Виталий Бронштэн - Планета Марс
Именно такой метод применил в 1967 г. американский радиоастроном Дж. Петтенджил, получив профиль марсианского рельефа вдоль параллели с северной широтой 21°. Оказалось, что помимо отдельных горных хребтов, возвышенностей, долин, Марс имеет макрорельеф, т. е. возвышенности и низменности большого протяжения, в тысячи километров, с перепадом высот между ними в 12-13 км.
55
В этом не было ничего удивительного. На Земле перепад высот от вершин Гималаев до дна Марианской впадины в Тихом океане достигает 20 км, а расстояние между ними-6 тысяч км.
В дальнейшем измерения профилей рельефа Марса радиолокационным методом были проведены неоднократно советскими и американскими учеными, на разных марсианских широтах. Они позволили составить общую картину макрорельефа планеты в тропической зоне.
Но этот метод не может быть применен ко всей планете. Из-за наклона оси Марса на угол 65° к плоскости его орбиты, через центр диска в разное время могут проходить области, расположенные внутри тропического пояса планеты, т. е. между широтами +25° и -25°. Области более высоких широт никогда не могут проходить через центр диска Марса. Казалось, что мы не сможем получить информацию об их макрорельефе.
Однако это было не так. Для изучения рельефа этих областей вскоре были применены еще два метода. Один состоял в использовании космических аппаратов, проходивших вблизи Марса или становившихся его спутниками, для наблюдений "радиозатмений" излучения спутника диском Марса (об этом мы расскажем несколько позже). Другой метод, очень простой и не требующий серьезных затрат, требовал только наличия мощного телескопа с хорошим инфракрасным спектрометром. Этот метод состоял в измерении эквивалентных ширин линий 002 в спектре отдельных областей Марса.
Как мы уже знаем, углекислый газ составляет более 90% марсианской атмосферы. Поэтому можно считать парциальное давление 002 пропорциональным полному давлению у поверхности Марса. Эквивалентная ширина полосы 002 в спектре планеты пропорциональна содержанию этого газа на пути луча и общему давлению, которое в свою очередь пропорционально содержанию 002 в вертикальном столбе единичного сечения. По формулам теоретической спектроскопии и по найденной в лаборатории зависимости эквивалентной ширины полосы от содержания газа на пути луча и давления (кривая, выражающая эту зависимость, называется кривой роста) можно по эквивалентной ширине полосы 002 определять давление у поверхности. Очевидно, что на
возвышенностях давление будет ниже, а в низинах выше. Переход от разности давлений к разности высот не представляет труда. Нуль-пункт шкалы высот определяется из радиолокационных наблюдений. Этот чрезвычайно остроумный метод был успешно применен американскими асгрономами М. Белтоном и Д. Хаюепом в 1969 г. Им удалось построить карту линий равных высот для значительной части марсианской поверхности. В дальнейшем этот метод применили другие ученые, в частности, советский астроном В, И. Мороз. Наиболее успешно этот метод применялся на космических аппаратах "Маринер-6", "Маринер-7", "Маринер-9", "Марс-3" и "Марс-5".
Сочетание всех трех методов показало хорошее согласие их между собой и позволило составить ясное представление о рельефе Марса. Оказалось, что светлая область Hellas-гигантская котловина, расположенная на 4,5 hM ниже среднего уровня поверхности, а в областях Tharsis и Claritas мы имеем, наоборот, плоскогорье высотой в 7 км. Светлые области Марса (материки) могут быть и плоскогорьями, и котловинами, тогда как темные области чаще всего располагаются в местах, где наблюдается перепад высот, т. е. на склонах. Какое значение имеет это обстоятельство для объяснения природы морей, будет выяснено ниже.
Итак, концепция "гладкого Марса" уступила место представлению о планете, обладающей сложным рельефом. Фотографии с космических кораблей еще более убедили нас в этом.
Внутреннее строение Марса
На первый взгляд может показаться, что мы вообще не можем судить о внутреннем строении Марса: у нас нет о нем даже таких косвенных сведений, какие дают нам показания сейсмографов о строении земных недр. Однако такое представление будет неправильным. Наука располагает целым набором физических сведений, которые если не определяют полностью картину внутреннего строения Марса, то во всяком случае позволяют построить ее весьма правдоподобную модель.
В самом деле, нам известны масса Марса и его средняя плотность. Далее, мы знаем скорость вращения
нечы и ее полярное сжатие. Из анализа движения естественных, а теперь и искусственных спутников Марса можно получить данные о гравитационном поле планеты.
Важнейшей характеристикой гравитационного поля является гравитационный потенциал. Численно эта величина равна работе, которую надо совершить для перемещения единичной массы, находящейся в поле тяготения планеты, из данной точки в бесконечность. Потенциал однородного шара, у которого плотность убывает с расстоянием от центра одинаково во всех направлениях, равен
Для реальных планет, форма которых значительно отличается от шарообразной, а распределение масс внутри может носить весьма сложный характер, применяется разложение гравитационного потенциала по сферическим функциям. Коэффициенты этого разложения определяются из наблюдений движения спутников планеты. Они характеризуют ее фигуру и распределение масс.
Через коэффициенты разложения потенциала определяются моменты инерции планеты. Как известно, момент инерции однородного шара относительно любой из его осей равен
Для реальной планеты главные моменты инерции не равпы друг другу, а коэффициенты перед произведениями Ма^, МЬ^ и Мс^ меньше 0,4 (а, Ь, с-полуоси эллипсоида планеты). Чем меньше эти коэффициенты (называемые безразмерными моментами инерции), тем сильнее отличается распределение масс в недрах плане гы от однородного. Так, у Земли безразмерный момент инерции относительно ее оси вращения равен 0,33.
Величина ff=(C-А)/С называется динамическим сжатием планеты, в отличие от ее оптического сжатия, определяемого отношением геометрических полуосей эллипсоида. Динамическое сжатие Марса, полученное по данным "Маринера-9" (стр. 12), равно 0,0052, в хорошем согласии с более ранними определениями по движению
спутника Марса Фобоса. Оптическое сжатие планеты больше и достигает 0,0074.
Отличие фигуры Марса от эквипотенциальной поверхности (поверхности равного давления) должно приводить к систематическому "перетеканию" атмосферных масс с экватора на полюсы. К чему это может привести, мы увидим дальше.
Безразмерный момент инерции Марса, определенный по его динамическому сжатию, равен 0,375. Иначе говоря, Марс по своему внутреннему строению ближе к однородному шару, чем Земля. Это значит, что ядро Марса не должно быть столь большим, как земное, и составляет меньшую долю его массы (на долю земного ядра приходится 32% массы Земли). О том же говорит средняя плотность Марса: 3,89 г/см^, почти в 1,5 раза меньше средней плотности Земли.
Помимо динамических данных в распоряжении ученых есть и некоторые геохимические данные. Так, обнаружение спектральными методами в атмосферной пыли 50% кремнезема (8102) указывает на то, что на поверхности Марса преобладают легкие кислые породы, которые были в свое время выплавлены и поднялись наверх в ходе расплавления, а затем химической дифференциации марсианских недр. С учетом всего этого можно, опираясь на теорию внутреннего строения планет, построить модель Марса. Эта работа была выполнена советской исследовательницей С. В. Козловской.
В ее модели принято, что в кору Марса было выплавлено 50% всего легкого сиалического материала, содержащегося в недрах планеты (сиаль-породы; содер .ащие окислы кремния и алюминия, например полевой шпат). Поэтому толщина коры была принята равной 100 км. В ней сосредоточено около 7% всей массы планеты.
На долю железного ядра Марса, как показывает безразмерный момент инерции, может приходиться не более 5% массы планеты. Это определяет радиус ядра960 км.
Остальное вещество недр Марса сосредоточено в его мантии (оболочке, окружающей ядро). Ее главной компонентой является, по-видимому, оливин - тяжелая порода, содержащая ортосиликаты магния (MgzSiO-i, форстерит) и железа (Fe^SiO^, файялит). При этом доля
"файялита должна быть на 15-20% больше, чем в земной мантии, чтобы объяснить "утяжеление" марсианской мантии за счет железа, не выплавившегося в ядро пла;неты. Средняя плотность вещества мантии Марса по этой .модели 3,55 г^cм"', тогда как у Земли она равна 3,3 гlcм"Х.
Американский геофизик Д. Андерсон сделал другое предположение: он считает, что в ядре Марса
Хствует не только никелистое железо, но и сернистое же.лезо, например троилит FeS-минерал, часто встречающийся в метеоритах и более легкий, чем чистое железо я никель. Относительные пропорции железа, никеля,
