ПЛАНЕТЫ ЗЕМНОЙ ГРУППЫ

их спутников имеют их безразмерные моменты инерции. Моментом инерции механической системы относительно

неподвижной оси («осевой момент инерции») называется величина Jа, равная сумме произведений масс всех  материальных точек системы (n) на квадраты их расстояний до этой оси.
Безразмерный момент инерции тела радиуса r и массы m равен отношению его момента инерции относительно оси вращения к моменту инерции материальной точки той же массы относительно неподвижной оси вращения, расположенной на расстоянии r (равному mr2). Эта величина отражает распределение массы по глубине.
Для тонкостенной сферы безразмерный момент инерции равен 2/3 (~0.67), для однородного шара — 0.4, и вообще тем меньше, чем большая масса тела сосредоточена у его центра. Например, у Луны безразмерный момент инерции близок к 0.4 (равен 0.391), поэтому предполагают, что она относительно однородна, её плотность с глубиной меняется мало. Безразмерный момент инерции Земли меньше, чем у однородного шара (равен 0.335), что является аргументом в пользу существования у неё плотного ядра.

46 - 70 млн. км;
Vср. орб. = 47,9 км/с
Периоды:

TОбр= 87,97d; TВр= 58,64d; Tсут= 175,9d
iэо = 0,01º; I/MR2 = 0,324
Уск. св. пад.: 0,38 зем. (у Луны - 0,17 зем.)
М =0,82 зем.; ρ =5,43 г/см3; VКр. = 4,2 км/с
Темпер-ра пов.: 90–690 К (-183÷187ºC); Атм. (экзосфера): ~10-15 бар:
31,7% К; 24,9% Na; 9,5% О2; 7,0% Ar; 5,9% He; 3,2% N; 3,6% CO2; 3,4% H2O; 3,2% H2
Маг. поле: 7x10-3Гс на п. (0,7% земн.),
12º - накл. оси диполя к оси вр. (у З. 11º)

Съемка ~45% поверхности Меркурия выполнена КА «Маринер-10» (НАСА) в 1974 г. и продолжена «Мессенджером» (НАСА) в 2008 г. и в 2011 г.
BepiColombo - ESA/JAXA Orbiter Mission to Mercury (2013)

Луна→

г.
Выход на орбиту вокруг Меркурия
(высота орбиты над пов. Меркурия –
200÷15000

км) – 2011 г. →
Магнетосфера М. плохо защищает его
от солнечного ветра.

"Маринера-10" и "Мессенджера")

~1 км) с расстояния ~ 18 000 км. Более гладкие (менее

кратерированные → более молодые) лавовые равнины, состоящие из горных пород базальтового типа (как и вулканич. породы на Земле и Луне) покрывают ок. 6% пов-ти Меркурия.

Меркурия вулканич. равнины очень распространены. Толщ. лавового покрова достигает 2

км. Обнаружены б. светлые структурированные вулканич. депрессии, кот. продолжают формироваться в наст. время.
Другие открытия сделанные по данным «Мессенжера»:
На пов-ти М. много радиоактивного калия, мало Fe (обильного в коровом в-ве др. планет) и присутствует S.
Вблизи полюсов в экзосф. М. образуется больше Na, чем К.
Имеются признаки расплавленного ядра М.
Центр магн. поля М. сильно смещен к NP (на 20% по радиусу), где оно в 3,5 р. cильнее, чем на SP→ б. сильные потоки заряж. частиц направлены на S п.-шарие М.

июле 1999 г. в Аресибо. Наблюдаемые яркие особенности (подобные марсианским

полярным шапкам) считаются залежами льда в постоянно затененных кратерах (размер изобр-я ~450 км в поперечнике).
Единственные места на Меркурии, где могут существовать такие холодные условия, – вблизи полюсов. В отличие от Земли, где 23,5°- наклон оси вращения планеты дает смену сезонов, ось вращения Меркурия наклонена только на 0.1 °.

(наличие м. п.). Оно д. б. остыть но не остыло

из-за с выс. сод. S.
Подплавл. верх. слоев ядра возм. выз. диссип. энергии прилив. возмущ. при движении по эксцентричной орбите

= 177,36º
VК = 35,0 км/с; Тобр. = 224,7d; Твр. =

-243,02d;
Тсут.= 116,8d
I/MR2 = 0,33;
У Венеры нет спутников.
Венера наряду с Меркурием является планетой, не имеющей естественных спутников. В XIX веке существовала гипотеза, что в прошлом спутником Венеры являлся Меркурий который впоследствии был ею «потерян». В 1976 г. Том ван Фландерн и Р. С. Харрингтон при помощи численного моделирования показали, что эта гипотеза хорошо объясняет большие отклонения (эксцентриситет) орбиты Меркурия, его резонансный характер обращения вокруг Солнца и потерю вращательного момента как у Меркурия, так и у Венеры. Также объясняется приобретение Венерой вращения, обратного основному в Солнечной системе, разогрев поверхности планеты и возникновение плотной атмосферы.

= 0,815 зем.; ρ = 5,24 г/см3; ΔH = 15

км (перепад высот);
VКр.= 10,4 км/с; Температура: Тэфф.= 224 К;
Тпов.= 737 К (464 ºС)
Атмосфера (у пов.): Р = 92 бар; Н'0= 15,9 км (высота однород. атм.);
Осн. составл. (%): CO2 96.5%, N2 3.5%
Малые составл. (ppm): SO2 - 150; Ar - 70; H2O - 20; CO - 17; He - 12; Ne - 7,
ср. мол. вес - 43,45 г/моль
Ветры: ~100 м/с на верх. уров. облаков и 0,3 to 5,0 м/с у поверхн.;
Tвр. облак. = 4-5d в напр. вр-я планеты (явление "суперротации").
У Венеры очень слабое магнитное поле и практ. отсутствуют радиац. пояса.

атмосфера, состоящая гл. образом из СО2. Это объясняется тем, что

на Венере нет никакого круговорота углерода и органической жизни, которая могла бы перерабатывать его в биомассу.
Венера разогрелась в ранний период своей истории из-за неогранич. парникового эффекта (СО2. прозрачен в видимом диапазоне для падающего солнеч. излуч-я, но имеет сильные ПП в ИК-обл. и поэтому поглощает б. часть обратного теплового излуч-я планеты; остальное ИК-излучение блокируется небольшим кол-вом в атм. паров H2O). Т.о., водные океаны, которые м. б. на В., полностью испарились, оставив после себя пустынный пейзаж с множеством плитоподобных скал. Есть гипотеза, согл. кот. водяной пар из-за слабости магнитного поля поднялся так высоко над поверхностью, что был унесён солнечным ветром в межпланетное пространство.

Б. установлено, что тумано-подоб. облака В. находятся на высотах ~ 49-80 км (три слоя, с ~ 10-км толщиной, состоящие из микронных капелек 80-% серной кислоты со следами соляной, HCl, и плавиковой, HF, кислот).

Венере 7 КА серии "Венера", а США - 2 КА

серии "Маринер". Уже в октябре 1967 г. с пом. "Венеры-4" б. установлен осн. состав атм. планеты а также сделана оценка высокого атм. давления, кот. б. зарегистрированы сп. а. "В-8" в 1972 г. (93 бар и 477 ºС). Б. успехом было получение панорам. изобр. пов. В. сп. ап-ми "В-9" и "В-10" в окт. 1975 г. Сп. ап-ты "В-13" и "В-14" (1981 г.) совершили посадку на пов. В. в обл. Фебы. С их пом. б. получены новые пан. изобр., одно из кот. представл. на слайде, а также анализ. сост. грунта. С пом. "В-15" и "В-16" (1983 г.) б. осущ. радилокац. обзор пов. В. (с выс. 1000-2000 км с разр. ~ 1-2 км по местности и 30м по высоте, а также ИК-фурье-спектрометрия в диап. 6-40 мкм. Радилок. обзор пов. В. б. продолжен ам. КА "Магеллан"(НАСА) в 1989-1994 гг. с разр. 100-300 м по пов. и 30-50м по выс. По радар. данным б. построены карты пов. В.

Поверхность Венеры является молодой по геологическим меркам — менее 800 млн лет.
Поверхностные породы Венеры близки по составу к земным осадочным породам. В составе грунта Венеры преобладает кремнезём (SiO2) – (45,1 – 48,7%). Далее – окись алюминия (Al2O3) – (15,8 – 17,9 %), окись магния MgO – (8,1 – 11,5%) и прочие окислы (CaO, FeO, K2O, MnO и др.).

(1983-1985 гг., СССР) и "Магеллан" (1990-1994 гг., НАСА)
Например, имеются протяжённые

«протоки» сверхвязкой лавы). Как ни странно, на Венере (в отличие от Марса) не обнаружено значимых признаков ветровой эрозии, а атмосфер. перенос пыли и песка имеет огранич. характер. На снимках — изобр-я В. центрированные на знач. в. долготы 90º и 180º .

южный (справа) полюс.

Афродиты, Земля Иштар, области Альфа и Бета.
Равнины или низменности:

Гуиневера, Седны, Снегурочки и др.

Hа изображениях 98% поверхности планеты, полученных "Магелланом" удалось обнаружить около 930 ударных кратеров с диаметром от 2 до 280 км (распределенных случайным образом → что указ. на "молодость" всей коры В.).

тысяч километров и шириной 2-3 ÷ 10-15 км. Они имеют

типичные признаки долин, прорезанных течением какой-то неизвестной жидкости.
Оказалось что у многих кратеров часть выбросов выглядит как жидкотекучая субстанция, образуя направленные обычно в одну сторону от кратера обширные потоки длиной до десятков километров. Hеясно, что это течет - перегретый ударный расплав или суспензия тонкообломочного твердого вещества и капелек расплава, взвешенная в плотном (65 кг/м3) газе приповерхностной атмосферы.

аналогичны мантийной конвекции Земли. Венера и Земля похожи по размеру

и по состава. Однако, на Венере не обнаружено никаких признаков тектоники плит, и поэтому В. м. иметь сплошную кору, что делает ее непохожей на Землю.
Состав равнин Венеры исследовался несколькими советскими КА. Эти измерения показывают, что они состоят из базальтов. Возможно также, что поверхность может быть более богата кремнеземом, чем на Земле, Эти наблюдения позволяют предположить, что коровый материал Венеры выделился из мантии. Толщина коры В. составляет от 25 до 40 км, а в некоторых районах – от 50 до 60 километров.
Отсутствие м. п. ставит под вопрос наличие конвекции в жидком ядре Вененеры.

0,0167;
VК =29,8 (29,3-30,3) км/с; Tобр.с= 365,26d; Tобр.т= 365,24d;
iэо =

23,44º; Tвр.зв.= 23,94h; Tвр.сол= 24,00h


Физические: М = 5,96х1024 кг; Rэкв.= 6378,1 км; Rпол..= 6356,8 км;
ρ = 5,52 г/см3; g = 9,78 м/с2; VКр.= 11,2 км/с; I/MR2 = 0.331; ΔH = 20 км;
Тэфф.= 254,3 К; рv= 0,367; S0= 1367,6 Вт/м2

8,5 км
Водород H2 ~ 2·10–5
Кислород O2 21
Озон O3~ 10–5
Азот N2 78
Углекислый газ CO2 3·10–5
Водяной

пар H2O ~ 0,1
Угарный газ CO 1,2·10–4
Метан CH4 1,6·10–4
Аммиак NH3 ~ 10–5
Двуокись серы SO2 ~ 5·10–9
Гелий He 5·10–4
Неон Ne 1,8·10–3
Аргон Ar 0,9
Криптон Kr 1,1·10–4
Ксенон Xe 8,7·10–6
Ср. мол. вес 29,0 г/моль

температуре ~1500 °C. В настоящее вр. считают, что атмосфера простирается до

высот 2000—3000 км. На высоте ~ 2000-3500 км экзосфера постепенно переходит в так называемый "ближнекосмический вакуум", кот. заполнен частицами межпланетного газа, гл. образом Н.

Тропосфера: 80% массы атм. и 90% H2O; облака,
турб.&конв.(↑↓энер.), Т↓ с градиентом 6,5º/км,
тропопауза (h = 12-19 км)
Стратосфера: 20% массы атм., Т↑ с гр. 3,4º/км, слой озона
О3 (h = 20-25 км), стратопауза (h = 48-50 км,)
Мезосфера: 0,3% массы атм., Т ↓ с гр. 3,8º/км, луч.
перен. эн., фото-хим. проц. с уч. своб. рад. и колеб.-
возб. мол. выз. свечение. атм., мезопауза (Тмин.атм.≈-90-
110ºС) (h = 85-95 км)
Термосфера: 0,05% массы атм., Т↑ с гр. 15,9º/км до ≈
1500ºС, термопауза (h = 200-1000 км)
На основании электрических свойств в атмосфере
выделяют нейтросферу и ионосферу.
Выше термопаузы находятся ионосфера и экзосфера.
В зависимости от состава газа в атмосфере выделяют
гомосферу и гетеросферу. Хорошо перемешанная,
однородная по составу нижняя часть атмосферы,
которая простирается до высоты ~ 120 км, называется
гомосферой. Выше нее, там где гравитация оказывает
влияние на разделение газов (так как их перемешивание
на такой высоте незначительно) называется гетеросферой.
Высота над уровнем моря, которая условно принимается в
качестве границы между атм. З. и космосом называется
линией Кармана (h ≈ 100 км). Она исп. в авиации, т.к. до
высот 60-90 км ещё м. использовать сопротивление
и подъёмную силу воздуха для управляемого
аэродинамического полета. Выше нее начинается сфера
чисто баллистического полета, управлять которым можно
т. используя реактивные силы.

и стратосфера — защищают нас от поражающего действия радиации. При достаточном

разрежении воздуха, на высотах более 36 км, интенсивное действие на организм оказывает ионизирующая радиация – первичные космические лучи; на высотах более 40 км действует опасная для человека ультрафиолетовая часть солнечного спектра.
Озоновый слой — основная защита от УФ-излучения.

Согласно наиболее распространённой теории, атмосфера Земли во времени пребывала в трёх различных составах. Первоначально она состояла из лёгких газов (водорода и гелия), захваченных из межпланетного пространства. Это так называемая первичная атмосфера (около четырех миллиардов лет назад). На следующем этапе активная вулканическая деятельность привела к насыщению атмосферы и другими газами, кроме водорода (углекислым газом, аммиаком, водяным паром). Так образовалась вторичная атмосфера (около трех миллиардов лет назад). Эта атмосфера была восстановительной. Далее процесс образования атмосферы определялся следующими факторами:
утечка легких газов (водорода и гелия) в межпланетное пространство;
химические реакции, происходящие в атмосфере под влиянием ультрафиолетового излучения, грозовых разрядов и некоторых других факторов.
Постепенно эти факторы привели к образованию третичной атмосферы, характеризующейся гораздо меньшим содержанием водорода и гораздо большим — азота и углекислого газа (образованы в результате химических реакций из аммиака и углеводородов).

15N) в составе комет почти с абсолютной точностью соответствуют их

соотношению в атмосфере Земли, что свидетельствует о том, что одним из источников ранней земной атмосферы была кометная бомбардировка.
Однако изотопный состав земной воды не соответствует составу кометного льда: доля тяжелой разновидности водорода - дейтерия (D/H) в земной воде в два раза ниже, чем в ядрах тех немногих комет, на которых это м. было измерить (таких, как кометы Галлея, Хиякутаки, Хэйла-Боппа). Отсюда следует, что кометная вода, если она была, должна была смешаться по меньшей мере с равным количеством древней земной воды, отличающейся низким содержанием дейтерия. Поэтому возможно, что всего лишь несколько процентов воды на Земле имеет кометное происхождение.
В то же время соотношение дейтерия и водорода в земных океанах в точности соответствует соотношению этих изотопов в гидроксиле (OH), входящем в углистые хондриты – кот. считаются фрагм-ми примитив-х астероидов (С, F, G, D).

жизни
Точки на З., где м.п. им. ↑ (верт.) направл. наз.

м. полюсами. На З. таких т.т. 2 – с.м.п. и ю.м.п. Прямая, к. проход. ч-з м. полюса наз. м. осью З. На м. экваторе м.п. им. → (гориз.) направление.
Ср. напряж-ть м.п. З. H≈ 0,5 э (на м. экв. ≈ 0,34 э, а у м.п. ≈ 0,66 э, а в р-нах маг. аном. м. ↑ до 2 э. H м.п. З. ↓, в ср. на 1,7% за 22 посл. года, а на ю. Атл. океана. - на 10%.

Известно б. 400 палеоинверсий м.п. З. При этом жизнь сохранилась. Вопрос в том, какой ценой? Если, как утверждается в некоторых гипотезах, во время перестановки полюсов магнитосфера Земли на некоторое время исчезнет, то на Землю обрушится поток космических лучей, что представляет опасность для обитателей суши и тем большую, если исчезновение магнитосферы будет сопряжено с истощением озонового слоя. Обнадёживает тот факт, что во время инверсии магнитного поля Солнца, произошедшего в марте 2001 года, полного исчезновения солнечной магнитосферы зафиксировано не было. Полный цикл обращения магнитного поля Солнца составляет 22 года.
Динамо — одна из моделей, претендующая на объяснение магнитного поля планет. Модель представляет собой жидкий шар, с горячим, твёрдым, тепловыделяющим металлическим ядром, которое вращается в восточном направлении. Магнитное поле возникает в результате переноса веществом вмороженных магнитных линий и в результате конвекции.

п. Земли её мгновенный центр вращения находится на одной и

той же поверхности, кот. называют магнитной оболочки.

Каспами называются полярные щели в магнитосфере на севере и на юге.

Радиационные пояса Земли – это
внутренние обл. зем. магнитосферы, в
кот. м. п. З. удерживает заряж. частицы
(протоны, электроны, альфа-частицы),
обладающие кинет. энергией от
десятков Кэв до сотен Мэв.

Захваченные в магнитную ловушку Земли частицы под действием силы Лоренца совершают сложное движение, которое можно представить как колебательное движение по спиральной траектории вдоль силовой линии магнитного поля из Северного полушария в Южное и обратно с одновременным более медленным перемещением (долготным дрейфом) вокруг Земли. Когда частица движется по спирали в сторону увеличения магнитного поля (приближаясь к Земле), радиус спирали и ее шаг уменьшаются. в некоторой точке (её называют зеркальной) происходит "отражение" частицы. Она начинает двигаться в обратном направлении — к сопряжённой зеркальной точке в др. полушарии. Напр,, вр. нахождения ("жизни") протона в геомагнитной ловушке может достигать 100 лет (~ 3×109 сек), за это время он может совершить до 1010 колебаний.

находится мантия, которая отличается составом и физическими свойствами — она более

плотная, содержит в основном тугоплавкие элементы. Разделяет кору и мантию граница Мохоровичича, или сокращённо Мохо, на которой происходит резкое увеличение скоростей сейсмических волн. С внешней стороны большая часть коры покрыта гидросферой, а меньшая находится под воздействием атмосферы.
Океаническая кора состоит главным образом из базальтов. Согласно теории тектоники плит, она непрерывно образуется в срединно-океанических хребтах, расходится от них и поглощается в мантию в зонах субдукции. Поэтому океаническая кора относительно молодая, и самые древние её участки датируются временем познего Юрского периода. Толщина океанической коры практически не меняется со временем, поскольку в основном она определяется количеством расплава, выделившегося из материала мантии в зонах срединно-океанических хребтов. До некоторой степени влияние оказывает толщина осадочного слоя на дне океанов. В разных географических областях толщина океанической коры колеблется в пределах 5-7 километров.
Континентальная кора или материковая земная кора - земная кора материков, которая состоит из осадочного, гранитного и базальтового пластов. Средняя толщина 35-45 км, максимальная - до 75 км (под горными массивами).
Состав верхней континентальной коры З. Около половины массы земной коры приходится на кислород, более 25% — на кремний. Всего 18 элементов: O, Si, Al, Fe, Ca, Na, K, Mg, H, Ti, C, Cl, P, S, N, Mn, F, Ba – составляют 99,8% массы зем. коры.

Большую часть поверхности Земли (более 2/3) занимает Мировой океан, оставшаяся треть приходится на сушу. В океанах Земли сосредоточено 97 % всех запасов воды (около 1021 кг). Часть воды находится в виде льда и снега в полярных шапках, а также в атмосфере. Средняя глубина Мирового океана – 3 900 м, максимальная глубина – 11000 м (Марианская впадина в Тихом океане.
Горы (до ~9000 м) занимают свыше 1/3 поверхности суши. Пустыни покрывают около 20% поверхности суши, саванны и редколесья —около 20%, леса —около 30%, ледники —свыше 10%. Значительная часть северных территорий
представляют собой вечную мезлоту.

км - верхняя мантия;
400- 650 км - переходная область;

650-2700 км - нижняя мантия; 2700-2890 км D''- слой;
2890-5150 км - внешнее (жидкое) ядро;
5150-6378 км - внутреннее (твердое) ядро.

тория. В естественной смеси урана содержится 99,28 % изотопа урана

238U, 0,714 % 235U, 0,006 % 234U. Период полураспада 238U Т1/2 = 4,5•109 лет. Конечным продуктом распадов этих элементов являются изотопы свинца и гелий. Чем больше продуктов распада и чем меньше самого радиоактивного вещества содержится в породе, тем больше возраст изучаемых горных пород. Изучая радиоизотопный состав коры Земли, обнаружили, что возраст земной коры ок. 4,55±0,07 млрд. лет.
Уже известно более 200 астроблем, из них 20 - в России.
Астроблема Шванг (D=1,2 км, Южная Африка,
возраст 220000 лет) →

образовалась из Солнечной туманности около 4,54 миллиардов лет назад и вскоре

после этого приобрела свой единственный естественный спутник — Луну. Жизнь появилась на Земле около 3,5 млрд.лет назад . С тех пор биосфера Земли значительно изменила атмосферу и прочие абиотические факторы (условия неорганической среды, влияющие на организмы), обусловив количественный рост аэробных организмов (кот., в отличии от анаэробов, нуждаются в свободном молекулярном кислороде), так же как и формирование защищающего поверхность озонового слоя.

0,0935;
VК =24,1 (22,0-26,5) км/с; Tобр.сид.= 686,98d; Tобр.тр.= 686,97d;
iэо =

25,19º; Tвр.солн= 24,66h; Tсут.= 1,03d

Физические: М = 0,64х1024 кг (Мм= 0.1075МЗ); Rэкв.= 3396,2 км; Rпол..= 3376,2 км;
ρ = 3,93 г/см3; g' = 3,69 м/с2; VКр.= 5,03 км/с; I/MR2 = 0.366; ΔH = 30 км;
ТЭфф.= 210,1 К; рv= 0,170; S'0= 589,2 Вт/м2

Cпутники Марса: Фобос (~11,2 км) Деймос (~6,2 км)
а 9378 км 23459 км
Тобр/вр 0,319d 1,262d
e 0,0151 0,0005
ρ (г/см3) 1,90 1,75
pv 0,07 0,08

в зав. от сезона); Тср.атм.~210 К (-63 С); Н'0= 11,1

км
Осн. составл.: CO2 95.32%, N2 2.7%; Ar 1,6%; О2 0,13%; СО 0,08%
Малые составл. (ppm): Н2О - 210; NO - 100; Ne - 2,5; HDO - 0,85; Kr - 0,3; Xe - 0,08
Ср. мол. вес: 43,34 г/моль
Ветры: 2-7 м/с (лето); 5-10 м/с (осень); 17-30 м/с (пыл. бури)

Масса атмосферы Марса в течение года сильно меняется, из-за конденсации в зимнее время и испарения в летнее, больших объёмов углекислого газа на полюсах, в полярных шапках.

Марс характеризуется меньшими градиентами плотности и давления его атм., а

поэтому марсианская атм. гораздо протяженнее земной. Несмотря на ее сильную разреженность, в ней по разным признакам выделяются те же концентрические слои, что и в земной. Атм. Марса делится на две крупные оболочки - гомосферу и гетеросферу. В гомосфере химический состав не зависит от высоты из-за турбулентного перемешивания и переноса тепла и влаги по вертикали. Так как молекулярная диффузия в атмосфере обратно пропорциональна ее плотности, то с некоторого уровня, где происходит молек. диффузное разделение газов, начинается гетеросфера – внешняя оболочка марс. атм. Граница раздела между этими оболочками, кот. находится на высотах 120 -140 км, называется турбопаузой.
От поверхности до высоты 20 - 30 км протягивается тропосфера, где температура ↓ с высотой. Верхняя граница тропосферы колеблется в зависимости от времени года (град. т-ры в тропопаузе меняется от 1 до 3 гр/км).
Над тропопаузой находится изотермическая область атмосферы - стратомезосфера, протягивающаяся до высоты 100 км. Ср. тем-ра стратомезосферы исключительно низкая и составляет - 133°С. В отличие от Земли, в стратосфере которой содержится почти весь атмосферный озон, на Марсе его ничтожно мало (он распределен от высот 50 - 60 км до самой поверхности, где его концентрация максимальна).
Выше стратомезосферы простирается верхний слой атмосферы - термосфера. Для нее характерен рост температуры с высотой в среднем от - 133°С в основании слоя до +27°С на высоте 200 км.
Примерно с высоты 250 км начинается экзосфера Марса, в которой преобладает атомарный водород. Из-за медленного ↓ концентрации водорода с высотой он преобладает во внешних слоях атм. планеты и образует водородную корону до расст. ~ 20 000 км. Непрерывное снабжение верхней атм. Марса атомарным водородом происходит за счет фотодиссоциации водяного пара у марсианской поверхности.
Область с высокой степенью ионизации марсианского «воздуха» находится в интервале высот примерно от 100 до 400 км. Концентрация таких ионов, как O2+, O+ и СO2+, в этой области порядка 103 - 105 на см3. При этом концентрация ионов максимальна днем и минимальна ночью.
Т. к. концентрация озона на Марсе очень мала и нет озонового экрана, как у Земли, УФ-излучение доходит до самой поверхности планеты. По этой причине даже на поверхности Марса активно происходят фотохимические реакции. Слой атм., где происходят химические реакции, называется хемосферой. Марсианская хемосфера простирается от поверхности до высоты около 120 км.

белыми облаками, а также туманами (или дымками) и полярной мглой.

Если первые были обнаружены еще при телескопических наблюдениях, то вторые открыты благодаря космическим аппаратам. Облака, наблюдаемые на высоких уровнях атмосферы (более 20 км), образуются в результате конденсации CO2. Этот же процесс приводит к формированию низких облаков полярных областей.
Облака и туманы очень распространены близ зимних полярных шапок (так называемая полярная мгла), когда температура атмосферы опускается ниже точки замерзания CO2 (-126°С). Собственно полярные облака расположены обычно довольно низко над поверхностью (на высоте менее 10 км) и представляют собой тонкие образования из льда Н2О в летний период и СО2 зимой. Водяные облака формируются над марсианской поверхностью на высотах менее 20 км. Замечено, что многие из них образуются при поднятии воздушных масс по наветренным склонам крупных форм рельефа.
Одно из интересных и редких на Марсе атмосферных явлений было обнаружено в 1978 г. («Викинг-1») при фотографировании северной полярной области М. Это похожие на земные вихри циклонические структуры (с р-ром 200-500 км и скоростью перемещения ок. 5 км/ч, со скоростью ветров на периферии – ок. 20 м/с) с циркуляцией против часовой стрелки. Они б. обнаружены в широтном поясе 65 - 80° с. ш. в течение «теплого» периода года, с весны до начала осени, когда здесь устанавливается полярный фронт. Его возникновение обусловлено существующим в это время года резким контрастом температур поверхности между краем ледяной шапки и окружающими равнинами.

(до ~1% магнетитового состава, Fe2O3), придающее атмосфере желтоватый оттенок. Весеннее

таяние полярных шапок приводит к резкому повышению давления атмосферы и перемещению больших масс газа в противоположное полушарие. Скорость дующих при этом ветров составляет 10—40 м/с, иногда до 100 м/с. Ветер поднимает с поверхности большое количество пыли, что приводит к пылевым бурям, которые практически полностью скрывают поверхность планеты. Максимум развития желтых облаков на Марсе (до сплошной пелены) достигается в перигелии. Пылевые бури оказывают заметное воздействие на распределение температуры в атмосфере Марса.

Цвет неба на Марсе
Во время восхода и захода Солнца марсианское небо в зените имеет красновато-розовый цвет, а в непосредственной близости к горизонту и Солнцу — от голубого до фиолетового (Рэлеевское расс. при большей плотности атм.), что совершенно противоположно картине земных зорь.

Но пылевые бури, наблюдавшиеся на снимках, сделанных с орбитальных аппаратов, оказались слабозаметными при съемке с посадочных аппаратов. Прохождение пылевых бурь в местах посадок этих космических станций фиксировалось лишь по резкому изменению температуры, давления и очень слабому потемнению общего фона неба.

Изображения Тел. Хаббла 2001 г.

учёные уверены, что была. Исследование северных равнин Марса спектрометром OMEGA,

установленным на борту Mars Express, показало наличие в тех местах глинистых минералов - филлосиликатов, которые формировались в процессе продолжительного контакта породы вулканического происхождения с водой. Результаты исследования Mars Express затем были проверены с помощью инструмента  CRISM на борту МRО: в северном полушарии было изучено около 90  марсианских  кратеров диаметром от 16 до 60 км и в 9 из них были обнаружены филлосиликаты.
Недавнее масштабное исследование  марсианского  ландшафта и грунта показало, что около 3,5 млрд. лет назад на Красной планете мог существовать целый океан, который покрывал ~ 1/3 всей поверхности. Некоторые особенности рельефа Марса похожи на высохшие русла рек. Отдельные  марсианские   минералы могли  возникнуть только  при наличии жидкой воды. Всё это даёт основания предполагать, что когда-то у Марса была более плотная атмосфера, допускающая наличие на поверхности воды.  Скорее всего, большая часть этой  атмосферы  была потеряна в результате значительных изменений  марсианского  климата.

марсианских метеоритов, поверхность Марса состоит главным образом из базальта.
Современные модели внутреннего

строения Марса предполагают, что Марс состоит из коры со средней толщиной 50 км (максимальная оценка — не более 125 км).
В прошлом на Марсе, как и на Земле, происходило движение литосферных плит. Это подтверждается особенностями магнитного поля Марса, местами расположения некоторых вулканов, например, в провинции Фарсида, а также формой долины Маринер. Вулканы на Марсе могут существовать гораздо более длительное время, чем на Земле, и достигать гигантских размеров. Щитовые вулканы там росли в результате повторных извержений из одного и того же жерла в течение длительного времени. Это свидетельствует об отсутствии движения литосферных плит на Марсе в наст. время. На Земле же из-за движения литосферных плит вулканические точки постоянно меняли своё положение, что ограничивало рост щитовых вулканов и, возможно, не позволяло достичь им такой высоты, как на Марсе. С др. стороны, разница в максимальной высоте вулканов может объясняться тем, что из-за меньшей силы тяжести на Марсе возможно построение более высоких структур, которые не обрушились под собственным весом.
Элементный состав поверхностного слоя грунта, определённый по данным посадочных аппаратов, неодинаков в разных местах. Основная составляющая почвы — кремнезем (20—25 %), содержащий примесь гидратов оксидов железа  (до 15 %), придающих почве красноватый цвет. Имеются значительные примеси соединений серы, кальция, алюминия, магния, натрия (единицы процентов для каждого).
Согласно данным зонда НАСА «Феникс» (посадка на Марс 25 мая 2008 г.), соотношение рН (кислотность) и некоторые другие параметры марсианских почв близки к земным, и на них теоретически можно было бы выращивать растения.
Орбитальный зонд «Марс Одисей» (2002), что под поверхностью красной планеты есть залежи водяного льда. Позже это предположение было подтверждено и другими аппаратами, но окончательно вопрос о наличии воды на Марсе был решён в 2008 году, когда зонд «Феникс», севший вблизи северного полюса планеты, получил воду из марсианского.
Данные, полученные марсоходом Curiosity и обнародованные в сентябре 2013 года, показали, что содержание воды под поверхностью Марса гораздо выше, чем считалось ранее. В породе, из которой брал образцы марсоход, её содержание может достигать 2 % по весу.

долины (каньоны), пустыни, высохшие русла и полярные ледниковые шапки (типа

земных)

2004 г., ~3 мес., кр-р Гусев)

MRO (март 2006 г.) позволили обнаружить под каменистыми осыпями у

подножия гор значительный слой льда. Ледник толщиной в сотни метров занимает площадь в тысячи квадратных
километров.
Элементный состав поверхностного слоя марсианской почвы по данным посадочных аппаратов неодинаков в разных местах. Основная составляющая почвы — кремнезем (20-25 %), содержащий примесь гидратов оксидов железа (до 15 %), придающих почве красноватый цвет. Имеются значительные примеси соединений серы, кальция, алюминия, магния, натрия (единицы процентов).

марсохода на 02.04.15. Вид со спутника Mars Reconnaissance Orbiter. Область

кратера Гэйл (Холмы Пахрумп), покрытая осадочными породами, возникш. под возд. воды

каналов Лоуэлла (1898 г.)

полушарии
Анализ наблюдений говорит, что планета ранее была значительно более предрасположена

к наличию жизни, чем теперь.
На сегодняшний день условием для развития и поддержания жизни на планете считается наличие жидкой воды на её поверхности. Также существует требование, чтобы орбита планеты находилась в так называемой в обитаемой зоне, которая для Солнечной системы начинается за Венерой и кончается большой полуосью орбиты Марса. Вблизи перигелия Марс находится внутри этой зоны, однако тонкая атмосфера с низким давлением препятствует появлению жидкой воды на значительной территории на длительный период. 

Научные гипотезы о существовании жизни на Марсе в прошлом существуют давно. По результатам наблюдений с Земли и данных КА «Марс Экспресс», в атмосфере Марса обнаружен метан. Позднее, в 2014 году, марсоход НАСА Сuriosity зафиксировал всплеск метана в атмосфере Марса и обнаружил органические молекулы в образцах, извлеченных в ходе бурения скалы Камберленд.
В условиях Марса этот газ довольно быстро разлагается, поэтому должен существовать постоянный источник его пополнения. Таким источником может быть либо геологическая активность (но действующие вулканы на Марсе не обнаружены), либо жизнедеятельность бактерий . Интересно, что в некоторых метеоритах марсианского происхождения обнаружены образования, по форме напоминающие простейших бактерий, хотя они и уступают мельчайшим земным организмам по размерам. Одним из таких метеоритов является ALH84001, найденный в Антактиде в 1984 г.

Антарктиде в 1984 г., в 1996 г. б.
обнаружены окаменелости, похожие

на бактерии.
Теперь авторы этого открытия Кэти Томас-Кепрта
(Kathie Thomas-Keprta) и её коллеги из косм.
центра Джонсона (Johnson Space Center) провели
новое исследование с оборудованием, которого
не было 14 лет назад. Они сосредоточили своё
внимание на нанокристаллах магнетита. На
Земле существуют бактерии, содержащие в себе
такие кристаллы. Предполагается, что они
помогают микробам ориентироваться по м. полю.

Нанокристаллы магнетита, скрытые в толще марсианского метеорита, похожи на продукт бактерий. Кроме того, в метеорите найдены микроскопические карбонатные диски, кот. свид. о контакте данного материала с жидкой водой много эпох назад. О пригодности древнего Марса для жизни говорят многие данные, в том числе те, кот. подтверждают существования огромного океана в далеком прошлом Красной планеты.
Кстати, ALH 84001 – не единственный метеорит с Марса, с микроструктурами внутри, кот. м. трактовать как следы жизнедеятельности бактерий. Есть ещё метеорит Nakhla, упавший в Египте в 1911 г., в кот. нашли углеродные образования предпол. биогенного происхождения.
Отсутствие магнитосферы и крайне тонкая атмосфера Марса также являются проблемой для поддержания жизни. На поверхности планеты идёт очень слабое перемещение тепловых потоков, она плохо изолирована от бомбардировки частицами солнечного ветра и УФ излучения; кроме того, при нагревании вода мгновенно испаряется, минуя жидкое состояние из-за низкого давления. 

и неоднородно, в различных точках планеты его напряжённость может отличаться

от 1,5 до 2 раз, а магнитные полюса не совпадают с физическими. Это говорит о том, что железное ядро Марса находится почти в неподвижности по отношению к его коре, то есть механизм планетарного динамо, ответственный за магнитное поле Земли, на Марсе не работает. Хотя на Марсе нет устойчивого глобального магнитного поля, наблюдения показали, что части планетной коры намагничены и что наблюдалась смена магнитных полюсов этих частей в прошлом. Намагниченность данных частей оказалась похожей на полосовые маг. аномалии в мировом океане. По одной теории, опубликованной в 1999 году и перепроверенной в 2005 году (с пом. КА Марс Глобал Сервейор) эти полосы демонстрируют тектонику плит 4 миллиарда лет назад до того, как динамо-машина планеты прекратила выполнять свою функцию, что послужило причиной его исчезновения.

Оставшиеся на Марсе островки магнитного поля - довольно загадочные явления. В этих местах индукция магнитного поля составляет 0,2-0,3 Гаусса, то есть эти локальные поля по величине сравнимы с земным магнитным полем. Кроме того, эти марсианские магнитные поля располагаются в виде полос переменной полярности, простирающихся с запада на восток. Ширина этих полос с севера на юг достигает 1000 км. Пока неизвестно, какие марсианские породы могут генерировать такие сильные магнитные поля, и почему они существуют в виде полос с противоположной полярностью. Линии этого магнитного поля образуют полуцилиндры. В местах соприкасания этих полуцилиндров наблюдается сильное вертикальное магнитное поле, под действием которого ионизованные водород и гелий из солнечного ветра могут спускаться к поверхности Марса. А на вершинах лежащих полуцилиндров располагаются области с сильным горизонтальным магнитным полем, которые действуют как зонтик для защиты нижележащей атмосферы от солнечного ветра. Е. на Земле дипольное магнитное поле закрывает всю планету, то на Марсе имеют место отдельные локальные дипольные поля, защищающие ограниченные зоны. Вследствие неоднородности м. п. М. солнечный ветер в ряде мест практически беспрепятственно проникает в атмосферу Марса и к его пов-ти. Это еще одна причина (наряду с отсутств. озона) интенсивных фотохимических реакций на пов. Марса под действием солнечной радиации.

метеоритов поверхность Марса состоит главным образом из базальта.
В отличие от

Земли, на Марсе нет движения литосферных плит. В результате вулканы могут существовать гораздо более длительное время и достигать гигантских размеров.
Современные модели внутреннего строения Марса предполагают, что Марс состоит из коры со средней толщиной 50 км (и максимальной до 130 км), силикатной мантии толщиной 1800 км и ядра радиусом 1480 км. Плотность в центре планеты должна достигать 8,5 г/см³. Ядро частично жидкое и состоит в основном из железа с примесью 14—17 % (по массе) серы, причём содержание лёгких элементов вдвое выше, чем в ядре Земли.

осуществлено 37 косм. миссий и всего 8 успешных посадок на

поверхность, включая 3 марсохода: "Марс Пасфайндер" (США), "Соджомер", сент. 1997 г.; "Спирит" (США), июнь 2004; "Опортьюнити" (США), июль 2004.

На настоящий момент (2016) на орбитах искусственных спутников Марса находятся несколько работающих КА:
 «Марс Одиссей» (США) (с 24 октября 2001 года),
 «Марс-экспресс» (ЕКА) (с 25 декабря 2003 года),
 «Марсианский разведывательный спутник» (США)(с 10 марта 2006 года),
 «MAVEN» (США)(с 21/22 сентября 2014 года),
 «Mangalyaan» (Индия)(c 24 сентября 2014 года).
На поверхности планеты работают марсоходы
 «Оппортьюнити» (США) (с 25 января 2004 года),
 «Кьюриосити» (Mars Science Laboratory) (США) (с 6 августа 2012 года).

14 марта 2016 г. ракетой «Протон-М» запущен КА «ЭкзоМарс-2016» (ЕКА+Роскосмос), предназначенный для поиска следов метана в атм. Марса и сод. водорода на поверхности. Станция состоит из двух модулей – орбитального - Trace Gas Orbiter (TGO: мониторинг состава атм. М и поверхности - росс. нейтронный детектор FREND) и посадочного Schiaparelli («Скипарелли») для отработки технологии посадки. Путь до Марса связки Schiaparelli и TGO займет семь месяцев. 16 октября они разделятся, чтобы 19 октября Schiaparelli вошел в атмосферу планеты, а TGO вышел на орбиту. Планируемое начало работы научных приборов намечено на середину 2017 года.
Второй этап миссии намечен на 2018 год и предусматривает отправку на Марс российской посадочной платформы и европейского марсохода. Ключевыми задачами этой миссии станут бурение и изучение марсианского грунта. Специалисты полагают, что на глубине нескольких метров могли сохраниться следы органической жизни.