Лабораторное моделирование условий, имитирующих существующие внутри Марса[8][9].
Наиболее эффективный метод — сейсмологические исследования[10]. Прогресс в этой области связан с американской миссией InSight[11]. Так, регистрация марсотрясений с помощью сейсмометра SEIS позволила уточнить размеры мантии и ядра Марса[12]. Самое сильное марсотрясение (событие S1222a) имело магнитуду 4,7[13]
Внутреннее строение и состав Марса: структура слоёв, изменение параметров (температуры, давления, плотности) с глубиной[14].
Средняя плотность Марса составляет 3933 кг/м3[3][15], что говорит о том, что он является планетой земного типа и состоит из каменистых пород (их плотность — порядка 3000 кг/м3) с примесью железа. Однако точное соотношение Fe/Si не установлено; даются оценки от 1,2[16] до 1,78[17] (для хондритов свойственно значение 1,71[1][2]). Оно ниже, чем для Земли, из-за чего меньше и общая плотность[10].
Значение безразмерного момента инерции составляет 0,366[15], уточнённое — 0,3645[4], что отличается в меньшую сторону от величины 0,4, характеризующей однородный шар, то есть это свидетельствует о наличии более плотной области в центре — ядра. Однако это больше соответствующего значения для Земли — 0,3315 — то есть повышенная концентрация массы в области центра не столь сильна[10].
Топография высот, гравитационное поле и толщина коры различных областей поверхности Марса.
Согласно современным моделям внутреннего строения Марса, он состоит из следующих слоёв:
Кора толщиной в среднем 50 км (максимальная оценка — не более 125 км)[9] и составляющая по объёму до 4,4 % всего Марса. Для строения коры свойственна дихотомия между андезитовой северной и базальтовой южной частью, не полностью совпадающая, однако, с глобальной геологической дихотомией полушарий. Более тонкая кора — под ударными бассейнами и вдоль долин Маринера, а крупные вулканические области (Фарсида, Элизий) характеризуются более толстой корой за счёт продуктов вулканической активности[18].
Некоторые теории не исключают, что кора состоит из непористых базальтовых пород и имеет толщину порядка 100 км и даже более[19], однако в совокупности геофизические и геохимические свидетельства всё же говорят скорее в пользу слоистой тонкой коры с небазальтовыми и/или пористыми материалами в составе[14].
На отдельных участках была зафиксирована остаточная намагниченность верхних слоёв, на порядок более сильная, чем магнитные аномалии на Земле. Наиболее ярко выраженные аномалии находятся в Киммерийской земле[en] и земле Сирен[en] в южных нойских областях по обе стороны от меридиана 180° западной долготы. Они представляют собой параллельные полосы чередующейся полярности, напоминающие полосовые магнитные аномалии на Земле, образующиеся при спрединге[21]. Это говорит о том, что в древний период времени, которому соответствует эта поверхность, на Марсе, возможно, также имела место тектоника плит и магнитное поле, сформированное по механизму магнитогидродинамического динамо[7][20]. Однако имеются и точечные источники поля, формирующие более сложное распределение. Интенсивность данного эффекта свидетельствует о вероятном наличии в коре магнетита, ильменита, гематита, пирротина и других богатых железом магнитных минералов. Формирование некоторых из них, в частности, предполагает реакции окисления, а более кислая, чем в мантии, среда означает присутствие на поверхности воды[14].
Мантия, в которой выделяют верхнюю, среднюю и (возможно) нижнюю часть. Из-за меньшей силы гравитации на Марсе диапазон давлений в мантии Марса гораздо меньше, чем на Земле, а значит, в ней меньше фазовых переходов. Верхняя мантия толщиной 700—800 км[12] состоит из оливина, пироксенов (ортопироксена, а ниже клинопироксена) и граната при давлении до 9 ГПа. Фазовый переход оливина в шпинелевую модификацию (сперва γ-, а затем, при 13,5 ГПа — β-фазу) начинается при давлениях свыше 9 ГПа на довольно больших глубинах — около 1000 км, тогда как для Земли это 400 км, также из-за разницы интенсивности гравитации. После 13,5 ГПа γ-шпинель сосуществует с β-фазой, клинопироксеном и меджоритом[en] При давлениях выше 17 ГПа начинают преобладать γ-шпинель и меджорит. Существование нижней мантии, как и диапазон давлений, необходимых для стабильности перовскита и ферропериклаза[en], составляющих вместе с меджоритом нижнюю мантию, точно не установлены и зависят от состояния мантии и положения границы с ядром[en][16][17][18][14][22]. Последний параметр, как и толщина коры, определяет плотность мантии; она должна быть в среднем ниже, чем для Земли, исходя из величины момента инерции, и оценивается в 3450-3550 кг/м³[10]. Характер рельефа и другие признаки позволяют предположить наличие астеносферы, состоящей из зон частично расплавленного вещества[23].
Ядро радиусом порядка половины радиуса всего Марса — по разным оценкам, от 1480[9] до 1840 км[4][17]; уточнённое значение по результатам работы сейсмометра SEIS — от 1810 до 1860 км[12]. Средняя плотность ядра Марса составляет от 5,7 до 6,3 г/см³[24]. Плотность в центре планеты достигает 6700 кг/м³[16]. Ядро, скорее всего, находится в жидком состоянии (по крайней мере частично[4]) и состоит в основном из железа с примесью 16 % (по другим оценкам — до 20 % и выше[16]) (по массе) серы, а также порядка 7,6 % никеля, причём содержание лёгких элементов вдвое выше, чем в ядре Земли. Чем больше серы, тем больше вероятность того, что ядро полностью жидкое[17]. Содержание водорода, точно не известное, определяет отношение Fe/Si: чем оно выше, тем больше это соотношение, а также железистое число мантии Fe# — из-за роста радиуса ядра[22].
Образование Марса, как и других планет Солнечной системы, началось с конденсации крошечных твёрдых частиц (пыли) из охлаждающегося газа примерно того же состава, что и Солнце; затем эти сгустки пыли слипались в планетезимали диаметром 1-1000 км, которые затем росли и становились протопланетами. Согласно оценкам, этот процесс для Марса мог завершиться за несколько миллионов лет — гораздо меньшее время, чем для других внутренних планет[25][26]. Судя по всему, примерно в это же время произошло отделение металлического ядра от силикатной мантии. Это было возможно благодаря тому, что они находились в расплавленном состоянии («океан магмы»), а нагрев осуществлялся за счёт кинетической энергии соударяющихся с поверхностью планетеземали при аккреции частиц, а также, возможно, распада короткоживущих радиоактивных источников, таких как 26Al внутри неё. Однако согласно другим теориям, эти параллельные процессы (аккреции и дифференциации ядра) могли идти до 60 млн лет, либо же завершиться быстро, но сопровождаться неким более поздним импактным событием, повлекшим нагрев и расплавление уже остывшей мантии. В пользу этого говорит избыточное (по сравнению с ожидаемым при равновесном фракционировании между силикатной и металлической фазами) содержание сидерофильных элементов, причём эта нестыковка свойственна также и для Земли[27]. Для разрешения данной проблемы и предложена, в частности, гипотеза поздней добавки метеоритного материала (Primitive mantle)[28], которая, однако, должна была быть осуществлена до отвердевания океана магмы[29][30]. Механизм последнего понят ещё не до конца. Быстрая кристаллизация слоёв с разной плотностью привела, судя по всему, к наблюдаемым неоднородностям внутреннего строения, которые можно отследить по составу метеоритов[31]. Однако этот сценарий предполагает отсутствие вулканической деятельности и конвективного перемешивания вещества, что противоречит наблюдаемым свидетельствам локальных[32] расплавлений мантии и коры и активного вулканизма, как раннего, так и позднего. Одним из важных факторов неопределённости является содержание воды в недрах планеты как на этом этапе, так и в настоящее время; и вообще неизвестно, какой геологический период отражает содержание H2O в шерготтитах, поскольку точно не установлен их возраст[33]. Известно, однако, что в процессе аккреции в составе Марса аккумулировалось больше летучих материалов[en], чем в Земле, в частности, порядка 100 ppm воды, хотя точное значение неизвестно, и приводятся оценки от нескольких миллионных долей до 200 ppm. Затем они постепенно удалились из мантии; так, удалилось порядка 40 % содержавшейся там воды, причём порядка 10 % из этого объёма перешло в кору. При этом даже столь малая доля как 10 % от 100 ppm в коре эквивалентна слою воды, покрывающему поверхность Марса, толщиной 14 м[34].
Велика вероятность того, что в ранний период на Марсе имела место тектоника плит, обеспечивавшая, в частности, конвективные потоки в ядре, необходимые для генерации магнитного поля. Возможно, однако, и что конвекция была чисто тепловой и происходила в полностью жидком ядре за счёт постепенного охлаждения мантии[26].
↑ 12W. M. Folkner, C. F. Yoder, D. N. Yuan, E. M. Standish, R. A. Preston. Interior Structure and Seasonal Mass Redistribution of Mars from Radio Tracking of Mars Pathfinder : [англ.] // Science. — 1997. — Т. 278, вып. 5344 (5 December). — С. 1749—1752. — doi:10.1126/science.278.5344.1749.
↑ 1234C. F. Yoder, A. S. Konopliv, D. N. Yuan, E. M. Standish, W. M. Folkner. Fluid Core Size of Mars from Detection of the Solar Tide : [англ.] // Science. — 2003. — Т. 300, вып. 5617 (11 April). — С. 299—303. — doi:10.1126/science.1079645.
↑ 12Alex S. Konopliv, Sami W. Asmar, William M. Folkner, Özgür Karatekin, Daniel C.Nunes, Suzanne E. Smrekar, Charles F. Yoder, Maria T. Zuber. Mars high resolution gravity fields from MRO, Mars seasonal gravity, and other dynamical parameters : [англ.] // Icarus. — 2011. — Т. 211, вып. 1 (January). — С. 401—428. — doi:10.1016/j.icarus.2010.10.004.
↑David E. Smith, William L. Sjogren, G. Leonard Tyler, Georges Balmino, Frank G. Lemoine, Alex S. Konopliv. The Gravity Field of Mars: Results from Mars Global Surveyor : [англ.] // Science. — 1999. — Т. 286, вып. 5437 (1 October). — С. 94—97. — doi:10.1126/science.286.5437.94.
↑ 12M. H. Acuña, J. E. P. Connerney, N. F. , Ness, R. P. Lin, D. Mitchell, C. W. Carlson, J. McFadden, K. A. Anderson, H. Rème, C. Mazelle, D. Vignes, P. Wasilewski, P. Cloutier. Global Distribution of Crustal Magnetization Discovered by the Mars Global Surveyor MAG/ER Experiment : [англ.] // Science. — 1999. — Т. 284, вып. 5415 (30 April). — С. 790—793. — doi:10.1126/science.284.5415.790.
↑Bertka, C. M., and Y. Fei. Mineralogy of the Martian interior up to core-mantle boundary pressures : [англ.] // J. Geophys. Res. — 1997. — Т. 102, вып. B3 (10 March). — С. 5251—5264. — doi:10.1029/96JB03270.
↑ 12Williams, David R.Mars Fact Sheet (неопр.). National Space Science Data Center. NASA (1 сентября 2004). Дата обращения: 20 августа 2017. Архивировано 12 июня 2010 года.
↑ 1234Khan, A., and J. A. D. Connolly. Constraining the composition and thermal state of Mars from inversion of geophysical data : [англ.] // J. Geophys. Res. — 2008. — Т. 113, вып. E7 (July). — С. E07003. — doi:10.1029/2007JE002996.
↑ 1234A. Rivoldini, T. Van Hoolst, O. Verhoeven, A. Mocquet, V. Dehant. Geodesy constraints on the interior structure and composition of Mars : [англ.] // Icarus. — 2011. — Т. 213, вып. 2 (June). — С. 451—472. — doi:10.1016/j.icarus.2011.03.024.
↑ 12Baratoux, D., H. Samuel, C. Michaut, M. J. Toplis, M. Monnereau, M. Wieczorek, R. Garcia, and K. Kurita. Petrological constraints on the density of the Martian crust : [англ.] // J. Geophys. Res. Planets. — 2014. — Т. 119, вып. 7 (July). — С. 1707—1727. — doi:10.1002/2014JE004642.
↑ 12J. E. P. Connerney, M. H. Acuña, P. J. Wasilewski, N. F. Ness, H. Rème, C. Mazelle, D. Vignes, R. P. Lin, D. L. Mitchell, P. A. Cloutier. Magnetic lineations in the ancient crust of Mars : [англ.] // Science. — 1999. — Т. 84, вып. 5415. — С. 794—798. — doi:10.1126/science.284.5415.794.
↑ 12Т. В. Гудкова, В. Н. Жарков.Модели внутреннего строения Марса (неопр.) (Доклад). Конференция Сагитовские чтения – 2010. «Солнечная система и Земля: происхождение, строение и динамика». Государственный Астрономический институт им. П.К. Штернберга (2010). Дата обращения: 12 сентября 2017. Архивировано 12 сентября 2017 года.
↑N. Dauphas & A. Pourmand. Hf–W–Th evidence for rapid growth of Mars and its status as a planetary embryo : [англ.] // Nature. — 2011. — Т. 473 (26 May). — С. 489—492. — doi:10.1038/nature10077.
↑ 12Stevenson, David J. Mars' core and magnetism : [англ.] // Nature. — 2001. — Т. 412, вып. 6843 (12 July). — С. 214—219. — doi:10.1038/35084155.
↑Richard J.Walker. Highly siderophile elements in the Earth, Moon and Mars: Update and implications for planetary accretion and differentiation : [англ.] // Chemie der Erde - Geochemistry. — 2009. — Т. 69, вып. 2. — С. 101—125. — doi:10.1016/j.chemer.2008.10.001.
↑Brandon A.D., Puchtel I.S., Walker R.J., Day J.M.D., Irving A.J., Taylor L.A. Evolution of the Martian mantle inferred from 187Re-187Os isotope and highly siderophile element abundance systematics of shergottite meteorites : [англ.] // Geochim Cosmochim Acta. — 2012. — Т. 76 (1 January). — С. 206—235. — doi:10.1016/j.gca.2011.09.047.
↑Borg, Lars E.; Brennecka, Gregory A.; Symes, Steven J.K. Accretion timescale and impact history of Mars deduced from the isotopic systematics of martian meteorites : [англ.] // Geochimica et Cosmochimica Acta. — 2016. — Т. 175 (February). — С. 150—167. — ISSN0016-7037. — doi:10.1016/j.gca.2015.12.002.
↑5-15 % по объёму в приповерхностном слое глубиной 80-150 км и до 20 % в более глубоком — 100—200 км
↑Grott M. et al. Long-term evolution of the Martian crust-mantle system : [англ.] // Space Science Reviews. — 2013. — Т. 174, вып. 1-4 (January). — С. 49—111. — doi:10.1007/s11214-012-9948-3.
↑Morschhauser A, Grott M, Breuer D. Crustal recycling, mantle dehydration, and the thermal evolution of Mars : [англ.] // Icarus. — 2011. — Т. 212, вып. 2 (April). — С. 541—558. — doi:10.1016/j.icarus.2010.12.028.
