Первая сейсмограмма с Марса была передана в осенний марсианский полдень 4 сентября 1976 г. В момент включения сейсмометра на Земле было 00 ч 53 мин 01 с по Гринвичу - миг рождения марсианской сейсмологии.

Сейсмическая станция включала в себя трехкомпонентный сейсмометр, усилители, фильтры, магнитную память, автоматику для выделения, сжатия во времени, калибровки и передачи сигнала на Землю. Размер станции 12x12x15 см, вес 2,2 кг, потребляемая мощность - 3,5 Вт. Сейсмометры - электродинамические приборы, настроенные на регистрацию скорости смещения, их резонансная частота 4 Гц, затухание 0,6. Частотный диапазон регистрации 0,1 -10 Гц, максимальное увеличение тракта 218000 (на частоте 3 Гц), минимально различимый сигнал 2 мкм на 3 Гц и 10 мкм на 1 Гц. Марсианский "сейсмометр в 70 раз "грубее" лунного, его чувствительность соответствует фону микросейсм при тихой погоде на Земле.

Первые 62 марсианских дня наблюдения шли 6 дневными сериями в разных режимах. Когда Марс на 40 дней зашел за Солнце, регистрация велась в ждущем (нормальном) режиме. Передача на Землю сначала шла каждые сутки, в дальнейшем - дважды в неделю. Каждая команда содержала "распоряжение" о режиме регистрации, увеличении на вертикальном и горизонтальном каналах, частоте фильтра, калибровочном сигнале, времени выполнения команды.

Порывы ветра фиксировались независимо метеоприборами и сейсмометрами, их можно было сравнивать.

Основной источник микросейсм на Марсе - ветер. Отмечены суточные и сезонные вариации направления и скорости ветра марсианским летом. Первые 60 сут наблюдений самыми тихими были ночные часы с 18 ч (2ч после захода солнца) до 4 утра, скорость ветра не превышала 1-2 м/с (она фиксировалась только метеодатчиками - порог сейсмической чувствительности составил 3 м/с). С восходом Солнца ветровые эффекты усиливались, порывы длились 1-3 мин, создавая помехи, между ними на 10-50 мин устанавливалось затишье.

Анализ сейсмограмм

Ветреная погода на равнине Утопия преобладала все полтора с лишним года сейсмических наблюдений. Лишь около 3 месяцев в сумме были тихими. На 12-е марсианские сутки была получена сейсмограмма импульсного вида, потом на 23-е, 42-е, 49-е и так вплоть до заветного 80-го дня - 6 ноября 1976 г. Восемь "кандидатов" претендовали на то, чтобы представлять марсианскую сейсмичность, и лишь одна запись выдержала "экзамен" - остальные не "пропустили" метеоданные (сейсмические импульсы пришлись на сильные порывы ветра).

И хотя 6 ноября метеодатчик не работал, так что независимых измерений скорости ветра не было, сейсмологи единодушно решили, что эта запись - марсотрясение. Оснований для такого вывода несколько. Во-первых, событие произошло ранним утром (в 3°°), когда обычно было безветренно. Во-вторых, вступление имело довольно высокую частоту (4,8 Гц), тогда как у ветровых импульсов она не превышала 3 0-3 9 Гц. А главное, вид сигнала, его изменение во времени очень напоминали записи, полученные в южной Калифорнии с аппаратурой "Викинг" во время ее "тренировки" на Земле. Одна из таких записей - запись афтершока землетрясения в Сан-Фернандо (1971 г.) магнитудой 3,0 на расстоянии 65 км. Другая - запись химического взрыва (102 т.) в карьере Корона (эквивалентная магнитуде 2,5) на удалении 69 км.

Из этой уникальной марсианской записи удалось "выудить" вступления продольной и - через 13 с. - поперечной волны. Если в качестве первого приближения считать, что в марсианской коре волны бегут с той же скоростью, что и в земной, и что сейсмический толчок произошел вблизи поверхности, можно определить эпицентральное расстояние - 110 км. Измеренная амплитуда поперечной волны соответствует магнитуде в очаге 2,8 по шкале Рихтера, если действительно рассеяние и поглощение волн в марсианской коре похожи на земные. На записи вертикального прибора вслед за интенсивной поперечной волной отчетливо видны еще два вступления, запаздывающие на 10 с. Если считать, что поперечная волна бежит со скоростью 3,5 км/с, то эти особенности записи могут быть объяснены двукратным отражением от границы на глубине порядка 15 км.

Что это за граница? Соответствует ли она земной границе Мохо - разделу между корой и мантией? Ведь на карте, построенной по гравитационным аномалиям Буге в предположении, что средняя мощность коры Марса 40 км, а перепад плотности между корой и мантией 0,6 г/см3, региону равнины Утопия соответствуют глубины границы порядка 15-20 км. Но поскольку запись единственная, такое заключение неоднозначно. Даже для Луны, для которой сейсмограмм имеется гораздо больше, природа границы в коре еще не объяснена.

По (единственной) записи марсотрясения удалось сделать первые оценки сейсмической активности Марса. На Земле происходит ежегодно 45 землетрясений с магнитудой 6,5. Если бы Марс был так же активен, как Земля, то, учитывая его меньшие размеры, ежегодно можно было бы ожидать 13 таких толчков, в среднем по одному в месяц. Однако за три месяца их замечено не было зафиксировано всего одно событие с магнитудой около трех. Это достаточное основание заключить, что-либо Марс сейсмически пассивнее земли, либо равнина Утопия (и вообще "океаническая" половина планеты) асейсмична. Из общих соображений и аналогии с Землей именно так и должно быть, т е сейсмически более интересными на Марсе оказываются континентальные, тем паче - вулканические регионы. Туда-то и направятся будущие сейсмические экспедиции. И когда удастся поставить сейсмометры непосредственно на грунт (а то и заглубить в него), чувствительность приборов возрастет на два-три порядка, так что даже за такое краткое сейсмическое "дежурство" удастся получить более выразительную картину местной сейсмичности.

Интересно заметить, что если бы сейсмостанция "Викинга", гораздо менее чувствительная, чем "Аполлона", оказалась и районе Фра-Мауро Луны, то за шесть лет регистрации она записала бы всего три мелкофокусных тектонических толчка (с магнитудой 4,5) и не "заметило" бы ни одного приливного глубокофокусного с магнитудой ~1,5 и глубиной очага 800 км. Это значит, что с большой вероятностью можно утверждать, но сейсмичность Марса выше лунной сейсмичости не более чем на порядок.

Перспективы сейсмических исследований

Сейсмология сделала на Марсе лишь первые шаги. Однако не за горами продолжение исследований, которое планируется советскими учеными в 1994-1996 гг. и далее. В различных регионах красной планеты, особенно в таких еще недавно "живых", как области Фарсида, Элизий, долины Маринер, нужно изучить уровень микросейсмического фона, естественную сейсмичность, исследовать структуру, как верхней части разреза, так и глубоких недр.

Для этого необходимо постепенно построить глобальную сеть сейсмических наблюдений, в начальном варианте - из трех разнесенных на сотни километров сейсмометров. Вместе с тем (или даже до организации глобальной сети) целесообразно создать такие региональные сейсмические "треугольники" в наиболее интригующих районах. При этом желательно, ради уменьшения эффекта ветровых помех, устанавливать сейсмометры прямо на грунт, заякоривать и прижимать их к поверхности, а еще лучше - углублять их с помощью сбрасываемых со спускаемого аппарата пенетраторов. Это позволит регистрировать сигналы на порядок-два слабее, в частности, фиксировать из любой точки планеты марсотрясения с магнитудой более 5.

Для сейсморазведки верхней части разреза нужно расставлять группы или профили сейсмометров (с помощью марсохода и/или пенетраторов) и производить сейсмические воздействия постукиванием, вибрацией, подрывами зарядов и пр.

При малых временных сериях наблюдении может оказаться перспективной регистрация (с помощью высокочувствительной и узкополосной аппаратуры) высокочастотных микросейсм, излучаемых дефектами структуры верхней части разреза.

ВНУТРЕННЕЕ СТРОЕНИЕ

Определение внутреннего строения Марса - сложная задача сравнительной планетологии. Модели носят пока теоретический, прикидочный характер. При их построении исходят из космогонических представлений об образовании планет, используют аналогии с Землей (радиальная изменчивость свойств вещества, существование глобальных оболочек - коры, мантии, ядра - результат геохимической дифференциации), учитывают данные о гравитационном поле.

Сегодня о Марсе известно больше, чем о Венере и Меркурии. Полагают, что условия конденсации вещества протопланетного облака здесь благоприятствовали соединению железа с серой и преобладанию железистых силикатов (молекулярное отношение Mg/(Mg + F) для Марса составляет 2/3, для Земли - 0,9). Вопрос же о составе ядра остается открытым.

Ниже представлен вариант разделения Марса на минералогические зоны по В Н Жаркову (1983). Для Марса более вероятной представляется низкотемпературная модель. В ней фазовый переход оливина в шпинеле-вую модификацию начинается на довольно больших глубинах - порядка 800 км. (при давлении около 100 бар и температуре 1400 °С.) Глубже, вплоть до 1150 км. простирается зона совместного существования обеих модификаций, а относительно тонкая нижняя мантия (до ядра - до глубины 1700 км.) сложена оливином в структуре шпинели. Перовскитовая же модификация, из которой, возможно, состоит нижняя мантия Земли, в недрах Марса из-за низких давлений отсутствует.

При повышении температуры недр шпинелевая зона Марса должна погружаться, а при охлаждении - подниматься. Это может сыграть немалую роль в тектонике Марса.

Согласно оценкам вязкость нижней мантии Марса слишком мала, чтобы выдерживать (на космических интервалах времени) большие касательные напряжения. Эти напряжения должны концентрироваться в жесткой, мощной (до 500 км.) литосфере, достигая сотен бар.

Если ядро Марса не чисто железное, а представляет собой сплав железа с сернистым железом (Fe-FeS), то оно будет иметь низкую температуру плавления (порядка 1000 °С), к тому же слабо зависящую от давления. Тогда можно объяснить (за счет механизма "динамо") происхождение наблюдаемого (хотя и очень слабого) дипольного магнитного поля Марса.

Есть надежда, что решить проблему состава ядра помогут будущие сейсмические исследования.

Полное содержание железа в Марсе составляет около 25%, что меньше, чем у Земли и Венеры (32%) и гораздо меньше, чем у Меркурия (60-70%).

Остановимся на нескольких конкретных вариантах моделей внутреннего строения Марса.

С.В.Козловской (Институт физики Земли АН СССР) были рассчитаны модели внутреннего строения Марса: глубины границ и закон изменения плотности для трехслойной структуры кора - мантия - ядро. Рассматривались вариации мощности коры от 20 (степень выплавления сиалического материала, соответствующая Земле) до 200 км (полное выплавление всего "коревого" вещества из мантии). Судя по тому, что многие формы рельефа поверхности говорят о недавней активности недр, полное выплавление маловероятно, поэтому при расчетах была взята мощность коры 100 км. При построении модели мантии Марса за основу бралась "земная" зависимость плотности от давления (в центре Марса давление соответствует земному на глубине 800 км). В наиболее вероятной из рассмотренных моделей железное ядро имеет радиус 960 км и массу 5% от планетарной, а скачок плотности на его кровле составляет величину от 4,7 до 8,5 г/см3. Большего радиуса ядра не допускает момент инерции Мантия "получилась" в среднем толщиной 2426 км, ее масса составила 89% от планетарной, а содержание ортосиликата железа превысило содержание в земной мантии на 15-20%. Вещество такой мантии имеет нормальную плотность 3,55 г/см3 (а в Земле - 3,3 г/см³), сейсмические волны в ней должны распространяться медленнее, чем в верхней мантии. Земли при аналогичных температурах и давлении. Именно они-то и смогут в дальнейшем вынести "вердикт" о правомерности предложенной модели.

Американские исследователи также предложили несколько вариантов моделей внутреннего устройства Марса и изучили их сейсмологические следствия - особенности волновой картины. Предполагается, что содержание железа в Марсе эквивалентно содержанию его в хондритовых метеоритах. Ожидается большое железо сульфидное ядро, богатая оксидами железа мантия и тонкая кора. Радиус ядра может составлять от 1/3 радиуса планеты (в случае ядра земного типа или чисто железного состава) до половины (ядро из сернистого железа). Проведены математическое моделирование и исследование разных вариантов. Предпочтение отдано такой модели: кора мощностью 30 км, верхняя мантия, сложенная оливином (мощность 1113 км.), нижняя - шпинелевая (561 км.), ядро с радиусом 1694 км. В этой модели ядро больше и плотнее, а мантия менее плотная, чем предполагали ранее.

Теоретический анализ нескольких альтернативных моделей сейсмической структуры Марса подтверждает принципиальную перспективность сейсмических просвечиваний. Анализ расчетных годографов, кривых фазовых и групповых скоростей волн, свободных колебании планеты выявил общие сейсмические свойства разных вариантов внутренней структуры Марса более низкие, чем на соответствующих глубинах в Земле, скорости пробега волн, малые изменения величин скорости по вертикали в пределах пород одного минералогического состава, отсутствие резкой сейсмической границы при переходе от мантии к ядру. Это объясняется меньшими раз мерами, плотностью и силой тяжести на Марсе

Сейсмические наблюдения смогут сообщить о состоянии марсианских недр. В случае жидкого ядра должны регистрироваться интенсивные (отраженные от его кровли) поперечные волны, но не будет волн, прошедших сквозь ядро, - "зона тени" существует на эпицентральных расстояниях 100-140° Период собственных колебаний планеты с жидким ядром составит 30-40 мин. Если же ядро у Марса твердое, волны поведут себя иначе: "зона тени" исчезнет, отраженные от ядра волны ослабнут, планета будет испытывать более частые собственные колебания (25-30 мин.)

Характер рельефа, гравитационное поле и явные признаки относительно молодого вулканизма на Марсе служат индикатором возможного существования в мантии зон частично расплавленного вещества - астеносферы. И сейсмические волны способны ее обнаружить. Если мощность астеносферы достигает 50-300 км, а скорость пробега сейсмических волн в ней уменьшается не менее чем на 7%, у волн появится "зона тени" на удалениях 17-21°, а период собственных колебаний Марса увеличится на 2,2%.

ВЕРХНИЕ ГОРИЗОНТЫ КОРЫ МАРСА

Поверхность Марса покрыта чехлом обломочного материала (реголита), в образовании которого важную роль играли экзогенные процессы: эоловые, локально-флювиальные, гравитационные, мерзлотные, эолово-гляциальные, метеоритная бомбардировка. Мощность реголита колеблется от сотен метров до нескольких ки-лометров. Время воздействия указанных процессов на поверхность планеты исчисляется от сотен миллионов до нескольких миллиардов лет. В итоге сформировался оса-дочный чехол значительной мощности - до нескольких километров в отдельных регионах. Доминирующим про-цессом, интенсивно действовавшим в начальный период эволюции поверхности Марса (более 4 млрд. лет назад), была метеоритная бомбардировка Древней коры плане-ты. Этот процесс создал сильно кратерированный ланд-шафт (похожий на поверхность лунных материков) и привел к значительному раздроблению верхних горизон-тов литосферы и формированию мощного чехла мегарс-голита. Мощность такого слоя на Марсе может дости-гать 2 км.

Так как Марс обладал атмосферой и в прошлом, то ветровая деятельность на его поверхности, полностью лишенной растительного покрова (столь характерного для Земли), приводила к "пересортировке" поверхност-ного материала и дифференцированному переносу его в локальные понижения (кратеры) и обширные депрес-сии в сотни километров поперечником (ударные бассей-ну). Такой процесс продолжался всю геологическую ис-торию планеты и сформировал осадочные толщи, мощ-ность которых в отдельных местах может составлять несколько километров.

Заметную роль в образовании осадочного чехла иг-рают полярные шапки. Здесь ежегодно в течение сотен миллионов лет происходит конденсация основных ком-понентов марсианской атмосферы (COv и IЬО), сопро-вождаемая осаждением пыли и накоплением эпизодичес-ких песчано-пылевых покровов. Это привело к форми-рованию серии пачек слоистых отложении, общая мощность которых достигает нескольких километров.

Многолетние наблюдения за пылевыми облаками в атмосфере Марса, наземные поляриметрические наблю-дения и сопоставление суточного хода температуры по-верхности с режимом инсоляции свидетельствуют о том, что поверхность планеты перекрыта тонкозернистым ма-териалом. Наиболее достоверная информация о свой-ствах этого материала получена с помощью космических аппаратов. Так, плотность поверхностного грунта Марса, оцененная по величине тепловой инерции (характеризу-ющей способность грунта к нагреванию и остыванию) составляет около 1,2 г/см3. Средняя плотность марсиан-ского грунта, по данным радиолокации, равна 1,7 г/см3. Такая оценка справедлива во всем диапазоне радиоволн от 3,8 до 70 см, а так как глубина проникновения элек-трических волн в этом диапазоне колеблется от несколь-ких десятков сантиметров до 10 м, получается, что грунт в поверхностном слое мощностью до 10 м. довольно однороден.

При средней плотности грунта 1,4 г/см3 и принятой плотности составляющих его частиц базальтового соста-ва 2,8 г/см3 пористость поверхностного грунта па Мар-се может составлять примерно 50%.

Поскольку сила тяжести на Марсе в 2,5 раза меньше, чем на Земле, то трещины в коренных породах будут полностью "закрываться" соответственно па большей глубине (около 12 км, на Земле - около 5 км). Исхо-дя из этого можно принять, что плотность чехла обло-мочного материала на Марсе на глубинах до нескольких километров будет порядка 2,2-2,5 г/см3, средняя порис-тость в нем около 20%- В масштабе нескольких десятков километров поверхностный материал на Марсе доволь-но однороден п средний размер его частиц оценивается в интервале 0,1-5 мм.

Рис. 1. Марсианские ландшафты в местах посадок. "Викинг-1" (равнина Хриса)

Рис. 1. Марсианские ландшафты в местах посадок. "Викинг-2"

(равнина Утопия) выглядит подобно каменистым пустыням на Земле.

О наличии на поверхности тонкого материала свиде-тельствуют резкие суточные колебания температур по-верхности, быстро затухающие на небольшой глубине (около 25 см). Панорамные изображения с "Викинга-1, -2" подтверждают наличие на поверхности планеты как грубообломочного, так и тонкозернистого материале) (рис. 1). Исследование поверхностного грунта в месте посадки "Викинга-1" показало, что частицы в интерва-ле размеров 0,01-0,1 мм составляют 60% на участках "песчаного" грунта и 30% на участках каменистого грунта. Более крупные частицы (0,1-2 мм) составляют 10 и 30% соответственно.

По фотографиям мест посадок "Викингов-1, -2" На грунте обнаружены корочки, происхождение которых связывается с цементацией верхнего слоя грунта (около 1-2 см) глинистыми частицами и солями.

Результаты химического анализа поверхностного материала Марса в местах посадки "Викингов-1, -2" пока-зали сходство состава грунта в районах пла-неты, удаленных друг от друга на 6000 км. Для образ-цов грунта были получены следующие отношении хими-ческих элементов: Fe/Si - 0,7±0,1 (в земных базальтах ~ 0,7); S/CI в разных образцах колеблется oт 4 до 8; С1/Вг~100. Этот грунт оказался хорошо перемешанным (химически однородным на большой площади) смесью продуктов химического выветривания, главным компо-нентом которой может быть богатым железом глинистый минерал (или минералы), например нонтронитовын мо-нтмориллонит. Наилучшее приближение к марсианскому грунту іаст смесь богатых железом глин, характерных для процессов земного выветривания основных извер-женных пород.

В исследованных образцах грунта наибольшие вари-ации наблюдались для серы и хлора. Эти элементы, ве-роятно, могут присутствовать в поверхностном материа-ле в виде водорастворимых солей. Например, образцы поверхностных корочек грунта содержат вдвое больше хлора и на 66% больше серы, чем под корочками, хотя и там содержание серы в 10-100 раз выше, чем в обычных породах и грунтах Земли. Повышенное содер-жание этих элементов в поверхностной корочке обяза-но, по-видимому, механизму капиллярного подсоса солевых растворов, появление которых возможно летом (в слое суточных колебаний температур) в дневные ча-сы. Из анализа образцов грунта также следует, что се-ра связана с сульфатами - вероятнее всего, это MgSO4 или MgSO4 Н2О (кизерит). Свойства кизерита как цементирующего агрегата хорошо согласуются со спо-собностью марсианского грунта образовывать плот-ные корочки с повышенным содержанием серы.

В грунте могут присутствовать также карбонаты и хлориды. Для образцов грунта в месте посадки "Викин-га-1" сумма оксидов плюс хлор составляет 92%- Остаток (8%) может состоять из 0,4% Na - для связывания всего наличного хлора в галит (NaCl), 4,4% СО2 - для связывания всего наличного, кальция в кальцит (СаСОз) и 3,2% воды - в виде структурной воды в глинах. Та-ким образом, тонкозернистый материал на поверхности Марса - это не обломки первичных пород, а продукты их химического выветривания. В современных условиях выветривание поверхностного материала может проис-ходить в результате фотоокисления минералов как под воздействием ультрафиолетового излучения, достигаю-щего беспрепятственно поверхности планеты, так и под воздействием озона. Кроме того, в выветривании могут активно участвовать пленочные солевые растворы, появ-ление которых вполне возможно в летний сезон в слое суточных колебаний поверхностных температур. Не ме-нее важную роль в формировании того, что мы считаем продуктами выветривания, могло играть воздействие магматических расплавов на льдосодержащие мерзлые породы или ударно-взрывные процессы кратерообразования в слое мерзлоты. Образующиеся при этом водные растворы могли способствовать гидротермальному изме-нению основных пород с возможным образованием палагонитовых туфов. Происхождение последних на Земле обычно связано с процессом взаимодействия базальто-вых расплавов со льдом или подводным вулканизмом. Поскольку геохимические характеристики образцов грунта из двух удаленных друг от друга на 6000 км рай-онов планеты оказались близкими, можно думать, что рыхлый материал на поверхности Марса в планетарном масштабе довольно однороден и большая часть планеты покрыта сходным материалом.

РЕЛЬЕФ И ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ МАРСА

Основные особенности

Подобно поверхности Луны и Земли, поверхность Марса характеризуется четко выра-женной асимметрией. Если северное полушарие предста-влено пониженными равнинными поверхностями (более молодыми), находящимися на 1-3 км ниже нулевого уровня, то южное - сильно кратерированными возвы-шенностями (более древними), находящимися на 2-4 км. выше нулевого уровня (рис. 2). Граница между этими полушариями, в общем, представляет собой окружность, наклоненную к экватору под углом 35°. Разновысотность уровней двух полушарий Марса и морфологические раз-личия их поверхностей определили четко выраженную дихотомию планеты. Граница между этими макрообра-зованиями поверхности подчеркивается глобальным ус-тупом (высотой около 2 км), разрушение которого эндо- с генными и экзогенными процессами и привело к формированию обширной (от І00 до 500 км) переходной зоны. С юга на север в этой зоне наблюдается смена морфоло-гических особенностей рельефа от ненарушенных кратерированных возвышенностей через останцовые возвышен-ности, разделенные пересекающимися линейными участ-ками равнин, к сглаженным равнинам, осложненным бо-лее мелкими, редко разбросанными платообразными останцами и холмами.

Самые высокие районы Марса представлены двумя крупными возвышенностями, расположенными на стыке разновысотных уровней поверхности северного и южного полушарий. Это гигантская область плато Фарсида, которое поднимается над окружающей поверхностью на 6 км и протягивается на 4000 км с севера на юг и на 3000 км с востока на запад. Главная особенность этой возвышенности - наличие трех гигантских вулканов с абсолютной высотой до 27 км. и поперечником 300- 400 км. (горы Фарсида). На северо-западном крае возвышенности расположена крупнейшая вулканическая структура планеты - гора Олимп, высотой 27 км и ди-аметром основания 600 км. Вторая возвышенность, рас-положенная в области равнины Элизий, имеет попе-речник 1500 км и поднимается над окружающими равни-нами на 4-5 км. Так же, как и область Фарсида, район Элизий характеризуется крупными вулканическими структурами и лавовыми покровами.

Рис. 2. Гипсометрическая карта Марса

С запада и востока к области Фарсида примыкают два пониженных района с меридиональным простирани-ем. На западе - это равнина Амазония (5-35° с. т., 150-170° з. д.), поверхность которой совпадает с нуле-вым уровнем планеты, а на востоке - резко выраженная депрессия, так называемый трог Хриса, протянувшаяся более чем на 5000 км от северного края равнины Аргир (40° ю. ш., 35° з. д.) до Ацидалийской равнины (40° с.ш.г 35° з. д.). Самые низкие участки этой депрессии распо-ложены на 2-3 км ниже нулевого уровня. В приэквато-риальной зоне Марса находится гигантская система риф-тообразных депрессий, названная долинами Маринер. Эта система имеет субширотное простирание и рассека-ет восточное крыло плато Фарсида. Общая длина до-лин Маринер превышает 4000 км при максимальной ши-рине около 700 км и глубине до 7 км. В пределах силь-но кратеризованных возвышенностей южного полушария расположены крупнейшие на планете круговые депрес-сии (поперечником около 1000 и 2000 км): равнина Ар-гир и равнина Эллада. Отдельные участки равнины Эл-лада лежат на 4 км. ниже нулевого уровня планеты и на 6-7 км ниже поверхности окружающих возвышеннос-тей. Максимальный перепад высот на планете достига-ет 30 км.

Согласно результатам фотогеологического изучения Марса, проведенного американскими планетологами по снимкам с "Маринера-9" и "Викинга-1 и -2", многообра-зие марсианских ландшафтов может быть охарактеризо-вано 14 типами, соответствующими специфическим ти-пам геологических формаций. Наиболее распространены в различной степени кратерированные равнинные мест-ности и материковые возвышенности. Помимо них, на Марсе существуют вулканические сооружения и равни-ны, хаотические и холмистые, горные, "изъеденные" и бороздчатые местности, области каньонов и долин, по-лярные слоистые местности и т. п. Мы не будем рассказывать о каждом из этих типов, которые часто формиро-вались под влиянием различных геологических процес-сов, а охарактеризуем главные марсианские образования по принципу их происхождения.

Ударные образования

На Марсе, как на Луне и Мер-курии, широко распространены кратеры, образованные ударами о его поверхность метеоритов, астероидов и ко-мет. Облик большей части южного полушария Марса определяют относительно крупные кратеры (диаметром более 15 км.) и кольцевые кратерные бассейны, сформи-ровавшие сильно кратерированные местности - аналоги лунных материков (рис. 3). Однако в отличие от них в кратерированных местностях Марса доля относительно ровной межкратерной поверхности заметно выше. Это связано с тем, что на ранних стадиях геологической ис-тории Марса в пределах сильно кратерированных мест-ностей были широко развиты равнинообразующие про-цессы.

Самые крупные ударные структуры Марса - много-кольцевые бассейны Эллада, Исида и Аргир - имеют диаметр 2000, 1100 и 900 км. соответственно. Кроме того, на Марсе известно еще около 37 многокольцевых бассей-нов меньших размеров. В отличие от Луны для Марса характерно отсутствие мелких кратеров размером менее нескольких десятков метров. Это объясняется не только большей активностью эрозионных процессов на поверх-ности, но и торможением мелких метеоритных тел мар-сианской атмосферой.

В целом марсианские кратеры разрушены значитель-но сильнее, чем кратеры Луны и Меркурия. Однако при достаточно сильном проявлении процессов разрушения кратеров Марса среди них довольно много форм с хо-рошо сохранившимися элементами первоначального строения, что позволяет изучать специфику ударного процесса на этой планете.

Морфология ударных кратеров может дать некоторое понимание внешних условий на планете (как и физичес-ких свойств пород "мишени") во время кратерообразования. Так, например, для многих марсианских кратеров типично наличие центральной лунки. Это либо вершин-ный кратер на центральной горке, либо округлое углуб-ление в центре кратера, окруженное Кольцом невысоких горок (или без них). По мнению американского плането-лога К. Вуда и его коллег, эти лунки возникли в результате экскавации подповерхностных пластов пород, обога-щенных льдом.

Быстрое плавление и испарение льда в момент кратерообразования и привело к формированию центральных лунок. Но, пожалуй, наиболее удивитель-ным открытием во вретля орбитальном съемки марсиан-СКОІ1 поверхности оказалось обнаружение выбросов све-жих кратеров диаметром от нескольких километров до 80 км. Эти выбросы представляют собом систему ради-альных потоков флюидизированного материала с лопас-тевиднымн краями, морфология которых близка морфолопга грязевых потоков и селей на Земле. Ширина та-ких выбросов колеблется от 1,5 до нескольких диаметров кратера, что заметно больше, чем ширина зоны сплош-ных выбросов из кратеров на Луне (0,6-0,7 диаметра) и Меркурии (0,4-0,5 диаметра). При этом у марсиан-ских кратеров в пределах зоны таких выбросов наблю-даются следы обтекания материалом выбросов отдель-ных препятствий на пути их движения. Наиболее веро-ятной причиной "разжижения" материала кратерных выбросов на Марсе считается плавление льда, содержа-щегося в марсианских породах. Именно благодаря та-кой особенности марсианских кратеров оказалось воз-можным выявить строение верхних горизонтов мерзлой оболочки коры Марса - криолитосферы, о которой мы расскажем дальше.

Рис. 5. Сильно кратерированнаи поверхность южного полушария Марса в районе долины Маадим. Фотомозаика снимков "Викин-га-1"

Совокупность всех наблюдаемых на Марсе ударных образований - своеобразная летопись кратерообразования на его поверхности от времен догеологических и до современного периода. При этом если на ранних стадиях планетной истории (более 4 млрд. лет назад) интенсив-ность ударных процессов была наибольшей, то в пери-од 3,8-3,5 млрд. лет назад она резко сократилась и продолжала последовательно затухать, роль кратерообразования в формировании облика поверхности планеты стала второстепенной, а доминирующими процессами на поверхности стали тектоника, вулканизм и экзогенная активность.

О тектоническом строении Марса

Так же, как на Луне и Меркурии, на Марсе широко распространены эле-менты ударной тектоники, "заложенные" в период ин-тенсивной метеоритной бомбардировки поверхности пла-неты (более 4 млрд. лет назад). В настоящее время они наиболее полно представлены в пределах сильно кратерированных материковых возвышенностей южного полу-шария Марса. Крупнейшие структуры ударной тектони-ки - уже упомянутые бассейны Эллада, Исида и Аргир, осложненные системой радиально-концентрических раз-ломов. Особенно четко эта система прослеживается во-круг Аргиры, где она образует крупноблочный структур-ный рельеф горного обрамления в периферийной зоне бассейна. Менее крупные элементы ударной тектоники образуют систему трещин, которая "насыщает" верхнюю часть коры и проявляется на поверхности в виде поли-гональных контуров валов крупных кратеров (диаметром 20 км.) и наследуется системами пересекающихся гряд„ образованных в результате последующего интрузивного вулканизма по разломам ударной природы.

В отличие от Луны и Меркурия на Марсе наблюда-ются крупномасштабные проявления эндогенной текто-ники, что значительно сближает эту планету с Землей. Наиболее активное развитие эндогенной тектоники на Марсе выразилось в асимметрии между северным и юж-ным полушариями, в формировании обширных сводовых поднятий Фарсида и Элизий. В этих областях наиболее активно проявились главные особенности тектоники Мар-са, включающие системы гигантских грабенов и разло-мов (общая протяженность до 1000 км.), гряд и линеаментов поднятия Фарсида, каньонов долин Маринер. провальных депрессий (хаотические местности) и свя-занных с ними крупнейших долин.

Асимметрия полушарий планеты отвечает, вероятно, двум типам ее коры. Раздел между этими разновысотными уровнями прослеживается в виде планетарного ус-тупа, протянувшегося на 2/3 окружности планеты. Эта граница подчеркивается системой разломов. В настоя-щее время еще нет достаточной ясности в понимании причин такого строения марсианской коры. Одно из воз-можных объяснений асимметрии Марса - проявление конвективных движений в мантии на ранних этапах ге-ологической истории. Самыми впечатляющими тектони-ческими провинциями, которые усиливают асимметрич-ность поверхности Марса, являются области Фарсида и Элизий.

Область Фарсида занимает около 1/4 поверхности Марса. Это гигантское сводовое поднятие возвышается над древними материковыми возвышенностями более чем на 5 км. и осложнено крупнейшими вулканами, под-нимающимися над центральной частью на 15-17 км. В пользу того, что область Фарсида образовалась в резуль-тате вертикальных тектонических движений, свидетель-ствуют следующие особенности: ярко выраженное вы-сотное положение области и обширная радиально-концентрическая система грабенов и разломов, которые чет-ко прослеживаются как по периферии области, так и (в виде окон) среди вулканических местностей централь-ной зоны (рис. 4). "Окна" представляют собой древней-шие участки этого плато.

Структурные и стратиграфические особенности области свидетельствуют о том, что общее поднятие и зало-жение основной системы разломов произошли до того, как здесь проявился вулканизм. Общая ориентация структурных элементов Фарсиды, достигающих несколь-ких километров в ширину и сотен километров в длину, качественно согласуется с распределением напряжений, возникающих, как правило, при региональном куполооб-разовании, а наблюдаемые различия в ориентации гра-бенов указывают на длительную историю развития де-формаций. В отличие от Земли, где из-за интенсивных экзогенных процессов тектонические разломы сильно ни-велированы и отождествляются на поверхности лишь по структурным особенностям и в основном по косвенным признакам, на Марсе грабены и разломы обнажены по-разительно резко и часто прослеживаются в своем перво-зданном морфологическом виде на многие сотни и тыся-чи километров.

Рис. 4. Типичная система грабенов и разломов - Керавнские борозды (слева) в области вулкано-тектонического поднятия Фарсида, вулканические купола Урана (вверху), Керавнский (внизу) и патера Урания (справа). Фото "Викинга-1"

Наиболее впечатляющие и крупнейшие системы грабенов (протяженностью до 1800 км) - борозды Кларитас и Тавмасия. Они имеют юго-восточное простирание, но местами образуют ветвистые системы разломов, а иногда соединяются в единый разлом. Эти две системы оконтуривают крупную грабеноподобную структуру ши-риной 75-100 км. Такая структура может быть анало-гом протоструктуры долин Маринер в ее начальной ста-дии формирования.

Система разломов области Фарсида, к которой приу-рочены крупнейшие вулканы Марса, предпочтительно ориентирована с северо-востока на юго-запад, что, воз-можно, связано с наличием в пределах данной области глубинной ослабленной зоны коры.

С запада и востока поднятие Фарсида окаймлено двумя крупными депрессиями - депрессией Амазония и трогом Хриса, которые протягиваются на тысячи ки-лометров в меридиональном направлении. Максималь-ный перепад высот между центральной частью Фарсиды (Лабиринт Ночи) и самыми низкими поверхностями этих депрессий составляет 10 км (Амазонии - Фарси-да) и 13 км (Хриса - Фарсида). Трог Хриса, кроме равнины Хриса, включает в себя хаотические местности и "вытекающие" из них крупные долины.

Самой грандиозной линейной тектонической структу-рой Марса является гигантская рифтообразная система каньонов долин Маринер, протянувшаяся почти на 5000 км от 20° до 100° з. д., в широтном поясе между экватором и 15° ю. ш. По протяженности эту систему каньонов можно сравнить с земными рифтовыми доли-нами Восточной Африки, однако каньоны Марса зна-чительно шире и глубже, чем их земные аналоги. Шири-на марсианских каньонов достигает 100 км, а глубина - 5 км (местами до 7 км). Высота крутых уступов в бор-тах каньонов доходит до 2 км. Центральная часть сис-темы каньонов - это огромный прямолинейный рифт, сформированный в результате раскола коры. К западу этот рифт переходит в широкую зону ветвистых трогов (Лабиринт Ночи), по всей видимости, представляющих собой систему пересекающихся широких грабенов, сход-ных по рисунку с "черепаховыми" структурами централь-ных областей куполообразных поднятий на Земле. В восточной части долин Маринер центральный рифт гра-ничит с обширной областью хаотических местностей, от-куда берут начало несколько крупнейших долин, протя-гивающихся далее на север и впадающих в бассейн Хриса.

Вулканические образования. Для Марса характерны крупные вулканические сооружения типа щитовых вул-канов, вулканических куполов и провальных кальдер, что заметно отличает его от Луны и Меркурия. В то же время, так же как на Земле, Луне и Меркурии, на Мар-се не менее широко развит площадной вулканизм.

Вулканы Марса поражают своими масштабами. Горы Олимп, Арсия, Павлина и Аскрийская (область Фарси-да) достигают в основании многих сотен километров. Самый крупный вулкан на Марсе - гора Олимп - имеет поперечник около 600 км и поднимается над сво-им основанием на 27 км. Почти но всему периметру ос-нования этого вулкана прослеживается уступ высотой в несколько километров, что отличает этот вулкан от дру-гих марсианских вулканов.

На Земле самый крупный щитовой вулкан - Мауна Лоа на Гавайских островах - имеет поперечник у ос-нования до 200 км и высоту 9 км. над дном океана. Та-ким образом, объем крупнейшего земного вулкана сос-тавляет всего около 10% объема горы Олимп. Вулкани-ческие горы Арсия, Павлина и Аскрийская несколько меньше Олимпа, но значительно больше Мауна Лоа.

Поверхность склонов щитовых вулканов Марса бук-вально изборождена радиальными системами лавовых потоков, каналов и гряд шириной в несколько километ-ров и длиной в сотни километров. Морфология лавовых потоков вокруг вулканов области Фарсида указывает на низкие значения вязкости этих лав, что характерно для лав основного состава. Рассчитанные значения рас-хода лав, истекающих из марсианских вулканов (на примере горы Арсия), составляют 3,5-1011 см³/с, а опен-ки вязкости лав дают значения от 3-5 до 60 пуаз. Эти значения вязкости ниже, чем для лав лунных морей, и гораздо ниже, чем для земных лав. Поэтому в условиях меньшей силы тяжести на Марсе такие "жидкие" лавы обычно обладают способностью "растекаться" на более дальние расстояния.

Кроме гигантских щитовых вулканов, на поверхнос-ти Марса есть и более скромные по размерам, но гораз-до более многочисленные вулканические структуры - вулканические купола (см. рис. 4). Большая их часть расположена в области Фарсида. Как правило, их высо-та не превышает 8 км, а вершина часто осложнена мно-гоярусными депрессиями типа кальдер.

Самый крупный вулканический купол на Марсе находится в области Элизий - это купол Гекаты с поперечником около 200 км. Другие купола имеют поперечник в десятки ки-лометров. В отличие от крупных щитовых вулканов они характеризуются большей плотностью ударных кратеров на их поверхности и большей величиной отношения диа-метра кальдеры к поперечнику купола. Это позволяет предположить, что, по крайней мере, часть куполов в об-ласти Фарсида представляет собой остатки более древ-них и крупных вулканических сооружений, которые бы-ли частично погребены под более поздними лавами. Дан-ные о плотности кратеров на склонах крупнейших вул-канов Марса предположительно указывают на очень мо-лодой івозраст данных структур: Олимп- (3-0,7) 108, Арсия - (4-0,7) 108, Аскрийская - (4-0,4) 108 и Павлина - (3-0,9) 108 лет.

Эоловые образования

Марс - это поистине царство Эола. На его поверхности обнаружены многочисленные признаки ветровой деятельности, выразившейся в фор-мировании значительных по площади областей эоловой аккумуляции и дефляции. Эоловая аккумуляция на Мар-се - это многочисленные дюны, обширные районы эоло-вых покровов и своеобразные эолово-гляциальные обра-зования - слоистые отложения вокруг северной поляр-ной шапки, характеристика которых более подробно бу-дет дана дальше.

Формы эоловой аккумуляции, наблюдаемые на орби-тальных снимках "Маринера-9" и "Викинга-1, -2", пред-ставлены большим разнообразием дюнных образова-ний - барханоподобных, продольных, поперечных и ли-атональных дюн размером от сотен метров до 10 км. По-ля этих дюн на снимках высокого разрешения (30- 100 м.) наблюдаются на всех широтах. Они, как правило, приурочены к днищам крупных кратеров и каньонов и к равнинам (рис. 5). Например, в областях северных равнин (Аркадия и Утопия) на обширных пространствах в сотни квадратных километров наблюдаются образова-ния, которые идентифицируются как дюнные формы. Крупные поля эоловой аккумуляции обнаружены в за-падной части области Фарсида (вблизи патеры Библи-ды, 2° с. ш., 124° з. д.). Они занимают по площади до 100 000 км2 и состоят из ориентированных с востока на запад продольных дюн с симметричными склонами. La-мые крупные из них имеют среднюю длину около 8 км, ширину 0,5 км при средней длине волны 1,4 км. Наблю-дается определенное сходство этих дюнных полей с зем-ными песчаными "морями" Восточной Сахары, Аравий-ского полуострова и центральных пустынь Австралии. Эоловые поля площадью в сотни квадратных километров (состоящие из дюн и барханоподобных форм) встре-чаются на днище долин Маринер.

2

Рис. 5. Формы эоловой аккумуляции в виде дюнного поля на дне кратера Проктор в южном полушарии Марса. Фото "Маринера-9"

Как показали снимки северной полярной области Марса, полярная шапка здесь окружена темным поясом эоловых "морей", представленных мегадюнами (анало-гом являются мегадюны Сахары и Аравийского полу-острова), поперечными дюнами и барханами, у части ко-торых один край (рог) вытянут. Кроме того, на собст-венно ледяных поверхностях полярной шапки обнару-жены уплощенные дюны с высоким альбедо. Они могут состоять преимущественно из снега с примесью пыли. Земной аналог этих дюн - снежно-песчаные дюны, рас-пространенные в оазисах Антарктиды (Земля Викто-рии). Микроформы эоловой аккумуляции обнаружены на панорамных снимках в местах посадок "Викинг-1, -2" (см. рис. 1). Эти формы представлены песчаными дюна-ми с субпараллельными извилистыми гребнями (от нес-кольких метров до десятков сантиметров в поперечнике) и формами типа знаков ряби (поперечник - десятки сантиметров). Мощность таких дюнных полей на Марсе десятки - сотни метров.

Формы ветровой эрозии (дефляции) часто встречают-ся на Марсе в виде сильно "препарированных" кратерных форм и поверхностей материковых возвышенностей. Дефляционные поверхности часто представляют собой "гравированные" поверхности с линейными структурами или мелкоячеистыми образованиями. На снимках высо-кого разрешения (до 30 м) видно, что кратерный рель-еф древней материковой возвышенности иногда эродиро-ван почти до основания.

Таким образом, эоловые ландшафты распространены повсеместно на поверхностях различных геологических, провинций Марса. Их мощность колеблется от несколь-ких метров в экваториальном районе до сотен метров в. средних и полярных широтах. Однако в отдельных рай-онах экваториальной зоны (на днищах каньонов и круп-ных кратеров) эти отложения могут быть более значи-тельными по мощности. Увеличение площадей распрост-ранения и мощностей эоловых покровов в направлении к: полярным областям Марса свидетельствует о сущест-вовании сезонной меридиональной циркуляции атмосфе-ры, в результате которой продукты ветровой эрозии вы-носятся из экваториального пояса планеты к полюсам.

Флювиальные образования.

На Марсе обнаружены разнообразные типы долин, имеющие большое морфоло-гическое сходство с долинами земных рек и свидетельствующие в пользу того, что когда-то, в геологическом прошлом, на поверхности планеты происходила флювиальная деятельность. Развитие одних долин, вероятно, связано с таянием мерзлоты, генезис других менее очевиден. К первому типу флювиальных образований отно-сятся крупнейшие долины эрозионного типа (Мангала, -Маадим, Арес, Нергал и Касэй) - изолированные обра-зования длиной 1000-2000 км и шириной от 100-150 до .20-50 км, не связанные с другими долинами и друг о .другом (хотя все они находятся главным образом в .древнейших сильно кратерированных местностях эквато-риальной и приэкваториальной зон). Мелкие дендритошидные и склоновые овражно-бороздчатые формы, дли-ной менее 150 км. и шириной от 1 до 10 км, также имеют локальный характер распространения. Такая особен-ность распределения долин может быть объяснена тем, 'что источники воды находились скорее в верхних слоях жоры планеты, чем в атмосфере. Недаром крупнейшие ,долины Марса берут начало из обширных депрессий провального типа с хаотичным рельефом.

Крупнейшие долины (Мангала и Арес) имеют близ-кое сходство с долинными формами Земли, образованными в результате катастрофического стока больших масс воды. Происхождение их связывают с прорывом на поверхность воды из-за таяния подземных льдов в ре-зультате эндогенного разогрева. Многочисленные систе-мы долин между Лунным плато и равниной Хриса (15° с. ш., 55° з. д.) и к югу от плато Солнца (43° ю. ш., -88° з. д.) также могли быть образованы за счет таяния - подземного льда. Беря начало в этих районах, они спус-каются в обширную депрессию равнины Хриса (рис. 6) и на более низкие уровни к югу от плато Солнца. Абсо-лютный возраст марсианских долин (оцененный по дан-ным кратерной плотности) - от 3 до 0,1 млрд. лет. Этот возраст характеризует как время возникновения, так и длительность формирования долин.

Рис. 6. Древние русла долины Маджа и Моми, "дренирующие" по верхность между возвышенностью Лунное плато и депрессией рав-нины Хриса. Фото "Викинга-1"

Многочисленные извилистые борозды приурочены к древним кратерированным возвышенностям в приэква-ториальных районах Марса. Ширина отдельных борозд - обычно колеблется от 1 до 10 км, а длина - от 50 до 100 км. Для извилистых борозд очень характерно нали-чие многочисленных "притоков" в их верховьях. Как правило, извилистые борозды "стекают" по радиусам с внешних склонов крупных древних кратеров и отдельных возвышенностей. По размерам и морфологическим чер-там эти образования имеют близкое сходство с долина-ми земных рек. Верховья извилистых борозд иногда об-разуют такую частую сеть "притоков", что напоминают дренажные системы на предгорных возвышенностях в. аридных районах Земли. "Притоки" наблюдаются у бо-лее крупных долин, например в верховьях долины Нергал, где они образуют дендритовидную систему. Так как. эти формы не проявляют заметной связи с вулканически-ми или мерзлотными образованиями, некоторые иссле-дователи склонны считать их результатом дождевой эро-зии в прошлые эпохи. Однако тот факт, что в межкратерном пространстве обнаруживаются черты площадно-го вулканизма, говорит скорее о том, что эти долинные формы не столько результат дождей, сколько локального таяния льда, содержащегося в мерзлых породах древней коры Марса.

Мерзлотные образования

Большинство обнаружен-ных признаков проявления мерзлоты в рельефе Мар-кса - результат нарушения криогенных толщ эндогенны-ми и экзогенными процессами на разных этапах его ге-ологической истории. Результаты геологического иссле-дования Марса, проведенного по космическим снимкам, показывают, что, начиная с ранних периодов (примерно 3,5 млрд. лет назад), наряду с интенсивной вулканичес-кой активностью лик планеты формировали и потоки во-ды. При извержении вулканов мерзлота временно разру-шалась в различных районах планеты, и вода эпизоди-чески высвобождалась из криолитосферы на поверх-ность. А это, в свою очередь, приводило к развитию водной эрозии, следы которой прекрасно сохранились до настоящего времени в виде крупных и мелких долин и русел. Можно считать, что мерзлота на Марсе как пла-нетарное явление сформировалась на ранних этапах его геологической истории. Об этом свидетельствуют не толь-ко постоянные полярные шапки, но и многие формы ре-льефа, подобные тем, которые формируются в зонах мерзлоты на Земле.