7. Атмосфера Марса.
Атмосфера представляет собой самую внешнюю и потому наиболее доступную дистанционным методам исследований оболочку планеты, формирование которой непосредственно связано с ее эволюцией.
Давление атмосферы у поверхности Марса на два порядка меньше, чем у поверхности Земли. Средняя температура у поверхности Марса -60оС(~210K). Преобладающий компонент в атмосфере Марса - углекислый газ, относительное объемное содержание которого свыше 95%.
Таблица 2.
Относительные параметры атмосферы Марса.
| Химический состав (объемные проценты по отношению к средней плотности) | CO2 | 95 |
| N2 | 2-3 | |
| Ar | 1-2 | |
| H2O | 10-3-10-1 | |
| CO | 4*10-3 | |
| O2 | 0,1-0,4 | |
| SO2 | 10-5 | |
| Ne | <10-3 | |
| Kr | <2*10-3 | |
| Xe | <5*10-3 | |
| Средняя молекулярная масса | 43,5 | |
| Температура у поверхности | ||
| Tmax(K) | 270 | |
| Tmin(K) | 200 | |
| Среднее давление у поверхности P (атм.) | 6*10-3 | |
| Средняя плотность у поверхности (г/см3) | 1,2*10-5 |
Для атмосферы Марса характерно низкое относительное содержание водяного пара, на уровне сотых и тысячных долей процента. Около 80% количества H2O сосредоточено в приповерхностном слое атмосферы толщиной в несколько километров. Содержание водяного пара в зависимости от сезона, широты и времени суток колеблется в сто раз. Наиболее сухая атмосфера - в высоких широтах зимой, а наиболее влажная - над полярными областями летом. На Марсе обнаружены также отдельные районы повышенной влажности в средних широтах и общее уменьшение влагосодержания в атмосфере в период пылевой бури.
В разреженной атмосфере Марса тепловые неоднородности у поверхности резко выражены, и температурный профиль испытывает значительные сезонно-суточные изменения, достигающие 100-150 K. С высотой глубина вариаций сильно уменьшается. За среднее давление, примерно соответствующее среднеуровенной поверхности Марса, принято 6,1 мбар. Оно совпадает с положением тройной точки на фазовой диаграмме воды. В зависимости от рельефа давление колеблется от ~2 до ~ 10 мбар. Днем температура поверхности выше, а ночью ниже, чем температура атмосферы. У полюсов температура атмосферы опускается зимой ниже температуры фазового перехода углекислого газа(148 K при давлении 6 мбар), в результате чего CO2 превращается в сухой лед.
Высотный профиль температуры атмосферы Марса, показанный на рисунке 5, отвечает средним условиям, т.е. относится к послеполуденному времени приэкваториальных широт. Температурный градиент днем близок к адиабатическому, от поверхности до 20-30 км, а выше, в стратосфере, достигаются условия, близкие к изотермии, с отдельными инверсионными слоями. В стратосфере Марса, так же как и на полюсах, может конденсироваться углекислота, однако марсианские облака преимущественно состоят из кристаллов водяного льда и расположены ниже, в тропосфере. Положение и температура мезопаузы на Марсе примерно такие же, как на Венере, а дневная экзосферная температура ~350 K, и она испытывает меньшие вариации в зависимости от времени суток.
8. Ионосфера.
Интенсивным высвечиванием энергии в инфракрасных полосах углекислого газа в верхних атмосферах Марса, по-видимому, объясняются их существенно более низкие по сравнению с Землей средние экзосферные температуры. Так называют температуру выше той области верхней атмосферы (термосферы), где происходит основной приток энергии за счет прямого поглощения атмосферными молекулами и атомами солнечного ультрафиолетового и рентгеновского излучения, и профиль температуры становится почти изотермическим. Экзосферная температура Марса не превышает 200-350 К, а основания экзосфер лежат примерно на 200 км ниже.
Измерения по методу радиопросвечивания с космических аппаратов показали, что Марс обладает ионосферой, однако менее плотной, чем земная, и ближе поджатыми к планете.
Основной максимум дневного слоя марсианской ионосферы лежит на высоте 135-140 км и имеет электронную концентрацию не более 2*105 эл/см3, т.е. почти на порядок меньше концентрации в дневном слое F2 ионосферы Земли. Второй максимум обнаружен на высоте около 110 км с электронной концентрацией 7*104 эл/см3. Основной компонентой марсианской ионосферы является ион O2+ с примесями O+ и др.; выше 200 км преобладают ионы O+. Ее дневной максимум с концентрацией (3-5)*105 эл/см3 расположен на высоте 140 км, резкий спад электронной концентрации наблюдается на уровне 250-400 км: здесь находится ионопауза - граница между тепловыми ионами ионосферы и потоками энергичных частиц солнечной плазмы. С ночной стороны образуется протяженная зона до высоты свыше 3000 км, со средней концентрацией электронов до 103 эл/см3 и несколькими локальными максимумами на высотах ниже 150 км, где концентрация в 5-10 раз выше, а основной ион O2+. Состав и содержание ионов в ионосфере Марса подвержены существенным вариациям.
Образование переходной зоны - ионопаузы с дневной стороны планеты в области, расположенной за ударной волной на высотах выше примерно 300-500 км, является наиболее характерной особенностью взаимодействия солнечной плазмы с Марсом. Радиационных поясов у него нет. Ионопауза образуется в зоне, где давление солнечного ветра примерно уравновешивается давлением ионосферных заряженных частиц вместе с давлением собственного магнитного поля планеты. В идеальной модели ионосферы бесконечной проводимости токи, индуцированные потоком солнечного ветра, текут по поверхности ионопаузы и непосредственно примыкающей к ней сверху области. Поэтому результирующее индуцированное магнитное поле расположено вне ионосферы. Примерно аналогичная ситуация сохраняется и в более реальном случае ионосферы конечной проводимости, поскольку время магнитной диффузии значительно больше времени изменения направления межпланетного магнитного поля, и диффузия последнего в невозмущенную ионосферу пренебрежимо мала.
На самом деле картина взаимодействия является значительно более сложной и имеет ряд специфических черт отдельно для Марса, как это было выявлено по результатам плазменных экспериментов на искусственных спутниках планеты. Комплексный характер процессов в области обтекания, помимо образования промежуточной зоны, отождествляемой с ионопаузой, включает также в себя последовательность разогрева и термализации ионов, образование зоны разрежения за ударной волной и много других особенностей.
9. Особенности теплового режима и атмосферной динамики.
Отдельный комплекс проблем представляет тепловой режим планетной атмосферы и ее динамика. Тепловой режим определяется количеством падающей на планету солнечной лучистой энергии (энергетической освещенностью) за вычетом энергии, отражаемой обратно в космическое пространство. Он зависит, таким образом, от расстояния a планеты от Солнца и ее интегрального сферического альбедо A, поскольку внутренними источниками тепла для всех планет земной группы можно пренебречь. Величина потока солнечной радиации, падающая по нормали на единичную площадку поверхности планеты в отсутствие атмосферы, определяет солнечную постоянную Ec. Через эти три величины и постоянную закона Стефана-Больцмана выражается важный параметр, служащий мерой поступающей на планету энергии - ее равновесная (эффективная) температура
Te= [Ec(1-A)/4a2]1/4.
Здесь a выражается в а.е., а четверка в знаменателе учитывает то обстоятельство, что поток энергии падает на диск, а излучается со сферы.
Планетарная динамика отражает баланс между скоростями генерации потенциальной энергии за счет солнечной радиации и скоростью потери механической энергии за счет диссипации.
Источником атмосферных движений различных пространственных масштабов служит отсутствие равенства между поступающей и отдаваемой энергией в отдельных участках планеты при общем строгом выполнении условия теплового баланса в глобальном масштабе, характеризуемого эффективной температурой. Другими словами, возникновение горизонтальных температурных градиентов вследствие дифференциального нагрева должно компенсироваться развитием крупномасштабных движений, с широким спектром пространственных размеров.
Ветровая система на планете, создаваемая за счет неодинакового распределения солнечного тепла в пространстве и во времени, зависит также от того, имеет ли механизм теплового воздействия период больший или меньший периода собственного вращения планеты.
Вследствие термического расширения, обусловленного зависимостью плотности газов, помимо давления, также от температуры, сильнее нагретый, а значит, наименее плотный воздух поднимается вверх, а более холодный и тяжелый опускается вниз. Поэтому кажется очевидным, что возникающие из-за различия инсоляции, а значит, и горизонтальных градиентов температуры перепады давления должны приводить к регулярному переносу воздушных масс из тропиков к полюсам. Вдоль меридиана при этом образуется гигантская замкнутая конвективная ячейка, в верхней части которой теплый воздух будет переноситься от экватора к полюсу, а вдоль поверхности – холодный воздух от полюса к экватору. Сама такая ячейка носит название гадлеевской по имени известного английского астронома Д.Гадлея. На самом деле такая симметричная относительно экватора циркуляция в атмосферах планет не устанавливается. Причиной является наличие из-за вращения планет сил Кориолиса. В динамике атмосферы определяющую роль играет ее горизонтальная составляющая, благодаря которой воздушные течения отклоняются от направления своего движения в северном полушарии вправо, а в южном - влево. В результате протяженность меридиональной циркуляции сильно ограничивается.