Марс

МАРС – четверта за віддаленістю від Сонця планета Сонячної системи. Названа на честь давньорим. бога війни Марса. Планета обертається навколо Сонця по орбіті з великою піввіссю 1,524 астроном. одиниць та ексцентриситетом e = 0,093377. Якщо протистояння припадає на перигелій, то відстань між М. і Землею буде найменшою (56 млн км), і таке протистояння називають великим. За афелій. протистоянь відстань сягає 100 млн км. Під час великого протистояння кутовий діаметр планети становить бл. 25^″, а афелійного – 14^″. Тривалість року (сидерич. періоду) складає 686,98 земних діб. Синодич. період, тобто інтервал часу між двома послідов. протистояннями, в середньому дорівнює 780 земних діб. Кожне наступне протистояння настає приблизно на [780 – (365,256 × 2)] # 50 діб пізніше від попереднього. Тому серед. інтервал між двома найближчими великими протистояннями становить 780/50#16 земних років. У дійсності, внаслідок великого ексцентриситету, синодич. період може відрізнятися від середнього до 20 діб; це зумовлює коливання періодичності великих протистоянь у межах 15–17 земних років. Під дією збурень, зумовлених ін. планетами, орбітал. рух М. не є точно еліптичним. На поверхні М. при назем. спостереженнях видно світлі (материки) та темні (моря) деталі, за якими визначено період його обертання навколо осі (24^h37^m22,6679^s ± 0,0026^s). Це значення практично співпало із визначеним за доплерів. зміщенням частоти радіосигналу посадоч. зондів косміч. апаратів «Вікінг-1» і «Вікінг-2» (24^h37^m22,663^s ± 0,004^s). Обертання М. є прямим (проти годинник. стрілки для спостерігача, який знаходиться на пн. полюсі). Кут нахилу площин екватора та орбіти близький до земного (23,45°). Аналіз результатів експериментів з радіозатемнення косміч. апарата «Маринер-9» показав, що поверхню твердого тіла М. можна описати тривіс. параболоїдом. Еквіпотенціал. поверхню, яка відповідає умовно вибраному рівню з тиском 6,1 мбар, задають значеннями осей: А = 3396,67 км, В = 3395,23 км і С = 3377,22 км. Середньоквадратична похибка 1,63 км. Маса планети 0,1074460 ± 0,0000003 маси Землі, середня густина 3,95 г/см³, прискорення сили тяжіння 3,746 м/с². За даними косміч. апарата «Марс-2» на планеті зареєстроване дуже слабке магнітне поле з магніт. моментом у межах 2,5 – 3,1 × 10¹⁸ Тл/см³. Косміч. апарат «Марс Глобал Сервейєр» виявив, що воно не дипольне і складається з локал. джерел; найсильніші з них мають індукцію бл. 0,015 × 10^–4 Тл і знаходяться у пд. півкулі; вони є своєрід. магніт. смугами, що простягаються зі Сх. на Зх. До того ж, сусідні смуги можуть бути намагнічені в протилеж. напрямку. Щодо їхньої природи існує гіпотеза, згідно з якою магнітне поле або генерується сучас. процесами у рідкому ядрі, або ж є залишком давнього поля. Італ. астроном 2-ї пол. 19 – поч. 20 ст. Дж.-В. Скіапарелі запропонував систему деталей поверхні, номенклатуру яких 1958 затвердив Міжнар. астроном. союз. Поряд зі світлими та темними деталями на диску М. він виявив і нарисував сітку прямоліній. утворень – канали. Оскільки за переданими косміч. апаратами «Маринер-4, -6, -7» зображеннями були побудовані значно детальніші карти, то 1973 Міжнар. астроном. союз уклав нову номенклатуру. Поверхню розділили на 30 обмежених паралелями та меридіанами р-нів, кожному з яких дали назву класич. альбед. деталі в цьому р-ні та скорочений шифр із 3-х літер, з яких починаються назви всіх кратерів цього р-ну. Кратери з діаметром понад 20 км (бл. 6000) позначили 2-ма літерами – від Аа до Zz. Першу літеру поставили відповідно до збільшення довготи зі Сх. на Зх., другу – за порядком збільшення широти з Пд. на Пн. У р-нах з максимально високою щільністю кратерів використали трилітерні позначення. Великі кратери (бл. 180) з діаметром, як правило, понад 100 км назвали іменами покійних науковців, які зробили знач. внесок у вивчення М. чи Соняч. системи. Ін. топогр. деталі об’єднали у 13 класів. Для 12-ти з них використали переважно назви розташованих поряд крупних класичних альбед. деталей (напр., Olympus Mons – гора Олімп). Виняток становлять хвилясті канави, назви яких є назвами планети М. на різних не індоєвроп. мовах. Нижче наводять визначення деяких із цих класів: Catena – ланцюжок кратерів; Chasma – каньйон; Dorsum (Dorsa) – хребет (хребти); Fossa (Fossae) – вузькі депресії великої протяжності, які зазвичай трапляються групами; Labyrіntus – група долин, які перетинаються; Mensa (Mensae) – плоскогір’я з крутими схилами; Mons (Montes) – гора; Patera – кратер неправил. форми або група таких кратерів; Planatіa – понижена рівнина. Приблизно вздовж шир. –5° на кілька тисяч кілометрів через підвищення Тарсіс простягається система гігант. рифт. долин Маринера, які подібні до земних каньйонів тектоніч. походження. Крім материків і морів у поляр. р-нах виявлені дуже світлі плями, потужність яких змінюється в часі, – полярні шапки. Косміч. апарат «Марс Глобал Сервейєр» здійснив найґрунтовнішу лазерну локацію поверхні, виконав бл. 30 млн вимірювань висоти із середньою похибкою 13 м, на рівнинах – до 2 м. Це дозволило побудувати топогр. карту обох півкуль. Ретел. вимірювання показали, що зх. півкуля у середньому дещо вища, ніж сх.; зайняті рівнинами площі в них практично однакові. Панорами з місця посадки зондів показали, що поверхневий шар вкрито каменями різної форми, серед яких особливо вражаючими є практично сферичні котуни – бейди. Марсіан. кратери умовно поділили на вулканічні й ударні (метеоритні), за віком – на старі та молоді. Майже половина поверхні вкрита старими кратерами, друга половина – молодими кратерами та рівнинними відкладеннями. Низинні світлі рівнини Еллада та Аргір, які знаходяться в середині гігант. кільцевих структур, характеризуються мін. густиною кратерів. Метеоритні та вулканічні кратери мають дещо різну форму. Ударні майже круглі, мають кільцевий вал з характер. структурою (внутр. і зовн. тераси) та, залежно від розміру, можуть мати ще й центр. гірку (великі кратери) і внутр. вал (надзвичайно великі). Вулканічні кратери часто знаходяться на вершині куполоподіб. підвищень, мають гладкий край, а їхня поверхня вкрита лавовими потоками та канавами; вони є й на вершинах найвищих 4-х гір (Олімп, Арсія, Павлин і Аскрея). Великі кратери переважно вкриті дрібнішими, але зовсім мало знайдено свіжих великих кратерів з добре розвинутим полем викинутого матеріалу і променевими системами. У більшості з них поле викиду помітно зруйноване, або засипане пізнішими насипами. Характерна властивість молодих – наявність навколо них шару викидів і низьких гребенів на їхньому зовн. краї. На 6 типів розділено 1558 молодих кратерів. До 1-го віднесено кратери з діаметром менше 10 км з одним валом, до 2-го – дещо більші за розміром, але з двома валами, для 3-го характерна наявність у їхньому оточенні маленьких кратерів, для 4-го – радіал. текстуров. структура зовн. валу і розмір у межах 10–30 км. Кратери з діаметром менше 10 км не показують такої структури, тоді як кратери з діаметром більше 30 км мають значно складнішу структуру і віднесені до 5-го типу. До 6-го типу віднесені т. зв. млинцеподібні кратери, що мають, як правило, діаметр менше 5 км. На молодих лавових потоках виявлено втричі більше вторин. кратерів, ніж на рівнинних чи гірських місцевостях, та в 10 разів більше, ніж на старих ділянках поверхні. Кратери практично всіх типів не показують залежності їхньої кількості від широти. Винятком є млинцеподібні кратери, які переважно є на шир. понад 40° в обох півкулях. Вулкани М. розділяють на щитові й провальні кальдери, патери. Схили щитових вулканів порізані радіал. системами лавових потоків, каналів і гряд шириною в кілька кілометрів і завдовжки в сотні. Патери мають незначний нахил зубчатих граней на кальдерах; у багатьох з них існують радіал. канали на схилі. Побл. Арабіа Терра є схожі на гідротермал. джерела горби, які мають невелику висоту й еліптичну форму. На зображеннях вулканіч. плато Фарсіда з косміч. апарата «Марс Одіссей» виявлено 7 темних провалів на схилах одного з 4-х найвищих у Соняч. системі вулканів Арсія. Вони отримали назву семи сестер-джинів (Дена, Хлоя, Венді, Ені, Еббі, Ніккі і Джінн) і мають діаметри в межах 100–252 м. Вважається, що це глибокі колодязі, або входи у глибокі печери під поверхнею; тобто вони є провалами у стелі величез. підзем. печер. На отриманих косміч. апаратом «Марс Глобал Сервейєр» зображеннях були виявлені форми рельєфу, які назвали піраміда і сфінкс. Склад ґрунту в місці посадки зондів косміч. апаратів «Вікінг-1» і «Вікінг-2» (у %): SіO₂ – 42,8–44,7 ± 5,3; Al₂O₃ – 5,5–5,7 ± 1,7; Fe₂O₃ – 18,0–20,3 ± 2,9; MgO – 8,3–8,6 ± 4,1; CaO – 5,0–5,6 ± 1,1; K₂O < 0,3; TіO₂ – 0,9–1,1 ± 0,3; SO₃ – 6,5–9,5 ± 1,2; Cl – 0,6–0,9 ± 0,3; а також Н₂О, СО₂, Na₂O, NO₂. Ще назем. спостереженнями на диску планети реєструвалися короткоживучі (тривалістю в дні) деталі. Оскільки над материками їхній фотометрич. контраст збільшувався зі зменшенням довжини хвилі, то їм була приписана конденсатна природа і вони були названі білими, або синіми. Ін. деталі чіткіше проявлялися над морями та в довгохвильовій ділянці спектра. Тому їх ототожнили з пилом, а самі хмари назвали пиловими. Більшість з них виглядали нерухомими, а тривалість їхнього існування обмежувалася днями. Проте в деякі періоди вони починали швидко збільшуватися в розмірах і через досить короткий час вкривали практично всю поверхню настільки непрозорим шаром, що ставали невидимими не лише материки й моря, але інколи й полярні шапки. Періоди, коли постійно були видимі поверхневі деталі диска, назвали періодами високої прозорості атмосфери, а другі – періодами глобал. пилових бур. Мін. значення температури спостерігається вранці та збільшується більше, ніж на 50 К через 0,5–2 год. після полудня; температура зазнає істот. зміни з широтою та порою року. Під час глобал. пилової бурі у повітря підіймається понад 1 млрд т пилу; температура поверхневого шару зменшується на 60–70 К, а атмосфери приблизно на стільки ж збільшується. Наслідки пилової бурі проявляються протягом 30–60 днів у фотометр. властивостях і 90–120 днів у поляризацій. і теплових (для атмосфери). В атмосфері М. осн. складовою є СО2 (93,32 %), помітними є N₂ (2,7 %), Ar (1,6 %), O₂ (0,13 %), CO (0,07 %), H₂O (0,03 %, змінна величина) та в надзвичайно малій кількості Ne, Kr, Xe та O₃. Наявність озону в р-ні пн. поляр. шапки на широті понад 45° вперше виявила ультрафіолет. спектрометрія косміч. апарата «Маринер-9». Верхня межа тиску атмосфери складає 12±5 мбар. Поверхня планети подекуди вкрита багатошар. породами, схожими на земні осад. породи, які залишилися після відступу моря. Серед виявлених на поверхні М. утворень особливої уваги заслуговують руслоподібні проточні канави і т. зв. меандр. долини. Дискусії про існування рідкої (замерзлої) води на М. тривають від 1666, коли відкриті полярні шапки італ. і франц. астроном Дж.-Д. Кассіні ототожнив зі сніг. відкладеннями. За оцінками вчених, товщина вічної мерзлоти на М. може сягати 0,5 км у приекваторіал. р-нах і 2 км у приполярних. Актив. пошук води розпочався на поч. 21 ст. за допомогою числен. косміч. апаратів, які умовно поділяють на такі, дані яких найкоректніше можна пояснити саме відкладеннями води і на опосередковані. До перших відносяться полярні шапки, візуал. спостереження яких дозволили встановити, що їхній найбільший розмір припадає на місц. зиму, а мін. – на літо. До опосередков. способу пошуку води відноситься виявлення ознак наявності підповерхневої води. 2005 радіолокац. експеримент за допомогою радара «MARSІS» вказав на можливу наявність великої кількості льоду на глиб. у кілька кілометрів. М. є геологічно активнішим, ніж уявлялося раніше, а поток. активність зосереджена в середніх широтах, знайдені структури не старші від кількох років. Вони нагадують сліди рідини, що просочується з-під кори вічної мерзлоти. Характерно, що всі сліди водно-селевої ерозії виявлені на пн. схилах глибоких каньйонів у пн. півкулі і на пд. схилах у пд. півкулі, де атмосфер. тиск і температура, хоч і ненадовго, але дозволяють зберегти воду від моментал. холодного закипання. Наприкінці 19 і в 1-й пол. 20 ст. багато дослідників М. були переконані в існуванні життя на планеті. Найактивніше популяризували цю ідею амер. астроном П. Лоуелл і рад. астроном Г. Тихов. Якщо перший замальовані Дж.-В. Скіапарелі канали вважав гігант. зрошувал. системами, то другий всі спостережні сезонні зміни (особливо в кольорі та відбив. здатності) приписував рослинності. Нині є кілька опосередков. свідчень про можливе існування примітив. форм життя на М., до яких, окрім води, відноситься відкриття метану в його атмосфері. Оскільки метан досить нестабільний хім. елемент, то вчені припускають, що джерело цього газу знаходиться на самій планеті. Оскільки жодного діючого вулкану на поверхні М. поки що не виявлено, то залишається можливим визнати гіпотезу про біол. походження метану і, отже, про наявність там бактерій. Все більше свідчень того, що раніше на М. була вода та текли повноводні ріки, цілком можливою могла бути значна кількість кисню, завдяки якому (згідно з однією із гіпотез) планета набула червоного кольору: атмосфер. кисень окислив місц. породи, тому переважають андезити й базальти з високим вмістом оксиду заліза в складі силікат. мінералів, а основу поверхневого ґрунту складають продукти вивітрювання з червоно-бурих оксидів заліза з домішками глини та сульфатів кальцію та магнію. За деякими припущеннями, атмосфера й вода були втрачені після потуж. одноразового бомбардування великими метеоритами, які могли з’явитися після гравітац. розриву 3-го (поки гіпотетичного) супутника М. – Танатоса («Смерть»). Припускають, що таке може повторитися, коли ін. супутник М. – Фобос – впритул наблизиться до межі Роша.

Літ.: O. B. Toon, J. B. Pollack, C. Sagan. A properties of the particles composing the Martian dust storm of 1971–1972 // Icarus. 1977. Vol. 30, № 4; Жарков В. Н., Трубицын В. П. Физика планетных недр. Москва, 1980; Ксанфомалити Л. В. Парад планет. Москва, 1997; W. H. Huntress, V. I. Moroz, I. L. Shevalev. Lunar and planetary robotic and exploration missions in the 20th century // Space Sci. Rev. 2002. Vol. 107, № 3; T. H. Prettyman, W. C. Feldman, K. R. Fuller et al. CdZnTe Gamma-Ray Spectrometer for Orbital Planetary Missions // IEEE Transactions on Nuclear Science. 2002. Vol. 49, № 4; M. D. Smith, B. J. Conrath, J. C. Pearl, P. R. Christensen. Thermal Emission Spectrometer observations of Martian planet-encircling dust storm 2001A // Icarus. 2002. Vol. 157, № 2; M. H. Acuña. The magnetic field of Mars // The Leading Edge. 2003. Vol. 22, № 8; R. V. Morris, G. Klingelhöfer, B. Bernhardt et al. Mineralogy at Gusev Crater from the Mössbauer Spectrometer on the Spirit Rover // Science. 2004. Vol. 305, № 5685; G. Hansen, M. Giuranna, F. Formisano et al. PFS-MEX observation of ices in the residual south polar cap of Mars // Planet. Space Sci. 2005. Vol. 53, № 10; S. K. Atreya, A. Wong, N. O. Renno et al. Oxidant Enhancement in Martian Dust Devils and Storms: Implications for Life and Habitability // Astrobiology. 2006. Vol. 6, № 3; M. G. Chapman. The geology of Mars: evidence from Earth-based analogs. Cambridge, 2007; Ch. H. Okubo, A. S. McEwen. Fracture-Controlled Paleo-Fluid Flow in Candor Chasma, Mars // Science. 2007. Vol. 315, № 5814; R. Zurek, Е. Smrekar. An overview of the Mars Reconnaissance Orbiter (MRO) science mission // J. Geophys. Res. 2007. Vol. 112; Sh. Byrne, C. M. Dundas, M. R. Kennedy et al. Distribution of Mid-Latitude Ground Ice on Mars from New Impact Craters // Science. 2009. Vol. 325, № 5948; Відьмаченко А. П. Вода на Марсі // Астроном. календар. 2010. К., 2009; Відьмаченко А. П., Мороженко О. В. Магнітні поля планет, супутників та астероїдів // Там само. 2013. К., 2012; Вони ж. Порівняльна планетологія: Навч. посіб. К., 2013; Вони ж. Дослідження планет земного типу космічними апаратами // Вісн. астроном. школи. 2014. Т. 10, № 1; Вони ж. Фізичні характеристики поверхонь планет земного типу, карликових і малих планет та їхніх супутників за даними дистанційних досліджень. К., 2014.

А. П. Відьмаченко

Рекомендована література

O. B. Toon, J. B. Pollack, C. Sagan. A properties of the particles composing the Martian dust storm of 1971–1972 // Icarus. 1977. Vol. 30, № 4;
Жарков В. Н., Трубицын В. П. Физика планетных недр. Москва, 1980;
Ксанфомалити Л. В. Парад планет. Москва, 1997;
W. H. Huntress, V. I. Moroz, I. L. Shevalev. Lunar and planetary robotic and exploration missions in the 20th century // Space Sci. Rev. 2002. Vol. 107, № 3;
T. H. Prettyman, W. C. Feldman, K. R. Fuller et al. CdZnTe Gamma-Ray Spectrometer for Orbital Planetary Missions // IEEE Transactions on Nuclear Science. 2002. Vol. 49, № 4;
M. D. Smith, B. J. Conrath, J. C. Pearl, P. R. Christensen. Thermal Emission Spectrometer observations of Martian planet-encircling dust storm 2001A // Icarus. 2002. Vol. 157, № 2;
M. H. Acuña. The magnetic field of Mars // The Leading Edge. 2003. Vol. 22, № 8;
R. V. Morris, G. Klingelhöfer, B. Bernhardt et al. Mineralogy at Gusev Crater from the Mössbauer Spectrometer on the Spirit Rover // Science. 2004. Vol. 305, № 5685;
G. Hansen, M. Giuranna, F. Formisano et al. PFS-MEX observation of ices in the residual south polar cap of Mars // Planet. Space Sci. 2005. Vol. 53, № 10;
S. K. Atreya, A. Wong, N. O. Renno et al. Oxidant Enhancement in Martian Dust Devils and Storms: Implications for Life and Habitability // Astrobiology. 2006. Vol. 6, № 3;
M. G. Chapman. The geology of Mars: evidence from Earth-based analogs. Cambridge, 2007;
Ch. H. Okubo, A. S. McEwen. Fracture-Controlled Paleo-Fluid Flow in Candor Chasma, Mars // Science. 2007. Vol. 315, № 5814;
R. Zurek, Е. Smrekar. An overview of the Mars Reconnaissance Orbiter (MRO) science mission // J. Geophys. Res. 2007. Vol. 112;
Sh. Byrne, C. M. Dundas, M. R. Kennedy et al. Distribution of Mid-Latitude Ground Ice on Mars from New Impact Craters // Science. 2009. Vol. 325, № 5948;
Відьмаченко А. П. Вода на Марсі // Астроном. календар. 2010. К., 2009;
Відьмаченко А. П., Мороженко О. В. Магнітні поля планет, супутників та астероїдів // Там само. 2013. К., 2012;
Вони ж. Порівняльна планетологія: Навч. посіб. К., 2013;
Вони ж. Дослідження планет земного типу космічними апаратами // Вісн. астроном. школи. 2014. Т. 10, № 1;
Вони ж. Фізичні характеристики поверхонь планет земного типу, карликових і малих планет та їхніх супутників за даними дистанційних досліджень. К., 2014.