Предпринятые ранее измерения общего содержания водяного пара в марсианской атмосфере обнаружили, что водяной пар появляется в середине лета соответствующего полушария и его содержание становится максимальным примерно через два месяца, достигая 50 мкм при характерных горизонтальных масштабах порядка 10³ км (наибольшее влагосодержание атмосферы наблюдается в умеренных широтах). В работах [35, 37] обсуждены предварительные результаты измерений с АМС «Викинг-1», выполненных в течение периода, начавшегося за двое суток до вывода АМС на орбиту искусственного спутника Марса и продолжавшегося до 30-го витка вокруг Марса, когда произошло отделение СА. Этот период соответствует началу «влажного» сезона в северном полушарии.

Рассматриваемые наблюдения охватывают южное (сухое) полушарие и северные широты до 20° при наличии нескольких изолированных серий измерений в полосе 40—50° с. ш. Прибор, предназначенный для определения общего влагосодержания (датчик водяного пара на Марсе — ДВПМ), представляет собой спектрометр с дифракционной решеткой, функционирующей в 7200 см^-1 (1,4 мкм) полосе поглощения водяного пара при спектральном разрешении 1,2 см^-1, что позволяет обеспечить измерения влагосодержаний меньше 1 мкм атм. ДВПМ обычно работает как пятиканальный радиометр, три канала которого расположены вблизи центра полосы (7223, 13; 7232, 20; 7242,74 см^-1), а два — в окнах прозрачности. Приемниками излучения для всех каналов служат радиационно охлаждаемые сернисто-свинцовые фотосопротивления. Иногда осуществлялось сканирование по частоте с целью измерений спектрального распределения излучения в диапазоне 7215—7251 см^-1. Поле зрения ДВПМ составляет 2x16 мрад, что соответствует «пятну» на местности 3X24 км при высоте периапсиса 1500 км. За счет ступенчатого сканирования на 15 шагов вдоль короткой стороны поля зрения достигается охват площади около 20X45 км (в периапсисе) за период сканирования 4,48 с.

Наличие данных пятиканальных измерений позволяет определить не только общее влагосодержание, но также температуру и атмосферное давление вблизи уровня «центра тяжести» слоя водяного пара. Данные наблюдений свидетельствуют об очень малом влагосодержаний (0—30 мкм) марсианской атмосферы в южном полушарии и постепенном увеличении влагосодержания при перемещении в северное полушарие. Максимальные значения достигали 20—30 мкм, причем наибольшее значение (30 мкм) зарегистрировано в районе Elysium Amazonis при измерениях перед выводом АМС на орбиту вокруг Марса. Большой интерес представляют наблюдения дневного хода влагосодержания, отражающие особенности фазовых превращений воды в течение суточного цикла. Условия наблюдений позволили осуществить слежение за вариациями влагосодержания с рассвета до полудня в трех точках: 10,83° с. ш., 15,69° ю. ш. и 17,77° ю. ш. Для первой из этих точек обнаружена регулярная воспроизводимость дневного хода с максимумом влагосодержания в местный полдень. Наблюдаются различия в дневном ходе для разных точек планеты. Водяной пар располагается близко к поверхности планеты и, по-видимому, находится в насыщающем равновесии по отношению к приповерхностной дымке или туману в течение большей части дня. По меньшей мере 80% водяного пара должно переходить в твердую фазу в период между полуднем и последующими утренними сумерками.

В работе [36] приведены результаты измерений содержания водяного пара в околополярной зоне марсианской атмосферы, выполненных с АМС «Викинг-2» в течение двухнедельного периода, близкого к дню летнего солнцестояния в северном полушарии.

Общее содержание водяного пара оказалось максимальным в полосе 70—80° с. ш., а его абсолютные значения выше когда-либо наблюдавшихся ранее. Широтный профиль общего содержания водяного пара на 180° з. д. характеризуется возрастанием от нулевых значений в южном полушарии до 70—80 мкм в полосе 70—80° с. ш. и несколько убывает (до 55 мкм) вблизи Северного полюса (точность отдельных измерений составляет 10—15%, а средних значений ±4%). Аналогичные результаты дало построение меридиональных профилей для других долгот.

Столь значительное влагосодержание атмосферы предполагает наличие у поверхности планеты таких высоких температур (>204 К), которые не допускают сохранение полярной шапки из твердой углекислоты (в этом случае температура должна быть равна 150 К). Отсюда вытекает, что доминирующим компонентом летней остаточной северной полярной шапки является лед. Грубая оценка толщины периферийной части ледового покрова полярной шапки приводит к значениям порядка 1—2 км. Толщина льда в центральной (сплошной) части полярной шапки должна быть такой же или большей.

Поскольку содержание водяного пара в атмосфере Марса очень мало, весьма вероятно, что мощным резервуаром водяного льда является планетарный реголит. Важной целью дальнейших исследований должно стать выяснение вопроса о том, является ли этот полярный резервуар в настоящее время суммарным источником или стоком атмосферного водяного пара на протяжении промежутков времени больше марсианского года.

В работе [86] рассмотрены результаты измерений состава и структурных параметров марсианской атмосферы, осуществленных при входе СА «Викинг-1» в атмосферу планеты 20 июля 1976 г. Состав атмосферы на высотах более 100 км измерялся при помощи масс-спектрометра для нейтральных газовых компонентов в диапазоне масс 1—50. Для измерений параметров ионосферы служил анализатор с замедляющим потенциалом (АЗП), позволяющий измерять температуру, состав и концентрацию ионов, а также энергетический спектр электронов (главной целью было в данном случае изучение взаимодействия солнечного ветра с верхней атмосферой). Датчики давления, температуры и ускорения предназначались для измерений на высотах ниже 100 км. Эта аппаратура вместе с гироскопом и радарным альтиметром орбитального отсека дала возможность получить вертикальные профили плотности, давления, температуры и ветра в широком диапазоне высот.

Анализ данных масс-спектрометра для высоты 135 км выявляет наличие отчетливых пиков при массах 40 и 20, свидетельствующих о наличии аргона. Оценка его отношения смеси (относительно СО₂) дала значение около 0,015 по объему, которое сильно расходится с данными АМС «Марс-6», приведшими к отношению смеси 0,35±0,10 [5, 12]. По-видимому, отношение смеси ⁴⁰Ar в нижних слоях марсианской атмосферы не может быть столь высоким и не превышает 0,01—0,02.

Хотя следует, естественно, отдать предпочтение данным прямых измерений, необходимо упомянуть, что, как показал В. И. Мороз [81] на основе анализа имеющихся данных спектроскопических и радиорефракционных измерений, результаты прямых измерений на СА «Марс-6» не противоречат этим данным. В работе [81] рассмотрены три типа косвенных измерений: 1) эквивалентной ширины слабых (ненасыщенных) линий углекислого газа, 2) эквивалентной ширины насыщенных линий, 3) радиорефракционные наблюдения. Во всех этих случаях присутствие в атмосфере Марса 25—30% аргона не оказывает существенного влияния на оценки значения атмосферного давления у поверхности. По-видимому, нижний предел возможного содержания аргона является наиболее вероятным.

Если исходить из радиорефракционных данных, наличие 25% аргона вызывает возрастание давления у поверхности на 0,5 мбар. Присутствие значительного количества аргона в марсианской атмосфере является одним из аргументов в пользу гипотезы о возможности существенно иного климата в геологическом прошлом Марса при атмосферном давлении 0,1 — 1 атм, более высокой температуре и наличии водных бассейнов.

Полученный по данным СА «Викинг-1» пик при массе 28 отображает вклад СО₂⁺, образующегося в результате ионизации СО₂ и СО, в дополнение к N₂⁺ который является продуктом ионизации N₂. Отношение смеси молекулярного азота (относительно СО₂) составляет около 0,06. Предварительная экстраполяция этих данных на более низкие высоты приводит к отношениям смеси порядка 0,02—0,03. На больших высотах отношение смеси молекулярного азота возрастает, вследствие влияния диффузионного разделения.

Оценка отношения смеси О₂ по пику массы 32 дает значение около 0,003 на высоте 135 км. Пик при массе 16 указывает на присутствие измеримых количеств атомарного кислорода. Соотношения концентраций изотопов ¹⁸О/¹⁶О и ¹³С/¹²С близки к их земным значениям. Анализ вертикальных профилей концентрации СО₂, Аr, N₂ и О₂ в слое 140—190 км приводит к оценке средней температуры 180±20 К. Заметное проявление диффузионного разделения газов на высотах более 140 км свидетельствует о том, что существенное влияние перемешивания в атмосфере ограничивается этим уровнем.

Данные АЗП для высоты 130 км указывают на то, что главным компонентом марсианской ионосферы является О₂⁺ (этот важный результат является новым), а концентрация СО₂⁺ оказывается примерно в 9 раз меньшей. Ионная температура составляет около 160 К, что согласуется с результатами масс-спектрометрических измерений. Полученные данные свидетельствуют о ведущем значении для ионосферы реакции: СО₂⁺+O → + О₂⁺.

Измерения в нижних слоях атмосферы привели к давлению у поверхности планеты в точке посадки СА, равному 7,3 мбар (точка посадки на 2,9 км выше среднего уровня марсианской поверхности, которому соответствует давление 6,1 мбар) и температуре 241К при вертикальном градиенте температуры в приповерхностном слое, составляющем 3,7 К/км. Плотность воздуха, оцененная по скорости парашютирования, равна 0,0136 кг/м³ на высоте 2,7 км, что указывает на преимущественно углекислотный состав атмосферы. В слое 25—90 км температура варьирует в пределах 120—165К при наличии пиков на высотах 30 и 64 км, а выше 140 км плавно переходит в зону температур, полученную по данным масс-спектрометра.

Осуществленный в работах [86—88] предварительный анализ изотопного состава марсианской атмосферы по данным измерений при помощи масс-спектрометра для нейтральных частиц на высотах 100—200 км во время спуска СА «Викинга-1» привел к выводу, что в атмосфере преобладает СО₂ при наличии следов N₂, Ar, О₂, СО и О. Относительное содержание изотопов кислорода и углерода оказалось примерно таким же, как в земной атмосфере. В работе [87] обсуждены результаты последующего определения отношений концентрации изотопов ¹⁸0/¹⁶0, 13С/12С и 15N/14N на основе анализа шести масс-спектров, относящихся к диапазону высот 111 —157 км.

Рассматриваемый анализ привел к значениям ¹⁸0/¹⁶0 = 0,0020 + 0,0001 или 0,0021 + 0,0002. Так как для земной атмосферы соответствующее среднее значение составляет 0,00204, то марсианская атмосфера не может быть в сколько-нибудь существенной степени обогащена ¹⁸О по сравнению с земной атмосферой (вероятнее всего, что подобное обогащение не превосходит 3%). Аналогичная ситуация имеет место в отношении ¹³С. Однако отношение концентраций ¹⁵N/¹⁴N = 0,0064 ± 0,001 тогда как в условиях земной атмосферы это отношение равно 0,00368.

Отсюда вытекает, что марсианская атмосфера обогащена изотопом ¹⁵N по сравнению с земной примерно на 75%. По-видимому, это обогащение обусловлено повышенной диссипацией атомов ¹⁴N из верхней атмосферы Марса. Оценка коэффициента диффузии с учетом такого предположения дала значение 10⁸ см²/с, согласующееся с полученными ранее результатами. Следует считать вероятным, что содержание молекулярного азота в марсианской атмосфере в геологическом прошлом было значительно более высоким, обеспечивая парциальное давление не менее 2 мбар.

Аналогичный анализ, относящийся к изотопам кислорода, привел к выводу о необходимости существования очень мощного источника кислорода. Обогащение изотопом ¹⁸О, составляющее менее 3%, требует обмена углекислым газом или водяным паром между подповерхностным резервуаром и атмосферой, который предполагает содержание этих газовых компонентов, эквивалентное давлению не менее 2 бар.

При помощи масс-спектрометра, установленного на СА «Викинг-1» и предназначавшегося (в сочетании с газовым хроматографом) прежде всего для определения состава органических компонентов почвы, Оуэн и Биманн [90] выполнили анализ химического состава атмосферы. В течение четвертых и пятых суток после посадки сделано шесть серий измерений через интервалы времени около 6 часов. Первые четыре серии выполнены после удаления СО и СО₂ (СО₂⁺ как продукт этих компонентов затрудняет анализ на молекулярный азот), а остальные две серии — с непосредственными пробами воздуха. В табл. 7 представлены осредненные по пяти сериям результаты измерений (третья серия оказалась неудачной).

Отсюда видно, что измеренное содержание азота согласуется с полученной ранее оценкой и данными измерений во время спуска СА. Концентрация аргона значительно превышает обнаруженную по данным АМС «Марс-6», не согласуется с результатами измерений во время спуска. Содержание ³⁶Аr оказалось примерно в 10 раз меньшим, чем в земных условиях. Окись углерода не была обнаружена, ввиду ее малой концентрации, находящейся за пределом чувствительности масс-спектрометра. По данным для пиков масс при 44, 45 и 46 обнаружены концентрации ¹³С и ¹⁸О, оказавшиеся близкими к земным значениям.

Установленный на спускаемом аппарате АМС «Викинг-1» рентгеновский флуоресцентный спектрометр, который был предназначен для элементного анализа марсианского грунта, использовался также с целью измерений содержания некоторых газовых компонентов атмосферы [28]. Особое внимание привлекала задача определения концентрации аргона. Измерения привели к выводу, что парциальное давление аргона не превосходит 0,15 мбар (доверительный уровень составляет 95%). Если учесть, что атмосферное давление в точке посадки составляло 7,7 мбар, это приводит к относительной объемной концентрации аргона, составляющей 2%, что хорошо согласуется с данными масс-спектрометрических измерений на СА. По-видимому, аргон имеет преимущественно радиогенное происхождение, являясь продуктом распада 40К. В связи с этим важное значение имеет определение содержания калия в марсианском грунте.

В течение августа 1976 г. при помощи масс-спектрометра, установленного на СА «Викинг-1», продолжались измерения относительного содержания изотопов аргона, углерода, кислорода и азота, а также предприняты поиски других малых компонентов, особенно благородных газов [18]. Производились анализы как непосредственно взятых, так и обогащенных (путем удаления СО и СО₂) проб атмосферы, что позволяло повысить относительную концентрацию малых компонентов в 8,5 раза.

В табл. 8 представлены результаты измерений изотопных отношений в сопоставлении с данными для земной атмосферы, свидетельствующие о более высокой концентрации ¹⁵N в марсианской атмосфере по сравнению с земной (эти результаты могут быть, однако, недостаточно точны, ввиду возможного влияния десорбции ¹³СО в приборе). Недостаточно надежны и данные по аргону, которые следует рассматривать лишь как обнаружившие изотопное отношение, близкое к земному. Попытка обнаружения метана, неона, криптона и ксенона не дала положительного результата.

Измерения на СА «Викинг-2» с обогащением образцов воздуха в 10 раз позволили определить содержание криптона и ксенона, выявив, что криптон присутствует в бóльших количествах, чем ксенон [92]. Относительное содержание различных изотопов криптона близко соответствует земным значениям, но отношение концентрации ксенона-129 и ксенона-132 оказалось более высоким, чем в земной атмосфере.

Полученные результаты позволяют считать мало вероятным, что Марс мог иметь в прошлом массивную первоначальную атмосферу, которая была затем постепенно «сдута» солнечным ветром, так как в противном случае отношение концентраций ³⁶Аr и криптона должно быть гораздо меньшим, чем в земной атмосфере, поскольку «сдувание» аргона более эффективно, чем криптона. Обнаруженная в атмосфере Марса низкая концентрация аргона свидетельствует об одной из следующих возможностей: 1) на Марсе в период его формирования имело место пониженное содержание летучих компонентов (это, однако, мало вероятно, ввиду близости планеты к Солнцу); 2) значительная часть первоначальной атмосферы планеты подвергалась «сдуванию» солнечным ветром, в процессе которого происходило изменение состава атмосферы; 3) на Марсе не было такой интенсивной дегазации твердой оболочки планеты, как на Земле. Последняя возможность является наиболее вероятной.

Важное значение имеет факт преобладания криптона над ксеноном в марсианской атмосфере (аналогичная ситуация наблюдается в земной атмосфере), тогда как обратное справедливо для состава протопланетной газовой компоненты обычных или карбонатных хондритов. В связи с этим можно предположить, что на Марсе происходил подобный земному процесс преимущественной адсорбции ксенона, выделившегося при дегазации осадочными породами. Возможно, что подобный процесс имел место на Марсе в периоды флювиальной эрозии. Альтернативное (или дополнительное) предположение состоит в том, что ксенон был поглощен реголитом.

Низкая концентрация аргона свидетельствует о необходимости внести поправки в оценки концентрации других летучих компонентов, основанные на предположении о высоком содержании аргона. Однако малое по сравнению с земным отношение концентрации изотопов аргона указывает, по-видимому, на большую сложность процессов дегазации на Марсе, чем это предполагается по аналогии с Землей.

Можно считать, что Марс и Земля имеют, в целом, сходный состав и поэтому продукция газов осуществляется в одинаковых пропорциях, но дегазация и выветривание были на Марсе гораздо менее полными. Значительная часть летучих компонентов могла быть захвачена слоями вечной мерзлоты (Н₂О), полярными шапками (Н₂О, СО₂), химически связана в грунте (нитраты, окислы, карбонаты) или диссипировала. Если принять такую гипотезу, то из нее вытекает, что масса марсианской атмосферы в прошлом не могла превышать современную более, чем в 10 раз, т. е. давление у поверхности не превосходило 100 мбар. Существование огромных количеств «погребенных» СО₂ и Н₂О допускает, однако, возможность циклических или эпизодических вариаций климата, которые могли обусловить появление флювиальных структур рельефа.

Измерения на участке входа СА в марсианскую атмосферу позволили получить сведения о вертикальных профилях структурных параметров [98]. Вход СА «Викинг-2» (САВ-2) в атмосферу Марса произошел 3 сентября 1976 г. около 15 ч 49 м по тихоокеанскому дневному времени, что соответствует местному утру. Структура марсианской атмосферы утром на высотах до 100 км, определенная по данным акселерометрических (на высотах более 25 км) и прямых (парашютный спуск) измерений во время входа СА в атмосферу, характеризуется наличием почти изотермического слоя 1,5—4 км вблизи поверхности планеты с вертикальным градиентом температуры не более 1,3 К/км на высотах, превосходящих 2,5 км. Вертикальный градиент температуры в слое 5—19 км ниже адиабатического и равен 1,8 К/км, а в вышележащей толще атмосферы наблюдается волнообразный ход температуры.

Различие по сравнению с данными САВ-1, согласно которым вертикальный градиент температуры составляет 3,7 К/км, обусловлено влиянием суточного хода (данные САВ-1 относятся к послеполуденному времени). Атмосферное давление у поверхности оказалось примерно на 10% выше (7,75 мбар) зарегистрированного в тот же момент времени в точке посадки СА «Викинг-1» (6,98 мбар). Это определяется тем фактом, что САВ-2 совершил посадку в точке, находящейся на уровне, который на 2,7 км ниже отсчетного уровня марсианского эллипсоида (уровня 6,1 мбар поверхности) и примерно на 0,96—1,20 км ниже уровня САВ-1. Плотность воздуха у поверхности равна 0,0180 кг/м³. Полученный вертикальный профиль температуры на высотах до 100 км согласуется (по крайней мере, качественно) с данными, найденными ранее на основе использования модели тепловых приливов.

Для изменения температуры с высотой характерен волнообразный характер при амплитуде волны, возрастающей примерно до 25 К на высоте 90 км. Вертикальные длины волн (расстояния между экстремумами) варьируют в пределах 17—23 км (теоретические расчеты приводят к значениям, равным 22—24 км). По-видимому, подобные волны являются следствием слоистой структуры вертикальных осцилляции и связаны с нагреванием и охлаждением, обусловленными сжатием и расширением (требуемый коэффициент сжатия на высотах меньше 80 км должен варьировать в пределах 0,80—1,26). Последние определяются влиянием суточного хода температуры поверхности планеты.

Как это необходимо для распространения гравитационных волн, атмосфера устойчива к конвекции, за исключением, возможно, некоторых участков планеты. В обеих точках посадки СА температура атмосферы везде существенно выше уровня конденсации углекислого газа, что исключает возможность формирования дымки из сухого льда летом в северном полушарии по крайней мере до 50° с. ш. Следует, таким образом, считать, что наблюдаемый на этих широтах приповерхностный туман состоит из конденсата водяного пара.

По данным масс-спектрометрических измерений плотности углекислого газа во время снижения СА «Викинг-1, -2» (САВ-1 и САВ-2) в работе [75] рассчитаны вертикальные профили температуры на высотах 120—200 км. Расчеты сделаны на основе барометрической формулы с применением итерационной схемы, предусматривающей послойное определение температуры, начиная с уровня верхней границы, где атмосфера первоначально предполагается изотермической в пределах интервала высот, охватываемого первыми двумя точками измерений. Вертикальные профили температуры восстановлены независимо по ионным пикам, соответствующим массовым числам 44, 22 и 12, что позволяет оценить точность определения температуры.

В обоих случаях (САВ-1 и САВ-2) вертикальные профили температуры имеют волнообразную структуру на высотах более 30 км (для сравнения использованы данные, относящиеся к высотам 0—100 км), причем амплитуда волны возрастает с высотой в слое 50—120 км. В нескольких интервалах высот вертикальный градиент температуры близок к адиабатическому. В случае данных САВ-1 волновая структура профиля температуры может быть обусловлена влиянием суточного прилива. Амплитуда волны меньше в районе снижения САВ-2, что, вероятно, связано с более высокой широтой этого района.

Полученные значения температуры термосферы Марса значительно ниже (<200 К), чем найденные ранее по данным измерений УФ свечения атмосферы с АМС «Маринер-6, -7, -9». Это можно объяснить как влиянием расстояния до Солнца (измерения на CAB сделаны в период, когда Марс был близок к апогею при расстоянии около 1,64 а. е., тогда как АМС «Маринер» функционировали при положении планеты, близком к перигелию при расстоянии около 1,43 а. е.), так и различиями потока энергии, переносимого приливами из нижней атмосферы в верхнюю.

Данные САВ-2 обнаруживают неожиданное возрастание температуры выше 170 км, достоверность которого требует тщательной проверки. Сравнение вычисленных по барометрической формуле вертикальных профилей концентрации аргона и азота с измеренными позволило оценить коэффициент турбулентного перемешивания на различных высотах, варьирующий от 2,1—5,0Х 10⁷ см²/с на уровне 100 км до 1,2—4,2— 10⁹ см²/с на высоте 170 км. Модельные расчеты вертикальных профилей концентрации СО, NO и О₂ обнаружили хорошее согласие с результатами измерений.

В работе [75] построена модель марсианской ионосферы, соответствующая данным САВ-2. Анализ рассматриваемых данных привел к выводу, что отношения смеси азота, аргона и кислорода в основной толще атмосферы равны 2,4 · 10^-2; 1,5 · 10^-2 и 1,6 · 10^-3, соответственно. Верхняя атмосфера обогащена окисью углерода и азота по сравнению с нижней, где отношения смеси этих компонент составляют около 8·10^-4 и 10^-8—10^-9.

Хотя содержание азота в современной атмосфере Марса составляет около 2,5%, обнаружение того факта, что марсианская атмосфера обогащена тяжелым изотопом азота ¹⁵N примерно на 75% по сравнению с земной атмосферой, побудило Макэлроя и др. [74] предположить, что за последние 4,5 млрд. лет Марс потерял значительное количество молекулярного азота в результате диссипации. По-видимому, главным механизмом диссипации являлась продукция быстрых атомов азота реакциями диссоциативной рекомбинации

Если принять ионную и электронную температуры марсианской атмосферы равными 400 К, то средняя скорость атомов, продуцируемых первой из упомянутых реакций, составит 4,96 км/с. Скорость, необходимая для диссипации с уровня 210 км (высота экзобазы), равна 4,68 км/с. Учет длительной диссипации атомов азота приводит к выводу, что парциальное давление молекулярного азота в геологическом прошлом должно было составлять не менее нескольких миллибар и могло достигать 30 мбар, если принять во внимание возможность функционирования марсианского грунта как стока для атмосферных HNO₂ и HNO₃.

Полученная ранее оценка суммарного выделения водяного пара на Марсе за счет дегазации твердой оболочки, найденная по данным о диссипации водорода, который является продуктом фотодиссоциации водяного пара, привела к значению порядка 10² г/см². Аналогичные вычисления для углекислого газа дали 60±20 г/см². За последние годы были высказаны предположения, что марсианский реголит и северная полярная шапка могут оказаться гигантскими стоками водяного пара и углекислого газа. Расчеты показывают, что реголит мог адсорбировать до 10³ г/см² водяного пара и может содержать до 400 г/см² углекислого газа, а в северной полярной шапке может быть «погребено» до 10³ г/см² СО₂. Все эти оценки указывают на то, что поверхностные слои твердой оболочки Марса могут содержать больше водяного пара и углекислого газа, чем выделилось в результате дегазации за всю историю планеты [34].

С учетом данных о высоком (28%) содержании аргона в марсианской атмосфере Леови [63] показал, что дегазация водяного пара и углекислого газа на протяжении эволюции Марса была на два порядка величины более интенсивной, чем предполагалось ранее. Если принять относящиеся к Земле значения отношений дегазации для различных компонентов, то оказывается, что на протяжении истории Марса в процессе дегазации выделилось около 10⁵ г/см² водяного пара (эта величина примерно в 10⁸ раз превосходит современное содержание водяного пара в атмосфере Марса), 10⁴ г/см² углекислого газа (это в 10³ раз превосходит современное содержание) и 450 г/см² азота.

Возможно, что основная часть азота, выделившегося в процессе дегазации, оказалась затем химически связанной в марсианском реголите. Следует предполагать, что реголит содержит большое количество таких летучих компонент как водяной пар, углекислый газ, водород, нитраты, нитриты или нитриды. Таблица 9 характеризует предполагаемую модель содержания водяного пара и углекислого газа на Марсе, составленную Левиным [63] по данным различных авторов.

На основе анализа состава летучих компонент земной коры, метеоритов, а также состава атмосферы Венеры, Луны и Земли Оуэн [91] получил оценки состава продуктов дегазации твердой оболочки Марса. Обнаружение по данным АМС «Марс-6» большого количества аргона в марсианской атмосфере допускает три вероятных интерпретации. Первая состоит в предположении, что на Марсе имел место такой же уровень дегазации твердой оболочки, что и на Земле. Поэтому возможен один из вариантов сильной дегазации, которому соответствуют большие количества «погребенных» или исчезнувших углекислого газа, водяного пара и азота.

Таблица 9

Предполагаемое содержание водяного пара и углекислого газа на Марсе

Другая интерпретация состоит в том, что на Марсе произошла дегазация, подобная лунной, и за ранней потерей летучих компонентов последовало постепенное высвобождение радиогенных газов. В таком случае общее содержание ⁴⁰Аr не может служить надежным индикатором общего содержания летучих компонентов, поскольку химически активные газы могли иметь другие происхождение и историю.

Третья интерпретация исходит из некорректности данных «Марса-6» и предположения, что действительное содержание аргона в атмосфере Марса значительно меньше. Все это свидетельствует о крайней неполноте существующих представлений об эволюции марсианской атмосферы и необходимости дальнейших исследований содержания инертных газов. Противоречивые данные АМС «Марс-6» и «Викинг-1, -2» являются наглядным подтверждением этого вывода.

В связи с проблемой эволюции атмосферы Марса Хюгенин [49] привлек внимание к тому, что происходящая на Марсе окислительная эрозия, которая стимулируется фотодиссоциацией, необратимо удаляет из атмосферы кислород и водород со скоростью от 10⁸ до 10¹¹ молекул/(см²·с), что соответствует суммарной потере водяного пара от 10²⁵ до 10²⁸ молекул/см² (10²— 10⁵ г/см²), если предполагать неизменность скорости этого процесса в геологическом прошлом. Дополнительное количество Н₂О удаляется в результате гидратации Fe₂O₃ и глинистых минералов, но эти потери обратимы. Углекислый газ необратимо удаляется из атмосферы при образовании СаСО₃ со скоростью 10⁷—10¹⁰ молекул/(см²·с), что эквивалентно суммарной потере 10²⁴— 10²⁷ молекул/см² (10—10⁴ г/см²).

Ранее предполагалось, что основным стоком для летучих компонентов является диссипация через атмосферу, обусловливающая потери всего лишь 10² г/см² водяного пара и 10⁰ г/см² углекислого газа за период геологического прошлого планеты. Недавнее обнаружение по данным СА «Марс-6» значительного количества аргона в атмосфере Марса допускает возможность того, что потери водяного пара и углекислого газа могли достичь 10⁵ и 10⁴ г/см² соответственно. Если количество водяного пара и углекислого газа, удаляемые за счет стимулируемой фотодиссоциацией окислительной эрозии, близки к упомянутым верхним пределам, возможно, что химическая эрозия оказывала главное влияние как фактор, ограничивающий поступление водяного пара и углекислого газа при аккумуляции их реголитом и полярными шапками.

В рамках научной программы АМС «Викинг» предприняты четыре вида измерений, имеющих важное значение с точки зрения решения остающейся открытой проблемы баланса летучих компонент на Марсе [33]. Это измерения температуры в зонах полярных шапок, содержания водяного пара, атмосферного давления и масс-спектрометрические измерения концентрации различных изотопов. Согласно имеющимся данным температура в зонах полярных шапок слишком высока, чтобы существовала возможность постоянного наличия твердой углекислоты. В связи с этим было показано, что допустимо наличие постоянных полярных шапок из льдообразного соединения — водного клатрата углекислоты СО₂ · 6Н₂О, вариации содержания которого могут регулировать атмосферное давление.

Если с орбитальных аппаратов АМС «Викинг» удастся осуществить регистрацию температуры полярных зон в течение целого марсианского года, это откроет возможность решить вопрос о том, состоят ли полярные шапки из клатрата, чисто льда или чистой твердой углекислоты. Для решения этой задачи важны также данные о содержании водяного пара в атмосфере.

Поскольку ранее были высказаны соображения о возможности объяснения наблюдаемых вариаций давления как обусловленных изменениями количества углекислого газа, адсорбированного реголитом, существенную роль должны сыграть измерения давления с орбитальных и спускаемых аппаратов. Масс-спектрометры, установленные на СА, позволят определить изотопный состав атмосферы, почвы и, возможно, отложений инея на поверхности. Если действительно существует резервуар связанного углекислого газа (адсорбция его реголитом), следует ожидать пониженного содержания изотопов ¹³С, ¹⁸О и ²Н в атмосферном водяном паре и углекислом газе.

В работах [41—46] описана программа метеорологических измерений, которая была реализована на спускаемых аппаратах АМС «Викинг» и включала измерения температуры воздуха, скорости ветра и атмосферного давления. Скорость и направление ветра измерялись при помощи термоанемометра с двумя ортогонально расположенными в горизонтальной плоскости пленочными датчиками. Для дублирования и однозначности определения направления ветра использовалась также система четырех термопар, расположенных по углам квадрата. Температура воздуха измерялась при помощи нескольких термопар, показания которых привязывались к показаниям контрольной термопары, находящейся внутри корпуса СА.

Все датчики ветра и температуры установлены в конце выдвижной стрелы на расстоянии не меньше 0,61 м от корпуса СА и на высоте 1,6 м над марсианской поверхностью (см. рис. 12). Испытания в аэродинамической трубе показали, что точность измерений скорости ветра более 2 м/с должна быть не хуже ±15%, направления ветра +10° и температуры ±1,5°С. Влияние корпуса СА может несколько сказываться лишь на определении ветра при азимутах 260° и 340° (по отношению к направлению на север). Для измерений атмосферного давления использовался датчик, расположенный внутри корпуса СА и обеспечивающий точность около 0,07 мбар.

Измерения в точке посадки (район Chryse: 22,48° с. ш., 48,0° з. д.) начались через 2 ч после посадки СА. В работе [42] рассмотрены данные за несколько первых марсианских суток (24,660 ч), полученные через интервалы времени, равные 1 ч 27 мин за периоды регистрации длиной 11 мин, в пределах которых показания осреднялись за 4 или 8 с.

Анализ данных за первые 4 сола выявляет очень хорошую воспроизводимость данных от суток к суткам, что следовало ожидать, поскольку данные наблюдений относятся к лету в субтропиках, где, в условиях тонкой марсианской атмосферы, процессы определяются регулярным суточным ходом радиационного баланса подстилающей поверхности. Поэтому различия температуры от суток к суткам (в фиксированный момент времени) не превосходят нескольких десятых Кельвина.

Анализ результатов измерений суточного хода температуры воздуха, атмосферного давления, скорости и направления ветра по данным для первых суток функционирования аппаратуры (рис. 14) обнаружил неожиданно высокую повторяемость условий ветра: преобладает слабый восточный ветер в позднее послеполуденное время при скорости ветра, уменьшающейся до нуля к полуночи. Ночью доминирует ветер с юго-запада с регулярными осцилляциями скорости и направления. По-видимому, эти особенности ветрового режима определяются влиянием крупномасшабной топографии: СА находится на пологом склоне, наклоненном к северо-востоку, к юго-западу от центра обширной круговой депрессии диаметром около 300 км и глубиной 3 км. Юго-западный ветер ночью определяется радиационным выхолаживанием поверхности и происходящим при этом стоком воздуха по склону. Осцилляции направления ветра с периодом около 4 ч обусловлены, вероятно, влиянием крупномасштабных гравитационных волн. Возможно, что суточные колебания ветра и атмосферного давления являются следствием суточной перемещающейся волны планетарного масштаба, обусловленной перемещающимся суточным циклом нагревания и связанными с этим атмосферными приливами.

Рис. 14. Суточный ход температуры (1), атмосферного давления (2), скорости (3) и направления (4) ветра по данным измерений со спускаемого аппарата «Викинг-1» в течение первого сола (марсианских суток) функционирования СА после посадки 20 июля 1976 г.

Сопоставление данных прямых измерений температуры воздуха на высоте 1,6 м со спускаемого аппарата и дистанционных измерений температуры подстилающей поверхности со спутника (рис. 15) выявляет близкое соответствие перед восходом Солнца, но наличие сильного контраста температур «подстилающая поверхность—воздух» (до 25°С) днем, что аналогично условиям земных пустынь, свидетельствует об интенсивной конвекции в дневное время.

Рис. 15. Суточный ход температуры воздуха у поверхности Марса по данным прямых измерений со спускаемого аппарата за первые три сола (3), температуры поверхности по данным дистанционных измерений с ИСМ (I) и теоретического моделирования (2).

Показателем конвекции являются также данные о коротко-периодической изменчивости температуры и ветра. Минимум температуры имеет место вскоре после восхода Солнца (5 ч 24 мин местного времени) при среднем значении (за трое суток), равном 188 К. Перерыв в работе линии связи не позволил точно определить момент максимума температуры. Интерполяция привела к выводу, что он имел место примерно в 15 ч 30 мин при среднем значении 244 К. Измерения давления выявили суточный ход с амплитудой около 0,2 мбар. Минимум давления наблюдается примерно через 4 ч после полудня, а максимум — через 4 ч после полуночи. Среднее давление за первые трое суток составило 7,65 мбар.

Сопоставление с изображениями поверхности привело к выводу о том, что эоловый рельеф не обусловлен наблюдаемым полем ветра и является, по-видимому, следствием предшествующей атмосферной циркуляции.

Выполненный позднее [43] анализ данных метеорологических наблюдений за первые 20 солов подтвердил сделанный ранее (по данным за трое марсианских суток) вывод о высокой повторяемости суточных ходов температуры, ветра и атмосферного давления. Это дало основание для осреднения всех полученных данных с целью характеристики климатических особенностей рассматриваемой точки в летнее время. За период 20 солов ареоцентрическая долгота Солнца изменилась в пределах 98-108° (долгота 90° соответствует летнему солнцестоянию в северном полушарии).

Рис. 16. Осредненный по данным СА «Викинга-1» за 20 марсианских суток суточный ход температуры воздуха.

Осредненный суточный ход температуры воздуха (рис. 16) характеризуется максимумом 241,8 К в 15 ч 00 мин местного времени и минимумом 187,2 К в 05 ч 00 мин (непосредственно перед восходом Солнца), что (с точки зрения вариаций, но не абсолютных значений) типично для условий земной пустыни (для сравнения Хесс с соавторами использовали данные для пустыни Мохаве в Калифорнии). Естественно, что амплитуда суточного хода температуры на Марсе значительно больше земной, поскольку гораздо большие вариации претерпевает температура подстилающей поверхности (это обусловлено малой плотностью марсианской атмосферы).

Подобными для Марса и земной пустыни являются отношения первой (суточной) и второй (полусуточной) гармоник суточного хода атмосферного давления, но вариации атмосферного давления на Марсе по отношению к среднесуточному значению в 5 раз больше, чем на Земле. Полусуточная волна в ходе давления обусловлена (как и в условиях земной пустыни) полусуточным солнечным приливом. Значительно более сложна природа суточной волны, определяемая взаимодействием нескольких факторов.

Для суточного хода скорости ветра (рис. 17) типично среднее значение 2,4 м/с при преобладании южного ветра и суточное вращение вектора скорости ветра против часовой стрелки (амплитуда суточного хода скорости ветра составляет около 5 м/с). Как уже отмечалось, преобладание южного ветра обусловлено влиянием крупномасштабной топографии.

В согласии с данными метеорологических измерений на СА «Викинг-1» аналогичные данные САВ-2 выявляют высокую степень повторяемости суточного хода температуры, ветра и атмосферного давления в период начала лета [45]. Средние максимальное и минимальное значения температуры равны 241 К и 191 К соответственно. Максимум температуры наблюдается примерно через 3 ч после полудня, а минимум — вблизи момента восхода Солнца.

Рис. 17. Годограф вектора горизонтальной скорости ветра по данным СА «Викинга-1» за 20 марсианских суток. Цифрами у годографа обозначены часы суток, отсчитываемые от полуночи, u, v — западная и южная компоненты ветра соответственно.

Средняя скорость ветра, направленного с юго-востока на северо-запад, равна 0,7 м/с при амплитуде суточного хода, составляющей 3 м/с. Суточный ход вектора скорости ветра характеризуется его вращением по часовой стрелке (в противоположность данным САВ-1 о вращении против часовой стрелки). Суточные вариации порывистости ветра в точках посадки САВ-1 и САВ-2 сходны. Порывистость наблюдается вскоре после восхода Солнца, усиливается по мере того, как приповерхностный слой становится конвективно неустойчивым, и сохраняется до послеполуденного времени. Максимальная скорость ветра во время порывов достигала 17 м/с.

Давление обнаруживает суточную и полусуточную периодичности, но их амплитуда значительно меньше, чем в случае САВ-1. На 37-м соле стали появляться заметные отклонения от высокой повторяемости суточного хода ветра. Как и в случае САВ-1, имеет место монотонный спад давления, обусловленный уменьшением содержания СО₂ в атмосфере под влиянием его конденсации в районе южной полярной шапки.

Спускаемый аппарат АМС «Викинг-2» доставил на поверхность Марса трехосный короткопериодический сейсмометр, который начал функционировать в 00 ч 53 м 01 с среднего Гринвичского времени 4 сентября 1976 г., вскоре после полудня по местному времени [14]. Первой задачей интерпретации данных сейсмометрических измерений является выявление микросейсмических шумов и их природы. Если на Земле главными источниками фоновых шумов являются океаны и атмосфера, то в условиях Марса шумы содержат важную микрометеорологическую информацию, будучи обусловлены порывами ветра.

Наблюдения обнаружили высокую корреляцию между уровнем микросейсмических шумов и скоростью ветра, полученной по данным метеорологических измерений. Наиболее спокойным временем суток оказался интервал с 18 ч (2 ч до захода Солнца) до 04 ч (вскоре после восхода Солнца), в течение которого скорость ветра снижается до значений меньше 1-2 м/с. Вариации сейсмического сигнала отражают рост интенсивности порывов ветра в послеполуденное время. Вспышки шумов продолжительностью 1-3 мин происходят в это время с интервалами 10-50 мин. Хотя за первые 60 дней наблюдений не было обнаружено марсотрясений, было бы преждевременно делать определенные выводы о сейсмичности на Марсе, поскольку существующие там условия допускают проявление сейсмичности.

Выявленное измерениями атмосферного давления монотонное уменьшение среднесуточных значений на протяжении всего 20-суточного периода следует объяснить влиянием конденсации углекислого газа в зоне южной (зимней) полярной шапки. Сравнение измеренного понижения давления (0,0122 мбар/сут) с результатами расчетов для различных моделей привело к выводу, что модель, предполагающая адсорбцию углекислого газа марсианским реголитом (во всяком случае, за период сезона) неприемлема.

Предположение о влиянии конденсации углекислого газа в зоне зимней полярной шапки на монотонное уменьшение атмосферного давления у поверхности Марса подтверждается результатами расчетов [96, 97]. Было выполнено численное моделирование общей циркуляции атмосферы (ОЦА) на Марсе для периода функционирования спускаемых аппаратов АМС «Викинг». С этой целью применена трехуровенная модель ОЦА, разработанная Минцем и Аракавой. Предполагается, что неизменное давление на уровне тропопаузы в чисто углекислотной атмосфере Марса составляет 1 мбар, начальное среднее давление на уровне поверхности планеты равно 5,81 мбар, а температура изотермической атмосферы 200 К. Заданы среднее глобальное альбедо 0,24, альбедо поверхности при наличии инея и в зоне полярных шапок 0,6, тепловая инерция грунта 272 вт/ (м²·с^1/2·К), оптическая толщина облаков из льда 1 мкм и средний радиус частиц 2 мкм.

Расчеты глобальных полей атмосферного давления, температуры и геопотенциала сделаны для трех уровней σ = (Р — Р_т)/(Р_s — Р_т) =0,213; 0,603; 0,890 (P_s, P_т — атмосферное давление на уровне поверхности и тропопаузы соответственно) для узлов сетки 5x6°. В рассматриваемый период (вторая половина лета северного полушария) происходит быстрое развитие южной полярной шапки, достигающей 45° ю. ш., которое сопровождается уменьшением массы атмосферы. В начале периода имеет место небольшое отступление северной полярной шапки, но оно полностью прекращается на 30-е сутки (статистическое равновесие ОЦА достигается через 15 сут).

Анализ полей давления, температуры и геопотенциала, полученных осреднением за 55-63 сут численного моделирования, показал, что расчетное поле ветра можно представить в виде суммы трех компонентов: зонально-симметричной, топографически обусловленной и суточной приливной. Оценки скорости ветра у поверхности в трех возможных точках посадки дали средние значения, варьирующие в пределах 20-25 м/с, но максимальные значения оказываются иногда в два раза превосходящими средние величины (более слабые ветры обнаружены в высоких широтах).

Если пренебречь влиянием адсорбции углекислого газа реголитом, то за первые два месяца функционирования АМС «Викинг» атмосферное давление у поверхности должно упасть на 0,8 мбар под влиянием аккумуляции СО₂ южной полярной шапкой (выделение СО₂, адсорбированного реголитом, может, вообще говоря, сглаживать эти вариации).

Наличие сильного меридионального градиента температуры в полосе 20-60° ю. ш. свидетельствует о том, что эта полоса представляет собой зону интенсивной бароклинной неустойчивости. Здесь наблюдается, с другой стороны, очень сильная статическая устойчивость. Под влиянием топографии в поле ветра формируется отчетливая компонента в виде стоячих волн. Построение годографов вектора скорости ветра в возможных точках посадки СА выявило лишь небольшое изменение скорости и направления ветра в течение суток. По-видимому, эта изменчивость недооценена, однако, примерно вдвое ввиду схематичности учета влияния атмосферных приливов.

Погода и климат планеты в существенной степени определяются взаимодействием атмосферы с подстилающей поверхностью. Это взаимодействие выражается в обмене количеством движения, теплом, а также в газовом и радиационном обмене. Основными механизмами такого обмена являются диффузия (молекулярная и турбулентная), конвекция и перенос излучения. В настоящее время дело обстоит так, что именно эти процессы в марсианской атмосфере наименее известны. Естественно поэтому, что перспективы исследований в области марсианской метеорологии должны быть прежде всего связаны с изучением динамики и переноса излучения в пограничном слое атмосферы на основе анализа постепенно накапливающихся данных наблюдений и теоретических исследований. Особое внимание привлекают проблема малых газовых и аэрозольной компонент марсианской атмосферы, дальнейшие исследования динамики полярных шапок и ее влияния на общую циркуляцию атмосферы, выявление вклада атмосферных приливов в развитие погодообразующих процессов. Несмотря на значительный прогресс в изучении природы глобальных пыльных бурь, причины этого явления остаются недостаточно определенно выявленными. Несомненно актуальны дальнейшие прямые измерения состава и свойств марсианского грунта, что является единственным надежным путем для решения проблемы жизни на Марсе.

Как и следовало ожидать, успех миссий АМС «Викинг-1, -2» определил не только значительное расширение наших знаний о планете, но и оставил много неясных вопросов. Упомянутые выше проблемы являются лишь отдельными примерами нерешенных аспектов изучения Марса.

1 Аксенов С. И. и др. Марс как среда обитания.— Проблемы космической биологии, М., «Наука», 1976, т. 32, 232 с.

2 Вдовин В. В. Расчет тепловой динамики поверхности Марса.— «Космич. исслед.», 1977, т. 15, вып. 2, с. 238-247.

3. Изаков М. Н. Структура и динамика верхних атмосфер Венеры и Марса. — «Успехи физ. наук», 1976, т. 119, № 2, с. 295-342.

4. Изаков М. Н., Морозов С. К. Структура и динамика экваториальной термосферы Марса. — «Космич. исслед.», 1976 т. 14, вып. 3, с. 476-478.

5. Истомин В. Г. и др. Эксперимент по измерению состава атмосферы на спускаемом аппарате космической станции «Марс-6». — «Космич. исслед.», 1975, т. 13, № 1, с. 16-20.

6. Козырев Н. А. Спектральные признаки существования снега и льда в атмосфере Марса.— «Изв. Гл. астрон. обе», 1964, т. 23, вып. 5, № 175, с. 72-74.

7. Кондратьев К. Я., Бунакова А. М. Метеорология Марса.— Л. Гидрометеоиздат, 1973. 62 с.

8. Кондратьев К. Я. Сравнительная метеорология планет.— Л. Гидрометеоиздат, 1975. 48 с.

9. Кондратьев К. Я. Метеорология планет. Л., Изд. ЛГУ, 1977. 236 с.

10. Кондратьев К. Я., Москаленко Н. И. Тепловое излучение планет. Л., Гидрометеоиздат. 1977. 263 с.

11. Краснопольский В. А., Крысько А. А., Рогачев В. Н. Ультрафиолетовая фотометрия Марса на спутнике «Марс-5».— «Космич. исслед.», 1977, т. 15, вып. 2, с. 255-260.

12. Сурков Ю. А., Федосеев Г. А. Аргон-40 в атмосфере Марса. — «Космич. исслед.», 1976, т. 14, вып. 4, с. 592-597.

13. Ajello J. M. et al. Mariner 9 ultraviolet spectrometer experiment: bright-limb observations of the lower atmosphere of Mars.— "J. Atmos. Sci.", 1976, vol. 33, N 3, p. 544-552.

14. Anderson D. L. et al. The Viking seismic experiment.— "Science", 1976, vol. 194, N 4271, p. 1318-1321.

15. Aronson J. R., Ems lie A. G. Composition of the martian dust as derived by infrared spectroscopy from Mariner 9.— "J. Geophys. Res.", 1975, vol. 80, N 35, p. 4925-4931.

16. Вaird A. K. et al. Minerologic and petrologic implications of Viking geochemical results from Mars: interim report.— "Science", 1976, vol. 194, N 4271, p. 1288-1293.

17. Biemann K. et al. Search for organic and volatile inorganic compounds in two surface samples from the Chryse Planitia region of Mars.— "Science", 1976, vol. 194, N 4260, p. 72-76.

18. Biemann K. et al. The atmosphere of Mars near the surface: isotope ratios and upper limits on noble gases.— "Science", 1976, vol. 194, N 4260, p. 76-78.

19. Bills B. G., Ferrari A. J. Mars topography harmonics and geophysical implications.— "Amer. Astron. Soc. Division Planetary Sciences. 7th Annual Meeting. Abstract of Papers", March 30-April 4, 1976, Austin, Texas, p. 31.

20. Breed С. S. Terrestrial analogs of the Hellesponts dunes, Mars.— "Icarus", 1977, vol. 30, N 2, p. 326-340.

21. Burk S. D. Diurnal winds near the martian polar caps.— "J. Atmos. Sci.",

1976, vol. 33, N 6, p. 923-939.

22. Сapen С F., Jr. Recent seasonal and secular variations of Martian albedo features and their photometry.— "Amer. Astron. Soc. Division for Planetary Sciences. 7th Annual Meeting. Abstracts of Papers", March 30— April 4, 1976, Austin, Texas, p. 32.

23. Capen C. F., Jr. Martian albedo feature variations with season: data of 1971 and 1973.-"Icarus", 1976, vol. 28, N 2, p. 213-230.

24. Сареn Ch. F. Recent seasonal and secular variations of martian albedo and their photometry.— "Amer. Astron. Soc. Division for Planetary Sciences. 7th Annual Meeting. Abstr. of Papers", March 30-April 4, 1976, Austin, Texas, p. 32.

25. Сarr M. H. et al. Preliminary results from the Viking orbiter imaging experiment.— "Science", 1976, vol. 193, N 4255, p. 766-776.

26. Chamberlain Т. Е. et al. Atmospheric measurements on Mars: the Viking meteorology experiment — "Bull. Amer. Meteorol. Soc", 1976, vol. 57, N 9, p. 1094-1105.

27. Сintala M. J., Head J. W., Mutсh T. A. Characteristics of fresh martian craters as a function of diameter: comparison with the Moon and Mercury.-"Geophys. Res. Lett.", 1976, vol. 3, N 3, p. 117-120.

28. Сlark В. С et al. Argon content of the martian atmosphere at the Viking I landing site: analysis by X-ray fluorescence spectroscopy.— "Science", 1976, vol. 193, N 4255, p. 804-805.

29. Clark В. С et al. Inorganic analysis of martian surface samples at the Viking I landing sites.-"Science", 1976, vol. 194, N 4271, p. 1283-1288.

30. Сonrath B. J. Influence of planetary — scale topography on the diurnal thermal tide during the 1971 martian dust storm.-"J. Atmos. Sci.", 1976, vol. 33, N 12, p. 2430-2439.

31. Сulls J. А., Вlasius K. R., Farrll K. W. Mars: new data on Chryse basin landforms.— "Amer. Astron. Soc. Division for Planetary Sciences. 7th Annual Meeting. Abstracts of Papers", March 30 -April 4, 1976, Austin, Texas, p. 31.

32. Сulls J. A. et al. North polar region of Mars: imaging results from Viking 2.-"Science", 1976, vol. 194, N 4271, p. 1329-1337.

33. Dobrovolskis A., Dzurisin D., Ingersoll A. P. What Viking can tell us about the Martian volatile budget?— "Amer. Astron. Soc. Division for Planetary Sciences. 7th Annual Meeting. Abstracts of Papers", March 30-April 4, 1976, Austin, Texas, p. 32.

34. Fanale F. P. Martian volatiles: their degassing history and geochemical fate.-"Icarus", 1976, vol. 28, N 2, p. 179-202.

35. Farmer С. В., Da vies D. W., La Porte D. D. Viking: Mars atmospheric water vapor mapping experiment — preliminary report.-"Science", 1976, vol. 193, N 4255, p. 776-779.

36. Farmer С. В., Da vies D. W., La Porte D. D. Mars: northern summer ice cap — water vapor observations from Viking 2.— "Science", 1976, vol. 194, N 4271, p. 1339-1341.

37. Farmer С. В. Liquid water on Mars.— "Icarus", 1976, vol. 28, No 2, p. 279-289.

38. Greeleу R. et al. Mars: wind friction speeds for particle movement. — "Geophys. Res. Lett.", 1976, vol. 3, N 8, p. 417-420.

39. Hargraves R. B. et al. Viking magnetic properties investigation: further results.-"Science", 1976, vol. 194, N 4271, p. 1303-1309.

40. Hartmann W. K. Problems of martian paleoclimatology.— "Space Res. 15. Proc. Open Meet. Work. Groups Phys. Sci. 17th Meet. COSPAR, Sao Paulo, 1974". Berlin, 1975, p. 629-630.

41. Hess S. L. The vertical distribution of water vapor in the atmosphere of Mars.— "Icarus", 1976, vol. 28, N 2, p. 269-278.

42. Hess S. L. et al. Preliminary meteorological results on Mars from Viking 1 lander.-"Science", 1976, vol. 193, N 4255, p. 788-791.

43. Hess S. L. et al. Mars climatology from Viking 1 after 20 sols. — "Science", 1976, vol. 194, N 4260, p. 78-81.

44. Hess S. L. et al. Viking-1 meteorological measurements: first impressions,-"Bull. Amer. Meteorol. Soc", 1976, vol. 57, N 9, p. 1150-1151.

45. Hess S. L. et al. Early meteorological results from the Viking 2 lander.— "Science", 1976, vol. 194, No. 4271, p. 1352-1354.

46. Hess S. L., Mitchell J. L. Mirages on Mars.-"Icarus", 1977, vol. 30, N 1, p. 42-48.

47. Hide R. Motions in planetary atmospheres.— "Quart. J Roy. Met. Soc", 1976, vol. 102, N 431, p. 1-23.

48. Horowitz N. H., Hobby G. L., Hublard J. S. The Viking carbon assimilation experiments: interim report.-"Science", 1976 vol 194, N 4271, p. 1321-1332.

49. Huguenin R. L. Mars: chemical weathering as a massive volatile sink. — "Icarus", 1976, vol. 28, N 2, p. 203-212.

50. Huguenin R. L. Surface oxidation: a major sink for water on Mars. — "Science", 1976, vol.. 192, N 4235, p. 138-140.

51. Hunt G. E. A new look to the Martian atmosphere.— "Proc. Roy. Soc", 1974, A, vol. 341, p. 317-313.

52. Hunt G. Physical observations after Viking lands.— "New Scientist", 1976, vol. 71, N 1007, p. 28-30.

53. Iversen J. D., Greeley R., Pоllаск J. В. Windblown dust on Earth, Mars and Venus.-"J. Atmos. ScL", 1976, vol. 33, N 12, p. 2425-2429.

54. Iversen J. D. et al. Saltation threshold on Mars: the effect of inter-particle force, surface roughness, and low atmospheric density.— "Icarus", 1976, vol. 29, N 3, p. 381-394.

54a. Kattawar G. W., Young A. T. Planetary isophotes as a clue to aerosol characteristics.-"Icarus", 1977, vol. 30, N 2, p. 367-376.

55. Кerzhanоviсh V. V. Mars 6: improved analysis of the descent module-measurements.— "Icarus", 1977, vol. 30, N 1, p. 1-25.

56. Кieffer H. H. et al. Infrared thermal mapping of the martian surface and atmosphere: first results.— "Science", 1976, vol. 193, N 4255, p. 780-785.

57. Kieffer H. H. et al. Martian North pole summer temperatures: dirty water ice.-"Science", 1976, vol. 194, N 4271, p. 1341-1344.

58. Кieffer H. H. Soil and surface temperatures at the Viking landing sites.-"Science", 1976, vol. 194, N 4271, p. 1344-1346.

59. Кieffer H. H. et al. Temperature of the martian surface and atmosphere: Viking observations of diurnal and geometric variations.— "Science", 1976, vol. 194, N 4271, p. 1346-1352.

60. Кlein H. P. et al. The Viking biological investigation: preliminary results.— "Science", 1976, vol. 194, N 4260, p. 99-105.

61. Lee B. G. Mission operations strategy for Viking.— "Science", 1976, vol. 194, N 4260, p. 59-62.

62. Levin G. V., Straat P. A. Viking labeled released biology experiment: interim results.-"Science", 1976, vol. 194, N 4271, p. 1322-1329.

63. Levine J. S. A new estimate of volatile outgassing on Mars.— "Icarus", 1976, vol. 28, N 2, p. 165-169.

64. Lumme K. On the surface brightness and geometric albedo of some martian areas.-"Icarus", 1976, vol. 29, N 1, p. 69-82.

65. Maeglу W. J. Saltation and martian sandstorms.— "Revs, of Geophys. and Space Phys.", 1976, vol. 14, N 1, p. 135-147.

66. Malin M. С Age of martian channels.-"J. Geophys. Res.", 1976, vol. 81, N 26, p. 4825-4845.

67. Martin J. S., Young A. T. Viking to Mars. Profile of a space expedition.— "Aeronautics and Astronautics", November, 1976, p. 22-47.

68. Mass C, Sagan С A numerical circulation model with topography for the martian Southern hemisphere.— "J. Atmos. ScL", 1976, vol. 33, N 8, p. 1418-1430.

69. Masson P. Structure pattern analysis of the Noctis Labyrinthus-Valles Marineris regions of Mars.— "Icarus", 1977, vol. 30, N 1, p. 49-62.

70. Masursky H. Martian channels.— "Amer. Astron. Soc. Division for Planetary Sciences. 7th Annual Meeting. Abstracts of Papers" 30 March— 4 April 1976, Austin, Texas, p. 30.

71. Masursky H., Crabill N. L. The Viking landing sites: selection and certification.-"Science", 1976, vol. 193, N 4255, p. 809-812.

72. Masursку H., Crabill N. L. Search for the Viking-2 landing site. — "Science", 1976, vol. 194, N 4260, p. 62-68.

73. MсСоnnell J. С The atmospheres of Mars and Venus. A comparison. — "Atmos. Earth and Planets. Proc. Summer Adv. Study Inst. Univ. Liege, 1974", Dordrech-Boston, 1975, p. 761-767.

74. MсElrоу М. В., Young Y. L., Nier A. O. Isotopic composition of nitrogen: implications for the past history of Mars' atmosphere.— "Science", 1976, vol. 194, N 4260, p. 70-72.

75. MсElrоу М. В. et al. Composition and structure of the martian upper atmosphere: analysis of results from Viking.— "Science", 1976, vol. 194, N 4271, p. 1295-1298.

76. MсElrоу М. В., Young Y. L. Oxygen isotopes in the Martian atmosphere: implications for the evolution of volatiles.— "Planet, and Space Sci.", 1976, vol. 24, N 12, p. 1107-1114.

77. Metz W. D. Viking (1): end of the first phase of 70's space spectacular.— "Science", 1976, vol. 194, N 4268, p. 819-820.

78. Michael W. H., Jr. et al. Viking lander location and spin axis of Mars: determination from radio tracking data. — "Science", 1976, vol. 193, N 4255, p. 803.

79. Michael W. H., Jr. et al. Mars dynamics atmospheric and surface properties: determination from Viking tracking data.— "Science", 1976, vol. 194, N 4271, p. 1337-1339.

80. Mоriуama S. Effects of dust on radiation transfer in the Martian atmosphere (III).— Numerical experiments of radiative-convective equilibrium of the Martian atmosphere including the radiative effects due to dust.— "J. Meteorol. Soc. Japan", 1976, ser. II, vol. 54, N 1, p. 52-58.

81. Moroz V. I. Argon in the Martian atmosphere: do the results of Mars 6 agree with the optical and radio occultation measurements?— "Icarus", 1976, vol. 28, N 2, p. 159-163.

82. Mutch T. A. et al. The surface of Mars: the view from the Viking 1 lander.-"Science", 1976, vol. 193, N 4255, p. 791-800.

83. Mutch T. A. et al. Fine particles on Mars: observations with the Viking 1 lander cameras.-"Science", 1976, vol. 194, N 4260, p. 87-91.

84. Mutch T. A. et al. The surface of Mars: the view from the Viking 2 lander.-"Science", 1976, vol. 194, N 4271, p. 1277-1283.

85. Neuкum G., Wise D. U. Mars: a standard crater curve and possible new time scale.-"Science", 1976, vol. 194, N 4272, p. 1381-1386.

86. Nier A. O. et al. Composition and structure of the martian atmosphere: preliminary results from Viking 1.— "Science", 1976, vol. 193, N 4255, p. 786-788.

87. Nier A. O., McElroy M. В., Yung Y. L. Isotopic composition of the martian atmosphere.-"Science", 1976, vol. 194, N 4260, p. 68-70.

88. Nier A. O., McElroy M. B. Structure of the neutral upper atmosphere of Mars: results from Viking-1 and Viking-2.— "Science", 1976, vol. 194, N 4271, p. 1298-1300.

89. Оhring G. A technique to deduce atmospheric temperature and constituents profiles from a planet's limb radiance profile.— "Icarus", 1975, vol. 24, p. 388-394.

90. Оwen Т., Вiemann K. Composition of the atmosphere at the surface of Mars: detection of Argon-36 and preliminary analysis.— "Science", 1976, vol. 193, N 4255, p. 801-803.

91. Owen T. Volatile inventories on Mars.— "Icarus", 1976, vol. 28, N 2, p. 171-177.

92. Owen T. et al. The atmosphere of Mars: detection of krypton and xenon.— "Science", 1976, vol. 194, N 4271, p. 1288-1293.

93. Pang K., Ajello J. Mars' ultraviolet absorption band and compositional implications.— "Amer. Astron. Soc. Division for Planetary Sciences. 7th Annual Meeting. Abstracts of Papers." March 30-April 4, 1976, Austin, Texas, p. 32-33.

94. Pang K., Ajello J. M. Complex refractive index of martian dust: wavelength dependence and composition.— "Icarus", 1977, vol. 30, N l,p. 63-74.

94а. Рlеsкоt L. К., Кieffer H. H. The infrared photometric function of Mars and its bolometric albedo.-"Icarus", 1977, vol. 30, N 2, p. 341-359.

95. Pollack J. B. et al. Estimates of the wind speeds required for particle motion on Mars.-"Icarus", 1976, vol. 29, N 3, p. 395-418.

96. Pоllаск J. B. et al. Calculations of the general circulation of the mar-tian atmosphere for the season of the Viking lander mission.— "Amer. Astron. Soc. Division for Planetary Sciences. 7th Annual Meeting. Abstracts of Papers", March 30-April 4. 1976, Austin, Texas, p. 33.

97. Pollack J. B. et al. Winds on Mars during the Viking season: predictions based on a general circulation model with topography.— "Geophys. Res. Letters", 1976, vol. 3, N 8, p. 479-482.

98. Seiff A., Kirk D. B. Structure of Mars' atmosphere up to 100 kilometers from the entry measurements of Viking-2.— "Science", 1976, vol. 194, N 4271, p. 1300-1303.

99. Shоrthill R. W. Physical properties of the martian surface from the Viking-1 lander: preliminary results.-"Science", 1976, vol. 193, N 4255, p. 805-809.

100. Shorthill R. W. et al. The "soil" of Mars. (Viking-1).-"Science", 1976, vol. 194, N 4260, p. 91-97.

101. Shorthill R. W. et al. The environs of Viking lander 2.— "Science", 1976, vol. 194, N 4271, p. 1309-1318.

102. Soderblom L. A. Viking orbital colorimetric images of Mars: preliminary results.— "Science", 1976, vol. 194, N 4260, p. 97-99.

103. Soffen G. A., Snyder C. W. The first Viking mission to Mars.— "Science", 1976, vol. 193, N 4255, p. 759-766.

104. Soffen G. A. Status of the Viking mission.-"Science", 1976, vol. 194, N 4260, p. 57-59.

105. Tobias O. Volatile inventories on Mars.— "Icarus", 1976, vol. 28, N 2, p. 171-177.

106. Toulmin P. Ill et al. Preliminary results from the Viking X-ray fluorescence experiment: the first sample from Chryse Planitia, Mars.— "Science", 1976, vol. 194, N 4260, p. 81-84.

107. Tyler G. L. et al. Radar characteristics of Viking 1 landing sites.— "Science", 1976, vol. 193, N 4255, p. 812-815.

108. White B. R. et al. Estimated grain saltation in a martian atmosphere.— "J. Geophys. Res.", 1976, vol. 81, N 32, p. 5643-5651.

109. Woiceshyn P. M., KHore A. J. "Bora-type" density current winds as a triggering mechanism of the Great Martian Dust Storms.— "Amer. Astron. Soc. Division for Planetary Sciences. 7th Annual Meeting. Abstracts of Papres". March 30-April 4, 1976, Austin, Texas, p. 33.

110. Young А. Т., Kattawar G. W. Planetary isophotes as a clue to aerosol characteristics.— "Amer. Astron. Soc. Division for Planetary Sciences. 7th Annual Meeting. Abstracts of Papers", March 30-April 4, 1976, Austin, Texas, p. 33.

111. Young L. D. G., Young A. T. Interpretation of high-resolution spectra of Mars. IV. New calculations of the CO abundance.— "Icarus", 1977, vol. 30, N 1, p. 75-79.

112. Yung Y. L. et al. Photochemistry of nitrogen in the martian atmosphere. -"Icarus", 1977, vol. 30, N 1, p. 26-41.

113. Zurek R. W. Diurnal tide in the martian atmosphere.-"J. Atmos. Sci.", 1976, vol. 33, N 2, p. 321-337.

114. Viking-1. -"Science", 1976, vol. 193, N 4255, p. 723-724.

115. Viking (II): water, ice and argon-three puzzles resolved.— "Science", 1976, vol. 194, N 4268, p. 924-926.

116. Visual passage to Mars.-"Optical Spectra", 1976, vol. 10, N 9, p. 45-49.