies.— J. Geophys.
Res., v. 78, p. 4815.
Фиш (1964); Fish F. F. Precession of Mars.— Space Flight, v. 6, p. 214.
Фишбахер и др. (1969); Fishbacher G. E., Martin L. J. and Baum W. A. Sea-
sonal behavior of the Martian polar caps.— Publ. Astron. Soc. Pacif., v. 81,
p. 538. О
Флоренский К. П., Базилевский A. T.t Кузьмин Р. О., Черная И. М. (1975).
Результаты геолого-морфологического анализа некоторых фотографий
марсианской поверхности, полученных автоматическими станциями
«Марс-4» и «Марс-5». — Космич. исслед., т. 13, с. 67.
Флоренский и др. (1976); Florensky С. Р., Basilevsky А. Т., Kuzmin R. О.,
Chernaya I.,M4 Geomorphological analysis of some Martian surface images
from the «Mars-4 and 5» automatic stations.— Icarus, v. 26, p. 219.
348
ЛИТЕРАТУРА
Фокас (1961); Focas J. Н. Etude photometrique et polarimetrique des phenome-
nes saisonnicrs de la planete Mars.— Ann. d’Astrophys., v. 24, p. 309.
Фокас (1962); Focas J. H. Seasonal evolution of the fine structure of the dark
areas of Mars.— Planet. Space Sci., v. 9, p. 371.
Фэнел (1971); Fanale F. P. History of Martian volatiles implications for orga-
nic synthesis.— Icarus, v. 15, p. 279.
Фэнел (1976); Fanale F. P. Martian volatiles: their degassing history and geoche-
mical fate.— Icarus, v. 28, p. 179.
Фэнел и Кэннон (1974); Fanale F. P., Cannon W. A. Exchange of absorbed H2O
and CO2 between the regolith and atmosphere of Mars coused by change in
surface insolation.— J. Geophys. Res., v. 79, p. 3397.
Хагфорс (1964); Hagfors T. В ackscattering from undulating surface with ap-
plications to radar returns from the moon.— J. Geophys. Res., v. 69,
p. 3779.
Ханел и др. (1969); Hanel R. A., Conrath B. J., Hovis W. A. Infrared spectro-
meter experiment for Mariner Mars 1971.— Icarus, v. 12, p. 48.
Ханел и др. (1972a); Hanel R. A., Conrath B. J. Hovis W. A. et al. Infrared
spectrometer experiment on the Mariner-9 mission: preliminary results.—
Science, v. 175, p. 305.
Ханел и др. (19726); Hanel P., Conrath B., Hovis W., Kunde V. et al Investi-
gation of the Martian environment by infrared spectroscopy on Mariner-9.—
Icarus,, v. 17, p. 423. (HM, c. 63).
Ханст и Сван (1965); Hanst P. L. and Swan P. R. The absorption intensity of
the 5 v3 band of carbon dioxide and the Martian CO2 abundance and atmo-
spheric pressure.— Icarus, v. 4, p. 353.
Хант и др. (1973); Hunt G. R., Logan L. M., Salisbury J. W. Mars: components
of infrared spectra and the composition of the dust cloud.— Icarus, v. 18,
p. 459.
Хантен (1968); Hunten D. M. The ionosphere and upper atmosphere of Mars.
In: «Atmospheres of Venus and Mars»/Ed. by J. C. Brandt and M. B. Mc-
Elroy.— N. Y. — London — Paris: Gordon and Breach.
Хантен (1974a); Hunten D. M. Aeronomy of the lower atmosphere of Mars. -
Revs. Geophys. and Space Phys., v. 12, p. 529.
Хантен (19746); Hunten D. M. Comment on «The photolytic stability of the
Martian atmosphere» by R. C. Whitten and J. S. Sims authors reply.— Pla-
net. Space Sci., v. 22, p. 878.
Хантен и Мак-Элрой (1970); Hunten D. M. McElroy M. B. Production and
escape of hydrogen on Mars.— J. Geophys. Res., v. 75, p. 5989.
Харгрейвс и др. (1976); Hargraves R. В., Collinson D. W., Spitzer C. R. Viking
magnetic properties investigation: preliminary results.— Science, v. 194,
p. 85.
Харгрейвс и др. (19766); Hargraves R. В., Collinson D. W., Arvidson R. E.,
Spitzer C. R. Viking magnetic properties investigation; further results.—
Science, v. 194, p. 1303.
Харрисон и др. (1968); Harrison H., Scattergood D. M., Shupe M. R. The con-
densation and sublimation of CO2 with H2O: carbon acid on Mars? — Pla-
net. Space Sci., v. 16, p. 495.
Хартманн (1973a); Hartmann W. K. Martian surface and crust: reviews and
sinthesis.— Icarus, v. 19, p. 550.
Хартманн (19736); Hartmann W. K. Martian cratering. 4. Mariner-9 initial
analysis of cratering chronology.— J. Geophys. Res., v. 78, 4096.
Хартманн (1974); Hartmann W. K. Martian and terrestrial paleoclimatology;
relevance of solar variability.— Icarus, v. 22, p. 301.
Хартманн и Ларсон (1967); Hartmann W. К. and Larson S. Angular momenta
of planetary bodies. — Icarus, v. 7, p. 257.
Хартманн и Прайс (1974); Hartmann W. К. and Price M. J. Mars: clearing
of the 1971 dust storm.— Icarus, v. 21, p. 35.
ЛИТЕРАТУРА
349
Хартманн и Рейпер (1974); Hartmann W. К. and Raper О., The new Mars
Washington: NASA.
Хартманн и др. (1975); Hartmann W. К., Davis D. R., Chapman C. R., Soter S.,
Grennberg R. Mars: satellite origin and angular momentum.— Icarus,
v. 25, p. 588.
Херр и Пиментел (1969); Herr К. C., Pimental G. C. Infrared absorption
near three microns recorded over the polar cap of Mars.— Science,
v. 166, p. 496.
Херр и Пиментел (1970); Herr К. C., Pimental G. C. Evidence for solid CO2
in the upper atmosphere of Mars.— Science, v. 167, p. 47.
Херр и др. (1970); Herr К. C., Horn D., McAffe J. M. and Pimental G. C. Mar-
tian topography Mariner-6 and 7 infrared spectra.— Astron. J., v. 75,
p. 883.
Xecc (1976); Hess S. L. The vertical distribution of water vapor in the atmo-
sphere of Mars.— Icarus, v. 28, p. 269.
Хесс и др. (1970); Hess S. L., Boyce P. B., Smith B. A. et al. Blue haze and Ma-
riner-6 pictures of Mars.— Science, v. 167, p. 906.
Хесс и др. (1976a); Hess S. L., Henry R. M., Leovy С. B. et al. Preliminary
meteorological results on Mars from the Viking-1 lander.— Science, v. 193,
p. 789.
Хесс и др. (19766); Hess S. L., Henry R. M., Leovy С. B. Mars climatology
from Viking-1 after 20 sols.— Science, v. 194, p. 79.
Хесс и др. (1976b); Hess S. L., Henry R. M., Leovy G. B. et al. Early meteoro-
logical results from the Viking-2 lander. — Science, v. 194, p. 1352.
Хесс и др. (1977); Hess S. L. Menry R. M., Leovy С. B., Rayan J. A. and Til-
lman J. E. Meteorological results from the surface of Mars: Viking land 2.—
J. Geophys., Res., v. 82, p. 4559.
Xum (1956); Heath M. В. B. Oppositions of Mars, 1956 to 1999.— J. Brit.
Astron. Assoc., v. 66, N 5, p. 166.
Ховис (1965); Hovis W. A. Infrared reflectivity of iron oxide minerals.— Icarus,
v. 4, p. 425.
Ховис и Каллахен (1966); Hovis W. A. and Callahan W. R. Infrared reflectance
spectra of igneous rocks, tuffs and red sandstones from 0,5 to 22 mkm. —
J. Opt. Soc. Amer., v. 56, p. 639.
Холл JI. B. (1975). Планетный карантин: принципы, методы и проблемы.
В кн: Основы космической биологии и медицины, т. I (совм. сов.-амер.
издание в трех томах).— М., Наука; Washington: NASA.
Хорд (1972); Hord С. W. Mariner-6 and 7 ultraviolet spectrometer experiment:
photometry and topography of Mars.— Icarus, v. 16, p. 253.
Хоро и др. (1972); Hord C. W., Barth C. A., Stewarth A. T. and Lane A. L.,
Mariner-9 ultraviolet spectrometer experiment: photometry and topography
of Mars.— Icarus, v. 17, p. 443.
Хорд и др. (1974); Hord C. W., Simmon К. L., McLaughlin L. K. Mariner-9
ultraviolet spectrometer experiment; pressure — altitude measurements
on Mars.— Icarus, v. 21, p. 292.
Хорн и др. (1972); Hom D., McAfee J. M., Winer A. M., Herr K.C., Pimental
G. C. The composition of the Martian atmosphere: minor constituents.—
Icarus, v. 16, p. 543.
Хоровитц (1976); Horovitz N. H., Hobby G. L. Hubbard J. S. The Viking car-
bon assimilation experiment: interim report. — Science, v. 194, p. 1321.
Хоровитц и др. (1972); Horowitz N., Hubbard J. S., Hobby G. L. The carbon
assimilation experiment: the Viking Mars lander. — Icarus, v. 16, p. 147.
Хоуки др. (1973); Houck L. R., Pollack J. B., Sagan C., Schaak D., Decker J. A.,
Jr., High altitude infrared spectroscopic evidence for bound water on Mars.—
Icarus., v. 18, p. 470.
Ханкс, Андерсон (1969); Hanks T. Ct, Anderson D. L. The early thermal history
of the Earth.— Phys. Earth Planeth. Int., v. 2, 19.
350
ЛИТЕРАТУРА
ЦНИИГАИК (1976), Центральный научно-исследовательский институт гео-
дезии, аэрофотосъемки и картографии, «Карта участка Марса».— М.:
Гл. упр. геодезии и картографии при СМ ССР.
Чейз (1969); Chase S. С. Infrared radiometer for the 1969 Mariner mission to
Mars. — Appl. Opt., v. 8, p. 639.
Чейз и др. (1970); Shase S. C., Jr., Miner G., Munch G., Neugebauer G. Inf-
rared radiometry experiment for Mariner Mars 1971.— Icarus, v. 12, p. 46.
Чейз и др. (1972); Chase S. C., Jr., Hatzenbeler H., Kieffer H. H., Miner E.,
Munch G., Neugebauer G. Infrared radiometry experiment on Mariner-9.—
Science, v. 175, p. 308 (HM, c. 91).
Чемберлен (1962); Chamberlain J. W. Upper atmospheres of the planets.— ApJ,
v. 136, p. 582.
Чен (1968); Chen G. A study of Martian surface from radar data. — AVCO Cor-
poration report TIDM—F430—22, Lowell, Mass.
Чепмен (1974a); Chapmen C. R. Cratering on Mars. I. Cratering and obliteration
history.— Icarus, v. 22, p. 272.
Шараф Ш. Г. и Будникова II. А. (1975). Об астрономической теории колеба-
ний климата Марса.— ДАН СССР, т. 221, с. 64.
Шаронов В. В. (1958). Природа планет. — М.: Физматгиз.
Шаронов В. В. (1961). Литологическая интерпретация фотометрических и
колориметрических исследований планеты Марс.— АЖ, т. 38, с. 267.
Шарп (1973а); Sharp R. Р. Mars: troughed terrain.— J. Geophys. Res., v. 78,
p. 4063.
Шарп (19736); Sharp R. P. Mars: fretted and chaotic terrains. J. Geophys. Res.
78, 4073.
Шарп (1973b); Sharp R. P., Mars: south polar pits and etched terrain. J. Geophys
Res. v. 78, p. 4222.
Шарп и др. (1971); Sharp R. P., Murray В. C., Leighton R. B., Soderblom L.A.,
Cutts J. A. The surface of Mars. 4. South polar cape. J. Geophys. Res. v.
76, p. 357.
Шарплесс (1945); Sharpless В. P. Secular acceleration in the longitude of the
satellite of Mars. Astron. J. v. 39, p. 185.
Шварцшильд (1958); Schwarzschield M. Structure and evolution of the stars.—
Princeton, N. Y.: Princeton Univ. Press. (Пер. с англ.: Строение и
эволюция звезд.— М.: ИЛ, 1961).
Шимицу (1971); Shimizu М. The effect of atmospheric dynamics of the upper
atmosphere phenomena of Mars and Venus. Planetary atmospheres/Ed.
by C. Sagan et al., p. 331.
Шимицу (1976); Shimizu M. Instability of a highly reducing atmosphere of the
primitive Earth.— Precambrian Research, v. 3, p. 463.
ШингареваК. Б., Заргарян T. Г., Лаврова И. П. и др. (1974). Бланковая кар-
та Марса 1:20 000 000.— М.: ИКИ АН СССР: Моск, ин-т геодезии и кар-
тографии.
Шкловский И. С. (1962). Вселенная, жизнь, разум.— М.: Изд-во АН СССР.
Шор (1975); Shor V. A. The motion of the Martian satellites.— Celestial
Mechanics, v. 12, p. 61.
Шорн (1971); Schorn R. A. The spectroscopic search for water on Mars: a histo-
ry.— PA, p. 223.
Шорн и др. (1969); Schorn R. A., Farmer С. B., Little S. J. High-dispersion
spectroscopic studies of Mars. III. Preliminary results of 1968—1969 water
vapor studies.— Icarus, v. 11, p. 283.
Шортхилл и др. (1972); Shorthill R. W., Hutton R. E., Moore H. J., Scott R.F.
Martian physical properties experiments, the Viking Mars lander.— Ica-
rus, v. 16, p. 217.
Шортхилл и др. (1976a); Shorthil R. W., Hutton R. E., Moore H. J., II et al.
Physical properties of the Martian surface from the Viking-1 lander: prelimi-
nary results.— Science, v. 193, p. 805.
ЛИТЕРАТУРА
351
Шортхилл и др. (19766); Shorthill R. W., Moore Н. J. II, Scott R. F. et al. The
soil of Mars (Viking-1).— Science, v. 194, p. 91.
Шу мм (1974); Schumm S. A. Structural origin of large Martian channels.— Ica-
rus,, v. 22, p. 371.
Эванс (1965); Evans D. C. UV reflectivity of Mars.— Science v. 149, p. 969.
Эган (1971); Egan W. G. Size classification of Mars simulation samples.—
J. Geophys. Res., v. 76, p. 6213.
Эган и Беккер (1969); Egan W. G. and Becker J. F. Determination of the comp-
lex index of refraction of rocks and minerals.— Appl. Opt., v. 8, p. 720.
Эпик (1950); Opik E. J. Mars and the asteroids.— Irish. Astron. J., v. 1, p. 22,
Эпик (1958); Opik E. J., Solar variability and paleoclimatic changes, Irish.
Astron. J., v. 5, p. 97.
Эпик (1962); Opik E. J., Atmosphere and surface properties of Mars and Ve-
nus.— Progress in astronautical science, v. 1, p. 267.
Эпик (1965); Opik E. J., Climatic change in cosmic perspective. — Icarus,
v. 4, p. 289.
Эпик (1973); Opik E. J., Terrestrial climate and solar evolution.— Irish. Ast-
ron. J., v. 10, p. 295.
Эпстейн (1971); Epstein E. E. Mars: possible discrepancy between the radio
spectrum and elementary theory.— Icarus, v. 14, p. 214.
Югенэн (1974); Huguenin R. L. The formation of goethite and hydrated clay
minerals on Mars.— J. Geophys. Res. v. 79, p. 3895.
Югенэн (1976); Huguenin R. L. Mars: chemical weathering as a massive volati-
le sink.— Icarus, v. 28, p. 203.
Юри (1952); Urey H. C. The planets.— New Haven: Yale Univ. Press.
Юри и Крейг (1953); Urey H. C., Craig Н. The composition of the stony meteo-
rites and origin of meteorites.— Geochim. and cosmochim. acta, v. 4, p. 36.
Яковлев О. И. (1974). Распространение радиоволн в Солнечной системе.— М.:
Сов. радио.
Янг (1957); Young А. Т. On the brightness of Mars. — Publ. Astron. Soc.
Pacif., v. 69, p. 568.
Янг (1974a); Young A. T. UBV photometry of Mars.— EPS, p. 253.
Янг (19746); Young A. T. Television photometry; the Mariner-9 experience.—
Icarus, v. 21, p. 262.
Янг и Коллинз (1971); Young A. T. and Collins S. A. Photometric properties
of the Mariner cameras and selected regions on Mars.— J. Geophys.
Res., v. 76, p. 432.
Янг (1966); Young L. D. G. Transmission of the atmosphere of Mars in the re-
gion of 2 mkm.— Icarus, v. 5, p. 390.
Янг (1969); Young L. D. G. Interpretation of high resolution spectra of Mars.
I. CO2 abundance and surface pressure derived from the curve of growth.—
— Icarus, v. 11, p. 386.
Янг (1971); Young L. D. G. Interpretation of high resolution spectra of Mars.
II. Calculations of CO2 abundance, rotational temperature and surface
pressure.— J. Quant. Spect. Rad. Transfer, v. 11, P. 1075.
Янг и Янг (1977); Young L. D. G., Young A. T. Interpretation of high resolu-
tion spectra of Mars. IV. New calculation spectra of the CO abundance.—
Icarus, v. 30, p. 75.
Янкин (1966); Younkin R. L. Asearth for limonite near-infrared spectral fea-
tures on Mars.— ApJ, v. 144.
Василий
Иванович
Мороз
Физика
планеты
Марс
М., 1978 г., 352 стр. с илл.
Редактор И. Е. Рахлин
Технический редактор В. Н. Кондакова
Корректоры Е. А. Белицкая, И.Я. Кришталь
ИВ № 2378
Сдано в набор 17.05.78. Подписано к печати
19.10.78. Т-20018. Бумага 60 x90*/i6, тип. JNi 1.
Обыкновенная гарнитура. Высокая печать.
Условн. печ. л. 22,62. Уч.-изд. л. 23,59.
Тираж 4000 экз. Заказ №624.
Цена книги 2 р. 70 к.
Издательство «Наука»
Главная редакция физико-математической
литературы
117071, Москва, В-71, Ленинский проспект, 15
2-я типография изд-ва «Наука»
121099, Москва, Г-99, Шубинский пер., 10
300° 280° 270° 260° 240° 230220210200е 190° 180°
300° 290° 280° 270° 260е 250° 240° . 230° 220 ° 210° 200е 190 180
180° 170° i60° 150° 100° 150° 120° tfO° 100° 90° 80° 70° 60° 50° W° SO9 10° 350
South
ТОПОГРАФИЧЕСКАЯ КАРТА МАРСА