Атмосфера Марса

Атмосфера Марса
Снимок «Викинга», 1976
Общая информация[1][2]
Высота	11,1 км
Среднее давление у поверхности	6,1 мбар
Масса	2,5⋅1016 кг
Состав[1][2]
Углекислый газ	95,32 %
Азот	2,7 %
Аргон-40	1,6 %
Кислород	0,145 %
Угарный газ	0,08 %
Водяной пар	15—1500 ppmv
Аргон-36+Аргон-38 Метан	5,3 ppmv 10ppbv
Неон	2,5 ppmv
Криптон	0,3 ppmv
Ксенон	0,08 ppmv
Озон	10—350 ppbv
Пероксид водорода	10—40 ppbv

Атмосфера Марса — газовая оболочка, окружающая планету

Несмотря на высокую разреженность, в атмосфере Марса возможны и осуществлены полёты искусственных аппаратов.

Атмосфера Марса была открыта ещё до полётов автоматических межпланетных станций к этой планете. Благодаря спектральному анализу и противостояниям Марса с Землёй, которые случаются 1 раз в 3 года, астрономы уже в XIX веке знали, что она имеет весьма однородный состав, более 95 % которого приходится на

Определение химических составляющих атмосферы и их содержания производилось в основном спектроскопическими методами — при помощи приборов как на Земле, так и на космических аппаратах, — а также с помощью масс-спектрометрии^[8][13][14].

Ряд процессов, сложных или пока невозможных для непосредственного наблюдения, подлежит лишь теоретическому моделированию, однако оно также является важным методом исследования.

Из-за меньшей по сравнению с Землёй силы тяжести Марс характеризуется меньшими градиентами плотности и давления его атмосферы, а поэтому марсианская атмосфера гораздо протяжённее земной. Высота однородной атмосферы на Марсе больше, чем на Земле, и составляет около 11 км. Несмотря на сильную разреженность марсианской атмосферы, в ней, по разным признакам, выделяются те же концентрические слои, что и в земной^[15].

В целом атмосфера Марса подразделяется на нижнюю и верхнюю; последней считается область выше 80 км над поверхностью^[2], где активную роль играют процессы ионизации и диссоциации. Её изучению посвящён раздел, который принято называть аэрономией^[10][16]. Обычно же когда говорят об атмосфере Марса, имеют в виду нижнюю атмосферу.

Также некоторые исследователи выделяют две крупные оболочки — гомосферу и гетеросферу. В гомосфере химический состав не зависит от высоты, поскольку процессы переноса тепла и влаги в атмосфере и их обмена по вертикали целиком определяются турбулентным перемешиванием. Так как молекулярная диффузия в атмосфере обратно пропорциональна её плотности, то с некоторой высоты этот процесс становится преобладающим и является основной особенностью верхней оболочки — гетеросферы, где происходит молекулярное диффузное разделение. Граница раздела между этими оболочками, которая находится на высотах от 120 до 140 км, называется турбопаузой^[8][15].

От поверхности до высоты 20—30 км протягивается тропосфера, где температура падает с высотой. Верхняя граница тропосферы колеблется в зависимости от времени года (температурный градиент в тропопаузе меняется от 1 до 3 град/км при среднем значении 2,5 град/км)^[15].

Над тропопаузой находится изотермическая область атмосферы — стратомезосфера, протягивающаяся до высоты 100 км. Средняя температура стратомезосферы исключительно низкая и составляет -133° С. В отличие от Земли, где в стратосфере содержится преимущественно весь атмосферный озон, на Марсе его концентрация ничтожно мала (он распределён от высот 50 — 60 км до самой поверхности, где она максимальна)^[15].

Выше стратомезосферы простирается верхний слой атмосферы — термосфера. Для неё свойственен рост температуры с высотой до максимального значения (200—350 K), после чего она остаётся постоянной до верхней границы (200 км)^[2][15]. В этом слое зарегистрировано присутствие атомарного кислорода; его плотность на высоте 200 км достигает 5—6⋅10⁷ см^−3[2]. Присутствие слоя с преобладанием атомарного кислорода (как и то, что основной нейтральной компонентой является углекислый газ) объединяет атмосферу Марса с атмосферой Венеры^[10].

Ионосфера — область с высокой степенью ионизации — находится в интервале высот приблизительно от 80—100 до порядка 500—600 км. Содержание ионов минимально ночью и максимально днём^[15], когда основной слой формируется на высоте 120—140 км за счёт фотоионизации углекислого газа экстремально ультрафиолетовым^[англ.] излучением Солнца^[2][9] СО₂ + hν → СО₂⁺ + e^-, а также реакций между ионами и нейтральными веществами СО₂⁺ + O → О₂⁺ + CO и О⁺ + СО₂ → О₂⁺ + CO. Концентрация ионов, из которых 90 % O₂⁺ и 10 % СO₂⁺, достигает 10⁵ на кубический сантиметр (в остальных областях ионосферы она на 1—2 порядка ниже)^[2][8][10]. Ионы O₂⁺ преобладают при практически полном отсутствии в атмосфере Марса собственно молекулярного кислорода^[10]. Вторичный слой образуется в районе 110—115 км за счёт мягкого рентгеновского излучения и выбитых быстрых электронов^[9]. На высоте 80—100 км некоторыми исследователями выделяется третий слой, иногда проявляющийся под воздействием частиц космической пыли, привносящих в атмосферу ионы металлов^[2] Fe⁺, Mg⁺, Na⁺. Однако позднее было не только подтверждено появление последних (причём практически по всему объёму верхней атмосферы) вследствие абляции вещества попадающих в атмосферу Марса метеоритов и других космических тел^[17], но и вообще постоянное их присутствие. При этом из-за отсутствия у Марса магнитного поля их распределение и поведение значительно отличаются от того, что наблюдается в земной атмосфере^[18]. Над главным максимумом могут появляться благодаря взаимодействию с солнечным ветром и другие дополнительные слои. Так, слой ионов O⁺ наиболее выражен на высоте 225 км. Помимо трёх основных видов ионов (O₂⁺, СO₂⁺ и O⁺), относительно недавно были зарегистрированы также H₂⁺, H₃⁺, He⁺, C⁺, CH⁺, N⁺, NH⁺, OH⁺, H₂O⁺, H₃O⁺, N₂⁺/CO⁺, HCO⁺/HOC⁺/N₂H⁺, NO⁺, HNO⁺, HO₂⁺, Ar⁺, ArH⁺, Ne⁺, CO₂⁺⁺ и HCO₂⁺. Выше 400 км некоторые авторы выделяют «ионопаузу», однако на этот счёт пока нет единого мнения^[2].

Что касается температуры плазмы, то вблизи главного максимума температура ионов составляет 150 К, увеличиваясь до 210 К на высоте 175 км. Выше термодинамическое равновесие ионов с нейтральным газом существенно нарушается, и их температура резко возрастает до 1000 К на высоте 250 км. Температура электронов может составлять несколько тысяч кельвинов, по всей видимости, из-за магнитного поля в ионосфере, причём она растёт с увеличением зенитного угла Солнца и неодинакова в северном и южном полушариях, что, возможно, связано с асимметрией остаточного магнитного поля коры Марса. Вообще можно даже выделить три популяции высокоэнергетических электронов с различными температурными профилями. Магнитное поле влияет и на горизонтальное распределение ионов: над магнитными аномалиями формируются потоки высокоэнергетических частиц, закручивающиеся вдоль линий поля, что увеличивает интенсивность ионизации, и наблюдается повышенная плотность ионов и местные образования^[2].

На высоте 200—230 км находится верхняя граница термосферы — экзобаза, над которой примерно с высоты 250 км начинается экзосфера Марса. Она состоит из лёгких веществ — водорода, углерода, кислорода, — которые появляются в результате фотохимических реакций в нижележащей ионосфере, например, диссоциативной рекомбинации O₂⁺ с электронами^[2]. Непрерывное снабжение верхней атмосферы Марса атомарным водородом происходит за счёт фотодиссоциации водяного пара у марсианской поверхности. Ввиду очень медленного уменьшения концентрации водорода с высотой этот элемент является основным компонентом самых внешних слоёв атмосферы планеты и образует водородную корону, простирающуюся на расстояние около 20 000 км^[15], хотя строгой границы нет, и частицы из этой области просто постепенно рассеиваются в окружающее космическое пространство^[2].

В атмосфере Марса также иногда выделяется хемосфера — слой, где происходят фотохимические реакции, а так как из-за отсутствия озонового экрана, как у Земли, ультрафиолетовое излучение доходит до самой поверхности планеты, они возможны даже там. Марсианская хемосфера простирается от поверхности до высоты около 120 км^[15].

В силу того что гравитация Марса в 2,6 раза слабее земной, атмосфера Марса существенно обогащена более тяжёлыми газами, которые планета за время своей эволюции теряла гораздо медленнее.

• Углекислый газ — основной компонент (95,32 %). Это единственный и наиболее устойчивый при низкой марсианской гравитации тяжёлый газ, которым постоянно пополнялась атмосфера в процессе вулканических извержений, непрерывных в течение миллионов лет из-за отсутствия тектоники плит; собственно, это фактически единственная причина существования атмосферы Марса. В настоящее время активных вулканов на планете не обнаружено, однако остаточная тектоническая активность, и геотермальная активность могут служить небольшими источниками пополнения углекислого газа и в наше время. К тому же более лёгкие газы, с тех пор, как планета лишилась своего магнитного поля, уносились солнечным ветром^[6]
  . Устойчиво существовать при низкой гравитации плотная атмосфера может только если планета обладает существенным магнитным полем, либо расположена далеко от Солнца. Активной диссипации подвергаются газы от азота и легче (водород, неон, водяной пар, гелий). Углекислый газ, который имеет в 1,5 раза более высокую атомную массу (44), чем среднее число 29 для земного воздуха, достаточно тяжёл чтобы компенсировать слабое притяжение планеты (в 2,6 раз слабее земного). Кроме того Марс находится дальше чем Земля, атмосфера холоднее, что уменьшает возможность теплового убегания молекул газа. Применительно к углекислому газу, устойчивость к диссипации близка к земной или венерианской.

Несмотря на сильную разрежённость марсианской атмосферы, концентрация углекислого газа в ней примерно в 23 раза больше, чем в земной^[3][6].

• Азот (2,7 %) в настоящее время активно диссипирует в космос. В виде двухатомной молекулы азот устойчиво удерживается притяжением планеты, но расщепляется солнечным излучением на одиночные атомы, легко покидая атмосферу.
• Аргон (1,6 %) представлен относительно устойчивым к диссипации тяжёлым изотопом аргон-40. Лёгкие ³⁶Ar и ³⁸Ar имеются лишь в миллионных долях
• Другие благородные газы: неон, криптон, ксенон (миллионные доли)^[13]
• Оксид углерода (СО) — является продуктом фотодиссоциации СО₂ и составляет 7,5⋅10^-4 концентрации последнего^[15] — это необъяснимо малое значение, поскольку обратная реакция CO + O + M → СО₂ + M запрещена, и должно было бы накопиться гораздо больше CO. Предлагались различные теории, как угарный газ может всё же окисляться до углекислого, но все они имеют те или иные недостатки^[2]
  .
• Молекулярный кислород (O₂) — появляется в результате фотодиссоциации как CO₂, так и Н₂О в верхней атмосфере Марса. При этом кислород диффундирует в более низкие слои атмосферы, где его концентрация достигает 1,3⋅10^-3 от приповерхностной концентрации СO₂^[15]. Как и Ar, CO и N₂, он относится к неконденсирующимся на Марсе веществам, поэтому его концентрация также претерпевает сезонные вариации. В верхней атмосфере, на высоте 90—130 км, содержание O₂ (доля относительно CO₂) в 3—4 раза превышает соответствующее значение для нижней атмосферы и составляет в среднем 4⋅10^-3, изменяясь в диапазоне от 3,1⋅10^-3 до 5,8⋅10^-3[2]. В древности атмосфера Марса содержала, однако, большее количество кислорода, сопоставимое с его долей на юной Земле^[3][19]. Кислород даже в виде отдельных атомов уже не так активно диссипирует, как азот, в силу бо́льшего атомного веса, что позволяет ему накапливаться.
• Озон — его количество сильно меняется в зависимости от температуры поверхности^[15]: оно минимально во время равноденствия на всех широтах и максимально на полюсе, где зима, кроме того, обратно пропорционально концентрации водяного пара. Присутствует один выраженный озоновый слой на высоте около 30 км и другой — между 30 и 60 км^[2].
• Вода. Содержание H₂O в атмосфере Марса примерно в 100—200 раз меньше, чем в атмосфере самых сухих регионов Земли, и составляет в среднем 10—20 мкм осаждённого столба воды. Концентрация водяного пара претерпевает существенные сезонные и суточные вариации➤^[7][15]. Степень насыщения воздуха парами воды обратно пропорциональна содержанию частиц пыли, являющихся центрами конденсации, и в отдельных областях (зимой, на высоте 20—50 км) был зафиксирован пар, давление которого превышает давление насыщенного пара в 10 раз — намного больше, чем в земной атмосфере^[2][20].
• ExoMars Trace Gas Orbiter (миссия ЭкзоМарс), метана в атмосфере Марса с орбиты не нашли^[25]. После детального исследования, основанного на анализе данных, собранных почти за три года работы миссии TGO, учёные пришли к выводу, что предельный показатель концентрации метана в марсианской атмосфере составляет менее 0,05 ppbv (концентрация метана в земной атмосфере составляет 2000 ppbv)^[26]
  .
• Следы некоторых органических соединений[27]. Наиболее важны верхние ограничения на H₂CO, HCl и SO₂, которые свидетельствуют об отсутствии, соответственно, реакций с участием хлора, а также вулканической активности, в частности, о невулканическом происхождении метана, если его существование будет подтверждено^[2].

Состав и давление атмосферы Марса делают невозможным дыхание человека^[28] и других земных организмов^[6]. Для работы на поверхности планеты необходим скафандр, хотя и не настолько громоздкий и защищённый, как для Луны и открытого космоса. Атмосфера Марса сама по себе не ядовита и состоит из химически инертных газов. Атмосфера несколько тормозит метеоритные тела, поэтому кратеров на Марсе меньше, чем на Луне, и они менее глубокие. А микрометеориты сгорают полностью, не достигая поверхности.

Низкая плотность не мешает атмосфере формировать масштабные явления, влияющие на климат^[3].

Водяного пара в марсианской атмосфере не более тысячной доли процента, однако по результатам недавних (2013 г.) исследований, это всё же больше, чем предполагалось ранее, и больше, чем в верхних слоях атмосферы Земли^[29], и при низких давлении и температуре он находится в состоянии, близком к насыщению, поэтому часто собирается в облака. Как правило, водяные облака формируются на высотах 10—30 км над поверхностью. Они сосредоточены в основном на экваторе и наблюдаются практически на протяжении всего года^[3]. Облака, наблюдаемые на высоких уровнях атмосферы (более 20 км), образуются в результате конденсации CO₂. Этот же процесс ответственен за формирование низких (на высоте менее 10 км) облаков полярных областей в зимний период, когда температура атмосферы опускается ниже точки замерзания CO₂ (-126 °С); летом же формируются аналогичные тонкие образования из льда Н₂О^[15]

• 
  Анимация движения облаков, фотографии с аппарата

  Феникс
• 
  Анимация движения облаков по снимкам марсохода

  Curiosity

  .

Образования конденсационной природы представлены также туманами (или дымками). Они часто стоят над низинами — каньонами, долинами — и на дне кратеров в холодное время суток^[4][15].

Одно из интересных и редких на Марсе атмосферных явлений было обнаружено («Викингом-1») при фотографировании северной полярной области в 1978 г. Это циклонические структуры, чётко отождествляемые на фотографиях по вихревидным системам облаков с циркуляцией против часовой стрелки. Они были обнаружены в широтном поясе 65-80° с. ш. в течение «тёплого» 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. Связанные с таким фронтом волновые движения воздушных масс и приводят к появлению столь знакомых нам по Земле циклонических вихрей. Обнаруженные на Марсе системы вихревидных облаков по размеру колеблются от 200 до 500 км, скорость их перемещения около 5 км/ч, а скорость ветров на периферии этих систем около 20 м/с. Длительность существования отдельного циклонического вихря колеблется от 3 до 6 сут. Величины температур в центральной части марсианских циклонов свидетельствуют о том, что облака состоят из кристалликов льда воды^[15].

В 2008 году марсоход «

Снег действительно наблюдался неоднократно[6]. Так, зимой 1979 г. в районе посадки «Викинга-2» выпал тонкий слой снега, который пролежал несколько месяцев^[4].

Характерная особенность атмосферы Марса — постоянное присутствие пыли; согласно спектральным измерениям, размер пылевых частиц оценивается в 1,5 мкм^[7][15][34]. Малая сила тяжести позволяет даже разреженным потокам воздуха поднимать огромные облака пыли на высоту до 50 км. А ветры, являющиеся одним из проявлений перепада температур, часто дуют над поверхностью планеты^[6] (особенно в конце весны — начале лета в южном полушарии, когда разница температур между полушариями особенно резкая➤), и их скорость доходит до 100 м/с. Таким образом формируются обширные пылевые бури, давно наблюдаемые в виде отдельных жёлтых облаков, а иногда в виде сплошной жёлтой пелены, охватывающей всю планету. Чаще всего пылевые бури возникают вблизи полярных шапок, их продолжительность может достигать 50—100 суток. Слабая жёлтая мгла в атмосфере, как правило, наблюдается после крупных пылевых бурь и без труда обнаруживается фотометрическими и поляриметрическими методами^[2][4][15].

Пылевые бури, хорошо наблюдавшиеся на снимках, сделанных с орбитальных аппаратов, оказались слабозаметными при съёмке с посадочных аппаратов. Прохождение пылевых бурь в местах посадок этих космических станций отмечалось лишь по резкому изменению температуры, давления и очень слабому потемнению общего фона неба. Слой пыли, осевшей после бури в окрестностях мест посадок «Викингов», составил лишь несколько микрометров. Все это свидетельствует о довольно низкой несущей способности марсианской атмосферы^[15].

С сентября 1971 по январь 1972 г. на Марсе происходила глобальная пылевая буря, которая даже помешала фотографированию поверхности с борта зонда «Маринер-9»^[4]. Масса пыли в столбе атмосферы (при оптической толщине от 0,1 до 10), оценённая в этот период, составляла от 7,8⋅10^-5 до 1,66⋅10^-3г/см². Таким образом, общий вес пылевых частиц в атмосфере Марса за период глобальных пылевых бурь может доходить до 10⁸ — 10⁹ т, что соизмеримо с общим количеством пыли в земной атмосфере^[15].

• 
  Глобальная пылевая буря, зафиксированная телескопом Хаббл в 2001 г. Сплошная пелена скрывает всю поверхность Марса.
• 
  Полная карта поверхности Марса с динамикой атмосферных процессов, в том числе двух локальных пылевых бурь, с 18 февраля по 6 марта 2017 г. Составлено на основании снимков аппарата Mars Reconnaissance Orbiter.
• 
  Прохождение пылевого вихря по поверхности Марса, заснятое марсоходом «Спирит», 2005 г.
• 
  Следы пыльных вихрей на поверхности Марса.

Из-за отсутствия глобального магнитного поля высокоэнергетические частицы солнечного ветра беспрепятственно попадают в атмосферу Марса, вызывая

Кроме того, экстремально ультрафиолетовое излучение Солнца вызывает так называемое собственное свечение атмосферы (англ. airglow).

Регистрация оптических переходов при полярных сияниях и собственном свечении даёт важную информацию о составе верхней атмосферы, её температуре и динамике. Так, изучение γ- и δ-полос излучения оксида азота в ночной период помогает охарактеризовать циркуляцию между освещённой и неосвещённой областями. А регистрация излучения на частоте 130,4 нм при собственном свечении помогло выявить присутствие атомарного кислорода высокой температуры, что стало важным шагом в понимании поведения атмосферных экзосфер и корон в целом^[2].

Частицы пыли, которыми наполнена атмосфера Марса, состоят в основном из оксида железа, и он придаёт ей красно-оранжевый оттенок^[6][15].

Согласно данным измерений, атмосфера имеет оптическую толщину 0,9^[34] — это означает, что до поверхности Марса сквозь его атмосферу доходит только 40 % падающего солнечного излучения, а остальные 60 % поглощаются висящей в воздухе пылью. Без неё марсианские небеса имели бы приблизительно тот же цвет, как у земного неба на высоте 35 километров^[42], где давление и плотность атмосферы Земли сопоставимы с таковыми на поверхности Марса. Совсем без пыли небо Марса было бы почти чёрным, возможно, с бледно-голубой дымкой у горизонта. Следует заметить, что при этом человеческий глаз адаптировался бы к этим цветам, и баланс белого автоматически подстроился бы так, что небо виделось бы таким же, как при земных условиях освещения.

Цвет неба весьма неоднороден, и в отсутствие облаков или пыльных бурь от относительно светлого на горизонте резко и градиентно темнеет к зениту. В относительно спокойный и безветренный сезон, когда пыли меньше, в зените небо может быть совсем чёрным.

Тем не менее благодаря снимкам марсоходов стало известно, что на закате и восходе вокруг Солнца небо окрашивается в голубой цвет. Причиной этому является рассеяние РЭЛЕЯ - свет рассеивается на частицах газа и окрашивает небо, но если марсианским днём эффект слаб и незаметен невооружённым глазом из-за разрежённости атмосферы и запылённости, то на закате солнце просвечивает намного более толстый слой воздуха, благодаря чему начинают рассеиваться синяя и фиолетовая составляющие. Тот же механизм отвечает за голубое небо на Земле днём и жёлто-оранжевое на закате^{[источник не указан 2721 день]}.

Панорама песчаных дюн Рокнест, составленная из снимков марсохода Curiosity.

Баланс белого отредактирован в соответствии с тем, как поверхность воспринималась бы человеческим глазом при земном освещении.

Оригинальные цвета

Общая циркуляция атмосферы происходит по классической схеме Хэдли: поток поднимается в полушарии, где в данный момент лето, и опускается обратно в противоположном полушарии. Такие ячейки Хэдли могут простираться до 60 км в высоту — гораздо выше, чем на Земле, где конвективная зона ограничена пределами тропопаузы (до 12 км). На высоте до 50 км этот процесс хорошо описывается моделью общей циркуляции^[2], хотя, возможно, она даёт несколько заниженные температуры для средней атмосферы (20—50 км) и завышенные — для области выше 50 км. Основная зональная циркуляция определяется ветрами, дующими в направлении, противоположном вращению планеты, с большими скоростями — 70—170 м/с, изменяющимися в зависимости от времени года, широты и долготы (особенно сильно — между утренними и вечерними часами)^[11].

Изменения в верхних слоях атмосферы носят довольно сложный характер, так как они связаны между собой и с нижележащими слоями. Распространяющиеся вверх атмосферные волны и приливы могут оказывать существенное влияние на структуру и динамику термосферы и, как следствие, ионосферы, например, высоту верхней границы ионосферы. Во время пылевых бурь➤ в нижней атмосфере её прозрачность уменьшается, она нагревается и расширяется. Тогда увеличивается плотность термосферы — она может варьироваться даже на порядок, — и высота максимума концентрации электронов может подняться на величину до 30 км. Вызванные пылевыми бурями изменения в верхней атмосфере могут быть глобальными, затрагивая области до 160 км над поверхностью планеты. Отклик верхней атмосферы на эти явления занимает несколько дней, а в прежнее состояние она возвращается гораздо дольше — несколько месяцев. Ещё одно проявление взаимосвязи верхней и нижней атмосферы заключается в том, что водяной пар, которым, как выяснилось, перенасыщена нижняя атмосфера, может подвергаться фотодиссоциации на более лёгкие компоненты H и O, увеличивающие плотность экзосферы и интенсивность потери воды атмосферой Марса. Внешние факторы, вызывающие изменения в верхней атмосфере, — это экстремально ультрафиолетовое и мягкое рентгеновское излучение Солнца, частицы солнечного ветра, космическая пыль и более крупные тела, такие как метеориты. Задача осложняется тем, что их воздействие, как правило, случайно, и его интенсивность и продолжительность невозможно прогнозировать, причём на эпизодические явления накладываются циклические процессы, связанные с изменением времени суток, времени года, а также солнечным циклом. На настоящий момент по динамике параметров атмосферы в лучшем случае имеется накопленная статистика событий, но теоретическое описание закономерностей ещё не выполнено. Определённо установлена прямая пропорциональность между концентрацией частиц плазмы в ионосфере и солнечной активностью. Это подтверждается тем, что аналогичная закономерность была реально зафиксирована^[43] по результатам наблюдений в 2007—2009 гг для ионосферы Земли, несмотря на принципиальное различие магнитного поля этих планет, непосредственно влияющего на ионосферу. А выбросы частиц солнечной короны, вызывая изменение давления солнечного ветра, также влекут за собой характерное сжатие магнитосферы и ионосферы^[2]: максимум плотности плазмы опускается до 90 км^[9].

Поскольку атмосфера Марса сильно разрежена, она плохо сглаживает суточные колебания температуры поверхности. При наиболее благоприятных условиях летом на дневной половине планеты воздух прогревается до 20° С (а на экваторе — до +27 °C) — вполне приемлемая температура для жителей Земли. Но зимней ночью мороз может достигать даже на экваторе −80 °C до −125° С, а на полюсах ночная температура может падать до −143 °C^[4][6]. Однако суточные колебания температуры не столь значительны, как на безатмосферных Луне и Меркурии^[3]. На Марсе существуют и температурные оазисы, в районах «озера» Феникс (плато Солнца) и земли Ноя перепад температур составляет от −53° С до +22° С летом и от −103° С до −43° С зимой. Таким образом, Марс — весьма холодный мир, однако климат там ненамного суровее, чем в Антарктиде^[4].

Несмотря на свою разреженность, атмосфера тем не менее реагирует на изменение потока солнечного тепла медленнее, чем поверхность планеты. Так, в утренний период температура сильно меняется с высотой: была зафиксирована разница в 20° на высоте от 25 см до 1 м над поверхностью планеты. С восходом Солнца холодный воздух нагревается от поверхности и поднимается в виде характерного завихрения вверх, поднимая в воздух пыль — так образуются

Смена дня и ночи влияет и на верхнюю атмосферу. Прежде всего, в ночное время прекращается ионизация солнечным излучением, однако плазма продолжает первое время после захода Солнца пополняться за счёт потока с дневной стороны, а затем формируется за счёт ударов электронов, движущихся вниз вдоль линий магнитного поля (так называемое вторжение электронов) — тогда максимум наблюдается на высоте 130—170 км. Поэтому плотность электронов и ионов с ночной стороны гораздо ниже и характеризуется сложным профилем, зависящим также от локального магнитного поля и изменяющимся нетривиальным образом, закономерность которого пока не до конца понята и описана теоретически[9]. На протяжении дня состояние ионосферы также меняется в зависимости от зенитного угла Солнца^[2][8].

Как и на Земле, на Марсе происходит смена времён года из-за наклона оси вращения к плоскости орбиты, поэтому зимой в северном полушарии полярная шапка растёт, а в южном почти исчезает, а через полгода полушария меняются местами. При этом из-за достаточно большого эксцентриситета орбиты планеты в перигелии (зимнее солнцестояние в северном полушарии) она получает до 40 % больше солнечного излучения, чем в афелии^[2], и в северном полушарии зима короткая и относительно умеренная, а лето длинное, но прохладное, в южном же наоборот — лето короткое и относительно тёплое, а зима длинная и холодная. В связи с этим южная шапка зимой разрастается до половины расстояния полюс-экватор, а северная — только до трети. Когда на одном из полюсов наступает лето, углекислый газ из соответствующей полярной шапки испаряется и поступает в атмосферу; ветры переносят его к противоположной шапке, где он снова замерзает. Таким образом происходит круговорот углекислого газа, который наряду с разными размерами полярных шапок вызывает изменение давления атмосферы Марса по мере его обращения вокруг Солнца^[3][4][6]. За счёт того, что зимой до 20—30 % всей атмосферы замерзает в полярной шапке, давление в соответствующей области соответственно падает^[7].

Сезонные вариации (как и суточные) претерпевает также концентрация водяного пара — они находятся в пределах 1—100 мкм. Так, зимой атмосфера практически «сухая». Водяной пар появляется в ней весной, и к середине лета его количество достигает максимума, следуя за изменениями температуры поверхности. В течение периода лето — осень водяной пар постепенно перераспределяется, причём максимум содержания его перемещается от северной полярной области к экваториальным широтам. При этом общее глобальное содержание пара в атмосфере (по данным «Викинга-1») остаётся приблизительно постоянным и эквивалентным 1,3 км³ льда. Максимальное содержание Н₂О (100 мкм осаждённой воды, равное 0,2 объёмных %) было зафиксировано летом над тёмным районом, опоясывающим северную остаточную полярную шапку — в это время года атмосфера надо льдом полярной шапки обычно близка к насыщению^[15].

В весенне-летний период в южном полушарии, когда наиболее активно формируются пылевые бури, наблюдаются суточные или полусуточные атмосферные приливы — увеличение давления у поверхности и термическое расширение атмосферы в ответ на её нагрев^[2].

Смена времён года оказывает влияние и на верхнюю атмосферу — как нейтральную компоненту (термосферу), так и плазму (ионосферу), причём этот фактор должен учитываться вместе с солнечным циклом, и это усложняет задачу описания динамики верхней атмосферы^[2].

Это пустой раздел, который еще не написан. Здесь может располагаться отдельный раздел. Помогите Википедии, написав его. (2 октября 2017)

• Атмосфера
• Атмосферное давление
• Углекислый газ
• Климат Марса
• Колонизация Марса
• Терраформирование